CC BY
33
2004 ВЕСТНИК САНКТ-ПЕТЕРБУРГСКОГО УНИВЕРСИТЕТА. Сер. 7. Вып. 2
КРАТКИЕ НАУЧНЫЕ СООБЩЕНИЯ
УДК 551.72+ 551.21 (470.22)
Е. В. Кузьмина
ХАРАКТЕР РАСПРЕДЕЛЕНИЯ
И ОСОБЕННОСТИ СОСТАВА ФЛЮИДНЫХ ВКЛЮЧЕНИЙ
В МИНЕРАЛАХ ТЕРВУСКОЙ ИНТРУЗИИ
КАК КРИТЕРИЙ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПРЕОБРАЗОВАНИЙ1
Метаморфические процессы имеют определенную длительность в геологической истории, тогда как явления магматизма обычно кратковременны и интрузивные породы образуются в конкретный момент. Как правило, в орогенном комплексе бывают до-, син- и постметаморфические интрузии. По их датировке можно определить временные рамки непосредственно процесса метаморфизма. Крайне важно найти постметаморфическую интрузию, наиболее близкую по возрасту к последним метаморфическим событиям региона, потому что именно она может служить верхним возрастным репером метаморфического процесса. Но поздние метаморфические события, как правило, бывают слабо выражены на минеральном уровне, в связи с чем возникает проблема диагностики метаморфизма в интрузивных породах. Не составляют исключения и рассматриваемые в данной статье породы Тервуской интрузии, которая расположена в высокотемпературной области зонально-метаморфизованного комплекса Приладожья (юго-восток Балтийского щита).
В настоящее время существуют разные мнения о термодинамических условиях заключительных этапов становления Тервуской интрузии. Большинство исследователей [1-6] относят ее к постметаморфическим образованиям. По другим представлениям [7-9], плутоническая деятельность в Приладожье, проходившая в возрастном интервале 1,89-1,85 млрд лет, протекала параллельно с метаморфическими преобразованиями, и практически все интрузивные породы района, включая граниты Тервуского массива, в той или иной степени метаморфизованы. Подобное противоречие можно объяснить тем, что имеющихся данных оказалось недостаточно для однозначного решения вопроса о влиянии метаморфизма на интрузию, хотя в работах вышеуказанных авторов всесторонне рассмотрены геология и возраст массива, особенности химического состава пород и породообразующих минералов, состав минералообразующих сред.
Настоящая работа посвящена выявлению критериев метаморфизма для Тервуской интрузии на основании изучения флюидных включений в лейкократовых минералах (в кварце и плагиоклазе).
Тервуский массив расположен на одноименном полуострове в северо-западном Приладожье (рис. 1, А). Он сложен розовыми лейкократовыми двуполевошпатовыми гранитами с редкими жилами аплитов и пегматитов, занимает площадь около 50 км2 и обнажается в виде ромбовидного тела, вытянутого в северо-восточном направлении. Вмещают массив породы ладожской серии, метаморф изованн ые в условиях гранулитовой фации низких давлений. U-Pb-возраст Тервуских гранитов оценивается в 1860 + 2,6 млн лет [10]. На юго-востоке Тервуский массив прорывает более древний (1878 + 3,3млн лет, по [8]) Лауватсарский массив диоритов. В эндоконтактовой части Тервуского массива присутствует зона эруптивной брекчии, а в экзоконтактовой развиты инъекционные мигматиты и зоны микроклинизации вмещающих пород.
Макроскопически граниты Тервуского массива имеют типичный облик. Это среднезернистые, массивные, слабогнейсовидные породы, обычно порфировидные, с овальными выделениями белого или розового калиевого полевого шпата. Микроскопически в гранитах определяются: калиевый полевой шпат (45-60%), плагиоклаз (10-30%), кварц (25-30%), биотит (3-10%), мусковит (0,5-1%), апатит, циркон. Для гранитов свойственны замещения биотита, полевых шпатов мусковитом и хлорит-серицит-цоизит-карбонатной ассоциацией [4]. По химическому составу граниты относятся к породам нормальной щелочности с преобладанием КгО над №гО и с несколько повышенной глиноземистостью [6, 7]. Тектонические преобразования пород Тервуского массива выражаются в развитии северо-восточных субвертикальных зон бластомилонитизации. Процессы катаклаза и милонитизации проявле-
1 Работа выполнена при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (проекты № 02-05-65343,02-05-64803, 03-05-0648мас), Программы «Ведущие научные школы» (проекг№ НШ-615.2003.05).
© Е. В. Кузьмина, 2004
А
Б
Рис. 1. Геологическая схема северо-западного Приладожья (А) и Тервуского массива (по (6]) (5).
А: 1 - выступ архейского фундамента, 2 - нижнепротерозойский вулканогенно-осадочный покров областей низкого и среднего метаморфизма, 3 - нижнепротерозойские породы гранулитовой области метаморфизма, 4 - массивы рапакиви, 5 - рифейский платформенный чехол, 6 - надвиг, 7 - участок исследования; Б: 1 - гнейсы ладожской серии; 2 - лау-ватсарские диориты, 3 - тервуские граниты, 4 - элементы залегания пород; 5 - точки отбора образцов (Б-99-1 - Б-99-13); б - граница массива.
ны повсеместно, особенно резко в краевых частях массива [5, 8]. Внугреннее строение Гервуского массива, детально описанное Г. М. Саранчиной [5], характеризуется отчетливо выраженной трахшоидносгью гранитов, проявленной в пределах всего интрузивного тела, которая обусловлена субпар аллельным расположением удлиненных кристаллов микроклина Трахитоидность имеет ориентировку северо-восточного направления (60-70°), выдержанную на плошали всего массива. Первичной структурой гранитов является гипидиоморфнозернистая или порфировидная, обычно измененная в связи с наложенными процессами катаклаза и милонитизации, которые с особой интенсивностью проявляются в южной части массива. Зонки милонитизации отчетливо видны на фоне розоватых гранитов в виде темных полосок, мощность которых не превышает нескольких миллиметров, состоящих из раздробленных первичных минералов, кварца, вторичной слюды и хлорита. Перекристаллизация обуславливает образование бластогранит-ных структур; при этом.контуры минералов становятся неправильными, происходит грануляция зерен [5]. Участками наблюдаются следы тектонических дислокаций, выражающихся в образовании кулисообразных жил.
Состав минералообразующих сред в минералах Тервуского массива изучался рядом исследователей [2, 4, 7, 11, 12]. Установлено присутствие в кварце гранитов первичных, первично-вторичных, вторичных включений. Показано, что они бывают газовые, газово-жидкие (с температурами гомогенизации 7VOM от 150 до 500 °С), кри-сталло-флюидные, расплавные (с Тгом 760-830 °С и 900-1150 °С), выявлены включения с солями КС1, NaCl. По включениям СО2 имеются два разных определения давления формирования массива Р = 2.5 кбар [4] и 3,1-4,0 кбар [7].
В данной работе включения предварительно исследовалась при комнатной температуре в пластинках с двусторонней полировкой на микроскопе Orthoplan-Pal. В дальнейшем включения анализировались в установленной на микроскопе Amplival термо-криокамере с диапазоном рабочих температур -180-(+600 °С). В качестве измерительной аппаратуры использовштся цифровой прибор TPM 1. Охладителем в камере являлся жидкий азот; нагревателем совмещенной термокамеры служил специальный высокотемпературный сплав. Всего было изучено 10 флюидных пластинок, отобранные по двум профилям северо-западного и юго-восточного направления (рис. 1,5).
Исследование флюидных включений позволило выделить в пределах массива три группы пород, отличающиеся по степени флюидонасыщенности2 (рис. 2, а). Первая группа пород характеризуется высокой флюидонасыщен-ностью и расположена в северной части массива, на контакте с вмещающими гнейсами ладожской серии; вторая -со средней флюидонасыщенностью - приурочена к северной и центральной частям массива; третья - с низкой флюидонасыщенностыо - прослеживается в восточной и центральной частях. Фазовый состав включений достаточно похож во всех выделенных группах пород (табл. 1).
Наиболее широко в кварце пород первой группы развиты так называемые планарные [13] газово-жидкие, однофазовые, кристаллофлюидные включения с газовым пузырьком. Есть единичные газово-жидкие, размером около Юмкм (рис. 3, в). В плагиоклазе встречаются группы кластерных газово-жидких включений (размером 10-40 мкм). Вторая выделяемая группа содержит в основном планарные включения размером 5-20 мкм с газовым наполнением 10%: газово-жидкие, однофазные и кристаллофлюидные с газовым пузырьком. Также присутствуют кластерные - газово-жидкие и однофазовые включения (рис. 3, а, б). В третьей группе находятся включения размером 10-30 мкм: газово-жидкие, однофазные, иногда кристаллофлюидные с газовым пузырьком, встречающиеся в виде планарных, единичных (рис. 3, а, в, г) и реже кластерных образований.
Методами микротермокриометрии выявлены включения следующих типов (табл. 2): 1) чистые водные (Н20); 2) слабоминерализованные (до 1-3% NaCl-эквивалента) водные (НгО + соль); 3) сильноминерализованные водные (Н2О + соли NaCl, КС1, СаСЬ, MgCb); 4) углекислотные (СО2); 5) смешанные метан-азотные (CH4-N2).
Наиболее широко распространены включения водно-солевого состава, часто встречаются включения с чистой водой (неминерализованные), а иногда с СОг и CH4-N2.
При некотором общем сходстве состава флюидных включений по площади всей интрузии выявляются и особенности их распределения в массиве (см. рис. 3, б): 1) углекислотные включения обнаружены только в северной части; 2) водные, минерализованные солями Са. Mg(Cl) - в северной периферийной части; 3) метан-азотные включения - в северной и центральной: 4) чисто водные - в юго-восточной и северной; 5) водные включения с минерализацией NaCl и КС1 - в центральной и северной; 6) водные включения с низкой минерализацией распределены повсеместно.
Традиционно рассмотрение процессов магматизма и метаморфизма заключалось в изучении реакций минера-лообразования, происходящих вследствие изменения давления и температуры. Флюидная фаза при этом считалась дополнительным продуктом, который выполняет роль катализатора минеральных реакций или влияет только на
2 Степень флюидонасыщенности оценивается следующим образом. Включения подсчитываются в одном квадранте, в который попадают обычно 1-2 зерна кварца размером до 0,5 мм в поперечнике. Высокая степень флюидонасыщенности означает, что при просмотре флюидной пластинки при 10-кратном увеличении объектива в лейкократовых минералах отчетливо видны 10 и более зон включений, а также не менее 10 крупных флюидных включений с легко различимыми фазами внутри них; средняя - 4-8 зон включений, а также не менее 5 крупных флюидных включений с легко различимыми фазами внутри них; низкая - до 4 зон включений, крупные флюидные включения, как правило, отсутствуют.
Образец Группы по Г Г азово-жидкие включения
единичные планарные кластерные
Б-99-1 2 10-20 мкм, вытянутые, изометричные 10-30 мкм, = 0,9
10-20 мкм, #з = 0,1
2-10 мкм, #з = 0,1-0,5
Б-99-2 1 20 мкм < 10 мкм, # = 0,1 10-40 мкм, #3 = 0,05-0,2
10-30 мкм, # = 0,1-0,9
20-40 мкм, #3=0,1-0,2
Б-99-3 1 10-40 мкм, изометричные, #3 = 0.8 < 20 мкм, изометричные, вытянутые, #з = 0,1 -0,3 10-30 мкм, #3 = 0,2-0,9
10-20 мкм и менее, #3 = 0.1-0.2
10-20 мкм, изометричные. #3=0,1 2-20 мкм, вытянутые, изометричные, #з = 0,1-0,9
10 мкм, #3 = 0.1
30 мкм, #3 = 0.1-0,2
Б-99-4 1 10-20 мкм и менее, #3 = 0,1
5-20 мкм, #з = 0,1
10-15 мкм, #з = 0,75
10-40 мкм, изометричные, #3 = 0,9
Б-99-5 1 70 мкм, #, = 0,1 10-30 мкм, изометричные 5-10 мкм, #3 = 0,2-0,4
10 мкм и менее, #з = 0.5-0,75
5-30 мкм, вытянутые, #3 = 0,1-0,5
Б-99-6 2 30 мкм, #3 = 0,1-0,2 5-40 мкм, вытянутые, #3 = 0,05
5-15 мкм, #з = 0,1-0,5
Б-99-10 2 10-40 мкм, вытянутые, #3 = 0,2-0,5 10-15 мкм, #з = 0,75 округло-овальные 5-10 мкм, #з = 0,1 вытянутые, изометричные
5 мкм и менее
Б-99-11 3 10-20 мкм, #з = 0,1 10-20 мкм, #3 = 0,1
Б-99-12 3 10-40 мкм, изометричные, #3 = 0,2-0,5 10-40 мкм, #3 = 0.2-0.5
5-15 мкм, изометричные, #3 = 0,1
30 мкм
Б-99-13 3 10 мкм, #, = 0,1 10 мкм и менее, #з = 0,1-0,5 10-15 мкм, #з = 0,2-0,4
Примечание. Г- флюидонасыщенность (см. текст); К3 - коэффициент заполнения: отношение объёма газового пузырька к объему всего включения.
в минералах тервуских гранитов
Однофазные включения Кристалло-флюидные включения с газовой фазой
единичные планарные * кластерные планарные
10-30 мкм
< 10 мкм < 10 мкм
10-30 мкм 10-30 мкм, вытянутые, изометричные
< 20 мкм 10-20 мкм, вытянутые
5-20 мкм, вытянутые, изометричные
10 мкм
5-20 мкм и менее 5 мкм и менее
10 мкм - отрицательные кристаллы
5-30 мкм, изометричные 20-30 мкм, изометричные
10 мкм и менее
5-15 мкм, вытянутые 10-15 мкм, вытянутые
5-10 мкм
10-30 мкм, изометричные до 10 мкм 5 мкм
10—40 мкм, вытянутые -
10-20 мкм 5-10 мкм
5-15 мкм, изометричные 10-30 мкм, изометричные
10—30 мкм
30 мкм
10 мкм и менее
а
Рис. 2. Характер флюидонасыщенности массива (а) и распределения включений разного состава в нем (б).
а\ 1-3 - участок массива с высокой, средней и низкой флюидонасы-щенностью соответственно, 4 - граница участков с различной флюидона-сышенностью; о: 1 - ССЬ, СаСЬ, М§СЬ, 2 - сильноминерализо-
ванные водные включения (ЫаС1, К.С1 > 3% ^аС1-эквивалента)), 3 - НгО. 4 - слабоминерализованные водные включения (КаС1, КС1 < 3%).
Образец Типы включений Ть, °С Гпл, °С
Б-99-1 - Б-99-6, Б-99-10 - Б-99-13 Н20; Н20+ЫаС1, КС1 105/400(151) -1!/—25,5 (11)
Б-99-6 НгО-Са, М§(С1) -19,6/-12,7 (5) -49/-50 (2)
Б-99-4 со2 —3,9/—5,9 (7)
Б-99-3, Б-99-11
Примечание. 71- температура полной гомогенизации включения: ТпЛ - температура плавления льда; в скобках указано количество наблюдений.
Рис. 3. Типы флюидных включений в кварцах пород.
а - планарные газово-жидкие и кристаллофлюидные с газовой фазой включения; о - кластерные и планарные газово-жидкие включения; в - единичные газово-жидкие включения (7); г - кристаллофлюидное с газовой фазой включение (2).
скорость и температуру кристаллизации расплавов. Однако петрографическими и изотопными исследованиями было показано, что флюидная фаза играет гораздо более активную роль, чем предполагалось раньше [14]. Во-первых, анализ флюидных включений выявил сложный состав флюидов в породах: НгО, Н?0 + соль, С02, СН4, N2 и их смеси [15]. Во-вторых, условия захвата флюидных включений находят свое отражение в их составах и плотностях, что делает принципиально возможным их использование для реконструкции термодинамических и физико-химических условий минералообразования. И, в-третьих, флюидные включения могут в значительной степени подвергаться изменениям после их образования в отношении составов и плотности [16]. Такого рода изменения и представляют для нас первоочередной интерес, так как являются следствием влияния на минерал или породу внешних процессов, как, например, метаморфического воздействия.
По нашему мнению, в гранитах Тервуской интрузии первоначально происходило гомогенное распределение флюидной фазы в момент кристаллизации массива. В пользу этого говорят достаточно монотонный минеральный состав пород по всей площади массива, отсутствие значимых объемов фациальных и фазовых разновидностей гранитов, однородность структурно-текстурных особенностей пород из различных зон массива, что находит свое отражение также в достаточно выдержанном петро- и геохимическом составах образцов гранита из разных частей массива [2].
Как следует из полученных данных, граниты Тервуского массива отличаются по степени флюидонасыщенно-сти. Пока не представляется возможным однозначно определить насколько выявленная вариативность пород по флюидосодержанию отвечает моменту кристаллизации гранитного расплава. Вместе с тем нужно отметить, что в группе пород с высокой и средней флюидонасыщенностью встречаются контрастные по составу включения. Например. в образце Б-99-4 обнаружены включения СО2, Н2О-КС1, Н20-ЫаС1, а в образце Б-99-3 - СНН^Ь, в образце Б-99-6 - \1gCb. СаСЬ (см. рис. 2, а, 5). Такая изменчивость составов флюида говорит о том, что скорее всего валовое содержание флюида в образцах менялось с момента кристаллизации за счет привноса дополнительных летучих фаз. которые и обусловили богатый и пестрый состав флюидных включений в наиболее флюидонасыщенных породах.
Температуры гомогенизации изученных включений углекислоты (см. табл. 2) указывают на высокую плотность последних. Расчет плотностей включений производился по программе НЛЖЮЛ [17] с использованием уравнений состояний для систем Н2О, НгО-№С1, НгО-ЫаО-КСК СОг. На основании топологии изохор этих включений на РУГ-диаграмме можно определить давление, соответствующее давлению флюидной фазы в момент их захвата. Если допустить, что включения СО2 захватывались в момент кристаллизации гранита и принять температуру кристаллизации за 700-800° С, то давление флюидной фазы Р = 8-10 кбар. Эта противоречит термобарометрическим оценкам для вмещающих пород и парагенезисам сосуществующих минералов: вмещающие гнейсы не испытывали метаморфизм при Р > 5-6 кбар [7, 18]. Более вероятно предположение, что эти углекислотные включения образовались после кристаллизации пород из расплава или же, если и относились к магматической сталии, были позднее переуравновешаны. Появление в гранитах вторичного серицит-мусковита и регрануляция некоторых зерен кварца и полевых шпатов связаны с низкотемпературными изменениями, соответствующими Т -500° С [7]. Если допустить, что этот процесс привел к образованию или переуравновешиванию включений СО;, то тогда флюидное давление, рассчитанное на основании приведенных данных, определяется как 3,8-4.6 кбар. Такая оценка ближе соответствует предполагаемой траектории РГ-эволюции приладожского метаморфического комплекса [19].
Иногда удается отличать метаморфогенные флюиды от флюидов собственно магматических [20]. Однако однозначно определить происхождение включений в минералах часто является неосуществимой задачей, поскольку большинство включений вторичны [13]. Как правило, сами включения не несут признаков, указывающих на их природу . В такой ситуации главное значение имеет сравнение составов флюидов в генетически разных типах пород В большинстве случаев флюидные включения в минералах Тервуской интрузии имеют такой же качественный состав, как и у вмещающих пород приладожского метаморфического комплекса [7]. Специфика метаморфо-ггнных флюидов определяется преобладанием групп включений НгО и СО2 с различной плотностью. Сравнение составов флюидных включений минералов Тервуской интрузии и флюида метаморфических пород Приладожья [~] показывает их значительное сходство. В первую очередь сказанное можно отнести к широкому развитию однотипных водных слабоминерализованных включений. Но вместе с тем к специфическим включениям минералов Тервуской интрузии можно отнести присутствие включений, обогащенных солями СаСЬ и \lgCl2, которые не характерны для метаморфических пород. Для таких включений, учитывая их развитие только в изученных гранитах. можно допустить первично магматическое происхождение.
Значения рассчитанных плотностей включений водного и водно-солевого состава отображены на Р-У-Т-диаграмме рис 4. табл. 3). На ней выделяются несколько полей, отражающие разные по плотности и составу группы включений. Отсутствие единого непрерывного тренда для этих групп скорее свидетельствует об их различной природе «апатической и метаморфической).
Таким образом, для пород Тервуской интрузии характерными являются: неодинаковая степень флюидонасы-щ-гнности. сильные вариации в плотности и концентрации солей, однако для них выявляется неоднородность .устава флюида в разных частях массива. Указанные особенности распределения флюида могут быть следствием
Химическая система Плотность, г/см3 Р, кбар (для Т= 400-500 °С) Образец
0,94-0,88 3,6-8,1 Б-99-1
Н20 0,92-0,53 0,4-7,5 Б-99-2
0,93-0,45 0,3-7,9 Б-99-3
0,95-0,78 1,9-9,0 Б-99-5
Н20-№С1 0,94-0,59 0,5-6,3 Б-99-2
Н20-КаС1-КС1 0,95-0,63 0.5-6,1 Б-99-2
0,97-0,98 4,4-7,0 Б-99-4
СО: 0,97-1,03 3,2-4,6 Б-99-4
Рис. 4. Диаграмма температура-давление-плотность для флюидных включений в кварцах тервуских гранитов.
1-3 - /Г-области для водных (1, 2) и углекислотных (3) включений: 1 - слабо-, 2 - сильноминерализованные. Сплошными линиями показаны изохоры для включений Н2О, пунктирными - изохоры для включений ССЬ. Цифры на изохорах соответствуют величине плотности вещества включений (в г/см3).
тесераспределения флюидной фазы внутри Тервуской интрузии под влиянием посткристаллизационных тектонических и термальных процессов.
Автор благодарит за существенную помощь в работе Ш. К. Балтыбаева и В. В. Иваникова за ценные замечала
Sammary
Kouvnina Е. V. Allocation and compositions of fluid inclusions in the minerals of the Tervu intrusion as a criterion of TTtfra-norphie transformation.
The Tervi intrasion is shown to be characterized with non-uniform fluid content, wide variation in density and concen-геио of salts, heterogeneity in fluid composition in different parts of the massof. The above features are supposed to have rt^i-Iied from metemorphic alteration of the intrusion.
Литература
1. Великославинский Д. С. Происхождение порфировидных микроклиновых гранитов Северного Приладожья и .члрсльского перешейка // Зап. Всерос. минерал, об-ва. 1999. №3.2. Глебовицкий В. А., Саморукова Л. М., Седо-tc И С. Флюидные компоненты в минералах Тервуского гранитного массива (СЗ Приладожье) // Зап. Всерос. «гаерал. об-ва. 1997. № 3. 3. Лобач-Жученко С. Б., Чекулаев В. П., Байкова В. С. Эпохи и типы гранитообразова-эа в докембрии Балтийского щита. JI, 1974. 4. Саморукова Л. М. Условия формирования интрузивных гранитои-дэб в метаморфических поясах раннего докембрия: Автореф. канд. дис. Л., 1986. 5. Саранчина Г. М, Гранитоид-иый магматизм, метаморфизм и метасоматоз докембрия. Л., 1972. 6. Григорьева Л. В., Иваников В. В., Шинка-Н. Ф. Геодинамическая модель развития складчатых о!бластей Балтийского щита // Вестн. Ленингр. ун-та. Сер 7: Геология, география. 1990. Вып. 1 (№ 7). 7. Балтыбаев Ш. К. Глебовицкий В. А., Козырева И. В. и др. Геология и петрология свекофеннид Приладожья. СПб., 2000. 8. Глебовицкий В. А., Балтыбаев Ш. К., Левчен-iгее Л. К. и др. Главная стадия плутоно-метаморфической активности в Приладожье: результаты определения изотопного возраста // Докл. АН. 2001. Т. 377, № 3. 9. Шульдинер В. И.. Козырева И. В.. Балтыбаев Ш. К. и др. Плу-тоно-метаморфическая эволюция Западного Приладожья (новая модель) // Региональная геология и металлогения. 1995. Л° 4. 10. Балтыбаев Ш. К., Левченков О. А.. Бережная Н. Г. Время и длительность свекофеннской плутоно-метаморфической активности на юго-востоке Балтийского щита (Приладожье) // Петрология. 2004. № 4. 11. Вап-ник Е. А. Динамика развития гранитоидов ладожского комплекса по результатам исследования включения СОз // Зап. Всерос. минерал, об-ва. 1988. № 2. 12. Котов А. Б., Саморукова Л. М. Эволюция гранитообразования в текто-но-магматических циклах раннего докембрия (по данным структурно-петрологических и термобарогеохимических исследований). Л., 1990. 13. Реддер Э. Флюидные включения в минералах / Пер. с англ. Д. Н. Хитарова; Под ред. Л. С. Бородина. М., 1987. 14. Greenwood Н, J. Buffering of pore fluids by metamorphic reactions // Amer. J. Sci. 1975. Vol. 275. 15. Hollister L S., Craford M. L. Short course in fluid inclusion: Applications to petrology // Mineralogical of Canada Short Course Handbook. 1981. Vol. 6. 16. Walther J. V., Wood B. J. Rates and mechanism in prograde metamorphism // Contrib. Mineral. Petrol. 1984. Vol. 88. 17. Brown P. E. FLDSCOR: A fluid inclusion data reduction and exploration program // Second Biennial Pan-American Conf. on Research on Fluid Inclusions. Prog, with Abstr. 1989. N 14.
18. Ногайцев Ю. В. Петрология метаморфических пород ладожского и беломорского комплексов. Л., 1974.
19. Шульдинер В. И., Балтыбаев Ш. К, Козырева И. В. Эволюция условий метаморфизма гранатсодержащих гранулитов Западного Приладожья // Петрология. 1997. Т. 5, № 3. 20. Уолтер Дж.. Вуд Б. Взаимодействие флю-ид-порода при метаморфизме / Пер. с англ. М. А. Богомолова, А. Д. Кузнецова; Под ред. А. А. Маракушева. М., 1989.
Статья поступила в редакцию 10 декабря 2003 г.
