CC BY
5
Труды Карельского научного центра РАН № 10.2020. С. 60-71
DOI: 10.17076/geo1186
УДК 553.21/24:553.54
ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ УГЛЕРОДА И КИСЛОРОДА КАРБОНАТОВ ИЗ МЕТАКОМАТИИТОВ КОСТОМУКШСКОЙ ЗЕЛЕНОКАМЕННОЙ СТРУКТУРЫ
Е. Е. Климовская
Институт геологии КарНЦ РАН, ФИЦ «Карельский научный центр РАН», Петрозаводск, Россия
Изучены соотношения стабильных изотопов углерода и кислорода жильных карбонатов из гидротермально-метасоматически преобразованных мезоархейских метакоматиитов Костомукшской зеленокаменной структуры, установлены изотопный состав, вероятные источники и предложены основные гипотезы происхождения флюида, под воздействием которого образовались залежи талькового камня на месторождении Озерки и проявлении Пентинсуо. Минералообразующий флюид характеризовался узкими диапазонами значений изотопного состава углерода 613СеО2 от -0,6 до +1,1 %о и кислорода 818ОН2О от +5,6 до +9,1 %о. Полученные изотопные данные свидетельствуют, что флюид образовался в результате процессов дегидратации, декарбонатизации и растворения карбонатов при прогрессивном метаморфизме гидротермально измененных (метаморфизм морского дна) зелено-каменных пород в глубоких уровнях коматиит-базальтовой толщи Костомукшской структуры и/или в результате изотопного обмена магматического флюида поздне-орогенных гранитных интрузий с породами коматиит-базальтовой ассоциации.
Ключевые слова: стабильные изотопы; карбонатизация; коматиит; Костомукшская; тальк; карбонат.
E. E. Klimovskaya. CARBON AND OXYGEN ISOTOPE COMPOSITION OF CARBONATES IN METAKOMATIITES OF THE KOSTOMUKSHA GREENSTONE STRUCTURE
Carbon and oxygen stable isotope ratios in vein carbonates from hydrothermally-metaso-matically altered Mesoarchaean metakomatiites of the Kostomuksha greenstone structure were studied, the isotopic composition, probable sources, and the main hypotheses on the origin of the fluid that influenced the formation of soapstone in Ozerki deposit and Pentinsuo occurrence were established. The mineral forming fluid featured narrow ranges of carbon isotopic composition 613СсО2 (from -0.6 to + 1.1 %o) and oxygen isotopic composition 818ОН2О (from +5.6 to + 9.1 %o). The obtained isotopic data indicate that the fluid was generated by the processes of dehydration, decarbonation and dissolution of carbonates during progressive metamorphism of hydrothermally altered (sea-floor metamorphism) greenstone rocks at deep levels of the komatiite-basalt sequence of the Kostomuksha structure and/or as a result of isotopic exchange of late orogenic granite intrusions' primary magmatic fluid with rocks of the komatiite-basalt association.
Key wo rds: stable isotopes; carbonatization; komatiite; Kostomuksha; talc; carbonate.
Введение
Исследования коматиитов в зеленокамен-ных поясах древнейших кратонов показали, что все они в различной степени изменены в результате вторичных процессов [Конди, 1983; Arndt et al., 2008]. Одним из широко проявленных процессов в архейских вулканических толщах является карбонатизация коматиитов под воздействием H2O-CO2 флюидов, в результате которой по мере увеличения концентрации СО2 происходит последовательное замещение сер-пентинизированных ультрамафитов (тремолит) серпентин-карбонатными, тальк-карбонатными и кварц-карбонатными породами. С кварц-карбонатными породами пространственно ассоциируют месторождения и рудопроявле-ния Au, Hg, As, Sb, Co, Ni. К областям развития тальк-карбонатных пород приурочены месторождения железистых тальковых руд, магнезита, талькового камня.
Проблема источников H2O-CO2 флюидов в архейских зеленокаменных поясах широко освещена в литературе в связи с вопросом установления природы рудообразующих флюидов на орогенных месторождениях золота. Многочисленные изотопные исследования демонстрируют успешное использование соотношений стабильных изотопов в породообразующих и жильных карбонатах для оценки вклада различных источников углерода и воды в гидротермальном флюиде [Fyon et al., 1982, 1983; Groves et al., 1988; Golding et al., 1989; Kerrich, 1989 и др.].
На территории Карельского кратона исследования изотопного состава карбонатов в ги-дротермально-метасоматически измененных породах архейских вулканогенно-осадочных ассоциаций проведены преимущественно для финских золоторудных месторождений и проявлений. Несмотря на высокую степень изученности средне- и низкотемпературных метасоматитов российской части кратона, недостаточное внимание уделено изучению соотношений стабильных изотопов в минералах метасоматитов.
В данной работе представлены первые результаты изучения стабильных изотопов углерода и кислорода в карбонатах метакоматии-тов Костомукшской зеленокаменной структуры Карельского кратона Фенноскандинавского щита с целью выяснения вероятных источников минералообразующих флюидов, ответственных за формирование талькового камня на месторождении Озерки и проявлении Пентинсуо. Установление возможных источников флюидов имеет важное значение для разработки
геолого-генетической модели формирования месторождения и расшифровки взаимосвязи процессов карбонатизации с тектоно-магмати-ческими этапами геологической эволюции Ко-стомукшской зеленокаменной структуры.
Геологическая характеристика и эволюция эндогенных процессов Костомукшской зеленокаменной структуры
Костомукшская зеленокаменная структура расположена в западной части Костомукшско-Гимольского зеленокаменного пояса Карельского кратона и представляет собой асимметричную синформу (рис. 1). В стратиграфическом разрезе структуры выделяются нижняя терригенная нюкозерская, средняя существенно вулканогенная контокская и верхняя осадочная гимольская серии [Горьковец и др., 1981, 1991; Стратиграфия..., 1992].
Нюкозерская толща включает биотитовые, гранат-биотитовые, мусковитовые, двуслю-дяные гнейсы по метапесчаникам и аркозам, реже прослои полевошпатовых кварцитов и мигматиты.
Вулканогенная часть разреза слагает западный борт структуры и представлена метако-матиитами, метабазальтами (~2,84-2,80 млрд лет), с прослоями углеродсодержащих сланцев, кварцитов и кислых туфов (ниемиярвин-ская и рувинваарская свиты), а также кислыми вулканитами (~2,79-2,80 млрд лет), туфами, туффитами, магнетитовыми сланцами и кварцитами, углеродсодержащими сланцами (шур-ловаарская свита). Петрологические и изотопно-геохимические данные свидетельствуют, что накопление вулканитов коматиит-базальто-вой ассоциации происходило в обстановке океанического плато [РисМе! et а1., 1998].
Гимольская серия слагает восточный борт структуры и представлена полимиктовыми конгломератами, гравелитами, граувакками с прослоями углеродсодержащих сланцев, ритмично-слоистыми биотитовыми сланцами и горизонтами хемогенных железистых кварцитов, формирующими Костомукшское и Корпангское железорудные месторождения. Верхняя граница пород гимольской серии определяется возрастом (~2,7 млрд лет) прорывающих их пла-гиогранитпорфиров (геллифлинты).
В обрамлении структуры развиты гранито-иды ТТГ-серии, которые рассматриваются исследователями как фундамент супракрусталь-ных толщ [Горьковец и др., 1981; Лобач-Жу-ченко и др., 2000] либо как синтектонические интрузии, по времени (~2,78 млрд лет) сопряженные с формированием супракрустальных
Рис. 1. Схема геологического строения Костомукшской зеленокаменной структуры [по: Кулешевич, 2004 с упрощением]:
1 - Na-K граниты (2,7-2,68 млрд лет), 2 - диориты - гранит-порфиры (2,72 млрд лет), 3 - сланцы гимольской серии. Контокская серия: 4 - метабазальты и метакоматииты рувинваарской свиты; 5 - кислые метавулканиты, магнетитовые сланцы и кварциты шурловаарской свиты; 6 - метабазальты ниемиярвинской свиты. 7 - гнейсы нюкозерской серии, 8 - гранито-гнейсы и мигматиты, 9 - тектонические нарушения, 10 - железные руды, 11 - местоположение объектов исследования
Fig. 1. Schematic geological map of the Kostomuksha greenstone structure [simplified after Kuleshevich, 2004]:
1 - Na-K granite (2,7-2,68 Ga), 2 - diorite - granite-porphyry (2,72 Ga), 3 - schist, Gimoly series. Kon-tokki series: 4 - metabasalts and metakomatiites, Ruvinvaara suite; 5 - felscic metavolcanics, magnetite schists and quartzite, Shurlovaara suite; 6 - metabasalts, Niemijarvi suite. 7 - gneisses, Nyukkoze-ro series; 8 - granite-gneiss and migmatite; 9 - faults; 10 - iron ores; 11 - location of study areas
образований [Самсонов и др., 2001, 2004]. По геохимическим характеристикам ТТГ-гра-нитоиды западного обрамления соответствуют адакитовой, а восточного - андезит-дацит-ри-
олитовой сериям [Самсонов и др., 2001; Самсонов, 2004].
В геодинамической эволюции Костомукшской структуры выделяются два основных
этапа развития: аккреционный и коллизион-но-орогенный [Кожевников, 2000]. На ранней стадии в обстановке активной континентальной окраины происходило формирование океанического мафического плато (ниемиярвинская и рувинваарская свиты), окраинно-континен-тальной вулканической дуги (шурловаарская свита) и задугового бассейна (гимольская серия), обдукция верхней части океанического плато, находившейся на уровне функционирования гидротермальных ячеек [РисМе! et а1., 1998], на периферическую островную дугу с последующим углублением окраинно-континентального бассейна. Прогрессирующее латеральное сжатие приводило к совмещению доменов, образованных в разных геодинамических обстанов-ках. На коллизионно-орогенном этапе развития структуры при интенсивном сжатии и поперечном укорочении происходила трансформация коллажированного разреза, обусловленная по-лихронными складчатыми и сдвиговыми деформациями, гранитоидным магматизмом, метаморфизмом и метасоматозом.
Деформации коллизионно-орогенной стадии развития структуры происходили с образованием системы крупных параллельных продольных складок северо-восточного простирания и субмеридиональных северо-вос-
точных сдвиговых зон, обусловленных субмеридиональным сжатием, сопровождавшимся внедрением даек габбро, андезитов, дацитов и диорит-гранодиоритовых интрузий сануки-тоидной серии (~2,72 млрд л.). В восточной части структуры происходило формирование плагиогранитпорфиров, секущих сланцы ги-мольской серии. Поздняя коллизионная стадия сопровождалась внедрением калиевых гранитов Шурловаарского (2,7 млрд л.), Ниемияр-винского и Восточного массивов. Метаморфические преобразования и метасоматические изменения соответствовали эпидот-амфибо-литовой - амфиболитовой фации, пик высокотемпературного метаморфизма зафиксирован по результатам Эт-ЫЬ-датирования минералов кислых метавулканитов контокской серии (2757 ± 113 млн л.) и и-РЬ-датирования сфе-нов из ТТГ-гранитоидов западного обрамления структуры (2690 ± 5 млн л.) [Самсонов, 2004 и ссылки в ней]. Протерозойская активизация Костомукшской зеленокаменной структуры сопровождалась ее блокировкой, внедрением по субширотным и северо-западным разломам габброидов и лампроитов.
Объектами данного исследования (рис. 2) являются метакоматииты рувинваарской свиты контокской серии, преобразованные в хлорит-
Рис. 2. Схема геологического строения мафитовой толщи в районе исследований с местоположением участков месторождения талькового камня Озерки и проявления Пентинсуо (составлена с использованием данных В. Я. Горьковца [Стратиграфия..., 1992] и Л. В. Кулешевич [2004]):
1 - метакоматииты; 2 - метабазальты; 3 - ме-тагаббро; 4 - диориты; 5 - гранит-порфиры; 6 - тектонические нарушения; 7 - направление кровли лавового потока; 8 - элементы залегания сланцеватости; 9 - контуры участков: 1 - Озерки-1, 2 - Зеленая горка, 3 - Пентинсуо; 10 - дорога
Fig. 2. Schematic geological map of mafic sequence in the studied area and the location of the Ozerki soapstone deposit prospects and Pentinsuo occurrence (compiled with the use of the data by V. Ya. Gorkovetz [Stratigrafiya..., 1992] and [Kuleshevich, 2004]):
1 - metakomatiites; 2 - metabasalts; 3 -metagabbro; 4 - diorite; 5 - granite-porphyry; 6 - faults; 7 - direction of the lava flowtop; 8 -schistosity; 9 - prospects outline: 1 - Ozerki-1,
2 - Zelenaya gorka, 3 - Pentinsuo; 10 - road
63
карбонат-тальковые и карбонат-хлорит-тал ь-ковые породы (тальковый камень), имеющие практическое значение. Залежи талькового камня приурочены к линзе коматиитовых перидотитов (проявление Пентинсуо), а также к толще переслаивающихся дифференцированных и недифференцированных (массивных) лавовых потоков и лавобрекчий коматиитов (месторождение Озерки, включающее участки Озерки-1 и Зеленая горка). Геология залежей и минералого-петрографические особенности метакоматиитов детально рассмотрены в работе [Климовская, Иванов, 2018].
Образование талькового камня контролировалось зонами разрывных нарушений северо-восточного простирания, сформированными на позднеорогенном этапе деформаций. С данными тектонически ослабленными зонами, сопровождающимися брекчированием и рассланцеванием, пространственно ассоциируют дайки основных пород мощностью от 1,2 до 5 м, внедрение которых, вероятно, предшествовало формированию талькового камня. На контактах даек и вмещающих метаультра-мафитов фиксируется развитие реакционной метасоматической зональности, включающей зоны хлорит-амфиболовых, амфиболовых, (хлорит)-тальковых, биотитовых пород. Породы в приконтактовых зонах рассланцованные, полосчатые.
Материалы и методы
Для исследования были отобраны образцы доломита из карбонатных прожилков в карбонат-хлорит-тальковых породах из керна скважин на месторождении Озерки (4 пробы) и проявлении Пентинсуо (1 проба). Анализ изотопного состава углерода и кислорода карбонатов выполнен в ЦКП «Геонаука» ИГ Коми НЦ УрО РАН (г. Сыктывкар, аналитик И. В. Смоле-
ва). Разложение карбонатов в ортофосфорной кислоте и измерение изотопного состава углерода и кислорода методом проточной масс-спектрометрии в режиме постоянного потока гелия (CF-IRMS) производились на аналитическом комплексе фирмы ThermoFisher Scientific (Бремен, Германия), включающем в себя систему подготовки и ввода проб GasBench II, соединенную с масс-спектрометром DELTA V Advantage. Значения б13С даны в промилле относительно международного стандарта PDB, б18О - стандарта SMOW. При калибровке использованы международные стандарты NBS 18 и NBS 19. Ошибка определения б13С и б18О составила ± 0,15 %о (1о).
Изотопные характеристики H2O-CO2 флюида рассчитывались для температурного диапазона 390-430 °C, основанного на оценке температурного режима формирования изученных пород с использованием доломит-кальцитово-го геотермометра [Климовская, Иванов, 2018]. При этом допускалось, что в системах «карбонат - СО2» изотопное равновесие между отлагавшимися минералами и гидротермальным флюидом установилось при температуре ми-нералообразования и сохранялось после их отложения.
Результаты и обсуждение
Исследование соотношений стабильных изотопов углерода в доломите месторождения Озерки показало, что значения б13С лежат в узком интервале от -2,29 до -1,1 %% (табл.). Изотопный состав углерода доломита проявления Пентинсуо характеризуется близким значением -2,7 %, что свидетельствует о единстве источника флюидов изучаемых объектов.
Рассчитанные в соответствии с уравнением фракционирования в системе «доломит - СО2» [Ohmoto, Rye, 1979] соот-
Изотопный состав углерода и кислорода карбонатов и расчетный изотопный состав флюида при формировании талькового камня месторождения Озерки и проявления Пентинсуо
Carbon and oxygen isotope composition of carbonates and calculated isotope composition of fluid under the soapstone formation at the Ozerki deposit and Pentinsuo occurrence
№ образца Изотопный состав карбоната Isotope composition of carbonate Изотопный состав флюида при различных температурах Isotope composition of fluid at different temperatures
Sample no. б13С, % (PDB) б18О, % (SMOW) б13СЮ2, % ^^ %
390 °С 430 °С 390 °С 430 °С
Oz5-36.36 -1,27 9,49 0,8 0,9 5,6 6,2
Oz6-12.06 -1,4 10,44 0,7 0,8 6,5 7,1
Oz7-18.54 -2,29 11,53 -0,2 -0,1 7,6 8,2
Ozr2-39.22 -1,1 10,43 1,0 1,1 6,5 7,1
Ps2-5.84 -2,7 12,38 -0,6 -0,5 8,4 9,1
ношения изотопов углерода в минерало-образующем флюиде б13СсО2, равновесном с доломитом, составляют -0,2...+1,1 %о на месторождении Озерки и -0,6.-0,5 % на проявлении Пентинсуо.
При сопоставлении соотношений б13СсО2 флюида с изотопным составом основных резервуаров углерода устанавливается их соответствие значениям карбонатов, формировавшихся из морской воды (б13С ~ 0 %о) [Фор, 1989]. Соотношения стабильных изотопов кислорода в карбонатах месторождения Озерки и проявления Пентинсуо характеризуются близкими значениями: от +9,5 до +11,5 и 12,4 % соответственно.
Изотопный состав кислорода воды минера-лообразующего флюида б18ОН2О в равновесии с карбонатом, рассчитанный по уравнению фракционирования «доломит - Н2О» [Zheng, 1999], варьирует от +5,6 до +8,2 %о на месторождении Озерки и от +8,4 до +9,1 % на проявлении Пентинсуо. Расчетные значения б18ОН2О позволяют предполагать участие в минерало-образовании воды метаморфогенного и/или магматогенного происхождения. Однозначная идентификация источника воды затруднена вследствие частичного перекрытия диапазонов значений б18ОН2О первично-магматического флюида (+5,5...+10 % [Taylor, 1997]) и флюида, образованного при дегидратации пород в результате метаморфизма (+5.+25 % [Taylor, 1997]) (рис. 3), а также их изменения при взаимодействии с вмещающими породами.
Полученные значения б13С карбонатов близки к соотношениям изотопов углерода, характерным для мезоархейских морских карбона-
Рис. 3. Изотопный состав кислорода минералообра-зующего флюида месторождения Озерки и проявления Пентинсуо
Fig. 3. Oxygen isotope composition of mineralizing fluid at the Ozerki deposit and Pentinsuo occurrence
тов Южной Африки (-0,6 .+2,9 %o по: [Schid-lowski et al., 1975]; -1,2.+3,0 % по: [Veizer, 1989]), сопоставимы со значениями б13С кальцитов из гидротермально-измененных мета-базальтов зеленокаменных поясов Западной Австралии, Канады [Fyon, 1983; Golding et al., 1987; Shibuya et al., 2012], а также находятся в пределах диапазона значений б13С карбонатов из современных базальтов [Coggon, 2006], испытавших гидротермальный метаморфизм морского дна (рис. 4).
Соотношения б13СсО2 минералообразующе-го флюида, соответствующие величинам изотопного состава углерода морских карбонатов, а также факт отсутствия в стратиграфическом разрезе Костомукшской зеленокаменной структуры карбонатных пород позволяют предположить, что наиболее вероятным источником углерода флюида выступали карбонаты гидротермально измененных базальтов и коматии-тов контокской серии, формировавшихся в обстановке океанического плато. Считается, что карбонаты, отлагавшиеся в гидротермально измененных под воздействием морской воды вулканических породах и характеризующиеся значениями б13С близкими к 0 %о, являются одним из основных дометаморфических резервуаров углерода в архейских зеленокаменных поясах [Golding et al., 1987; Groves et al., 1988]. Реликты гидротермально измененной океанической коры обнаружены в ряде разновозрастных зеленокаменных поясов: Исуа, Северный полюс, Марбл-Бар, Барбертон, Кливервиль, Абитиби, Норсман-Вилуна.
Предполагается, что гидротермальные изменения были вызваны циркуляцией морской воды в горячей вулканической толще вследствие процессов, аналогичных тем, которые происходят в современных спрединговых зонах. Результирующие региональные изменения, включающие спилитизацию, окварцевание и карбонатизацию, контролировались пористостью/проницаемостью вулканических толщ и их стратиграфическим положением [Golding et al., 1987].
Поступление в минералообразующий флюид СО2 за счет карбонатов при высоких температурах возможно в результате реакций растворения и декарбонатизации [Ohmoto, Rye, 1979]. При этом растворение карбонатов сопровождается образованием СО2, изотопиче-ски близкой к исходным карбонатам, а реакции декарбонатизации приводят к обогащению изотопом 13С до 3 %.
Полученные значения б13С свидетельствуют либо о доминирующей роли процессов растворения дометаморфических карбонатов,
Рис. 4. Изотопный состав углерода и кислорода исследованных карбонатов Костомукшской зеленокаменной структуры в сопоставлении c карбонатами из различной степени карбонатизированных метакоматиитов других архейских зеленокаменных поясов (з. п.) и различными резервуарами углерода:
1 - кальцит в современных СОХ-базальтах [Coggon, 2006]; 2 - карбонат в гидротермально измененных метабазальтах з. п. Абитиби, р-н Тимминс [Fyon et al., 1980]; 3 - карбонат в карбонатизированных метакоматиитах з. п. Абитиби [Schandl, Naldrett, 1992]; 4 - архейские известняки [Schidlowski et al., 1975; Veizer, 1989]; 5 - карбонат в кровельных зонах гидротермально измененных метакоматиитов з. п. Барбертон [Stoute, 2007]; 6 - кальцит в гидротермально измененных метабазальтах з. п. Кливервиль [Shibuya et al., 2012]; 7 - кальцит в гидротермально измененных метабазальтах з. п. Норсман-Вилуна [Golding et al., 1987]; 8 - карбонат в тальк-карбонатных породах, приуроченных к разломам в толще метакоматиитов з. п. Норсман-Вилуна [Groves et al., 1988]; 9 - восстановленный углерод в углерод-содержащих сланцах Костомукшской структуры [Горьковец и др., 1991]; 10 - карбонатиты [Valley, 1986]
Fig. 4. Carbon and oxygen isotope composition of the investigated carbonates from the Kostomuksha greenstone structure and comparison with different carbonatized metakomatiites from other greenstone belts (g. b.) and specified carbon reservoirs:
1 - calcite in modern MORB [Coggon, 2006]; 2 - carbonate in sea-floor altered metabasalts in the Abitibi g. b. [Fyon et al., 1980]; 3 - carbonate in carbonatized metakomatiite in the Abitibi g. b. [Schandl, Naldrett, 1992]; 4 - archean limestones [Schidlowski et al., 1975; Veizer, 1990]; 5 - carbonate in komatiitic flow top alteration zones in the Barberton g. b. [Stoute, 2007]; 6 -calcite in sea-floor altered metabasalts in the Cleaverville area [Shibuya et al., 2012]; 7 - calcite in sea-floor altered metabasalts in the Norseman-Wiluna g. b. [Golding et al., 1987]; 8 - carbonate in talc-carbonate rocks related to fault-controlled alteration in the Norseman-Wiluna g. b. metakomatiites [Groves et al., 1988]; 9 - reduced C in Kostomuksha black schists [Gor'kovec et al., 1991]; carbonatitic field [Valley, 1986]
либо о вовлечении изотопно легкого источника углерода. Некоторое облегчение изотопного состава углерода карбонатов исследуемых объектов, вероятно, обусловлено окислением
и/или гидролизом восстановленного углерода углеродсодержащих сланцев, которые отмечаются в отложениях коматиит-базальто-вой ассоциации в виде прослоев мощностью
1-1,5 м и протяженностью десятки - первые сотни метров. Содержание углеродистого вещества в сланцах составляет 1,9-4 %, и по своему агрегатному состоянию оно представлено скрытокристаллическим графитом. Значение б13С в углеродсодержащих сланцах составляет от -16,2 до -21,8 %о, что указывает на биогенную природу углерода [Горьковец и др., 1991].
Для интерпретации расчетных значений изотопного состава кислорода воды минерало-образующего флюида б18ОН2О могут быть предложены следующие гипотезы происхождения флюида.
Согласно первой гипотезе, прогрессивный метаморфизм гидротермально измененных базальтов, коматиитов и углеродсодержа-щих сланцев контокской серии генерировал большой объем метаморфогенного H2O-CO2 флюида в ходе потери летучих при переходе от зеленосланцевой к амфиболитовой фации. Результаты термодинамического моделирования [Powell et al., 1991; Elmer, 2006] демонстрируют, что максимальное количество флюида выделяется при разложении хлорита и серпентина с образованием амфибола и оливина соответственно. Соотношение Н2О/СО2 в выделившемся флюиде является функцией Р и Т и варьирует от < 10 до 40 % СО2 для низких и высоких геотермических градиентов соответственно [Phillips, 1993], а также определяется долей карбоната, присутствующего в породе до прогрессивного метаморфизма [Elmer, 2006].
Согласно исследованиям [Colvine, 1984 и ссылки в ней], в результате взаимодействия архейских базальтов, изливавшихся в подводных условиях, с большим объемом морской воды исходные значения б18О свежих базальтов (от +5 до +8 %о) эволюционируют в сторону более тяжелых значений в диапазоне от +6 до +12 %о. Изотопное уравновешивание порового морского водного флюида с мафитовыми породами и осадками в условиях низкой и средней ступени зеленосланцевой фации (т. е. после гидротермальной активности морской воды) будет изменять его б18О с начальных значений 0...+3 %о до более тяжелых в диапазоне от +5 до +8 %о. Породы коматиитовой серии в результате гидротермального воздействия морской воды могут характеризоваться как облегчением значений б18О до +3 %о, так и утяжелением до + 9 %о [Beaty, Taylor, 1982] в зависимости от минерального состава. В процессе прогрессивного метаморфизма до высоких ступеней значения б18О изверженных и осадочных пород остаются относительно постоянными до условий, приближающихся к анатексису.
Значения изотопного состава кислорода воды б18О флюидов, образованных в результате метаморфической дегидратации, по существу неотличимы от б18О исходных пород. Таким образом, эти данные показывают, что в результате прогрессивного метаморфизма архейские базальты и коматииты, испытавшие ранние гидротермальные изменения под воздействием морской воды, а также осадки будут изменять б18О поровых и дегидратационных флюидов в диапазоне от +3 до +12 %о. Полученные в настоящей работе значения изотопного состава воды минералообразующего флюида (от +5,6 до +9,1 %о) согласуются с этими данными.
Вторая гипотеза заключается в буферизации флюида, отделившегося от позднеоро-генных интрузий гранитоидов, прорываемыми ими породами коматиит-базальтовой ассоциации Костомукшской структуры. По мере проникновения магматического флюида происходили реакции изотопного обмена между флюидом и породами, вследствие чего флюид приобретал характеристики вмещающих пород и значения б18О, схожие со значениями б18О метаморфического флюида. Учитывая тесную пространственно-временную связь процессов кислого магматизма и метаморфизма, возможно, минералообразующий флюид имел смешанную магматогенно-метаморфогенную природу. Следует отметить, что полученные значения б13С и б18О исследуемых карбонатов сопоставимы с таковыми для архейских оро-генных мезотермальных золоторудных месторождений (б13С от -10 до 0 %о [Kerrich, 1989, 1990; Goldfarb et al., 2005], б18О от +3 до +16 %о [Colvine et al., 1988; Kerrich, 1990; McCuaig, Kerrich, 1998]).
Выводы
В результате исследования соотношений стабильных изотопов углерода и кислорода жильных карбонатов из гидротермально-мета-соматически преобразованных мезоархейских метакоматиитов Костомукшской зеленокамен-ной структуры установлено, что минералообра-зующий флюид, ответственный за образование залежей талькового камня на месторождении Озерки и проявлении Пентинсуо, характеризовался узкими диапазонами значений изотопного состава углерода растворенной CO2 (б^С^ от -0,6 до +1,1 %о) и кислорода воды (б18ОН2О от +5,6 до +9,1 %о).
Полученные изотопные данные свидетельствуют, что флюид образовался в результате процессов дегидратации, декарбонатизации и растворения карбонатов при прогрессивном
метаморфизме гидротермально измененных (метаморфизм морского дна) зеленокамен-ных пород в глубоких уровнях коматиит-ба-зальтовой толщи Костомукшской структуры и/или в результате изотопного обмена магматического флюида позднеорогенных гранитных интрузий с породами коматиит-базальтовой ассоциации.
Формирование залежей талькового камня, предположительно, связывается с поздним коллизионно-орогенным этапом развития структуры и происходило после главных деформационных процессов, сопряженных с внедрением гранитоидов, на регрессивной стадии регионального метаморфизма в тектонически ослабленных зонах северо-восточного простирания.
Автор благодарит д. г. -м. н. В. Л. Андреиче-ва за помощь в проведении изотопных исследований.
Работа выполнена в рамках темы НИР ПФНИ ГАН «Минерагения, технологическая и эколого-экономическая оценка потенциальных минерально-сырьевых ресурсов территории Республики Карелия» (№ гос. рег. Р^^-^18-118020290175-2).
Литература
Горьковец В. Я., Раевская М. Б., Белоусов Е. Ф., Инина К. А. Геология и металлогения Костомукшско-го железорудного месторождения. Петрозаводск: Карелия, 1981. 143 с.
Горьковец В. Я., Раевская М. Б., Володичев О. И., Голованова Л. С. Геология и метаморфизм железисто-кремнистых формаций Карелии. Л.: Наука, 1991. 176 с.
Климовская Е. Е., Иванов А. А. Минералого-пе-трографические особенности метакоматиитов Ко-стомукшской зеленокаменной структуры (Карелия) // Литосфера. 2018. № 6. С. 870-891. Сок 10.24930/ 1681-9004-2018-18-6-870-891
Кожевников В. Н. Архейские зеленокаменные пояса Карельского кратона как аккреционные орогены. Петрозаводск: Карел.науч. центр РАН, 2000. 223 с.
КондиК. Архейские зеленокаменные пояса. М.: Мир, 1983. 400 с.
Кулешевич Л. В. Эволюция эндогенных режимов и стадийность золотого рудообразования в Костомукшской структуре, Карелия // ДАН. 2004. Т. 396, № 6. С. 808-812.
Лобач-Жученко С. Б., Арестова Н. А., Мильке-вич Р. И., Левченков О. А., Сергеев С. А. Стратиграфический разрез Костомукшской структуры (верхний архей), реконструированный на основе геохронологических, геохимических и изотопных данных // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2000. Т. 8, № 4. С. 3-10.
Самсонов А. В. Эволюция магматизма гранит-зеленокаменных областей Восточно-Европейского кратона: автореф. дис. ... докт. геол.-минер. наук. М., 2004. 48 с.
Самсонов А. В., Берзин Р. Г., Заможняя Н. Г., Щи-панский А. А., Бибикова Е. В., Кирнозова Т. И., Ко-нилов А. Н. Процессы формирования раннедокем-брийской коры северо-запада Карелии, Балтийский щит: результаты геологических, петрологических и глубинных сейсмических (профиль 4В) исследований // Глубинное строение и эволюция земной коры восточной части Фенноскандинавского щита: профиль Кемь-Калевала / Отв. ред. Н. В. Шаров. Петрозаводск: Карел. науч. центр РАН, 2001. С. 109-143.
Стратиграфия докембрия Карелии. Опорные разрезы верхнеархейских отложений. Петрозаводск: Карел. науч. центр РАН, 1992. 190 с.
Фор Г. Основы изотопной геологии. М.: Мир, 1989. 590 с.
Arndt N. T., Lesher C. M., Barnes S. J. Komatiite. Cambridge: Cambridge Univ. Press., 2008. 467 p.
BeatyD. W., Taylor H. P. Jr. The oxygen isotope geochemistry of komatiites: evidence for water-rock interaction // Komatiites / Eds. N. T. Arndt, E. G. Nisbet. London, 1982. P. 267-278.
Coggon R. M., Teagle D. A. H., Cooper M. J., Hayes T. E. F., Green D. R. H. Data report: compositions of calcium carbonate veins from superfast spreading rate crust, ODP Leg 206 // Eds. D. A. H. Teagle, D. S. Wilson, G. D. Acton, D. A. Vanko. Proceed. Ocean Drilling Program, Sci. Results. Vol. 206: College Station, TX (Ocean Drilling Program), 1-6. 2006. doi: 10.2973/ odp.proc.sr. 206.002.2006
^lvine A. C., Andrews A. J., Cherry M. E., Duro-cher M. E., Fyon A. J., Lavigne M. J., Macdonald A. J., Marmont S., Poulsen K. H., Springer J. S., Troop D. G. An integrated model for the origin of Archean lode gold deposits // Ontario Geol. Survey, open-file report 5524. 1984. 98 p.
Colvine A. C., Fyon J. A., Heather K. B., Marmont S., Smith P. M., Troop D. G. Archean lode gold deposits in Ontario // Ontario Geol. Survey, Misc. Paper 139. 1988. 136 p.
Elmer F. L., White R. W., Powell R. Devolatilization of metabasic rocks during greenschist-amphibolite facies metamorphism // J. Metamorph. Geol. 2006. Vol. 24. P. 497-513. doi: 10.1111/j. 1525-1314.2006. 00650.x
Fyon J. A., Schwarcz H. P., Crocket J. H. Carbon and oxygen isotope chemistry of replacement carbonates from the Timmins-Porcupine Gold Camp // Summary of Research, Geoscience Research Grant Program, Ontario Geol. Survey, Misc. Paper 93. 1980. P. 72-83.
Fyon J. A., Schwarcz H. P., Crocket J. H., Knyf M. Grant 49: Gold exploration potential using oxygen, carbon and hydrogen stable isotope systematics of carbon-atized rock and quartz veins, Timmins area // Ontario Geol. Survey, Misc. Paper 103. 1982. P. 59-64.
Fyon J. A., Crocket J. H., Schwarcz H. P. Application of stable isotope studies to gold metallogeny in the Tim-mins-Porcupine camp // Ontario Geol. Survey, open-file report 5464. 1983. 182 p.
Goldfarb R. J., Baker T., Dube B., Groves D. I., Hart C. J. R., Gosselin P. Distribution, character, and genesis of gold deposits in metamorphic terranes // Economic Geol. 100th Anniv. Vol. 2005. P. 407-450.
Golding S. D., Groves D. I., VcNaughton N. J., Barley M. E., Rock N. M. S. Carbon isotopic composition of carbonates from contrasting alteration styles in supracrustal rocks of the Norseman-Wiluna Belt, Yilgarn Block, Western Australia: Their significance to the source of Archaean auriferous fluids // Recent Advances in Understanding Precambrian Gold Deposits / Eds. S. E. Ho, D. I. Groves; Geol. Dep. and Univ. Extension, Univ. of Western Australia, Publication No. 11. 1987. P. 215-238.
Golding S. D., McNaughton N. J., Barley M. E., Groves D. I., Ho S. E., Rock N. M. S., Turner J. V. Ar-chean carbon and oxygen reservoirs: their significance for fluid sources and circulation paths for Archean me-sothermal gold deposits of the NorsemanWiluna Belt, Western Australia // Econ. Geol. Monogr. 1989. Vol. 6. P. 376-388. doi: 10.5382/Mono.06.29
Groves D. I., Golding S. D., Rock N. M. S., Barley M. E., McNaughton N. J. Archaean carbon reservoirs and their relevance to the fluid source for gold deposits // Nature. 1988. Vol. 331. P. 253-257.
Kerrich R. Archean gold: relation to granulite formation or felsic intrusions? // Geology. 1989. Vol. 17. P. 1011-1015. doi: 10.1130/0091-7613(1989)017<1011: AGRTGF>2.3.CO;2
Kerrich R. Carbon-isotope systematic of Ar-chean Au-Ag vein deposits in the Superior Province // Can. J. Earth Sci. 1990. Vol. 27. P. 40-56. doi: 10.1139/e90-004
Lampinen H. Karbonaattiutuminen ja siihen liittyva kultamalmin muodostus arkeeisella Kuhmon-Suomus-salmen vihreakivivyohykkeella (Carbonatization and associated gold mineralization in the Archean Kuhmo-Suo-mussalmi Greenstone Belt): Master's Thesis. 2005. 174 p.
McCuaig T. C., Kerrich R. P-T-t-deformation-flu-id characteristics of lode gold deposits: evidence from alteration systematic // Ore Geol. Rev. 1998. Vol. 12. P. 381-453. doi: 10.1016/S0169-1368(98)80002-4
Ohmoto H., Rye R. O. Isotopes of sulfur and carbon // Geochemistry of hydrothermal ore deposits / Eds H. L. Barnes. New York: John Wiley and Sons, 1979. P. 509-567.
Phillips G. N. Metamorphic fluids and gold // Mine-ralogical magazine. Vol. 57, iss. 388. 1993. P. 365-374. doi: 10.1180/minmag. 1993.057.388.02
Powell R., Will T. M., Phillips G. N. Metamorphism in Archaean greenstone belts: calculated fluid composi-
tions and implications for gold mineralization // J. Metamorph. Geol. 1991. Vol. 9. P. 141-150. doi: 10.1111/ j.1525-1314.1991.tb00510.x
PuchtelI. S., Hofmann A. W., Mezger K., Jochum K. P., ShchipanskyA. A., SamsonovA. V. Oceanic plateau model for continental crustal growth in the Archaean: a case study from the Kostomuksha greenstone belt, NW Baltic Shield // Earth Planet. Sci. Lett. 1998. Vol. 155. P. 57-74. doi: 10.1016/S0012-821X(97) 00202-1
Schandl E. S., Naldrett A. J. CO2 metasomatism of serpentinites, south of Timmins, Ontario // Can. Mineral. 1992. Vol. 30. P. 93-108.
SchidlowskiM., Eichmann R., Junge C. E. Precam-brian sedimentary carbonates: carbon and oxygen isotope geochemistry and implications for the terrestrial oxygen budget // Precambrian Res. 1975. Vol. 2. P. 1-69.
Shibuya T., Tahata M., Kitajima K., Ueno Y., Komiya T., Yamamoto S., Igisu M., TerabayashiM., Sawaki Y., Takai K., Yoshida N., Maruyama S. Depth variation of carbon and oxygen isotopes of calcites in Archean altered upper oceanic crust: implications for the CO2 flux from ocean to oceanic crust in the Archean // Earth Planet. Sci. Lett. 2012. Vol. 321-322. P. 64-73. doi: 10.1016/j.epsl.2011.12.034
Stoute J. E. Carbonated Sections from komatiite flow-top alteration zones in the Barberton greenstone belt: implications for near-surface archean environments // LSU Master's Theses. 2984. 2007. 112 p.
Taylor H. P. Jr. Oxygen and hydrogen isotope relationships in hydrothermal mineral deposits // Geochemistry of hydrothermal ore deposits. N. Y: John Wiley and Sons, 1997. P. 229-302.
Tourpin S., Gruau G., Blais S., Fourcade S. Resetting of REE, and Nd and Sr isotopes during carbonitization of a komatiite flow from Finland // Chem. Geol. 1991. Vol. 90. P. 15-29. doi: 10.1016/0009-2541(91)90030-U
Valley J. R. Stable isotope geochemistry of meta-morphic rocks // Stable isotopes in high temperature geological processes / Eds. J. W. Valley, H. P. Taylor, J. R. O'Neil. 1986. P. 445-489.
Veizer J., Hoefs J., Lowe D. R., Thurston P. C. Geochemistry of Precambrian carbonates: II. Archean greenstone belts and Archean sea water // Geochim. Cosmochim. Acta. 1989. Vol. 53, iss. 4. P. 859-871. doi: 10.1016/0016-7037(89)90031-8
Zheng Y. F. Oxygen isotope fractionation in carbonate and sulfate minerals // Geochem. J. 1999. Vol. 33. P. 109-126. doi: 10.2343/geochemj.33.109
Поступила в редакцию 31.01.2020
References
For G. Osnovy izotopnoi geologii [Principles of isotope geology]. Moscow: Mir, 1989. 590 p.
Gor'kovets V. Ya., Raevskaya M. B., BelousovE. F., Inina K. A. Geologiya i metallogeniya Kostomukshskogo zhelezorudnogo mestorozhdeniya [Geology and metal-logeny of the Kostomuksha iron ore deposit]. Petrozavodsk: Kareliya, 1981. 143 p.
Gor'kovets V. Ya., Raevskaya M. B., VolodichevO. I., Golovanova L. S. Geologiya i metamorfizm zhelezisto-kremnistykh formatsii Karelii [Geology and metamorphism of cherty iron-formations of Karelia]. Leningrad: Nauka, 1991. 173 p.
Klimovskaya E. E., IvanovA. A. Mineralogo-petro-graficheskie osobennosti metakomatiitov Kostomuksh-
skoi zelenokamennoi struktury (Kareliya) [Mineralogical and petrografic features of metakomatiites of the Kosto-muksha greenstone structure (Karelia)]. Litosfera [Lithosphere]. 2018. No. 6. P. 870-891. doi: 10.24930/1681-9 004-2018-18-6-870-891
Kozhevnikov V. N. Arkheiskie zelenokamennye poyasa Karel'skogo kratona kak akkretsionnye orogeny [Archean greenstone belts of the Karelian craton as accretionary orogens]. Petrozavodsk: KarRC RAS, 2000. 223p.
Kondi K. Arkheiskie zelenokamennye poyasa [Archean greenstone belts]. Moscow: Mir, 1983. 400 p.
Kuleshevich L. V. Evolyutsiya endogennykh rezhimov i stadiinost' zolotogo rudoobrazovaniya v Kostomuksh-skoi strukture, Kareliya [Evolution of endogenic regimes and stages of gold ore formation in the Kostomuksha greenstone belt, Karelia]. DAN [Dokl. Earth Sci.]. 2004. Vol. 397(5). P. 672-676.
Lobach-Zhuchenko S. B., Arestova N. A., Mil'ke-vich R. I., LevchenkovO. A., SergeevS. A. Stratigra-ficheskii razrez Kostomukshskoi struktury (verkhnii arkhei), rekonstruirovannyi na osnove geokhronolo-gicheskikh, geokhimicheskikh i izotopnykh dannykh [Stratigraphy of the Kostomuksha belt in Karelia (upper archean) as inferred from geochronological, geochemi-cal, and isotopic data]. Stratigrafiya. Geol. korrelyatsiya [Stratigraphy and Geol. Correlation]. 2000. Vol. 8, no. 4. P. 319-326.
SamsonovA. V. Evolyutsiya magmatizma granit-zele-nokamennykh oblastei Vostochno-Evropeiskogo kratona [The evolution of magmatism of the granite-greenstone regions of the East European Craton]: DSc (Dr. of Geol.) thesis. Moscow, 2004. 48 p.
Samsonov A. V., Berzin R. G., Zamozhnyaya N. G., ShchipanskiiA. A., Bibikova E. V., Kirnozova T. I., Koni-lovA. N. Protsessy formirovaniya rannedokembriiskoi kory Severo-Zapadnoi Karelii, Baltiiskii shchit: rezul'taty geologicheskikh, petrologicheskikh i glubinnykh seis-micheskikh (profil' 4V) issledovanii [Early Precambrian crust-forming processes in NW-Karelia, Baltic Shield: evidences from geological, petrological and deep seismic (4B profiles) studies]. Glubinnoe stroenie i evolyutsiya zemnoi kory vostochnoi chasti Fennoskandinav-skogo shchita: profil' Kem' - Kalevala [Deep structure and crustal evolution of the Eastern Fennoscandian Shield: Kem - Kalevala reflection profile]. Petrozavodsk: KarRC RAS, 2001. P. 109-143.
Stratigrafiya dokembriya Karelii. Opornye razrezy verkhnearkhekiskikh otlozhenii [Precambrian stratigraphy of Karelia. Key sections of the Upper Archean deposits]. Petrozavodsk: KarRC RAS, 1992. 190 p.
Arndt N. T., Lesher C. M., Barnes S. J. Komatiite. Cambridge: Cambridge Univ. Press., 2008. 467 p.
BeatyD. W., Taylor H. P. Jr. The oxygen isotope geochemistry of komatiites: evidence for water-rock interaction. Komatiites. Eds. N. T. Arndt, E. G. Nisbet. London, 1982. P. 267-278.
Coggon R. M., Teagle D. A. H., Cooper M. J., Hayes T. E. F., Green D. R. H. Data report: compositions of calcium carbonate veins from superfast spreading rate crust, ODP Leg 206. Eds. D. A. H. Teagle, D. S. Wilson, G. D. Acton, D. A. Vanko. Proceed. Ocean Drilling Programm, Sci. Results. Vol. 206: College Station,
TX (Ocean Drilling Program), 1-6. 2006. doi: 10.2973/ odp.proc.sr. 206.002.2006
Colvine A. C., Andrews A. J., Cherry M. E., Du-rocher M. E., Fyon A. J., Lavigne M. J., Macdonald A. J., Marmont S., Poulsen K. H., Springer J. S., Troop D. G. An integrated model for the origin of Archean lode gold deposits. Ontario Geol. Survey, open-file report 5524. 1984. 98 p.
Colvine A. C., Fyon J. A., Heather K. B., Marmont S., Smith P. M., Troop D. G. Archean lode gold deposits in Ontario. Ontario Geol. Survey, Misc. Paper 139. 1988. 136 p.
Elmer F. L., White R. W., Powell R. Devolatilization of metabasic rocks during greenschist-amphibolite facies metamorphism. J. Metamorph. Geol. 2006. Vol. 24. P. 497-513. doi: 10.1111/j.1525-1314.2006.00650.x
Fyon J. A., Schwarcz H. P., Crocket J. H. Carbon and oxygen isotope chemistry of replacement carbonates from the Timmins-Porcupine Gold camp. Summary of Research, Geoscience Research Grant Program, Ontario Geol. Survey, Misc. Paper 93. 1980. P. 72-83.
Fyon J. A., Schwarcz H. P., Crocket J. H., Knyf M. Grant 49: Gold exploration potential using oxygen, carbon and hydrogen stable isotope systematics of car-bonatized rock and quartz veins, Timmins area. Ontario Geol. Survey, Misc. Paper 103. 1982. P. 59-64.
Fyon J. A., Crocket J. H., Schwarcz H. P. Application of stable isotope studies to gold metallogeny in the Tim-mins-Porcupine camp. Ontario Geol. Survey, open-file report 5464. 1983. 182 p.
Goldfarb R. J., Baker T., Dubé B., Groves D. I., Hart C. J. R., Gosselin P. Distribution, Character, and Genesis of Gold Deposits in Metamorphic Terranes. Economic Geol. 100th Anniv. Vol. 2005. P. 407-450.
Golding S. D., Groves D. I., VcNaughton N. J., Barley M. E., Rock N. M. S. Carbon isotopic composition of carbonates from contrasting alteration styles in supracrustal rocks of the Norseman-Wiluna Belt, Yilgarn Block, Western Australia: Their significance to the source of Archaean auriferous fluids. Recent Advances in Understanding Precambrian Gold Deposits. Eds. S. E. Ho, D. I. Groves; Geol. Dep. and Univ. Extension, Univ. of Western Australia, Publication no. 11. 1987. P. 215-238.
Golding S. D., McNaughton N. J., Barley M. E., Groves D. I., Ho S. E., Rock N. M. S., Turner J. V. Ar-chean carbon and oxygen reservoirs: their significance for fluid sources and circulation paths for Archean me-sothermal gold deposits of the NorsemanWiluna Belt, Western Australia. Econ. Geol. Monogr. 1989. Vol. 6. P. 376-388. doi: 10.5382/Mono.06.29
Groves D. I., Golding S. D., Rock N. M. S., Barley M. E., McNaughton N. J. Archaean carbon reservoirs and their relevance to the fluid source for gold deposits. Nature. 1988. Vol. 331. P. 253-257.
Kerrich R. Archean gold: relation to granulite formation or felsic intrusions? Geology. 1989. Vol. 17. P. 1011-1015. doi: 10.1130/0091 -7613(1989)017<1011 : AGRTGF>2.3.CO;2
Kerrich R. Carbon-isotope systematic of Arche-an Au-Ag vein deposits in the Superior Province. Can. J. Earth Sci. 1990. Vol. 27. P. 40-56. doi: 10.1139/ e90-004
Lampinen H. Karbonaattiutuminen ja siihen liittyvä kultamalmin muodostus arkeeisella Kuhmon-Suomus-salmen vihreäkivivyöhykkeellä (Carbonatization and associated gold mineralization in the Archean Kuhmo-Suo-mussalmi Greenstone Belt): Master's Thesis. 2005. 174 p.
McCuaig T. C., Kerrich R. P-T-t-deformation-fluid characteristics of lode gold deposits: evidence from alteration systematic. Ore Geol. Rev. 1998. Vol. 12. P. 381-453. doi: 10.1016/S0169-1368(98)80002-4
Ohmoto H., Rye R. O. Isotopes of sulfur and carbon. Geochemistry of hydrothermal ore deposits. Ed. H. L. Barnes. New York: John Wiley and Sons, 1979. P. 509-567.
Phillips G. N. Metamorphic fluids and gold. Mineralo-gical magazine. 1993. Vol. 57, iss. 388. P. 365-374. doi: 10.1180/minmag. 1993.057.388.02
Powell R., Will T. M., Phillips G. N. Metamorphism in Archaean greenstone belts: calculated fluid compositions and implications for gold mineralization. J. Metamorph. Geol. 1991. Vol. 9. P. 141-150. doi: 10.1111/ j.1525-1314.1991.tb00510.x
Puchtel I. S., Hofmann A. W., Mezger K., Jochum K. P., Shchipansky A. A., Samsonov A. V. Oceanic plateau model for continental crustal growth in the Archaean: a case study from the Kostomuksha greenstone belt, NW Baltic Shield. Earth Planet. Sci. Lett. 1998. Vol. 155. P. 57-74. doi: 10.1016/S0012-821X(97)00202-1
Schandl E. S., Naldrett A. J. CO2 metasomatism of serpentinites, south of Timmins, Ontario. Can. Mineral. 1992. Vol. 30. P. 93-108.
Schidlowski M., Eichmann R., Junge C. E. Precam-brian sedimentary carbonates: carbon and oxygen isotope geochemistry and implications for the terrestrial oxygen budget. Precambrian Res. 1975. Vol. 2. P. 1-69.
СВЕДЕНИЯ ОБ АВТОРЕ:
Климовская Екатерина Евгеньевна
научный сотрудник Институт геологии КарНЦ РАН, Федеральный исследовательский центр «Карельский научный центр РАН»
ул. Пушкинская, 11, Петрозаводск, Республика Карелия,
Россия, 185910
эл. почта: [email protected]
Shibuya T., Tahata M., Kitajima K., Ueno Y., Komiya T., Yamamoto S., Igisu M., TerabayashiM., Sawaki Y., TakaiK., Yoshida N., Maruyama S. Depth variation of carbon and oxygen isotopes of calcites in Archean altered upper oceanic crust: implications for the CO2 flux from ocean to oceanic crust in the Archean. Earth Planet. Sci. Lett. 2012. Vol. 321-322. P. 64-73. doi: 10.1016/j.epsl.2011.12.034
Stoute J. E. Carbonated Sections from komatiite flow-top alteration zones in the Barberton greenstone belt: implications for near-surface archean environments. LSU Master's Theses. 2984. 2007. 112 p.
Taylor H. P. Jr. Oxygen and hydrogen isotope relationships in hydrothermal mineral deposits. Geochemistry of hydrothermal ore deposits. N. Y: John Wiley and Sons, 1997. P. 229-302.
Tourpin S., Gruau G., Blais S., Fourcade S. Resetting of REE, and Nd and Sr isotopes during carbonitiza-tion of a komatiite flow from Finland. Chem. Geol. 1991. Vol. 90. P. 15-29. doi: 10.1016/0009-2541(91)90030-U
Valley J. R. Stable isotope geochemistry of metamorphic rocks. Stable isotopes in high temperature geological processes. Eds. J. W. Valley, H. P. Taylor, J. R. O'Neil. 1986. P. 445-489.
Veizer J., Hoefs J., Lowe D. R., Thurston P. C. Geochemistry of Precambrian carbonates: II. Archean greenstone belts and Archean sea water. Geochim. Cosmochim. Acta. 1989. Vol. 53, iss. 4. P. 859-871. doi: 10.1016/0016-7037(89)90031-8
Zheng Y. F. Oxygen isotope fractionation in carbonate and sulfate minerals. Geochem. J. 1999. Vol. 33. P. 109-126. doi: 10.2343/geochemj.33.109
Received January 31, 2020
CONTRIBUTOR:
Klimovskaya, Ekaterina
Institute of Geology, Karelian Research Centre, Russian Academy of Sciences
11 Pushkinskaya St., 185910 Petrozavodsk, Karelia, Russia e-mail: [email protected]
