CC BY
85
ГЕОЛОГИЯ
УДК 551.14(470.1/.6)
В. А. Глебовицкий, Л. П. Никитина, М. Ю. Корешкова
ТЕРМАЛЬНОЕ СОСТОЯНИЕ ВЕРХНЕЙ МАНТИИ И НИЖНЕЙ КОРЫ БАЛТИЙСКОГО ЩИТА И СЕВЕРО-ЗАПАДА РУССКОЙ ПЛАТФОРМЫ (по данным термобарометрии глубинных ксенолитов)1
Введение. Изучение термальных режимов в континентальной верхней мантии и нижней коре, соотношения этих режимов между собой и с термальными режимами коровых образований, обнажающихся на земной поверхности в пределах докембрийских структур, может внести существенный вклад в решение проблемы образования и эволюции континентальной литосферы.
Вопрос о соотношении термальных режимов в верхней мантии и нижней коре не новый и обсуждается в литературе уже 20-25 лет [1-7]. Однако не всегда выводы авторов о соотношении термальных режимов в верхней мантии и нижней коре для одного и того же региона совпадают между собой. Это, по нашему мнению, является результатом неопределенности критериев разделения комплексов глубинных ксенолитов на верхнемантийные и нижнекоровые и оценки Р-Г-параметров равновесия ксенолитов мантийных перидотитов и нижнекоровых гранулитов с помощью различных термобарометрических инструментов. В то же время хорошо известно, что различные геологические термометры й барометры не всегда согласованы между собой. Кроме того, для шпинелевых лерцолитов, эклогитов, без-гранатовых пироксенитов надежных геобарометров не имеется, и равновесное давление для них оценивается приближенно. Это вносит неопределенность в выводы авторов о различии (или сходстве) термальных режимов верхней мантии и нижней коры и пространственной неоднородности в термальном состоянии и мантии, и нижней коры.
Настоящая работа посвящена исследованию термальных режимов в верхней мантии и нижней коре Балтийского щита и северо-запада Русской платформы. Для оценки термальных режимов на основе Г-параметров образования глубинных ксенолитов определение этих параметров во всех образцах проводилось с помощью одного и того же термобарометрического инструмента. Это позволило избежать ошибок, связанных с несогласованностью различных инструментов между собой, и проводить корректное сравнение термальных режимов в верхней мантии и нижней коре. Было также проведено сопоставление термальных режимов нижнекоровых гранулитов с режимами формирования гранулитов, обнажающихся на земной поверхности, оценка мощности палеолитосферы и глубины залегания палеограницы кора-мантия.
Методы исследования. Оценка термального состояния верхней мантии и нижней коры осуществлялась построением палеогеотерм и расчетом величин вертикальных термических градиентов (ТГ = Т/И (°С/км),/г- глубина (км), И = дР, Р - давление (кбар), д - коэффициент, определяемый плотностью пород), полученных на основе
1 Работа выполнена при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (грант №2-05-64822).
© В. А. Глебовицкий, Л. П. Никитина, М. Ю. Корешкова, 2005
данных о Т-Р-условиях равновесия минеральных ассоциаций в глубинных ксенолитах из кимберлитов и родственных пород. Для решения поставленных задач, с одной стороны* требуется надежный термобарометрический инструмент, а с другой - обоснованное разделение глубинных ксенолитов на верхнемантийную и нижнекоровую серии.
Минеральные ассоциации перидотитов и пироксенитов включают в различных соотношениях оливины, орто-и клинопироксены, фанаты и шпинели. В настоящее время существует большое количество термометров, основанных на различных реакциях между сосуществующими в равновесии минералами этих пород. К ним относятся многочисленные версии двупироксенового и гранат-клинопироксенового термометров, а также гранат-оливиновый, оливин-клинопироксеновый, гранагг-ортопироксеновый и гранатовый термометры. Такое разнообразие термометров создает возможность оценки равновесной температуры как для гранатсодержащих, так и для шпинелевых перидотитов. Возможности же оценки равновесного давления имеются только для пород, содержащих равновесную ассоциацию граната и ортопироксена. На основе барической зависимости растворимости АЬОз в ортопироксене, равновесно сосуществующем с гранатом, было построено несколько версий гранат-ортопироксенового барометра [8—14], однако все они включают температурный член и требуют независимого определения температуры равновесия минеральной ассоциации. Поэтому для установления условий образования мантийных ксенолитов обычно используются так называемые комбинированные термобарометры [15], включающие одну из версий гранат-ортопироксенового барометра и какой-либо термометр. Очевидно, что от выбора такой пары термометра и барометра и погрешностей определения оцениваемых параметров в каждом из них зависит в основном точность и надежность комбинированного термобарометра. На современном уровне термобарометрии вряд ли возможно сделать окончательный выбор в пользу той или иной комбинации. Наиболее часто применяются следующие комбинированные термобарометры:
1) гранат-ортопироксеновый барометр МакГрегора [8] + двупироксеновый сольвусный термометр Линдслея-Диксона в формулировке [15];
2) гранат-ортопироксеновый барометр К. Никеля и Д. Грина [11] + среднее из значений, получаемых с помо^ щью двупироксенового сольвусного термометра [15] и гранат-клинопироксенового термометра [16] при температуре выше 1200 °С и одноименного термометра [17] при температуре ниже 1200 °С;
3) гранат-ортопироксеновый барометр + двупироксеновый термометр [13];
4) гранат-ортопироксеновый барометр [9] + гранат-клинопироксеновый термометр [16];
5) гранат-ортопироксеновый барометр [11] + пироксеновый термометр [18].
Применимость указанных вариантов комбинированных термометров и их надежность в установлении условий кристаллизации мантийных перидотитов подробно обсуждалась в работах [15, 19-23], поэтому здесь они не рассматриваются. Подчеркнем лишь, что результаты расчета температуры и давления, полученные с помощью различных комбинированных термобарометров, в большинстве случаев не согласуются между собой. Так, палеогеотермы для верхней мантии, подстилающей Позднеяньшанский кайнозойский складчатый пояс Юго-Восточного Китая, которые были реконструированы по одним и тем же данным по составу сосуществующих минералов в мантийных ксенолитах, но с использованием разных комбинированных термобарометров, существенно различаются между собой [23]. Расхождение в оценках Р-Г-условий равновесия ксенолитов может быть следствием не только несогласованности между собой разных термобарометрических инструментов, но и результатом неравно-весности граната и/или ортопироксена с другими минералами перидотитов. Поэтому предпочтительно находить температуру и давление для одной гранат-ортопироксеновой ассоциации. Такую возможность дают гранат-ортопироксеновые термобарометры [24-27].
Для установления условий кристаллизации нижнекоровых ксенолитов основных гранулитов обычно используются гранат-клинопироксен-плагиоклаз-кварцевый и гранат-ортопироксен-плагиоклаз-кварцевый барометры [28-35] в сочетании с двупироксеновым или гранат-клинопироксеновым термометрами. Для каждого из термометров известно большое число версий. Насколько согласованы между собой термобарометрические инструменты для мантийных перидотитов и основных гранулитов, сказать трудно. В то же время для корректного сопоставления термальных режимов в мантии и нижней коре согласованность инструментов является необходимым условием. Потому мы пошли по пути использования одного и того же термобарометрического инструмента, пригодного для оценки условий формирования как мантийных перидотитов, так и коровых гранулитов, включая нижнекоровые и поверхностные гранулиты.
Для выбора наиболее приемлемой для целей исследования версии гранат-ортопироксенового термобарометра с помощью каждой из них были определены Р— Г-условия образования перидотитовых включений в алмазах, алмаз- и графитсодержащих перидотитов (рис. 1) с помощью термобарометров Арановича [24] и Авченко-Наумовой [25]. На рис. 1 также приведены оценки параметров равновесия гранат-ортопироксеновых ассоциаций, полученных с помощью комбинированного термобарометра Брея-Колера [13], который используется во многих современных работах, касающихся термальных режимов в мантии. Составы гранатов и ортопироксенов в этих перидотитах заимствованы из работ [36-41].
Рис. 1 показывает, что положение фигуративных точек перидотитовых включений в алмазах и из алмазоносных перидотитов, по версиям Арановича и Авченко-Наумовой, соответствуют полю стабильности алмаза. Однако точка графитсодержащего перидотита по версии Авченко-Наумовой также находится в этой области (53,4 кбар, 1185 °С). Учитывая этот факт и высокие максимальные значения для перидотитов (до 76-80 кбар), мы считаем, что при использовании данной версии значения температуры и давления для гранат-ортопироксеновой ассоциации
400
800
1200
1600
Т9 °С 2000
Рис. ]. Р-Г-условия кристаллизации алмазсодержащих пери-дотитовых ксенолитов и перидотитовых включений в алмазах (а), а также ксенолита перидотита с первичным графитом (б)5 рассчитанные с помощью различных версий гранат-ортопироксенового термобарометра (1-3) и комбинированного термобарометра Брея-Колера (4).
1 - [27]; 2 - [24]; 3 - [25]; 4 - [13]. Состав сосуществующих гранатов и ортопироксенов заимствован из работ [21, 36-38, 40-43]. Линия полиморфного равновесия графит-алмаз - по [44].
слишком завышаются. Фигуративные точки тех же образцов перидотитов, по термобарометру Брея-Колера, находятся в поле стабильности как алмаза (10 точек), так и графита (9 точек). Причем для четырех точек давление близко к нулю, а для двух оно выше 100 кбар. Очевидно, что данный термобарометр в области низких температур (ниже 700 °С) занижает значения давления, а области высоких температур (более 1000 °С) - завышает.
Учитывая все выше сказанное, были определены параметры равновесия минеральных ассоциаций в глубинных ксенолитах и поверхностных гранулитах с помощью версии гранат-ортопироксенового термобарометра, предложенной в [26, 27]. Преимуществом данной версии термобарометра является его пригодность для оценки Р-Т-параметров равновесия ассоциации гранат-ортопироксен практически во всем интервале ее стабильности [700 °С < Т < 1500 °С и (4-5 кбар) < Р < (55-60 кбар)] и для пород ультраосновного, основного и среднего составов.
Процедура градуировки термобарометра и границы применимости термобарометра подробно излагаются в работах [26,27]. Здесь же приведены только основные принципы калибровки и проверки достоверности определения температуры и давления с его помощью.
Градуировка гранат-ортопироксенового термобарометра произведена на основе экспериментальных данных по равновесию гранатов и Al-содержащих ортопироксенов в системах FMAS и CFMAS [10, 45] при 800, 900, 975, 1050, 1150 и 1200 °С и давлении от 5,0 до 30,0 кбар. Активность железа и магния в ортопироксенах рассчитывалась в рамках квазихимической модели для многоподрешеточных низкосимметричных твердых растворов ([26]; cí>Fe-Mg= -3300 ± 500 кал/моль). Смешение Mg-AJ и Fe-AI в ортопироксенах и Mg-Fe в гранатах рассмаггривалось как идеальное.
Термометр основан на реакции обмена Fe и Mg между гранатом и ортопироксеном и зависимости Fe-Mg-распределения между этими минералами от температуры:
Т= {[ln*Fe+ 2,0909 - 3,2707хрсОрх+ l,39(xFe0ps)2+ 0,2xAiOpx- 3, О^«0'*)2- 0,9774^/10,00078W*-- 0,00035*0,°' + 0,0007(хСаСг)2 + О.ООггСсс.*)3 + 0,000807]} - 273.
Барометр основан на зависимости от давления растворимости А1 в структуре ортопироксена, находящегося в равновесии с гранатом:
Р = 0,047’+ [7,8-41,3^^ + ЮЛОсре01”)2] + [-399,5 + Зб.бхр,01" + 385,1 (хР£0рх)2]хА,0рх+ [1408,7 +
+ 518,9хРс0рх- 2161,2(*РеОрх)2](хА,0р*)2 + [-6600,0 + 2500,0хРеОрх+ 11800>0(дгРсорх)2](л:/иОрх)3 +
+ П000>00са1ОрхУ- 8,5хРе0г - 6,5хса0г + 15,5(хСа&)2 ,
где Кк = хРе^/хрД хрс°рх = Ре2+, яд,0* = 1/2(А1,«0рх) ат. ед. на формулу МБЮз; хРсСг = 1/3(Ре2+)&, хСаСг = 1/3(Са)0гат. ед. на формулу М3А1251з012. Погрешность определения температуры и давления равна соответственно 5 и 10%.
«Работоспособность» термобарометра была проверена при сопоставлении расчетных и экспериментальных параметров равновесия фаната и ортопироксена в породах (табл. 1) и искусственной системе М§0-А1203-8Ю2 (экспериментальные данные [8, 30]). Никаких систематических отклонений рассчитанных значений от экспериментальных в интервале 10-40 кбар при температуре от 1000 до 1600 °С не наблюдалось. Среднеквадратичное отклонение расчетных значений давления от экспериментальных в интервале от 0,0 до 40,0 кбар составляет ±2,0 кбар. При давлении выше 40 кбар расчетные значения ниже экспериментальных на 7-9 кбар. Достоверность данного термобарометра подтверждается также положением на Р-Т-диафамме фигуративных точек ксенолитов алмаз- и фафитсодержащих перидотитов в пределах полей стабильности алмаза и фафита соответственно (см. рис. 1). Отметим, что наши оценки Р-Г-условий кристаллизации перидотитовых включений в алмазах удовлетворительно согласуются с полученными А. Гирнисом и соавторами с помощью внутренне согласованных геотермо-барометров для фанатовых гарцбургитов [49, фиг 5, модель I].
При разделении глубинных ксенолитов на верхнемантийные и нижнекоровые в настоящей работе используется только петрофафический состав пород: к нижнекоровым отнесены безоливиновые породы, минеральные ассоциации которых соответствуют фанулитовой и эклогитовой фациям, к верхнемантийным - ультраосновные породы перидотитового и пироксенитового составов. Давление и соответственно глубина образования ксенолитов не применяются в качестве критерия для разделения ксенолитов на верхнемантийные и нижнекоровые, учитывая, что оценка равновесного давления сильно зависит от типа барометра. Все это обеспечивает большую объективность разделения глубинных ксенолитов на верхнемантийные и нижнекоровые.
Изложенные методические подходы обеспечивают корректность сравнения оценок термальных режимов на различных уровнях литосферы и в разнообразных тектонических структурах и делают более обоснованными выводы о соотношении термальных режимов в верхней мантии и нижней коре, времени их становления и латеральной неоднородности литосферы на разных уровнях глубинности.
Таблица 1. Сравнение расчетных и экспериментальных значений температуры и давления для гранатовых перидотитов
Образец Эксперимент Расчет
Т} °С Р, кбар Т, °С Р, кбар
455, 1450 50 1465 49,4
454! 1450 50 1535 53,8
450! 1400 50 1425 50,8
4481 1400 50 1460 53,7
494, 1400 50 1365 49,7
N-72 1300 31 1222 37,7
Ы-102 1300 44 1142 38,3
N-82 1100 38 1060 35,2
N-132 1100 38 1123 40,0
ВК3 1400 60 1470 56,3
Б-184 1200 45 1125 40,6
Примечание. Подстрочные индексы указывают работы, из которых заимствованы анализы минералов и экспериментальные условия: 1 - [46], 2 - [47], 3 - [48], 4 - [49].
Объекты исследования. Это были глубинные ксенолиты из кимберлитов Архангельской (рис. 2; территория' пофебенной части Кольско-Кулойского архейского кратона; [50]) и Южно-Финляндской (южный край позднеархейского Карельского кратона, 3,1-2,6 млрд лет, на фанице со Свекофеннским складчатым поясом, 1,96-1,8 млрд лет; [51, 52]) провинций, а также ксенолиты из щелочно-ультраосновных пород Северо-Западного Беломорья
(Беломорская тектоническая зона). Оценки термальных режимов для гранулитов, обнажающихся на земной поверхности (далее для них будет использоваться термин «поверхностные»), получены по породам кольской серии Кольского крагона, Колвицкого и Порьегубского блоков Лапландского гранулитового пояса и ладожской серии Свекофеннского пояса [53]. Состав сосуществующих гранатов и ортопироксенов в глубинных ксенолитах определен авторами и заимствован из работ [54—60]. Для поверхностных гранулитов использованы данные по составам минералов из [61,62].
★ 1 12
Рис. 2. Схема геологического строения Балтийского щита и места отбора образцов.
1 - Свекофеннская провинция; 2 - Лапландский гранулитовый пояс; 3 - Карельская субпровинция (гранит-зеленокаменная область); 4 - область интенсивной свекофеннской переработки архейской коры; 5 - Беломорская субпровинция; 6-9 - Кольская субпровинция: 6 - гра-нулито-гнейсовый ареал, 7 - фрагменты грауит-зеленокаменной области, 8- архейская гней-со-сланцевая область, 9 - Печенгско-Имандра-Варзугский рифт; 10 - границы между субпровинциями и внутри них; 11 - сдвиг; 12 - места отбора образцов; 1 - гранулиты ладожской серии, 2,3 - кимберлитовые трубки Южно-Финляндской и Архангельской провинций соответственно, 4 - дайки и трубки взрыва северо-западного Беломорья, 5, 6 - гранулиты порьегуб-ской и кольской серий соответственно.
Результаты. Составы сосуществующих гранатов и ортопироксенов в глубинных ксенолитах и поверхностных гранулитах, взятых для термобарометрических расчетов, приведены в табл. 2, результаты определения Г-Р-параметров образования исследованных пород - в табл. 3.
Верхняя мантия. Термальные режимы верхней мантии, подстилающей архейские крато-ны, Кольско-Кулойский и Карельский, оценены на основе ксенолитов гранатовых и гранат-шпинелевых перидотитов из кимберлитов Архангельской [56] и Южно-Финляндской [52, 59] провинций. Как следует из данных рис. 3 и табл. 3, они близки между собой. Мантийные геотермы, имеющие линейный характер, практически совпадают друг с другом (рис. 3), и средние значения термальных градиентов (ТГср, табл. 4) не различаются в пределах погрешности (7,4 ± 0,2 и 7,3 ± 0,1 °С/км соответственно). Такие значения ТГср свойственны верхней мантии под архейскими кратонами в фундаменте Восточно-Сибирской платформы, кратонами Каапваал и Зимбабве в Африке, Дарвар в Индии (табл. 4). Верхнемантийные геотермы под Кольско-Кулойским и Карельским кратонами соответствуют модельным кондуктивным геотермам с поверхностным тепловым потоком 40-45 мВт/м2 [63].
Таблица 2. Составы сосуществующих гранатов и ортопироксенов в глубинных ксенолитах и поверхностных гранулитах, использованных для расчета Р-Г-параметров равновесия
№ образца Ми- не- рал 5Ю2 ТЮ2 АЬОз Сг2Оз Не20з РеО МпО N10 MgO СаО Ыа20 К20 Сумма Ис- точ- ник
Аг4-20 бг 41,20 0,16 21,82 Ве} Кулойс 2,64 ихиема кий кра тийны гон (Ар 8,14 е ксенс хангел 0,55 литы ьская эбл.) 20,77 4,40 96,68 [56]
Орх 57,86 0,10 1,16 0,24 4,56 0,07 35,15 0,16 99,30
Аг4-22 йг 41,43 0,16 21,04 2,81 8,11 0,41 19,22 4,89 98,07 [56]
Орх 57,54 0,05 0,95 0,23 4,90 0,10 35,64 0,20 99,61
К25-4 вг 40,42 0,12 15,50 10,25 6,41 0,40 20,00 6,12 99,22 [56]
Орх 56,98 0,02 0,46 0,51 4,23 0,12 35,49 0,37 99,18
9.2/2 вг 40,61 0,01 Кар 18,40 гльский 6,61 кратон (юго-в 8,29 осточн ая Фи! 1ЛЯНДИЯ) 17,10 7,09 0,01 98,12 [52]
Орх 57,72 0,52 0,22 4,97 0,10 0,09 36,39 0,22 0,04 100,27
Ы-А <3г 41,54 0,54 19,57 4,89 7,06 0,36 21,15 5,04 0,15 100,30 [52]
Орх 58,18 0,12 0,56 0,22 4,74 0,12 0,09 36,23 0,55 0,22 101,03
Ь29, Ог 41,26 0,74 19,43 4,20 8,72 0,41 20;27 4,98 0,14 100,15 [52]
Орх 57,62 0,13 0,56 0,26 5,88 0,15 0,10 35,10 0,60 0,21 0,01 100,62
144 вг 41,25 0,86 18,53 5,57 8,03 0,45 0,10 20,16 5,63 0Д6 0,01 100,75 [59]
Орх 58,01 0,18 0,49 0,25 5,25 0,12 0,09 35,78 0,59 0,13 100,89
2/2 а Ог 40,65 0,01 18,46 6,56 8,26 17,66 7,06 0,02 98,68 [59]
Орх 57,92 0,51 0,21 5,03 0,10 0,09 36,52 0,22 0,04 100,64
9 2/1 вг 41,73 0,03 20,33 4,07 8,63 0,62 0,01 19,11 6,13 0,01 100,67 [59]
Орх 58,34 0,01 0,70 0,24 5,15 0,15 0,06 36,57 0,21 0,02 101,45
14.07/1 вг 40,88 0,02 17,09 8,02 8,28 0,58 0,01 17,66 7,61 100,15 [59]
Орх 58,55 0,03 0,41 0,18 5,27 0,13 0,08 3.6,56 0,31 0,02 101,54
5.8/2 Ог 42,36 0,35 19,67 3,58 7,27 0,32 0,02 21,64 5,10 101,31 [59]
Орх 58,07 0,06 0,74 0,20 5,47 0,13 0,12 35,34 1,11 101,24
14.01/1 а Ог 41,60 0,06 19,86 4,98 6,76 0,01 20,86 5,43 0,02 0,01 99,59 [59]
Орх 58,36 0,02 0,51 0,20 4,51 0,09 0,12 36,43 0,52 0,08 100,84
Ь292 вг 41,23 0,78 19,17 4,47 8,69 0,42 0,01 20,13 5,07 0,14 100,11 [59]
Орх 57,59 0,15 0,57 0,27 5,88 0,14 0,10 35,19 0,60 0,21 0,01 100,71
Ь51 <3г 41,29 0,66 17,55 6,25 7,41 0,47 0,01 20,15 5,48 0,16 99,43 [59]
Орх 57,96 0,14 0,54 0,29 4,92 0,13 0,11 36,01 0,57 0,21 100,88
Ь60 вг 41,30 0,16 18,17 6,16 7,13 0,43 0,01 20,12 5,35 0,12 98,95 [59]
Орх 57,59 0,12 0,58 0,28 5,25 0,13 0,11 35,59 0,20 0,01 99,86
166 вг 41,08 0,81 19,42 3,85 10,12 0,47 0,01 19,40 5,17 0,16 100,49 [59]
Орх 57,77 0,11 0,58 0,24 6,80 0,16 0,10 34,18 0,67 0,21 100,82
157 вг 40,86 0,84 18,71 4,57 10,33 0,48 0,01 19,10 5,19 0,15 100,24 [59]
Орх 57,24 0,16 0,60 0,26 7,15 0,16 0,11 34,32 0,66 0,24 100,90
и Ог 41,67 0,46 19,58 5,00 7,04 0,35 0,01 21,10 5,14 0,15 100,50 [59]
Орх 58,18 0,12 0,56 0,22 4,74 0,12 0,09 36,23 0,55 0,22 101,03
20НН вт 41,16 0,42 16,77 8,85 7,00 0,39 0,01 19,99 6,05 0,14 0,01 100,78 [59]
Орх 58,45 0,14 0,53 0,35 4,56 0,08 0,11 36,50 0,56 0,12 101,40
Нижнекоровые ксенолиты Кулойский кратон (Архангельская обл.)
АРЗ-55 |Ог | 41,61 | 0,01 | 23,0 | 0,50 | 0,00 | 12,64 | 0,74 | 0,00 | 18,06 | 4,23 | 0,00 | 0,00 | 100,82 |[56]
№ образца Ми- не- рал 5Ю2 ТЮ2 А120з Сг20з Ре203 РеО МпО №0 М%0 СаО Ыа20 К20 Сумма Ис- точ- ник
Орх 55,27 0,11 3,67 0,30 0,00 6,10 0,10 0,00 33,68 0,24 0,04 0,00 99,51
Карельский кратон (юго-восточная Финляндия)
ЗОЬ/2, (Зг 37,45 0,04 21,5 0,01 1,86 26,90 2,04 0,00 4,94 5,35 0,00 0,00 100,09 [60]
Орх 51,37 0,00 2,Ю 0,03 0,00 25,32 0,67 0,00 19,99 0,23 0,00 0,02 99,73
30Ь/22 вг 37,45 0,04 21,1 0,01 1,86 26,90 2,04 0,00 4,94 5,35 0,00 0,00 99,64 [60]
Орх 51,53 0,06 1,33 0,01 0,00 25,26 0,60 0,00 20,00 0,20 0,04 0,02 99,05
Беломорская тектоническая зона (северо-западное Беломорье)
436-17 вг 40,37 0,00 22,59 0,00 0,00 20,75 0,00 0,00 13,83 2,20 0,00 0,00 99,70 [57]
Орх 54,30 0,00 3,18 0,00 0,00 14,89 0,00 0,00 27,14 0,17 0,27 0,00 99,95
Мк180і Ог 38,37 0,01 21,4 0,38 0,00 22,85 0,58 0,00 11,01 5,23 0,00 0,00 99,78 Наст. работа
Орх 52,17 0,00 1,49 0,00 0,00 17,30 0,21 0,00 27,14 0,61 0,00 0,00 98,92
Мк180с Сг 38,06 0,04 21,5 0,32 0,00 23,6 0,64 0,00 10,49 5,28 0,00 0,00 99,99 То же
Орх 52,21 0,17 1,66 0,13 0,00 18,30 0,21 0,00 26,81 0,50 0,00 0,00 99,99
Мк108і вт 38,67 0,06 21,95 0,18 0,00 24,91 0,49 0,00 8,86 4,88 0,00 0,00 100,00
Орх 52,87 0,03 0,82 0,00 0,00 19,73 0,12 0,00 26,00 0,24 0,00 0,13 99,94
Мк108с От 38,97 0,05 21,90 0,20 0,00 24,62 0,56 0,00 8,87 4,83 0,00 0,00 100,00
Орх 52,38 0,01 1,12 0,00 0,00 20,38 0,12 0,00 27,52 0,25 0,00 0,06 101,84
Мк108а Сг 38,14 0,09 21,37 0,30 0,00 25,34 1,10 0,00 9,04 4,63 0,00 0,00 100,01 ,■> ,,
Орх 52,26 0,10 1,19 0,23 0,00 20,07 0,31 0,00 25,48 0,36 0,00 0,00 100,00
МкЮІі вт 38,91 0,05 21,91 0,65 0,00 22,92 0,73 0,00 10,07 4,76 0,00 0,00 100,00
Орх 53,67 0,02 0,70 0,00 0,00 17,32 0,12 0,00 27,86 0,27 0,00 0,03 99,99
МкЮЬ а 39,81 о,и 21,62 1,30 0,00 21,90 0,71 0,00 9,65 4,93 0,00 0,00 100,03
Орх 53,67 0,02 0,70 0,00 0,00 17,32 0,12 0,00 27^ 0,27 0,00 0,03 99,99
МкЮЬ вг 38,89 0,13 21,95 0,73 0,00 22,51 0,70 0,00 10,41, 4,68 0,00 0,00 100,00 Г> >5
Орх 53,67 0,02 0,70 0,00 0,00 1732 0,12 0,00 27,86 0,27 0,00 0,03 99,99
МкЮ1с вг 39,13 0,08 21,85 0,84 0,00 22,56 0,72 0,00 10,05 4,78 0,00 0,00 100,01 3, ,5
Орх 52,77 0,05 1,64 0,00 0,00 1733 0,27 0,00 27,75 0,25 0,00 0,03 100,24
Мк208с вг 38,67 0,02 22,07 0,19 0,00 22,63 0,58 0,00 10,71 5,12 0,00 0,00 99,99 ,1
Орх 52,57 0,07 1,77 0,00 0,00 18,09 0,18 0,00 26,92 0,37 0,00 0,00 99,27
Мк208, Стт 38,40 0,07 22,18 0,27 0,00 22,98 0,53 0,00 10,41 5,17 0,00 0,00 100,01
Орх 52,68 1,38 0,00 0,00 17,90 0,00 27,36 0,42 0,00 0,00 100,00
W524-8 вг 38,69 0,07 21,43 0,08 0,00 23,99 0,48 0,00 10,42 4,85 0,00 0,00 100,00
Орх 52,66 0,03 1,87 0,15 0,00 18,50 0,10 0,00 26,73 0,20 0,00 0,01 100,25
27-24Ь вг 39,94 0,02 22,13 0,13 0,00 18,70 0,40 0,00 13,23 4,43 0,00 0,00 98,98
Орх 54,50 0,03 2,12 0,04 0,00 14,12 0,09 0,00 27,46 0,14 0,00 0,00 98,50
Поверхностные гранулиты Кольский кратон, кольская серия
5 вг 38,00 0,13 20,85 0,00 0,30 27,88 1,84 0,00 4,82 6,82 0,00 0,00 100,64 [61]
Орх 48,78 0,25 2,27 0,00 1,20 30,60 0,36 0,00 15,86 0,42 0,04 0,09 99,87
Лапландский гранулитовый пояс
94Ь вг 40,62 0,04 23,42 0,00 0,32 17,53 0,27 0,00 17,57 0,11 0,00 0,00 99,88 Наст.
Орх 50,36 0,11 9,06 0,00 0,34 12,52 0,14 0,00 27,52 0,00 0,00 100,05 работа
№ образца Ми- не- рал ЭЮ, ТЮ2 А120з Сг203 Ре203 РеО МпО N10 MgO СаО Ыа20 К20 Сумма Ис- точ- ник
305п Сгг 4034 0,02 23,68 0,00 0,16 18,04 0,39 0,00 16,83. 0,35 0,00 0,00 99,81 Наст. работа
Орх 49,42 0,11 9,73 0,00 0,62 12,94 0,10 0,00 26,46 0,12. 0,00 0,00 99,50
306-6 40,50 0,03 23,81 0,00 0,32 17,44 0,64 0,00 17,08 0,23 0,00 0,00 100,06 То же
49,00 0,15 10,84 0,00 0,80 13,28 0,25 0,00 24,81 0,00 0,00 0,00 99,13
2588 40,08 0,04 23,98 0,00 0,00 18,75 0,55 0,00 1230 4,31 0,00 0,00 100,01 >, ,»
52,90 0,14 5,65 0,00 0,00 12,70 0,05 0,00 27,00 1,25 0,00 0,00 99,69
19/1 Ог 38,54 0,02 21,85 Свекор 0,04 ЗеННСКк 0,00 1Й пояс, 29,83 ладож 1,05 ская с< 0,00 ^рия 7,35 1,42 0,00 0,00 100,01 [62]
Орх 50,68 0,01 339 0,09 0,00 25,73 0,26 0,00 19,64 0,13 0,00 0,00 99,93
146 <3г 37,78 0,00 21,26 0,00 0,00 31,40 0,88 0,00 6,21 1,32 0,00 0,00 98,85 [62]
Орх 50,06 0,00 1,95 0,00 0,00 25,32 0,50 0,00 18,88 0,00 0,00 0,00 96,7
1654 вг 38,97 0,14 21,90 0,00 0,00 33,14 1,41 0,00 4,46 1,46 0,19 0,03 101,70 [62]
Орх 50,91 0,06 2,82 0,00 0,00 32,52 0,3£ 0,00 12,93 0,11 0,79 0,13 100,66
5600Ь вг 38,97 0,14 21,90 0,00 0,00 31,14 1,11 0,00 6,46 1,14 0,00 0,03 100,89 [62]
Орх 5234 2,48 0,00 0,00 26,55 0,35 0,00 19,60 0,11 0,00 0,02 101,58
5444а Сг 37,85 0,00 22,72 0,00 0,00 30,00 2,86 0,00 4,57 5,41 0,00 0,00 103,4 [62]
Орх 51,87 0,02 0,71 0,00 0,00 27,18 0,76 0,00 15,84 0,68 0,00 0,00 98,06
Примечание. Подстрочные индексы здесь и далее: 1-3 - составы контактирующих зерен фаната и ортопироксена; с - средние составы минералов.
Составы минералов в образцах ЗОЬ/2, 5, 94Ь, 305п, 306-6 и содержание Ре203 определены методом мокрой химии.
Литология: Аг4-20, Аг4-22, К25-4, Ь29, Ь51, Ь60, Ь66, Ь57 - гранатовые перидотиты; 2/2 - гранат-шпинелевый гарцбургит; Ы-А, Ы - фанатовые лерцолиты; Ь44 - фанатовый верлит; 2/2а, 9.2/1, 14.07/1, 5.8/2, 14.01/1 - фа-нат-шггинелевые перидотиты; 20НН - фанатовый гарцбургит; АРЗ-55 - ультрабазит (?); ЗОЬ, тк!01, w524-8 - фа-нат-двупироксеновые фанулиты; 436-17, тк108, тк180, тк208 - фанат-двупироксеновые породы; 27-24Ь ~ дву-пироксеновый эклогит; 5 - эндербит; 94Ь - фанат-си лл им анит-гиперстеновый гнейс; 306-6 - биотит-гиперстен-фанат-силлиманитовый фанулит; 305п - фанат-гиперстен-силлиманит-кварцевый фанулит; 2588 - эклогит; 19/1, 146 - ортопироксен-фанат-биотитовые гнейсы; 1654, 5600Ь, 5444а- фанат ортётшроксен-биотитовые гнейсы.
Таблица 3. Т-Р-условия равновесия гранат-ортопироксеновых ассоциаций в глубинных ксенолитах и значения средних термических градиентов в верхней мантии и нижней коре
№ образца Т, °С Р, кбар ТГср, °С/км № образца Т, °С Я, кбар ТГср, °С/км
Верхнемантийные ксенолиты Кулойский кратон (Архангельская обл.)
АР4-20 910 35,2 7,6 1 АР4-22 965 37,8 7,5
К25-4 1065 443 7,1 I
Карельский кратон (юго-восточная Финляндия)
92/2 840 34,4 7,2 Ы-А 1125 46,0 7,2
Ь29, 1085 43,6 7,3 Ь44 1040 42,5 1,2
9.2/2а 860 35,1 7,4 9.2/1 895 36,0 7,3
14.07/1 885 36,5 7,3 5.8/2 1260 54,0 7,4
14.01/1 1110 45,8 7,1 Ь292 1085 43,6 7,3
Ь51 1060 43,5 7,2 Ь60 1200 48,7 7,3
Ь66 1035 40,7 7,5 Ь57 1055^ 41,1 7,5
№ образца о о Я, кбар ТГср, °С/км № образца 7; оС Я, кбар ТГср, °С/км
Ы 1125 46,2 7,1 20НН 1030 42,5 7,1
Нижнекоровые ксенолиты Кулойский кратон
АРЗ-55
655
14,6
13,4
Карельский кратон (граница со Свекофеннским поясом)
ЗОЬ/2 600 4,1 44,9 30Ь/2а 600 6,4 28,4
Беломорская тектоническая зона (северо-западное Беломорье)
436-17 960 27,2 9,5 МКІ80, 765 17,6 12,8
МК180С 720 14,9 14,7 МК108і 715 16,5 13,1
МК108С 760 17,3 13,3 МК108а 700 14,4 14,3
МК101, 750 20,2 11,3 МКЮЬ 830 23,7 10,6
МКЮІз 790 21,9 10,6 МК101С 905 21,4 12,8
МК208С 810 18,4 13,3 27-4Ь 930 25,0 11,3
\V524-8 715 14,9 14,5
Поверхностные гранулиты Кольский кратон, кольская серия
142* 5 1324* 970 820 860 13.8 10.8 11,4 21,3 23,0 22,9 133а* 113у* 750 805 7.2 9.3 31,6 26,2
Лапландский гранулитовый пояс
306-6 1140 9,5 35,3 I I 305п 1055 9,3 33,4
94Ь 1040 11,0 27,8 1 2588 827 11,0 " 22,1
Свекофеннский пояс, ладожская серия
19/1 655 6,7 29,6 1 146 625 4,6 41,2
1654 795 6,5 37,1 5600в 700 6,8 31,2
5444а 645. 8,8 22,2
Примечание. В образцах, отмеченных звездочкой, содержание катионов Ре и Са в гранате, А1 и Ре в орто-
пироксене охарактеризовано только их мольными долями:
№ образца ХоГ Х^х хАр*
142 0,616 0,250 0,644 0,018
133а 0,567 0,022 0,298 0,042
ИЗу 0,610 0,200 0,481 0,013
1324 0,600 0,187 0,475 0,015
Нижняя кора. Несколько ксенолитов основных гранулитов обнаружены в кимберлитах Пачугского поля Архангельской провинции [64]. Это редкий случай находки нижнекоровых ксенолитов в архейской области. К сожалению, в исследованных ксенолитах отсутствует ассоциация граната и ортопироксена, и поэтому невозможно оценить параметры их равновесия с помощью используемого в настоящей работе термобарометрического инструмента. Однако среди глубинных ксенолитов, изученных [56] и рассматриваемых ими как верхнемантийные, имеется один ксенолит (образец АРЗ-55), в котором гранат и ортопироксен характеризуются высокой железистостью (/тР* = 0,26, /т0рх = 0,09) по сравнению с желези-стостью этих минералов в гранатовых перидотитах (/яг0г= 0,15-0,19,/т<*>х= 0,06-0,07). Температура и давление равновесия гранат-ортопироксеновой ассоциации в этом ксенолите равны 600 °С и 14,6 кбар и соответственно отличаются от параметров равновесия ксенолитов
г, °с
400 600 800 1000 1200 1400 1600
А 1 А 2 О 3 О 4 • 5 ■ 6
Рис. 3. Т-Р-условия равновесия гранат-ортопироксеновых ассоциаций в верхнемантийных и нижнекоровых ксенолитах из кимберлитов и родственных пород, а также в гранулитах, обнажающихся на земной поверхности.
1,2- верхнемантийные ксенолиты из кимберлитов Архангельской и Южно-Финляндской кимберлитовых провинций соответственно; 3, 4 - нижнекоровые ксенолиты основных гранулигов в дайках и трубках взрыва оливиновых мелйли-титов северо-западного Беломорья и из кимберлитов Южно-Финляндской провинции соответственно; 5-7 - гранулиты кольской, порьегубской и ладожской серий соответственно. Линиями показаны папеогеотермы для верхней мантии, под архейскими кратонами: А-А - в фундаменте Восточно-Сибирской платформы, В-В - Каапваальский и Зимбабве, С-С - Западный Дарвар.
гранатовых перидотитов. Нельзя исключать того, что этот ксенолит относится не к верхнемантийной, а к нижнекоровой серии. Значение ТГ, рассчитанное по параметрам его равновесия, равно 13,4 °С/км.
Многочисленные ксенолиты основных гранулитов присутствуют в дайках и трубках взрыва оливиновых мелилититов северо-западного Беломорья (о-в Еловый, Терский берег Белого моря), расположенного вблизи границы Беломорской тектонической зоны с Лапландским гранулитовым поясом. На Р-Г-диаграмме (см. рис. 3) фигуративные точки гранулитовых ксенолитов образуют самостоятельную геотерму. На нее же ложится и точка предполагаемого нижнекорового гранулитового ксенолита из кимберлитов Пачугского поля. Геотерма значительно смещена в область низких давлений и высоких температур относительно верхнемантийной геотермы Кольско-Кулойского и Карельского кратонов и приблизительно соответствует модельной кондуктивной геотерме с поверхностным тепловым потоком 50-55 мВт/м2. В нижней коре наблюдается значительное увеличение ТГ по сравнению с ТГ для верхней мантии (около 7,3 °С/км), и его значения изменяются от 10,6 до 14,7 °С/км с уменьшением глубины.
Таким образом, термальные режимы в нижней коре и верхней мантии, подстилающей Кольско-Кулойский кратон, существенно отличаются. Подобное соотношение термальных режимов верхней мантии и нижней коры было установлено для кратонов Каапваал и Вайоминг [1,65].
Таблица 4. Средние значения термических градиентов в верхней мантии, подстилающей архейские кратоны, и максимальные глубины выноса мантийных ксенолитов кимберлитами
Регион Кратон, возраст п ТГср,°С/км /?, км
Центральная часть Восточно-Сибирской кимберлитовой провинции (трубки Мир и Удачная ) Кратоны в фундаменте Восточно-Сибирской платформы, 2,6 млрд лет 54 7,1 ±0,2 230
Южная Африка, трубки Премьер, Кимберли, Коэффифонтейн, Франк Смизидр. Каапваальский кратон, 3,0 млрд лет 46 7,2 ±0,2 230
Южная Африка, Ботсвана (трубки Летлхакане) Кратон Зимбабве, 3,6-2,5 млрд лет, вблизи границы со складчатым поясом Магонди, 2,2-2,0 млрд лет 5 7,3 ±0,1 180
Индия, Карнатака, трубки Вайракурер Западный Дарвар, около 3,0 млрд лет 11 7,3 ± 0,1 180
Северо-Восточная Европа, Архангельская обл., трубки Зимнего берега Фундамент Восточно-Европейской платформы, Кулойский кратон 3 7,4 ± 0,3 150
Финляндия, трубки Куопио и Каави Балтийский щит, Карельский кратон ЗД-2,6 млрд лет, вблизи границы со Свекофеннским поясом, 1,9-1,8 млрд лет 13 7,3 ±0,1 165
Примечание.« - число образцов верхнемантийных ксенолитов; И - максимальная глубина выноса ксенолитов.
Ксенолиты основных гранулитов с минеральными ассоциациями Срх-АшрИ ± вг ± Орх ± В1:2 установлены также в трубке Лахтойоки кимберлитового поля Каави Восточной Финляндии [60], которая расположена в области, где архейские породы перекрыты протерозойскими метаосадками и кора исключительно мощная, более 58 км [66]. Состав сосуществующих граната (центральная и краевая зоны) и ортопироксена известен только для одного ксенолита. На Р-Г-диаграмме фигуративные точки для данного образца не ложатся на верхнемантийную геотерму. Значение ТГ, полученное по этому ксенолиту, значительно выше, чем верхнемантийные.
Таким образом, во всех структурах геотермы для нижней коры и величины ТГ характеризуют тепловой режим, существенно отличающийся от режима, установленного для верхней мантии.
Поверхностные гранулиты. На Р-Г-диаграмме точки гранулитов кольской серии (Кольский кратон) и порьегубских гранулитов (Лапландский гранулитовый пояс) не ложатся на нижнекоровую геотерму. Значения ТГ в архейской (гранулиты кольской серии) и нижнепротерозойской (порьегубские гранулиты) коре существенно выше установленных по ксенолитам для нижней коры Беломорья и тем более для верхней мантии под Кольско-Кулойским кратоном. В то же время термальные режимы в нижней коре южной окраины Карельского кратона и раннепротерозойской коре Свекофеннского пояса (ладожская серия) близки между собой. На Р-Г-диаграмме (см. рис. 3) точки ксенолитовых гранулитов и гранулитов ладожской серии образуют единую геотерму, которая отражает значительное увеличение ТГ в коре относительно ТГ в верхней мантии.
Обсуждение результатов. Проведенные нами термобарометрические исследования верхнемантийных и нижнекоровых ксенолитов Балтийского щита показывают смещение нижнекоровой геотермы относительно верхнемантийной в высокотемпературную область. Такое «несовпадение» верхнемантийной и нижнекоровой геотерм (рис. 4) не явля-
2 Здесь и далее: Срх - клинопироксен, Орх - ортопироксен, АтрН - амфибол, Ог - гранат, ЕЛ - биотит, Р1 - плагиоклаз.
ется следствием некорректности использованного термобарометрического инструмента. Оно наблюдается и в случае применения термобарометров Брея-Колера [13] и Авченко-Наумовой [25]. Однако в силу того, что оба термобарометра завышают значения давления при высоких температурах, то полученные с их помощью для нижнекоровых ксенолитов величины давления (до 50,4 кбар) оказываются неприемлемыми. Мощность коры в этом случае должна составлять 140-150 км, что противоречит геофизическим данным о глубине границы Мохо. Кроме того, при использовании термобарометра Авченко-Наумовой все фигуративные точки нижнекоровых ксенолитов находятся в области стабильности алмаза. При применении термобарометра Брея-Колера в эту область попадают три точки.
Рис. 4. Т-Р-условия равновесия гранат-ортопироксеновых ассоциаций в верхнемантийных (]) и нижнекоровых (2) ксенолитах из кимберлитов и родственных пород, рассчитанные с помощью термобарометров [13] (/) и [25] (1Г).
Итак, в литосфере Балтийского щита существуют, вернее, существовали, термальные границы между верхней мантией и нижней корой, нижней корой и средней корой, если к последней относить гранулиты, обнажающиеся на поверхности. В связи с этим встает вопрос, когда возникли такие границы и с какими термальными событиями они связаны. Для решения вопроса о том, когда установился термальный режим в верхней мантии и возникла термальная граница между верхней мантией и корой, важным моментом является установленное несоответствие термального режима в верхней мантии Кольско-Кулойского кратона и Р-Г-условий формирования гранулитов развитой на кратоне кольской серии с возрастом не менее 2,8 млрд лет и порьегубских гранулитов Лапландского пояса с возрастом около 1,92 млрд лет. Значения ТГ в архейской и раннепротерозойской коре существенно выше, чем для верхней мантии. Они выше также и по сравнению с термическими градиентами в нижней коре, определенными по ксенолитам основных гранулитов. Это позволяет предположить, во-первых, что термальные режимы трех составляющих литосферы формировались в различное время. Во-вторых, стабилизация мантии и установление в ней равновесного
термального состояния, а также образование нижней коры произошли до гранулитового метаморфизма архейской коры (по крайней мере, до 2,8 млрд лет). Если бы термальный режим в мантии установился одновременно или после гранулитового метаморфизма архейской коры, то для мантии и коры должна была бы существовать единая геотерма. Подтверждение (или опровержение) данной гипотезы возможно при получении достоверных данных о возрасте мантийных и нижнекоровых ксенолитов, которых в настоящее время явно недостаточно.
Для верхнемантийных ксенолитов Балтийского щита изотопно-геохронологические данные отсутствуют.
Для нижнекоровых ксенолитов из кимберлитов Пачугского поля N<1 модельный возраст Том равен 1,7-1,9 млрд лет [64]. По мнению авторов этой работы, ксенолиты могут представлять нижнюю кору, образовавшуюся в результате андеплейтинга толеитовых базальтов основания, который может быть связан с завершающими стадиями формирования протерозойского Печенга-Варзугского вулканического пояса. Различие в геохимии гранулитовых ксенолитов и гранулитов кольской серии и более молодой модельный возраст ксенолитов по сравнению с кольскими гранулитами позволили им не относить образование этих комплексов гранулитов к одному событию. С таким выводом можно было бы согласиться, но значение ТГ (13,4 °С/км), полученное для ксенолита АРЗ-55 (см. табл. 3), и его близость к нижнекоровой геотерме Беломорья, на наш взгляд, противоречит столь молодому возрасту нижней коры. Противоречие весьма серьезное. Оно ставит под сомнение приведенные выше данные о модельном возрасте гранулитовых ксенолитов.
Ксенолиты нижнекоровых гранулитов северо-западного Беломорья по химическому составу отвечают в основном базальтам, меньшая часть их представлена андезито-базапьтами, пикробазальтами и разнообразными габброидами. Особенности состава «базальтовых» ксенолитов (табл. 5) позволяют рассматривать их как базальты зеленокаменных поясов. Геохимические данные указывают на присутствие так называемого «субдукционного» компонента. По мнению авторов работы [70], основной объем нижней коры региона сформировался в архее. Вариационные диаграммы (рис. 5) и табл. 5 наглядно показывают сходство гранулитов базальтового состава и островодужных основных вулканитов зеленокаменной субпровинции \Vawa [68] и их отличие от сильно дифференцированных пород друзитового комплекса. Некоторые ксенолиты, отвечающие по составу габброидам и щелочным базальтам, возможно, представляют собой магмы, внедрившиеся в нижнюю кору уже после становления нижней коры в ее основном объеме, и могут быть сопоставлены с друзитами Беломорья (2,5-2,43 млрд лет) и Ре-долеритами (2,1 млрд лет).
и-РЬ-значения возраста для цирконов из гранулитовых ксенолитов 2,84 млрд лет [71], РЬ-РЬ изохронные возраста 2,8 млрд лет [72] и 8т-Ж модельные возраста 2,81-2,96 млрд лет [71, 72] для валовых проб пород подтверждают гипотезу о генерации основных объемов нижней коры в архее. Она не противоречит и термобарометрическим данным. Однако существует другая точка зрения - об образовании нижней коры этого региона в раннем протерозое при формировании крупной магматической провинции Фенноскандии [58, 71, 73], отражающей период рифтогенеза. К ней относятся низкотитанистые пикриты и базальты, серии основных даек, расслоенные интрузии основного-ультраосновного состава (в том числе друзиты) (2,50-2,43 млрд лет). Веским основанием в пользу этой гипотезы служит тот факт, что большинство зерен циркона из ксенолита габбро-анортозитового состава из диат-ремы о-ва Еловый дает конкордатные значения в среднем около 2,47 млрд лет и лишь одно зерно имеет более древний возраст: 2,84 млрд лет [58]. Циркон с возрастом 2,84 млрд лет авторы гипотезы рассматривают как захваченный (ксеногенный) из пород архейского основания. Предполагается, что протолит гранулитовых ксенолитов представляет нижнюю кору, образовавшуюся в результате андеплейтинга основных магм в период 2,4-2,5 млрд лет,
MgO, вес.% 35 Г
зо .
35 MgO, вес.%
35 MgO, вес.%
25
20
15
10 j 5 I
*♦ °
# *■
V
° '
35
40 45
о „
«+ + ftDO^ О о ^р_ о
* § & ? о<> о «Ä
50
55 60 65 70 75 Si02, вес.%
А1203> вес.%
22 '
20 -18 [
.<[
14 г 12 10 ■
. “о о "Ро О о о °
о о 0 о ° о °
л° 9
♦ ■ . * *1#
4‘ * **
* * ++ jS * * + +
♦♦ * w
о° +
о 4»
о 1 о 2 * 3
а 4 +5
і б !
35
45
55
65
75 Si02, вес.%
Таблица 5. Сопоставление состава нижнекоровых ксенолитов северо-западного Беломорья с вулканитами островодужной серии и друзитами
Компоненты 1 2 3 4 5 6
БЮг, масс.% 49,5 46,42-55,76 47,58-52,5 44,31-59,78 42,91-51,63 45,63-53,60
ТЮ2 1,49 0,56-1,42 0,65-0,85. 0,20-2,54 0,41-1,16 0,44-1,75
А1203 15,2 13,05-16,95 7,39-11,40 3,97-22,07 5,55-13,80 12,24-15,09
N^0 6,82 5,24-9,54 14,13-21,77 2,75-31,45 12,37-17,10 6,15-11,41
0,51 0,41-0,68 0,72-0,81 0,27-0,83 0,62-0,74 0,45-0,60
Сг, ррт 250 102-594 801-2531 14-3652 821-2894 108-956
Иі 125 32-326 243-1023 8-1289 % 113-448 63-160
Ьа 13 7,2-42,0 6,4-23,7 2,45-25,9 9,24-17,52 8,4—35,75
N1) 2,6-11,8 2,5-5,2 2-15 1,2-4,6 1-22
2г 135 69-148 45-144 22-248 54-103 44-147
Ьа/УЬ 5,9 3,4-34,3 4,2-7,4 5,7-23,3 5,8-19,5 2,8-15,5
Бт/Ый 0,235 0,172-0,275 0,183-0,276 0,171-0,328 0,173-0,228 0,178-0,222
Примечание. 1 - средний «обогащенный» архейский толеит [67]; 2 - основные вулканиты, бимодальная островодужная серия субпровинции \Vawa [68]; 3 - ультраосновные дайки и силлы субпровинции АУа\уа [68]; 4 - раннепротерозойский комплекс расслоенных интрузий Беломорья [69]; 5, 6 -нижнекоровые ксенолиты пикро-базальтового и базальтового составов соответственно, северо-западное Беломорье (настоящая работа).
являясь высокометаморфическим эквивалентом раннепротерозойских магматических пород на поверхности.
Можно констатировать, что вещество нижней коры исследованного региона было сформировано в результате магматических процессов, по крайней мере, в два этапа, архейский и раннепротерозойский. Проблематична также датировка процессов метаморфизма этих магматических образований, изучение которых и позволяет судить о термальном режиме в нижних частях коры. Возрастные значения в интервале 1,77-1,61 млрд лет для цирконов одного из гранулитовых ксенолитов [58], согласующиеся с предшествующими определениями (1,71-1,82 млрд лет [74]), по мнению этих авторов, отражают возраст мигматизации. К данному периоду на Балтийском щите относятся процессы рифтинга, базальтовый магматизм, лампроиты и лампрофиры с возрастом 1,71-1,72 млрд лет. Можно предположить, что термальное событие этого времени оказывало воздействие на нижнюю кору Фенноскандии, но вряд ли с ним связаны все выявленные в ней изменения. В некоторых ксенолитах наблюдается смена парагенетических ассоциаций. Так, в породах пикробазальтового состава парагенезис Р1-Орх-Срх замещается парагенезисом Орх-Срх-Ог. В породах оливин-толеитового состава обнаружена последовательная смена ассоциаций от Р1-Срх-Ог через Р1-Орх-Срх-Ог и Орх-Срх-йг к вг-Срх ассоциации. Такие замещения отражают реакцию эклогитизации, которая происходила при увеличении давления на 5-10 кбар и умеренном повышении температуры, и, вероятно, отвечают условиям метаморфизма в зоне коллизии.
Рис. 5. Вариационные диаграммы для нижнекоровых ксенолитов базальтового и пикробазальтового составов северо-западного Беломорья и некоторых магматических пород основного и ультраосновного составов.
I - средний «обогащенный» архейский толеит [67]; 2 - основные вулканиты островодужной бимодальной серии субпровинции Wawa [68]; 3 - ультраосновные дайки и силлы субпровинции \Vawa [62]; 4 - раннепротерозойский комплекс расслоенных интрузий Беломорья [69]; 5, 6 - нижнекоровые ксенолиты пикробазальтового и базальтового составов соответственно (настоящая работа).
Возникновение равновесной ассоциации граната и ортопироксена в нижнекоровых грану-литах не могло происходить после закрытия Бт-Ш системы в этих минералах (1,3-1,5 млрд лет) и после кристаллизации незональных метаморфических цирконов с возрастом 1,77-1,61 млрд лет. Эти значения определяют лишь верхнюю возрастную границу образования гранат-ортопироксеновых ассоциаций в нижнекоровых гранулитах северо-западного Беломорья. Похожие процессы преобразования изверженных пород описаны в Колвицком и Порьегубском блоках юго-восточного окончания Лапландского гранулитового пояса [75]. Однако давление при максимальной температуре (около 900 °С) не превышало 14 кбар (см. рис. 3), что намного меньше величин, определяемых для нижнекоровых ксенолитов. Возраст этих процессов определен достаточно точно - 1907 млн лет [53] и принимается в настоящей статье за время, когда был установлен термальный режим, характеризуемый полученной для данной структуры геотермой.
Ксенолиты из кимберлитов трубки Лахтойоки южной Финляндии по химическому составу отвечают базальтам и габброидам [60]. Последние обладают несомненным сходством с породами ятулийских дифференцированных массивов железистых долеритов, принадлежащих Карельской трапповой формации [76]. Датирование цирконов из двух ксенолитов на ионном микрозонде показало возраст от 2,6 до 1,7 млрд лет. Такие колебания возрастных значений наблюдаются для цирконов одного и того же ксенолита и соответствуют поздне-архейским-нижнепротерозойским орогеническим событиям Фенноскандинавского щита. Петрология, геохимия и возраст гранулитов из ксенолитов и поверхностных архейских основных гранулитов, расположенных поблизости, существенно отличаются. В то же время, как показывают полученные нами данные, нижнекоровые гранулиты и гранулиты нижнепротерозойской ладожской серии образуют единую геотерму. К сожалению, количество гранулитовых ксенолитов из кимберлитов, для которых известны составы гранатов и ортопироксенов, очень мало и возрастные данные слишком неопределенны, чтобы сделать обоснованный вывод о том, что формирование «ксенолитовых» гранулитов и нижнепротерозойских гранулитов Свекофеннского пояса происходило одновременно и в сходных тепловых режимах.
Нельзя исключить и то, что наращивание нижней коры происходило многоэтапно по механизму подкорового внедрения - андеплейтинга базальтовых магм и обусловлено периодами основного магматизма от архея до конца раннего протерозоя. Формирование основной массы нижней коры в различных структурах могло происходить в разное время. Кроме того, в протерозойской эволюции Кольско-Карельского региона выделяются тектонические циклы растяжения (2,5-2,25 и 2,25-1,96 млрд лет) и сжатия (1,95-1,87 млрд лет), которые сопровождались метаморфизмом нижней и средней коры в условиях гранулитовой фации [77]. Возможно, с этими этапами метаморфической перекристаллизации пород нижней коры связано преобладание и-РЬ-датировок цирконов из гранулитовых ксенолитов в интервале от 2,5 до 1,7 млрд лет.
Скачкообразное увеличение термического градиента в коре свидетельствует о значительной термальной аномалии в период протекания метаморфизма гранулитовой фации. Это согласуется с результатами исследования условий гранулитового метаморфизма в нижнепротерозойских Беломорско-Лапландском и Свекофеннских поясах. Так, гранулитовый метаморфизм ладожской серии Южного домена Приладожья связывается с мощным тепловым потоком, обусловленным становлением в низах коры обширного магматического резервуара базит-гипербазитового состава [62]. Существование крупного тела плотных пород на глубине нескольких километров от современной поверхности подтверждается гравиметрическими данными. Без дополнительного поступления тепла при сохранении термических градиентов, установленных для верхней мантии, было бы невозможно развитие гранулитового метаморфизма на глубинах нижней и средней коры, так как температуры на глубинах
менее 70-60 км были бы ниже 500 °С. В то же время, если принять нижнекоровые термические градиенты, то верхняя мантия должна была бы находиться в расплавленном состоянии уже на глубине 120-130 км (ТГ = 14,7 °С/км) или максимально 150-160 км (ТГ = 10,6 °С/км), что не согласуется ни с геофизическими [59, 78], ни с термобарометрическими данными о мощности литосферы на Балтийском щите.
Внедрение в земную кору значительных объемов базитовых магм, обусловливающих появление положительной термической аномалии, объясняет способ адвективной теплопередачи, но ничего не говорит о генерации дополнительного тепла, необходимого для образования ювенильных магматических очагов и разогрева нижней и средней коры. Одним из таких процессов теплогенерации могут быть сдвиговые деформации в зонах субдукции. Известно, что рассмотренный выше плутонизм в Свекофеннском поясе как раз и обладает признаками надсубдукционного, или островодужного [53]. По-видимому, подобные процессы протекали во всех случаях метаморфизма нижней коры, иначе установленное многими исследованиями смещение нижнекоровых геотерм в высокотемпературную область не может получить разумного объяснения. Вторым дополнительным источником энергии может быть сама вновь сформированная континентальная кора, обогащенная многими, в том числе радиоактивными, элементами. Вероятно, с этим источником можно связать общее повышение геотермического градиента в средней коре по сравнению с нижней. Особенно эффективно такой механизм должен работать в случае значительного утолщения коры во время коллизии.
Для гранулитовых ксенолитов Беломорья получены высокие значения давления (до 20-25 кбар), значительно превышающие предполагаемые для нижней коры (8—14 кбар [3]), и соответственно большие глубины их образования. Естественно возникает вопрос, не являются ли столь значительные давления результатом несовершенства гранат-ортопироксёнового термобарометра, используемого в настоящей работе? Это предположение, на наш взгляд, можно исключить, так как в уравнениях термобарометра учтены зависимости давления и температуры от состава гранатов (от содержания FeO и СаО) и ортопи-роксенов (от содержания А1203 и FeO). Кроме того, несмотря на то, что содержания FeO в гранатах из нижнекоровых гранулитов северо-западного Беломорья (18,70-25,34 масс.%) и из гранулитов кольской и порьегубской серий (17,53-27,88 масс.%) перекрываются, давление для первых колеблется от 14,4 до 27,2 кбар, а для вторых - от 9,5 до 11,0 кбар. Конечно, нельзя исключать возможность некоторого завышения Р-Г-параметров и рассматривать получаемые оценки как абсолютные величины, но это в одинаковой степени относится ко всем исследованным нами породам, а не только к нижнекоровым ксенолитам.
Высокое давление для нижнекоровых ксенолитов не является особенностью только Балтийского щита. Давление до 25-28 кбар получено для гранулитовых ксенолитов кратонов Каапваап и Вайоминг, рифеид и каледонид Центрально-Азиатского складчатого пояса [65]. В связи с этим возникает ряд вопросов: 1) являются ли ксенолиты основных гранулитов породами собственно нижней коры или переходной между мантией и корой зоны; 2) что представляет собой термальная граница между перидотитами верхней мантии и основными гранулитами и с каким процессом связано ее появление? Глубина термальной границы между верхней мантией и корой, судя по термобарометрическим данным, достигает 75-80 км. Она не соответствует положению границы Мохо. Это противоречие можно объяснить тем, что ксенолиты гранулитов отражают термальное состояние и мощность палеокоры, в то время как сейсмическая граница Мохо - современную границу кора-мантия. Кроме того, следует учитывать, что в фанерозойских складчатых поясах для коровых метаморфических пород известны высокие давления (до 25-30 кбар), которые значительно выше, чем при метаморфизме докембрийских пород (до 8-12 кбар), и соответственно глубины их образования достигают 70-90 км. Так, в метапелитах и кварцитах Западных Альп (массив Dora
Maira) давление при метаморфизме достигало 28 кбар при температуре около 700 °С [79]. Условия метаморфизма пород массива Monte Rosa [80] определяются авторами в 500 °С и 16 кбар при активности воды, равной 0,6. В Эклогитовой зоне Австрийских Альп (south-central Tauem Window) давление при метаморфизме пород достигало 18-22 кбар [81]. В каледонидах Норвегии [82] и других областях фанерозойского метаморфизма встречаются коэситовые эклогиты. Таким образом, давления в 20-25 кбар в метаморфических комплексах фанерозойских складчатых поясов не являются редкостью и мощность коры в них могла составлять 70-80 км. Например, в Гималаях по геофизическим данным мощность коры достигает 80 км.
Однако нельзя исключать и существование между корой и мантией переходной зоны, в которой могут сосуществовать шпинелевые перидотиты и основные гранулиты. Известно, что в некоторых регионах (палезойский Тасманский складчатый пояс Восточной Австралии [83, 84]) на границе кора-мантия выделяется переходная зона, характеризующаяся переслаиванием основных гранулитов и лерцолитов с преобладанием последних. Сейсмическое изучение данного региона показывает, что на глубине от 35 до 65 км не наблюдается резкого изменения скоростей продольных волн, а имеет место их постепенное возрастание [85]. Гриффином и соавторами было высказано предположение о существовании переходной зоны между нижней корой и верхней мантией и введено понятие «петрологической границы Мохо» [84]. Предположение о том, что «ксенолитовая» нижняя кора Беломорско-Лапландской области отвечает подкоровому (верхнемантийному) уровню, высказано и в работе М. В. Минца [77].
Заключение. Полученные результаты термобарометрических исследований глубинных ксенолитов в кимберлитах Архангельской и Южно-Финляндской провинций позволяют сделать следующие выводы:
1. Термальное состояние верхней мантии, подстилающей Кольско-Кулойский и Карельский кратоны, не различается и сходно с термальным состоянием мантии под а'рхейскими кратонами других континентов.
2. Палеолитосфера Балтийского щита характеризуется изменением термальных режимов: геотермические градиенты скачкообразно увеличиваются на границе между верхней мантией и нижней корой и между нижней и средней корой.
3. Существование термальных границ в литосфере, по-видимому, является результатам
разновременности становления термальных режимов в верхней мантии, нижней и средней коре. Становление термального режима в верхней мантии, подстилающей Кольско-Кулойский кратон, имело место, по крайней мере, еще до формирования гранулитов коль-ской серии архейского возраста. Такой термальный режим в верхней мантии сохраняется вплоть до нижнего кембрия (возраст кимберлитов южной Финляндии) и девона (возраст кимберлитов Архангельской провинции). г
4. Термальные возмущения в архейской и нижнепротерозойской коре как в пределах аккреционного Свекофеннского пояса, так и коллизионного Беломорско-Лапландского пояса не отразились на тепловом состоянии верхней мантии под Кольско-Кулойским и Карельским кратонами.
5. Высокие значения давления для гранулитовых ксенолитов (до 20-25 кбар), значительно превышающие предполагаемые для нижней коры (8-14 кбар [3]), и соответственно большие глубины их образования (до 75-80 км) не согласуются с положением границы Мохо. Это противоречие можно объяснить тем, что ксенолиты гранулитов несут информацию о мощности палеокоры, в то время как сейсмическая граница Мохо отражает современную границу кора-мантия. Однако нельзя исключать и существование между корой и мантией переходной зоны, в которой могут одновременно присутствовать шпинелевые перидотиты и основные гранулиты [83, 84].
Summary
Glebovitsky V. A., Nikitina L PKoreshkova M. Yu. Thermal modes of the upper mantle and lower crust of Baltic Shield and north-western Russian platform (on the T and P parameters of equilibrium of xenoliths).
Gamet-orthopyroxene geothermdbarometer was used, first, to determine thermal modes of the upper mantle and lower crust and then to compare the modes with that of the upper crust (the thermal modes of granulite formation). It was found that the termal mode of the upper mantle have been set in before granulite formation and have been not changed until Early Cambrian (South Finland kimberlites) and Devonian (Archangeisk province ones). The change in the thermal modes is observed at the upper mantle-lower crust and the lower crust-upper crust boundaries. Depths at which lower crustal granulites were formed (up to 75-80 km) are not in agreement with the thermal palaeostructure and paiaeocrust thickness in granulites.
Литература
1. Griffin WL., Carswell D. A.f Nixon P. H. Lower-crustal granulites and eclogites from Lesotho, southern Africa // Proc. Second Intern. Kimber. Conf. 1979. Vol. 2. 2. Pearson N. J., O'Reilly S. Y. Thermobarometry and P-T-t path: the granulite to eclogite transition in lower crustal xenoliths from Eastern Australia // J. Metamorph. Geol. 1991. Vol. 9. 3. Rudnick R. L. Xenoliths - samples of the lower continental crust // Continental lower crust / Eds. D. Fountain, R. Arculus, R. W. Kay. Amsterdam, 1992. 4. Pearson N. J.t O'Reilly S. Y., Griffin W. L. The crust-mantle boundary beneath cratons and craton margins: a transect across the south-west margin of the Kaapvaal craton // Lithos. 1995. Vol. 36. 5. Салтыковский А. Я., Геншафт Ю. С. Геодинамика кайнозойского вулканизма Юго-Восточной Монголии. М., 1985. 6. Kopylova М .G., O'Reilly S. Y.t Genschaft Yu. S. Thermal state of the lithosphere beneath Central Mongolia: evidence from deep-seated xenoliths from the Shavaryn-Saram. volcanic centre in the Tariat depression, Hangai, Mongolia// Lithos. 1995. Vol. 36. 7. Stosch H. G.t Ionov D. A., Puchtel I. S. et al. Lower crustal xenoliths from Mongolia and their bearing on the nature of the deep crust beneath Central Asia // Ibid. 8. MacGregor J. D. The system MgO-AbOs-Si02: solubility of AI2O3 in enstatite for spinel and garnet peridotite compositions // Amer. Mineralogist. 1974. Vol. 59.
9. Wood В. J. Solubility of alumina in orthopyroxene coexisting with garnet // Contrib. Mineral. Petrol. 1974. Vol. 46.
10. Harley S. S. Comparison of gamet-clinopyroxene geobarometer with experimental studies and applications to natural assemblages //J. Petrol. 1984. Vol. 25. 11. Nickel К. G., Green D. H, Empirical geothermo barometry for garnet peridotites and implications for the nature of the lithosphere, kimberlits and diamonds // Earth Planet. Sci. Lett. 1985. Vol. 73. 12. Nickel K. G. Gamet-pyroxene equilibria in the system SMACCR (Si02-Mg0-Al203-Ca0-Cr203): the Cr-geobarometer // Kimberlites and related rocks. Vol. 2. Spec. Public. N 14. Oxford, 1989. 13. Brey G. P., Kohler T. Geothermometry in four-phase lherzolites. II. New thermobarometers and practical assessment of existing thermobarometers // J. Petrol. 1990. Vol. 31. 14. Аранович Jl. ЯКосякова H. А. Гранат-ортопироксеновый геотермобарометр: термодинамика и примеры применения // Геохимия. 1987. № 10. 15. Finnerty A. A.t Boyd F. R. Evaluation of thermobarometers for garnet peridotites // Geochim. Cosmochim. Acta. 1984. Vol. 48. 16. Ellis D. JGreen D. H. An experimental study of the effect of Ca upon gamet-clinopyroxene Fe-Mg exchange equilibria // Contrib. Mineral. Petrol. 1979. Vol. 71. 17. Powell R. Regression diagnostics and robust regression in geothermometer/geobarometer calibration: the gamet-clinopyroxene geothermometer revisited // J. Metamorphic. Geol. 1985. Vol. 3. 18. Bertrand P., Mercier J.-C. C. The mutual solubility of ortho- and clinopyroxene: toward an absolute geothermometer for the natural system? // Earth Planet Sci. Lett. 1986. Vol. 77. 19. Finnerty A. A., Boyd F. R. Thermobarometry for garnet peridotite xenoliths: a basis for Upper mantle stratigraphy // Mantle xenoliths / Ed. by P. H. J. Nixon. New York, 1987. 20. Carswell D. A. The gamet-orthopyroxene Al-barometer problematic aplication to natural garnet Iherzolite assemblages // Mineral. Mag. 1991. Vol. 55. 21. Carswell D. A., Gibb F. G. F: Evalution on mineral thermometers and barometers applicable to garnet Iherzolite assemblages // Contrib. Mineral. Petrol. 1987. Vol. 95. 22. XuX, O’Reilly S. Y., Zhou X., Griffin W. L A xenolith-derived geotherm and the crust-mantle boundary at Qilin southeastern China // Lithos. 1996. Vol. 38. 23. Xu Y.t Lin C., Shi L. The geotherm of the lithosphere beneath Qilin, SE China: a re-appraisal and implications for P-T estimation of Fe-rich pyroxenites // Lithos. 1999. Vol. 47. 24. Аранович 77. Я. Минеральные равновесия многокомпонентных твердых растворов. М., 1991. 25. Авчеико О. ВНаумова В. В. Гранат-ортопироксеновые геобарометры //Геология и геофизика. 1992. № 8. 26. Никитина Л П., Иванов М. В. Геологическая термобарометрия на основе реакций минералооб-разования с участием фаз переменного состава. СПб., 1992. 27. Nikitina L P. Gamet-orthopyroxene and gamet-clinopyroxene thermobarometers for the mantle xenoliths // Theophrastus contributions to advanced studies in geology. Capricious Earth: models and modeling of geologic processes and objects. Vol. Ill / Eds. V. A. Glebovitsky, V. I. Dech. St. Petersburg; Athens, 2000. 28. Newton R. C., Perkins D. Thermodynamic calibration of geobarometers based on the assemblages gamet-plagioclase-orthopyroxene (clinopyroxene)-quartz//Amer. Mineralogist. 1982. Vol. 67. 29. BohlenS. REssene £ J.t Boettcher A. L Reinvestigation and application of olivine-quartz-orthopyroxene barometry // Earth Planet Sci. Lett. 1980. Vol. 47. 30. Perkins D. Two independent garnet (GT) - clinopyroxene (CPX) - plagioclase (PG) -quartz(Q) barometers // Geol. Soc. Amer. Abstr. 1987. Vol. 19. 31, Perkins D., Chipera SJ\ Gamet-orthopyroxene-plagioclase-quartz barometry. Refinement and application to the English River subprovince and the Minnesota River Valley // Contrib. Mineral. Petrol. 1985. Vol. 89. 32. Powell R., Holland T. J. В. An internally consistent thermodynamic dataset with uncertainties and correlations. 3. Applications to geobarometry, worked examples and a computer program // J. Metamorphic Geol. 1988. Vol. 6. 33. Moecher D. P., Essene E. J., Anovitz L M. Calculation and application of
clinopyroxene-gamet-plagioclase-quartz geobarometers // Contrib. Mineral. Petrol. 1988. Vol. 100. 34. Bhattacharya A Krishnakumar K, Raith М., Sen S. К. An improver set of a-X parameters in Fe-Mg--€a garnets and refinement of the orthopyroxene-garnet thermometer and garnet-orthpyroxene-plagioclase-quartz barometer// J. Petrol. 1991. Vol. 32. 35. Фонарев В. Я., Графчиков A. A.t Конилов A. Я. Экспериментальные исследования равновесий с твердыми растворами минералов и геологическая термобарометрия // Экспериментальные проблемы в геологии / Под ред. В. А. Жарикова, В. В. Федькина. М., 1994. 36. Соболев Я ВБоткунов А. Я, Лаврентьев Ю. Г., Усова Л. В. Новые данные о составе минералов, ассоциирующих с алмазами кимберлитовой трубки «Мир» // Геология и геофизика. 1976. Т. 12. 37. Соболев Я ВЛохипенко Я. Я, Ефимова Е. С. Алмазоносные ксенолиты в кимберлитах и проблема происхождения алмазов // Геология и геофизика. 1984. Т. 12. 38. Sobolev N К, Kaminsky F. К, Griffin W. L. et al. Mineral inclusions in diamonds from the Sputnik kimberlite pipe // Lithos. 1997. Vol. 39. 39. Gurney J. JЯдгга J. W., Rickard R. S. Silicate and oxide inclusions in diamonds from the Finsh kimberlite pipe // Kimberlites, diatremes and diamonds: Their geology, petrology and geochemistry. Proc. Second Intern. Kimberlite Conf. / Eds. F. R. Boyd, H. O. A. Meyer. Washington, D C., 1979. Vol. 1. 40. Rickard R. S., Harris J. W., Gurney J. J.} Cardoso P. Mineral inclusions in diamonds from Koffiefontein mine // Kimberlites and Related Rocks: Proc. Fourth Intern. Kimberlite Conf / Eds. J. Ross, H. G. Jaques, J. Ferguson. Spec. Publ. N 14. Oxford, 1989. Vol. 2. 41. Tsai Я, Meyer H. O. A., Moreau J Milledge H. J. Mineral inclusions in diamonds: Premier, Jagersfontein and Finsh kimberlites, South Africa, and Williamson mine, Tanzania // Kimberlites, Diatremes and Diamonds: Their geology, petrology and geochemistry. Proc. Second Intern. Kimb. Conf. / Eds. F. R. Boyd, O. A. Meyer. Washington, D.C., 1979. Vol. 1. 42. Danchin R. F., Boyd F. R. Ultramafic nodules from Premier kimberlite pipe, South Africa // Year Book-Camegie Inst. Wash. 1976. Vol. 75. 43. Gurney J. J.. Harris J. W., Rickard R. S. Silicate and oxide inclusions in diamonds from the Finsh kimberlite pipe // Kimberlites, diatremes and diamonds: their geology, petrology and geochemistry. Proc. Second Intern. Kimb. Conf. I Eds. F. R. Boyd, H. 0. A. Meyer. Washington, D.C., 1979. 44. Bundy F. R., Bovenkerk Я P.f Strong H. M, Wentorf R. H, Jr. Diamond-graphite equilibrium line from growth and graphitization of diamond // J. Chem. Phys. 1961. Vol. 35. 45. Harley S. S. The solubility of alumina in orthopyroxene coexisting with garnet in Fe0-Mg0-Al203-Si02 and Ca0-Fe0-Mg0-Al203-Si02 systems // J. Petrol. 1984. Vol. 25. 46. Рябчиков Я. Д, Брай Г\ Я, Булатов В. К. Безликвидусные расплавы карбона-тизированных перидотитов при 50 кбар // Магматизм складчатых поясов / Под ред. О. А. Богатикова, В. А. Кононова, X. А. Зека и др. М., 1993. 47. Akella J. Gamet-clinopyroxene equilibria in the system CaSi03-MgSi03~Al203 and in a natural mineral mixtures // Amer. Miner. 1976. Vol. 61. 48. Brey G. P., Kohler T, Nickel К G. Geothermometry in four-phase lherzolites. I. Experimental results from 10 to 60 kb // J.-Petrol. 1990. Vol. 31. 49. Akaogi M, Akimoto S. High pressure phase equilibria in a garnet Iherzolite with special reference to Mg-Fe partitioning among constituent minerals // Physics Earth Planet. Interior. 1979. Vol. 19. 50. Синицын А. В., Дауев Ю. M.t Гриб В. Я Структурное положение и продуктивность кимберлитов Архангельской провинции // Геология и геофизика. 1992. № 10. 51. Глебовицкий В. А. Тектоника и региональный метаморфизм раннего докембрия восточной части Балтийского щита // Региональная геология и металлогения. 1993. № 1. 52. Peltonen P., Huhma Я, Tuni М., Shimizu N. Gamet peridotite xenoliths from kimberlites of Finland: nature of the continental mantle at the Archean craton-protterozoic mobile belt transition // Proc. Seventh Intern. Kimb. Conf. 1999. Vol. 2. 53. Раннии докембрий Балтийского щита / Под ред. В. А. Глебовицкого. СПб., 2003. 54. Шаркав Е. В., Пухтель И. С. Петрология эклогитов (гранатовых вебстеритов) и эклогитоподобных пород из трубки взрыва о. Елового (Кольский полуостров) // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1986. № 8. 55. Ветрин В. Р., Калинкин М М. Реконструкция процессов внутрикорового и корово-мантийного магматизма и метасоматоза. Апатиты, 1992. 56. Саблуков С. М., Саблукова Л. Я, Шавырина М В. Мантийные ксенолиты из кимберлитовых месторождений округлых алмазов Зимнебережного района, Архангельская алмазоносная провинция // Петрология. 2000. Т. 8, № 5. 57. Kempton P. D., Downes Я, Sharkov Е. К et al. Petrology and geochemistry of xenoliths from the northern Baltic Shield: evidence for partial melting and metasomatism in the lower crust beneath an Archaean terrane // Lithos. 1995. Vol. 36. 58. Kempton P. D., Downes H., Neymark i. A. et al. Gamet granulite xenoliths from the northern Baltic Shield - the underplated lower crust of Palaeoproterozoic Large Igneous Province // J. Petrol. 2001. Vol. 42. 59. Kukkonen I. T.} Peltonen P. Xenolith-controlled geotherm for the central Fennoscandian Shield: implications for the lithosphere-astenosphere relations // Tectonophysics. 1999. Vol. 304. 60. Holtta P., Huhma Я, Manttari I. et al. Petrology and geochemistry of mafic granulite xenoliths from the Lahtojoki kimberlite pipe, eastern Finland // Lithos. 2000. Vol. 51. 61. Гранулитовая фация метамофизма / Под ред. Г. М. Друговой. JI., 1972. 62. Балтыбаев Ш. КГлебовицкий В. А., Козырева И. В. и др. Геология и петрология свекофеннид Приладожья. СПб., 2000. 63. Chapman D. 5., Furlong К. Р. Thermal state of the continental lower crust // Continental lower crust / Eds. D. Fountain, R Arculus., R. W. Kay. Amsterdam, 1992. 64. Markwick A. J. Ж, Downes H. Lower crustal granulite xenoliths from the Archangelsk kimberlite pipes: petrological, geochemical and geophysical results // Lithos. 2000. Vol. 51. 65. Глебовицкий В. AНикитина Л. Я, Хильтова В. Я. Термальные режимы в нижней коре по данным гранат-ортопироксеновой термобарометрии нижне-коровых ксенолитов в кимберлитах и щелочных базальтах // Физика Земли. 2003. Т. 12. 66. Korja АKorja Т, Luosto U., Heikkenen P. Seismic and geoelectric evidence for collisional and extensional events in the Fennoscandian Shield - implications for Precambrian crustal evolution // Tectonophysics. 1993. Vol. 219. 67. Конди К. Архейские зеленокаменные пояса / Пер. с англ.; Под ред. К. О. Кратца. М., 1983. 68. Polat A., Kerrich R. Archean greenstone belt magmatism and the continental growth-mantle evolution connection: constraints from Th-U-Nb-LREE systematics of the 2,7 Ga Wawa subprovince, Superior Province, Canada // Earth Planet. Sci. Lett. 2000. Vol. 175. 69. Lobach-Zcuhenko S. 5., Aristova N. A., Chekulaev V. P. et al. Geochemistry and petrology of 2,40-2,45 Ga magmatic rocks in the north-western
Belomorian Belt, Fennoscandian Shield, Russia // Precambrian Research. 1998. VoL 92. 70. Корешкова M Ю, Невский J1. К, Иваников В. В. Петрология нижнекоровых ксенолитов из даек и трубок взрыва Кандалакшского грабена // Петрология. 2001. Т. 9, № 1. 71. Downes Я, Peltonen P., Manttari /., Sharkov Е. V\ Proterozoic zircon age from lower crustal granulite xenoliths, Kola Peninsula, Russia: evidence for crustal growth and reworking // J. Geol. Soc. London. 2002. Vol. 159. 72. НеймаркЛ. А., Немчин А. А., Ветрин В. P., Сальникова E. В. Sm-Nd и Pb-Pb изотопные систематики в нижнекоровых ксенолитах из даек и эксплозивных трубок южной части Кольского полуострова // Докл. РАН. 1993. Т. 329. 73. Sharkov Е. V., Snyder G. A.t Taylor L. A., Zinger T. F. An early Proterozoic large igneous province in the eastern Baltic Shield: evidence from the mafic drusite complex, Belomorian Mobile Belt, Russia // Intern. Geol. Rev. 1999. Vol. 41. 74. Ветрин Я P., Немчин A. A. U-Pb возраст цирконов-из ксенолита гранулитов в трубке взрыва на о. Еловом (южная часть Кольского полуострова) // Докл. РАН. 1998. Т. 359, № 6. 75. Глебовицкий В. А., Алексеев Я. Л., Доливо-Доброволъский Д. В. Реакционные структуры и Р-Т режимы охлаждения глубинных образований Кандалакшско-Колвицкой структурно-формационной зоны, Кольский полуостров // Зап. В се рос. минерал, о-ва. 1997. № 2. 76. Голубев A. Я, Иваников В. В., Филиппов Я £, Малашин М. В. Геохимия и петрология вулканических комплексов нижнего протерозоя Карелии. I. Ятулийский трапповый комплекс Н Вестн. С.-Петерб. ун-та. Сер. 7: Геология, география. 2002. Вып. 4. (.№31). 77. Минц М. В., Берзин Р. Г., Бабарина Я Я и др. Глубинное строение и эволюция раннепротерозойской коры восточной части Фенноскандинавского щита // Материалы VIII Междунар. конференции «Глубинное строение и геодинамика Фенноскандии, окраинных и внугриплатформенных транзитных зон». Петрозаводск, 2002. 78. Глазнев В. Я Комплексная геофизическая модель литосферы Фенноскандии: методы и некоторые результаты // Геология и полезные ископаемые Кольского полуострова. 2002. Т. 2. 79. Chopin Ch. Coesite and pure pyrope in high-grade blueschists of the Western Alps: a first record and some consequences // Contrib. Mineral. Petrol. 1984. Vol. 86. 80. Chopin Ch., Monie P. An unique magnesiochloritoid-bearing, high-pressure assemblage from the Monte Rosa, Western Alps: petrologic and 39Ar-40Ar radiometric study // Contrib. Mineral. Petrol. 1984. Vol. 87. 81. Franz G., Spear F. S. Aluminious titanite (sphene) from the Eclogite Zone, soth-central Tauem Window, Austria // Chem. Geol. 1985. Vol. 50, N 1/3. 82. Smith D. C. Coesite in the Caledon ides and its implications for geodynamics // Nature. 1984. Vol. 310. 83. Griffin W. L., Wass S. /., Hollis L D. Ultramafic xenoliths from Bullenmerri and Gnotuk maars, Victoria, Australia: petrology of subcontinental crust-mantle transition // J. Petrol. 1984. Vol. 25. 84. Griffin W. L., O’Reilly S. У. The lower crust in eastern Australia xenoliths evidence / The nature of the lower continental crust. GeoL Soc. Spec. Publ. / Eds. J. B. Dawson, D. A. Carswell, J. Hall, К. H. Vedepohl. Oxford, 1986. Vol. 24. 85. Finlayson D. M. Geophysical differences in the lithosphere between Phanerozoic and Precambrian Australia // Tectonophysics. 1982. VoL 84.
Статья поступила в редакцию 15 октябоя 2004 г.
