CC BY
23УДК 551.71+551.72+552.5+550.4
С. Б. ЛОБАЧ-ЖУЧЕНКО, Н. А. АРЕСТОВА, А. Б. ВРЕВСКИЙ, Ю. С. ЕГОРОВА, Ш. К. БАЛТЫБАЕВ (ИГГД РАН), В. В. БАЛАГАНСКИЙ (ГИ КНЦ РАН), Е. С. БОГОМОЛОВ (ИГГД РАН), Л. М. СТЕПАНЮК (ИГМР НАН),
А. В. ЮРЧЕНКО (ИГГД РАН)
ПРОИСХОЖДЕНИЕ КРИСТАЛЛОСЛАНЦЕВ ПОБУЖСКОГО ГРАНУЛИТОВОГО КОМПЛЕКСА
УКРАИНСКОГО ЩИТА
В западной части Украинского щита в пределах Днестровско-Бугской провинции изучены кри-сталлосланцы древнейшей днестровско-бугской серии. Протолитом кристаллосланцев были вулканические породы, в них выделены петрохимические типы железистых, толеитовых, глинозёмистых и высокомагнезиальных базальтов, а также коматииты. Рассмотрены процессы, приведшие к вариациям составов кристаллосланцев: контаминация (менее 4%) древнего корового материала, ответственная за нарушение Sm-Nd системы; повышенные в некоторых образцах содержания ли-тофильных и легких редкоземельных элементов как результат воздействия флюида, в то время как повышенные содержания РЗЭ во всех кристаллосланцах предполагают обогащенный в отношении РЗЭ мантийный источник. Базальты всех зеленокаменных поясов Украины имеют глубинный источник и являются производными плюма. Анализ отношений CaO/Al2O3, CaO/TiO2, Gd/Yb, характеризующих глинозёмистость коматиитов, указывает на различные условия формирования коматиитов Украинского щита и кратона Каапвааль в сравнении с коматиитами Балтийского щита и большей частью коматиитов кратона Пилбара.
Ключевые слова: Украинский щит, Днестровско-Бугская провинция, кристаллосланцы, базальты, коматииты, геохимия.
Mafic and ultramafic granulites of the oldest Dniestr-Bug sequence located at the Dniestr-Bug province of the western Ukrainian Shield were derived from the volcanic rocks such as: iron-, highmagnesium, aluminous and tholeitic basalts and komatiites. Processes which were responsible for the variations of compositions of the rocks include: contamination (up to 4%) of the ancient crustal component providing disequilibrium of Sm-Nd systems; fluid activities resulted in increasing of LIL, LREE, while small REE enrichment of all rocks suggest enriched mantle sources. Basalts of all greenstone belts of the Ukrainian Shield are derived from the deep level and were originated from a plume. Based on CaO/Al2O3, CaO/TiO 2, Gd/Yb ratios characterizing Al-content in komatiites it was suggested different conditions of their formation in the Ukrainian Shield and the Kaapvaal craton compared to komatiites of the Baltic Shield and most of those from the Pilbara craton.
Keywords: Ukrainian Shield, Bug granulite complex, pyroxene granulites, basalts, komatiites, geochemistry.
Введение. Побужский гранулитовый комплекс (рис. 1, А) расположен в западной части Украинского щита (УЩ) на юге Днестровско-Бугской провинции (ДБП). Примерно 10% выходов грану-литового комплекса на современную поверхность отставляют метаморфизованные мафиты и ультра-мафиты [16]. Среди мафитов преобладают пирок-сенсодержащие кристаллосланцы, слагающие толщи, небольшие линзы и дайки в гнейсоэндербитах [11]. Природа этих кристаллосланцев весьма спорна. А. Б. Фомин, О. С. Егоров и К. В. Когут [13] интерпретировали кристаллосланцы как базальты и коматииты, основываясь на их химическом составе, а И. С. Усенко, Б. Г. Яковлев и Э. А. Никулина [12] считали, что химических признаков для такого отнесения недостаточно. В данной работе, на основе новых материалов по строению разрезов [9], петро- и геохимии кристаллосланцев, включая изотопную геологию Nd, мы возвращаемся к задаче выявления их первичной природы. Учитывая многостадийность тектоно-метаморфической переработки кристаллосланцев, не менее важно было установить время и параметры их метаморфизма,
что рассмотрено Ш.К. Балтыбаевым и др. [4]. Поскольку кристаллосланцы днестровско-бугской серии (ДБС) все исследователи региона относят к палеоархейским образованиям, то реконструкция их природы позволяет восстановить ранние этапы эволюции и, в частности, роль и значение базитово-го вещества в образовании древней архейской коры.
Краткая геологическая характеристика участков развития кристаллосланцев. Кристаллосланцы мы изучали на левом берегу р. Южный Буг (рис. 1, Б), в районе с. Хащеватое (48°17' с. ш., 29°56' в. д.) и в карьере Одесский (48°13' с. ш., 29°59' в. д.). В районе с. Хащеватое кристаллосланцы закарти-рованы в двух обнажениях, в одном из них они контактируют с пачкой метаморфизованных железистых осадков (рис. 1, обн. UR 86). В северной части карьера Одесский кристаллосланцы слагают небольшую тектоническую линзу, расположенную среди гнейсоэндербитов (рис. 2). Небольшие включения кристаллосланцев в гнейсоэндербитах имеются и в других частях карьера. При детальном изучении разрезов северной линзы в карье-
Региональная геология и металлогения, № 59, 2014 © С. Б. Лобач-Жученко, Н. А. Арестова, А. Б. Вревский,
Ю. С. Егорова, Ш. К. Балтыбаев, В. В. Балаганский, Е. С. Богомолов, Л. М. Степанюк, А. В. Юрченко, 2014
4
1* »л
+ +
иГ
UR1W
200 £
С
' к
URSE
Рис. 1. Схема геологического строения района с. Хащева-тое (А), геологическое строение среднего течения р. Юж. Буг и положение детально изученных участков (Б). Сост. В. В. Балаганский, Ш. К. Балтыбаев, С. Б. Лобач-Жу-ченко, Л. М. Степанюк, А. В. Юрченко
А. 1 — ортогнейсы (гнейсоэндербиты, гнейсочарнокиты); 2 — кристаллосланцы Орх-Срх, Gгt-Opx-Cpx; 3 — гранатовые гнейсы, «гранулиты»; 4 — кварциты (а — обнаженные, б — задернованные); 5 — граниты двуполевошпато-вые; 6 — элементы залегания (сланцеватость, линейность); 7 — вспомогательные структурные линии; 8 — обнажение и его номер.
Б. 1 — кварциты и карбонатные породы бугской серии; 2 — высокоглинозёмистая толща (гнейсы силлиманито-вые, кордиеритовые, гранатовые, биотитовые, амфиболо-вые, графитовые и графитсодержащие); 3 — основные породы (мафитовые гнейсы, кристаллосланцы, амфиболиты и габбро-амфиболиты); 4 — граниты нерасчлененные; 5 — эндербиты, мигматиты, чарнокиты; 6 — разломы. На врезке: ДБП — Днестровско-Бугская, СПП — Среднепри-днепровская, КП — Кировоградская, ПП — Приазовская, РТП — Россинско-Тикическая, ВП — Волынская провинции. ГЗ — Голованевская, КЗ — Криворожская, ОПЗ — Оре-хово-Павлоградская шовные зоны
120 м н к
ре Одесский вместе с кристаллосланцами были обнаружены прослои осадков, представленных мономинеральными кварцитами, гранатовыми, гранат-пироксеновыми и магнетит-пироксеновы-ми кварцитами и гнейсами [9]. Участие в строении единого разреза вместе с кристаллосланцами также и метаморфизованных осадков (рис. 2, 3) указывает на то, что протолитом кристаллосланцев были скорее всего вулканические породы. Наблюдаемые
в кристаллосланцах структуры соответствуют деформациям и метаморфизму архейского и палео-протерозойского времени [4].
Химический состав кристаллосланцев, их систематика. Содержание главных и редких элементов определено методом ICP-MS в лабораториях Института геологии (г. Петрозаводск), ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург), Института геохимии и анали-
Рис. 2. Геологическое строение северной части карьера Одесский днестровско-бугской серии (А) и детальные разрезы, показывающие объемы кристаллосланцев различного состава, их перемежаемость друг с другом и с метаморфи-зованными осадочными породами (Б)
А. 1 — коренные выходы (стенки карьера); 2 — дно карьера; 3 — гнейсоэндербиты.
Б. 1—4 — метабазальты (1 — железистые, 2 — глинозёмистые, 3 — толеитовые, 4 — высокомагнезиальные); 5 — метакома-тииты; 6 — кварциты, 7 — гранатовые, гранат-магнетитовые и гранат-пироксеновые, 8 — магнетитовые; 9 — гнейсоэндербиты. Разрезы 1, 5, 8 показаны с точками отбора изученных образцов
тической химии им. В. И. Вернадского (г. Москва). Удовлетворительная сходимость результатов аналитических измерений разных лабораторий была повторно подтверждена (8 проб).
Поскольку практически на все архейские комплексы Украинского щита в той или иной степени наложены полиметаморфические процессы, то проблема сохранности их первичного состава всегда была актуальна при петрогенетических и изотопно-геохимических исследованиях. Для петро- и геохимического изучения нами отбирались образцы пород без микро- и макроскопически видимых следов мигматизации, максимально однородные по своим текстурам и структурам.
Не затрагивая общих проблем изохимической природы регионального метаморфизма, можно констатировать, что наиболее мобильны при метаморфических процессах крупноионные лито-фильные элементы Cs, Rb, К, Ма, Ва, Sг и Еи2+, а наименее подвижны Mg, Сг, Fe, Мп, №, Со, Y, Т^ Zг, [17]. В общем случае РЗЭ — малоподвижные элементы при наложенных метаморфических преобразованиях, а несистематические вариации содержания и распределения легких РЗЭ при карбонатизации и хлоритизации коматиитов, отмеченные в литературе, например на Балтийском щите (БЩ) для коматиитов Финляндии, могут быть исключены при петрографическом контроле системы опробования.
Перечисленные ограничения определили использование в работе только некоторых петроген-ных элементов ^Ю2, А1203, MgO, FeO) для выявления наиболее общих закономерностей эволюции состава коматиитов, а сопряженные вариации содержания ряда некогерентных элементов (И, Zг, Y, Мэ) и распределения РЗЭ с изотопным составом Nd
использованы для петрогенетических построений и выводов.
Опираясь на наименее мобильные при метаморфизме элементы [17], мы разделили породы на пять петрохимических групп (табл. 1): железистые метабазальты 1—7, толеитовые метабазальты 10—15, глинозёмистые метабазальты 18—22, высокомагнезиальные метабазальты 25—34 и коматииты 37—46. В соответствии с нормативным составом, железистые метабазальты являются кварцевыми толеитами, а породы второй—четвертой групп оли-виновыми. На диаграмме TiO2—MgO [3, 8] кри-сталлосланцы первой, второй и частично третьей групп располагаются в поле толеитовой, а породы четвертой и пятой — в поле коматиитовой серии.
Сходные петрохимические группы пород присутствуют во всех зеленокаменных поясах. В табл. 1 сопоставлены средние составы соответствующих групп базальтов гранит-зеленокаменных областей Среднеприднепровской провинции УЩ и Карельской провинции БЩ.
Рис. 3. Деталь строения осадочно-вул-каногенной толщи, демонстрирующая линзовидно-полосчатое строение пород, что свидетельствует о сложной деформационной истории толщ (разрезы 2 и 3 с точками отбора изученных образцов)
1—4 — метабазальты (1 — железистые, 2 — глинозёмистые, 3 — толеитовые, 4 — высокомагнезиальные); 5 — мета-коматииты; 6 — кварциты с прослоями гранатовых кварцитов; 7 — нерасчле-ненные кристаллосланцы; 8 — пегма-тоидный гранит; 9 — тектонические нарушения; 10 — и-РЬ возраст цирконов
Содержание главных элементов (мас. %) в породах днестровско-бугской серии и их средние содержания для метавулканитов Карельской и Среднеприднепровской провинций
Номер п. п. Образец SiO2 Al2Oз FeOt MnO MgO CaO P2O5
Железистые метабазальты гр. 1
1 ТО 82/9 48,45 1,08 14,22 14,12 0,16 6,70 7,92 2,60 0,62 0,28
2 та 82/5 46,50 2,13 16,06 14,19 0,22 6,12 9,85 2,36 0,31 0,22
3 та 89/8 48,02 1,63 13,30 16,25 0,20 7,23 10,04 1,81 0,23 0,16
4 та 82/4 48,12 1,39 9,78 17,57 0,24 9,78 10,75 1,30 0,23 0,10
5 та 93/6 48,56 2,11 14,11 14,69 0,16 6,27 9,87 2,19 0,32 0,22
6 та 93/4 48,20 2,27 13,42 17,94 0,18 5,47 8,83 1,86 0,25 0,21
7 та 93/8 46,82 2,22 13,82 17,45 0,22 6,14 9,34 1,86 0,21 0,25
8 ж (4) 48,30 2,09 13,12 16,08 0,18 5,84 9,10 2,20 0,40 0,21
9 1СП(6) 49,54 0,92 14,74 11,79 0,19 8,58 8,50 3,00 0,80 0,20
Толеитовые метабазальты, гр. 2
10 та 89/3 48,00 1,30 14,63 11,79 0,21 8,08 11,49 1,90 0,24 0,16
11 та 17/1 49,40 1,31 13,70 11,16 0,19 7,23 8,53 2,03 0,25 0,21
12 та 17/9 48,90 1,21 13,50 11,07 0,19 7,39 8,57 1,75 0,24 0,20
13 та 17/7 50,66 1,71 12,39 13,82 0,21 9,25 7,02 2,40 0,70 0,30
14 та 17/17 51,30 1,14 11,50 12,76 0,15 7,76 5,82 2,50 0,71 0,28
15 06-BG37 49,08 0,83 14,71 13,38 0,20 7,22 10,71 3,28 0,31 0,06
16 2К (55/9) 50,38 0,85 14,84 11,79 0,19 8,06 9,81 2,45 0,41 0,09
17 2СП (59/1) 49,25 0,99 14,06 10,53 0,14 6,91 8,80 2,30 0,80 0,01
Глинозёмистые метабазальты, гр. 3
18 та 91 44,86 1,40 18,13 10,71 0,17 8,89 11,10 2,65 0,31 0,15
19 та 88-Хщ 46,42 1,37 18,81 9,88 0,15 7,47 10,89 2,98 0,42 0,11
20 та 86 48,94 0,41 18,77 7,34 0,19 9,59 12,79 0,63 0,13 0,08
21 та 82/14 49,69 0,54 17,30 8,42 0,15 9,20 10,12 3,23 0,21 0,06
22 та 82/13 46,60 0,92 16,63 11,01 0,17 11,51 9,85 1,95 0,16 0,13
23 3К (3) 51,56 0,90 18,32 9,94 0,17 7,41 8,60 2,20 0,37 0,06
24 3СП (1) 47,17 1,03 17,99 10,09 0,25 7,61 10,30 1,30 0,02 0,10
Высокомагнезиальные метабазальты, гр. 4
25 06-BG36 [15] 47,47 0,74 5,78 13,70 0,22 15,91 13,10 0,89 0,36 0,07
26 та 82/12 44,88 0,93 14,75 11,85 0,19 14,49 9,31 1,68 0,22 0,07
27 та 93 47,11 0,86 10,37 14,49 0,22 13,09 9,61 1,14 0,90 0,06
28 та 89/16 49,34 0,64 7,35 15,39 0,25 13,38 10,05 1,54 0,40 0,08
29 та 89/9 49,04 0,42 14,66 9,74 0,19 12,89 12,74 1,67 0,33 0,11
30 та 91/3 44,39 1,03 13,78 13,54 0,23 12,62 11,62 1,15 0,17 0,08
31 та 89/10 48,54 0,41 12,83 10,30 0,26 11,05 13,32 0,93 0,30 0,08
32 та 93/2 48,03 0,93 15,04 12,30 0,22 10,15 9,87 0,94 0,22 0,07
33 та 91/1 54,05 0,74 12,29 12,56 0,21 9,91 5,96 1,74 1,15 0,09
34 та 89/1 49,75 0,78 12,43 13,20 0,20 9,07 11,30 1,57 0,13 0,03
35 4К (26/9) 49,75 0,56 11,40 11,97 0,21 14,95 8,46 1,90 0,30 0,07
36 4СП (2) 48,99 0,51 15,24 9,20 0,17 11,27 9,42 1,24 0,30 0,18
Метакоматииты, гр. 5
37 та 82/7 46,20 0,20 4,72 9,80 0,10 29,80 3,68 0,30 0,1 <0,01
38 та 17/16 47,30 0,34 7,21 12,24 0,22 22,80 5,85 0,30 0,14 0,16
39 та 89/19 48,37 0,44 6,32 11,22 0,19 22,80 6,65 0,62 0,14 0,10
40 та 89/20 49,34 0,40 6,80 13,19 0,22 22,96 6,09 0,53 0,15 0,03
41 та 89/2 49,38 0,40 6,56 13,26 0,21 21,02 6,05 0,47 0,09 0,10
42 та 17/13 46,08 0,72 9,59 14,07 0,26 20,95 6,22 0,76 0,23 0,07
43 та 17/10 46,20 0,55 8,59 11,61 0,19 19,10 5,55 0,99 0,53 0,17
44 та 17/6 48,30 0,42 7,91 10,26 0,21 18,50 6,29 0,84 1,54 0,15
45 та 17/8 46,44 0,72 10,59 12,95 0,24 18,03 6,33 1,05 0,55 0,10
46 та 91/6 44,10 0,80 13,62 14,80 0,22 17,34 8,04 0,97 0,74 0,09
47 та 17/12 46,20 0,69 9,06 12,15 0,23 17,50 6,19 1,10 0,22 0,18
48 5К (7/2) 48,14 0,48 8,06 12,01 0,21 20,29 9,07 0,45 0,11 0,04
49 5СП (3) 44,40 0,46 6,74 10,35 0,18 23,43 5,55 0,20 0,18 0,22
Примечание. Кристаллосланцы (метавулканиты) днестровско-бугской серии 1—7, 10—15, 18—22, 25—34, 37—47. Среднее содержание в метавулканитах (число анализов) провинций Карельская 8, 16, 23, 35, 49 и Среднеприднепровская 9, 17, 24, 36, 48.
Рис. 4. Распределение РЗЭ в петро-химических группах кристаллослан-цев (06-BG36 из работы [15])
Большинство пород характеризуется слабым фракционированием РЗЭ, но единичные образцы демонстрируют значительное фракционирование либо за счет обогащения легкими РЗЭ, либо за счет обеднения тяжелыми РЗЭ (железистые метабазальты, обр. UR 82/9)
Содержание редких и редкоземельных (ррт) элементов в породах днестровско-бугской серии
Номер п. п.
Образец
ЯЬ
8г
Y
гг
Ва
№
Со
N1
Сг
V
ш
Оа
Th
Железистые мета
1 ИЯ 82/9 8,6 375 21 549 13 57 209 298 210
2 ИЯ 82/5 1,33 121 48 65 7,8 53 115 159 362 3,6 0,46
3 ИЯ 89/8 <2 112 41 104 46 6,1 68 162 2,8 0,19 0,56
4 ИЯ 82/4 1,37 68 34 58 50 3,6 64 104 171 1,75 0,77
5 6 ИЯ 93/6 ИЯ 93/4
7 ИЯ 93/8 <2 100 41
8 1К (4) 33 167 32 116 261 6 47 64 93 314 3,0
9 1СП (6) 33 167 32 116 261 6,0 47 64 93 314 3,3 3
Толеитовые мета
10 ИЯ 89/3 2,8 169 17 23 107 8 45 94 208 295 1,3 16 0,36
11 ИЯ 17/1 5,8 171 21 85 167 8,7 48 34 218 294 0,6 1,8
12 ИЯ 17/9 3,0 164 20 70 86 8,1 47 48 246 274 1,8 0,16 0,91
13 ИЯ 17/7
14 ИЯ 17/17 8 409 17 71 951 13 40 62 306 138 1,8 17,4 0,82
15 06-Вв37 1 153 55 95 3 52 285 2 16 0,2
16 2К (55/9) 8 118 20 47 126 4 55 102 270 261 4,0
17 2СП (59/1) 5 142 14 49 107 1,3 65 121 383 323 0,5 15,7 0,05
Глинозёмистые
18 ИЯ 91 6 181 18 39 101 8,5 52 87 221 339 1,99 18 0,57
19 ИЯ 88-Хщ 8 135 19 77 178 8,2 48 91 213 329 3,12 18,7 1,2
20 ИЯ 86 1 39 15 24 41 0,8 45 96 567 335 1,17 12,1 0,41
21 ИЯ 82/14 15 51 159 588 14
22 ИЯ 82/13 18 66 249 640
23 3К (3) 8 154 21 62 96 2,1 283 159 31 239
24 3СП —
Высокомагнезиальные
25 06-Вв36 25 43 _ 42 125 4 84 227 1 11 0,7
26 ИЯ 82/12 19 72 281 812 14,7
27 ИЯ 93 14 86 17 52 448 4,3 304 663 263 1,88 13,9 <0,1
28 ИЯ 89/16 4,0 94 23 18 105 3,8 65 355 891 248 1,4 11,2 0,49
29 ИЯ 89/9 3 59 15 23 84 0,8 36 84 575 277 1,02 12,5 0,63
30 ИЯ 91/3 1,7 62 24 42 19,6 2,7 63 86 213 412 1,98 15,2 0,5
31 ИЯ 89/10 3,1 34 14 18 33 0,5 52 109 681 304 0,87 10,4 0,52
32 ИЯ 93/2 3 84 17 46 148 3,8 180 332 292 1,36 15,9 0,47
33 ИЯ 91/1 13 43 16 76 494 3,6 59 209 707 309 2,9 9,5 0,84
34 ИЯ 89/1 <2 117 20 43 43,7 2,6 171 474 266 1,37 14,2 0,36
35 4К (26/9) 8 45 21 26 58 2,4 72 524 1184 213
36 4 СП (2) 8 13,5 10 35 136 1,5 47 228 360 150 1,4
Метакома
37 ИЯ 82/7 3 22 5,2 н,о 31 1,3 118 1330 2190 93 0,1 <0,1
38 ИЯ 17/16 <2 17 9,5 29 15 1,2 84 351 1950 125 0,7 8,37 3,92
39 ИЯ 89/19 2,5 31 9,1 31 42 2,2 1010 1500 148 0,8 8,44 0,66
40 ИЯ 89/20 3,68 20 9,2 29 32 2,1 675 1430 161 0,7 10,1 0,35
41 ИЯ 89/2 <2 19 9,6 32 20 1,7 722 1860 151 0,9 9,21 0,27
42 ИЯ 17/13 5,65 25 21 41 41 46 90 439 1691 1,0 0,57
43 ИЯ 17/10 21,5 39 14 45 120 2,6 71 252 1550 176 0,9 9,74 0,91
44 ИЯ 17/6 119 24 17 59 288 3,4 62 213 1450 157 1,2 11,6 2,25
45 ИЯ 17/8
46 ИЯ 91/6 13,7 56 20 47 164 2,6 72 376 1284 313 2,0 13,1 0,75
47 ИЯ 17/12 48 17 45 45 3,1 70 186 123 201 1,2 11,5 0,72
48 5К (7/2) 3,1 16 10 23 3,8 10 102 794 2778 152
49 5СП (3) 2 68 7 33 21 4 99 1250 1496 140 6 1,00
Примечание. Закрашено серым — значения не определены.
и их средние содержания для метавулканитов Карельской и Среднеприднепровской провинций
U
La
Ce
Pг
Nd
Sm
Eu
Gd
Dy
Ho
Eг
Tm
Yb
Lu
базальты, гр. 1
28,4 3,39 15,5 3,6 1,37 4,2 0,6 3,88 0,70 2,04 0,25 1,6 0,22
0,14 8,3 20 3,1 14,7 4,9 1,49 6,2 1,08 6,9 1,53 4,6 0,76 4,6 0,68
0,12 9,96 23,8 3,62 18,4 4,82 1,7 5,79 0,96 6,67 1,56 4,8 0,6 4,2 0,67
0,19 6 18,4 3,3 17,4 5,2 1,1 6 0,93 5,7 1,07 3,1 0,49 3,0 0,43
13 29 16,1 4,1 1 4,6 0,8 5,7 3,5 0,5 3,3 0,5
0,7 13,0 29,0 3,8 16,1 4,1 1,0 4,6 0,8 5,7 1,2 3,5 0,5 3,3 0,5
базальты, гр. 2
0,1 5,89 14,3 2,01 10,1 2,84 1,02 3,41 0,54 3,51 0,67 2,04 1,9 0,25
0,13 7,38 16,8 2,69 11,4 3,14 1,12 3,65 0,65 3,83 0,8 2,11 2,1 0,3
0,17 7,22 16,3 2,63 12,0 3,19 1,01 3,84 0,67 3,89 0,85 2,09 0,50 2,0 0,27
0,26 21,4 37,7 4,85 18,6 4,47 1,3 4,32 0,59 3,35 0,61 1,88 0,25 1,4 0,22
<0,01 4,9 13 1,76 7,7 2 0,73 3,03 0,58 3,44 0,64 1,98 0,31 1,9 0,33
2,8 6,8 1,1 4,8 1,7 0,8 2,2 1,2 2,7 0,9 1,7 0,3 1,8 0,24
0,05 1,52 3,14 0,58 3,36 1,26 0,64 1,74 0,38 2,3 0,51 1,59 0,23 1,3 0,23
метабазальты гр. 3
0,1 7,0 15,4 2,47 10,8 3,3 1,2 3,79 0,64 4,05 0,81 2,28 0,32 2,0 0,29
0,29 10,5 23,6 3,73 15,9 4,48 1,46 4,68 0,73 4,34 0,86 2,46 0,33 2,1 0,3
0,06 1,8 4,3 0,7 3,07 1,07 0,39 1,79 0,39 2,96 0,69 2,18 0,32 2,2 0,33
6,3 15,2 1,96 8,38 2,1 0,59 2,25 0,37 2,63 0,55 1,60 0,22 1,4 0,20
4,3 12,7 1,88 9,08 2,43 0,79 2,78 0,48 3,22 0,65 1,78 0,26 1,6 0,22
2,5 7,1 5,9 1,9 0,7 2,6 3,1 1,0 1,9
метабазальты гр. 4
0,1 8,9 25,5 3,38 14,3 3,5 0,89 3,71 0,66 3,95 0,68 2,03 0,27 1,7 0,29
4,38 14,01 2,09 9,88 2,7 0,59 2,94 0,53 3,6 0,72 2,14 0,29 1,8 0,27
<0,1 5,38 15,1 2,07 9,7 2,46 0,87 2,97 0,46 3,15 0,59 1,79 0,23 1,5 0,21
0,04 14,8 35,2 5,38 21,5 5,46 0,98 5,63 0,89 5,28 1,06 2,98 0,41 2,6 0,37
0,24 6,86 14,6 2,13 8,4 2,1 0,52 2,47 0,43 2,93 0,63 1,89 0,27 1,8 0,27
0,53 5,05 13,2 2,38 10,8 3,73 1,06 4,35 0,78 5,12 1,07 3,17 0,46 3,1 0,45
0,16 1,51 3,4 0,52 2,3 0,88 0,33 1,47 0,33 2,54 0,6 1,92 0,29 2,0 0,3
0,19 6,75 15,3 2,13 9,43 2,63 0,84 2,96 0,53 3,08 0,64 1,81 0,26 1,0
0,22 7,81 15,7 2,57 11,9 3,94 0,84 3,99 0,64 3,85 0,75 2,16 0,29 1,9 0,29
<0,1 5,36 13,8 1,87 8,79 2,4 0,79 3,00 0,48 3,57 0,68 2,07 0,29 1,9 0,26
1,14 2,8 0,45 2,77 0,95 0,52 1,32 0,23 1,76 0,38 1,1 0,16 1,0 0,15
4,7 9,8 1,3 4,9 1,1 0,4 1,3 0,2 1,6 0,4 1 0,20 1,0 0,10
тииты гр. 5
<0,1 2,4 4,97 2,6 0,63 0,11 0,77 0,14 0,8 0,17 0,4 0,08 0,42 0,05
0,1 2,1 4,88 0,66 3,3 0,97 0,32 1,2 0,22 1,5 0,34 1,0 0,13 0,82 0,12
0,23 3,0 6,39 0,84 3,8 1,07 0,35 1,29 0,24 6,9 1,43 4,2 0,14 0,89 0,55
0,11 2,2 5,5 0,81 3,9 1,19 0,35 1,29 0,24 1,5 0,3 1,0 0,14 0,96 0,13
<0,1 2,1 5,34 0,74 3,8 1 0,39 1,19 0,24 1,5 0,34 1,0 0,15 0,95 0,14
0,22 4,2 12,7 1,79 8,2 2,19 0,46 2,37 0,45 3,1 0,67 1,9 0,33 1,93 0,31
0,12 5,1 12,6 1,86 7,5 1,6 0,57 2,22 0,4 2,3 0,54 1,5 0,27 1,38 0,15
0,2 11 29,7 4,26 15 3,48 0,65 3,41 0,48 2,9 0,59 1,7 0,27 1,9 0,22
0,19 5,6 13,9 2,31 10 3,36 0,88 4,01 0,7 4,4 0,9 2,6 0,37 2,41 0,34
3,7 9,4 1,4 6,6 2,01 0,66 2,64 0,45 2,6 0,61 1,9 0,31 1,63 0,26
0,9 2,64
0,11 7,1 13,3 1,6 6,5 1,4 0,34 1,43 0,25 1,3 0,28 0,7 0,11 0,73 0,01
Железистые метабазальты (табл. 1, 2, 1—7) характеризуются высоким содержанием FeO (14— 18 мас.%, среднее 16%) и относительно низкой магнезиальностью (#mg = 0,4—0,5), высокими концентрациями ТЮ2 (2,2—1,4 мас.%) и варьирующим содержанием глинозема (А1203 13—16 мас.%). Распределение РЗЭ в железистых базальтах плоское или слабофракционированное — (La/Sm)n = = 1,8—6,1 (рис. 4). Обр. ИЯ 82/5 характеризуется наименее фракционированным распределением РЗЭ, La/Yb = 1,3 (табл. 2, 2).
Содержания главных и редких элементов аналогичны таковым в железистых базальтах Карелии и Среднего Приднепровья (табл. 1, 2, 8, 9), за исключением больших содержаний Сг, №, Со, что согласуется и с несколько большей магнезиальностью кристаллосланцев ДБС.
Железистые метабазальты в разрезах побужско-го комплекса, Среднего Приднепровья и Карелии составляют небольшой объем мафической ассоциации.
Толеитовые метабазальты (табл. 1, 2, 10—15). Главные элементы и #mg варьируют в небольших пределах. Эта группа характеризуется положительной (>0,9) корреляцией SiO2—K2O, А1203—Са0, отрицательной SiO2 с А1203 и СаО, FeO с Y и Сг, что может указывать на важную роль фракционирования плагиоклазов при их формировании. Содержания главных элементов идентичны таковым в толеитах Карелии и Среднего Приднепровья (табл. 1, 2, 16, 17). Все образцы имеют обогащённый спектр распределения РЗЭ (рис. 4). Для образцов ИЯ 17/1, ИЯ 17/9, ИЯ 89/8 распределение РЗЭ соответствует магматическому (La/Yb = 2,7, La/Sm = = 1,5, Gd/Yb = 1,5). Повышенные содержания легких РЗЭ в обр. ИЯ 17/17 = 10, La/Sm = 3) сопровождаются увеличением содержаний Ва, Sг и, вероятно, определяются привносом отмеченных элементов.
Толеитовые базальты как среди кристаллослан-цев Побужья, так и в двух других регионах составляют значительную часть зеленокаменных ассоциаций.
Глинозёмистые метабазальты. Породы этой группы отличаются от других групп базальтов ДБС как высоким содержанием глинозема, так и повышенной магнезиальностью (табл. 1, 18—22). Глинозёмистые базальты ДБС по сравнению с базальтами Карелии и Среднего Приднепровья (табл. 1, 2, 23, 24) отличаются повышенными содержаниями легких РЗЭ, высоким отношением (La/Yb)n, MgO, СаО и меньшим содержанием ТЮ2. Исключением является образец, находящийся в непосредственном контакте с железистыми кварцитами и характеризующийся пониженными содержаниями легких РЗЭ (рис. 6) и низким содержанием ТЮ2, Ма2О и FeO (табл. 1, 2, 19). Высокоглиноземистые базальты составляют, как и в других зеленокамен-ных поясах, небольшую часть зеленокаменных ассоциаций (рис. 2, 3).
Высокомагнезиальные метабазальты (табл. 1, 2, 25—34) варьируют по содержанию SiO2 при соответствующем уменьшении MgO от 15,9 до 9,1 мас.%. Три образца отличаются от остальных повышенным содержанием А12О3 (табл. 1, образцы ИЯ 82/12, ИЯ 89/9, ИЯ 93/2), что типично для вулканических туфов базальтового состава. Пространственно эти образцы располагаются в тесной ассоциации с ме-таосадками (рис. 2, 3), что подтверждает предпо-
ложение об их осадочно-вулканогенной природе. Все образцы (за исключением ИЯ 89/16, изменение состава которого связано с воздействием флюида, содержащего Ва и легкие РЗЭ) имеют обогащён-ный спектр распределения РЗЭ с (La/Yb)n = 2,7, (Gd/Yb)n = 1,5 и высокие концентрации РЗЭ (45— 57 ррт), что примерно в два раза превышает концентрации РЗЭ в высокомагнезиальных базальтах Карелии (табл. 2). Высокомагнезиальные базальты составляют существенную часть в ассоциациях всех зеленокаменных поясов.
Метакоматииты (табл. 1, 37—47). К ним следует относить высокомагнезиальные породы, содержащие MgO > 18, ТЮ2 < 1% [27]. Среди кри-сталлосланцев ДБС породы, соответствующие по составу коматиитам, содержат MgO от 29,8 до 17,3 мас.%, #mg от 0,84 до 0,68 и ТЮ2 от 0,23 до 0,8 мас.% (табл. 1, 37—47). Для них характерны обогащенный спектр распределения (La/Yb)n = 1,5—2 (рис. 4) и высокое содержание суммы РЗЭ (табл. 2). Коматииты слагают незначительную часть как в изученной части ДБС, так и в зеленокаменных поясах Среднего Приднепровья и Карелии.
Вариации содержания химических элементов в кристаллосланцах и их возможные причины. Важнейшим условием при реставрации первичных составов пород гранулитовых комплексов является учет влияния наложенных процессов. Петрогенные элементы (Т1, А1, Fe, Mg) при метаморфизме практически немобильны [17]. Доказательством служит корреляция в коматиитах этих элементов с MgO, поскольку точки неизмененных образцов при высокой степени плавления лежат на линии, определяемой фракционированием оливина [6, 17]. Для изученных высокомагнезиальных базальтов значимые коэффициенты корреляции получены только для Fe—Nb и гг—Ш. Отсутствие четкой корреляции для других элементов может быть обусловлено фракционированием пироксенов наряду с оливином, что приведет к снижению в остаточном расплаве в первую очередь глинозема и кремния [6]. Относительно немобильное поведение многих главных элементов кристаллосланцев следует из данных табл. 3 и графиков распределения РЗЭ (рис. 4). Наблюдаемые вариации составов кристаллослан-цев происходят главным образом за счет мобильных элементов (литофильных элементов, особенно Ва) и изотопного состава Nd (табл. 3). Эти вариации могут быть следствием нескольких процессов: ассимиляция мафическими расплавами более древних гранитоидов; воздействие метаморфического флюида, содержащего литофильные и легкие РЗЭ; предшествующее обогащение мантийного источника; гидротермальные изменения вулканитов при формировании вулканогенно-осадочной толщи. Наиболее четко эти процессы могут быть выражены в составах коматиитов.
Нарушение Sm-Nd системы коматиитов как результат ассимиляции более древнего корового материала описывалось неоднократно [20]. Для оценки влияния ассимиляции на состав кристал-лосланцев ДБС рассчитана модель двухкомпонент-ного смешения [25, 26] на основе Sm-Nd изотопных характеристик коматиитов и гнейсоэндербита (табл. 3). В расчетах использован изотопный состав неодима коматиита с мантийным Sm/Nd отношением и плоским распределением РЗЭ (табл. 2, 3, обр. ИЯ 17/16) и гнейсоэндербит с возрастом
Sm-Nd анализ (ррт) пород основного состава днестровско-бугской серии
Образец Порода № 1478ш/144Ш 143Ш/144№ ±2о Возраст, млрд лет Еш (3.2) Еш (3.4)
ИЯ 15/2 Эндербит 3,129 16,2 0,1167 0,510622 4 3,6 -6,4 -4,3
ИЯ 17/16 Метакоматиит 0,993 3,182 0,1887 0,512512 8 3,4-3,2 0,8 1,1
ИЯ 82/11 » 1,707 6,589 0,1566 0,511792 6 3,4-3,2 0 1,1
ИЯ 17/10 » 1,943 7,502 0,1566 0,511865 8 3,4-3,2 1,5 2,5
ИЯ 17/12 » 1,928 6,95 0,1794 0,512297 8 3,4-3,2 0,5 0,9
ИЯ 17/6 » 3,054 14,99 0,1232 0,51095 8 3,4-3,2 -2,6 -0,7
ИЯ 82/12 Высокомагнезиальный метабазальт 2,968 10,85 0,1654 0,512015 6 3,4-3,2 0,8 1,6
ИЯ 82/14 Глинозёмистый метабазальт 2,249 9,289 0,1464 0,51149 4 3,4-3,2 -1,7 -0,3
Рис. 5. Диаграмма ем—Т для коматиитов и гнейсоэндерби-та, показывающая принципиальную возможность нарушения Ш изотопной системы коматиитов за счет различной степени ассимиляции коматиитом (UR 17/16) древнего гнейсоэндербита (UR 15/2)
Рис. 6. Расчет баланса элементов при двухкомпонентном смешении гнейсоэндербита (Ш 15/2) и коматиита (UR 17/16)
При смешении эндербит-коматиита в пропорциях 10:90 и 20:80 линии распределения элементов должны быть сходны с таковыми коматиита, в то время как измеренные концентрации элементов Из, Ва, Ьа, Се, Yb в коматиите ИЯ 17/6 превышают рассчитанные, указывая на иной источник обогащения
Н| ц] _i_j_i_i_i_i_i_j_L_
l 1»
Рис. 7. Положение кристаллосланцев днестровско-бугской серии на диаграмме [17]. Точки метабазальтов и
метакоматиитов располагаются в поле (или вблизи него) базальтов плато — производных глубинного источника (БЕР)
1—4 - метабазальты (1 — железистые, 2 - толеитовые, 3 -глинозёмистые, 4 - высокомагнезиальные); 5 — метакома-тииты
3,6 млрд лет (обр. UR 15/2). Как следует из данных табл. 3, линии эволюции коматиитов в координатах е№—Т будут располагаться между коматиитом UR 17/16 и гнейсоэндербитом UR 15/2 (рис. 5), что допускает принципиальную возможность изменения Sm-Nd системы коматиитов за счет различной степени ассимиляции гнейсоэндербита. Расчет показал, что для изменения Sm-Nd системы большей части коматиитов достаточно 0,7-3,4%-ной контаминации древним коровым материалом.
Воздействие флюида (изменение состава при метасоматозе). В некоторых коматиитах сумма легких РЗЭ возрастает до 80 ррт (табл. 2); Sm/Nd отношение уменьшается от мантийных значений (0,35-0,33) до коровых (0,20). Одновременно с увеличением легких РЗЭ возрастают концентрации Ва (от 33 до 494 ррт). В ряде образцов уменьшение Sm/Nd отношения идет параллельно с повышением содержаний легких РЗЭ и литофильных элементов. Расчет на примере UR 17/6 показал, что ассимиляция 1-10%-ного гнейсоэндербита не может обеспечить наблюдаемых высоких содержаний Ва, La, Се и уменьшения Sm/Nd отношения и требует привноса этих элементов (рис. 6).
Близкие значения, полученные при расчете баланса главных элементов, поддерживают вывод, сделанный выше, об отсутствии влияния на них, в частности на отношение Fe и Mg, наложенных процессов. Таким образом, для крайне высоких содержаний литофильных элементов и легких РЗЭ определяющим было локальное воздействие флюида, что согласуется с тем, что коэффициенты распределения И^/флюид на порядок выше, чем ^^/расплав (http://www.earthref.org/main.htm).
Повышенные содержания в кристаллосланцах РЗЭ, в 2-5 раз превышающие содержания в кома-тиитах и базальтах Балтийского щита, и их более сильное фракционирование могут быть следствием обогащенного по сравнению с РМ мантийного источника. Поскольку исходные расплавы комати-итов и базальтов формируются на разных глубинах и отвечают различному проценту выплавки, но при этом имеют сходные обогащенные и слабодиф-ференцированные спектры распределения РЗЭ с (La/Yb)n = 2-3, мы имеем все основания пред-
полагать, что обогащённость легкими РЗЭ была присуща мантийному источнику. Этот вывод согласуется с данными по HFSE. Как было показано в [2], на диаграмме Nb/Y—Zr/Y исходные расплавы коматиитов и базальтов Украины смещены в сторону обогащенных источников (EN, EM1). Точки средних значений толеитовых и высокомагнезиальных базальтов ДБС также смещены от PM в сторону EM (рис. 7). Возможной причиной такого смещения могло быть смешение глубинного астеносферного источника с субконтинентальной литосферой ± континентальной корой [21]. В работе [33] на примере базальтов пояса Абитиби предложен механизм обогащения как результат драгирования плюмом субкратонной литосферной мантии.
Низкие концентрации TiO2, Na2O и FeO, имеющиеся в нескольких образцах высокоглинозёмистых базальтов, как и пониженное содержание в них легких РЗЭ, вполне вероятно связано с гидротермальными изменениями при осадкообразовании. Этот процесс изучен в поясе Барбертон, где он проявлен на поверхности потока на границе с осадком [32]. Гидротермальные изменения в момент излияния и кристаллизации вулканитов количественно оценить сложно. Тем не менее, уменьшение содержаний многих элементов, включая легкие РЗЭ в образцах кристаллослан-цев, расположенных на контакте с осадочными породами, возможно, свидетельствуют именно об этом процессе, как это показано для древних слабометаморфизованных вулканитов пояса Барбертон [32].
Некоторые геохимические характеристики мантийного источника коматиитов Днестровско-Бугской провинции. Геохимические диаграммы, разработанные для определения геодинамических обстановок формирования фанерозойских базальтов, как показал ряд исследователей (например [7]), не могут использоваться для геодинамической интерпретации особенностей состава архейских метабазаль-тов и коматиитов. Наблюдаемые несоответствия определяются в первую очередь иными геохимическими особенностями мантийных источников коматиит-базальтовых серий, что отмечалось в [21, 23, 35]. К характеристике источников коматии-тов и базальтов можно подойти, анализируя содержание наименее мобильных как главных, так и редких элементов. Несоответствие архейских базальтов производным DM очевидно на диаграмме Nb/Y—Zr/Y, на которой кристаллосланцы ДБС (рис. 7), как и базальты Канады [21, 29], кратона Пилбара [18], Балтийского и Украинского щитов [1] находятся в поле базальтов плато — производных плюма. Эти породы располагаются в поле источника DEP (глубиннодеплетированная мантия) и РМ, отличающихся от источника DM, производными которой являются базальты СОХ. Рядом исследователей установлен и более кремнезёмистый по сравнению с пиролитом состав источника архейских коматиитов и базальтов [23, 36].
В первые годы изучения коматиитов сравнение их составов в кратонах Каапвааль и Сьюпериор показало, что коматииты кратона Каапвааль отличаются низкими Al2O3/TiO2 и высокими (Gd/Yb)n значениями (относительно величин хондритов), что было интерпретировано как следствие различной глубины их формирования и разного возраста — большой глубинностью древних коматиитов (кратон Каап-
Рис. 8. Диаграмма Al2O3/TiO2—(Gd/Yb)n для разновозрастных коматиитов из различных областей (в круглых скобках указан возраст в млрд лет). Следует обратить внимание на отсутствие корреляции между возрастом коматиитов и их составом
1 - Днестровско-бугская серия (3,4—3,2); 2 — Среднее Приднепровье (3,2); 3 — Приазовье (3,2) — 1—3 по данным авторов; 4 — Воронежский кристаллический массив (3,2—3,15) [14]; 5 - кратон Пилбара (3,5-3,2) [17, 34]; 6 - Барбертон (3,56) [19, 28]; 7 - Карелия (3,0-2,8) [1, 5, 31]; 8- Канада (3,0-2,7) [20, 35]
вааль, 3,4 млрд лет) и меньшей глубинностью молодых (кратон Сьюпериор, 2,7 млрд лет). Позднее Н. Арндт [17] отметил, что на содержание элементов и их отношения помимо давления влияют различные факторы; он также показал присутствие среди древних коматиитов [19, 28] пород, не деплетиро-ванных глиноземом, а среди молодых коматиитов (на примере кратона Сьюпериор) - дебетированных. Степень деплетированности коматиитов серии Онвервахт (пояс Барбертон) варьирует (рис. 8), но средние значения СаО/А12О3 = 1,74, А12О3/ТЮ2 = = 12,6, (Gd/Yb)n = 1,5 характеризуют обедненность коматиитов глиноземом [22, 24, 28]. Вариации установлены и для кратона Пилбара, где комати-иты серий Кунтерунах (3,51 млрд лет), Варравуна (3,46 млрд лет) и Лаудан (3,1 млрд лет) характеризуются значениями, свидетельствующими о не-обедненности глиноземом: СаО/А12О3 = 0,9, 0,56 и 0,73, А12О3/ТЮ2 = 23,24, 37,8 и 25,4 и ^/УЬ)п = = 0,97, 0,96, в то время как в центральной части разреза коматииты серии Рус Велл (3,2 млрд лет) имеют (среднее) СаО/А12О3 = 1,87, СаО/А12О3 = 12,94, (Gd/Yb)n = 1,28 [18, 34]. Сложность этой проблемы на примере большого числа анализов коматиитов из четырёх серий зеленокаменного пояса Абитиби (кратон Сьюпериор) показал Р. Спроуэл с коллегами [33].
Несмотря на установленные факторы, влияющие на значения СаО/А12О3, СаО/А12О3, ^/УЬ)п, преобладающие и усредненные значения этих отношений свидетельствуют о варьирующих условиях формирования коматиитов различных кратонов.
Немногочисленные данные для коматиитов Украинского щита и данные для других кратонов
показаны на рис. 8. Отношения А12О3/ТЮ2 ко-матиитов ДБС варьируют от 21 до 12, значения (Gd/Yb)n от 1,04 до 1,52, что указывает на умеренную обедненность их глиноземом. Для Приазовской провинции известны содержания РЗЭ для четырех коматиитов; эти породы также отвечают умеренно обедненным глиноземом комати-итам СаО/А12О3 > 1, А12О3/ТЮ2 11-13, =
= 1,07-2,2. Значительно большая информация для этой провинции имеется по главным элементам. Так, для перидотитовых коматиитов Сорокинской зеленокаменной структуры средние значения из 16 анализов СаО/А12О3 = 3,4, А12О3/ТЮ2 = 11,5 [4], что также соответствует составу, обедненному глиноземом. Обедненные глиноземом коматииты слагают и зеленокаменные пояса Курского блока Воронежского кристаллического массива - СаО/А12О3 = = 2,38, А12О3/ТЮ2 = 10,86, = 1,48 [14]. Из
этих данных следует, что выплавление коматиитов палеократона Сарматия (Украинский щит и Воронежский кристаллический массив) происходило преимущественно в глубинных условиях.
На Балтийском щите большая часть коматиитов как первой генерации зеленокаменных поясов (3,0-2,95 млрд лет) [2, 10, 31], так и более молодой генерации (2,85 млрд лет) не обеднена глинозёмом. В наиболее детально изученной Косто-мукшской структуре (2,83 млрд лет [30]) среднее из 16 анализов СаО/А12О3 = 0,89, А12О3/ТЮ2 = 17,5, = 1,1.
Таким образом, сравнение отношений СаО/ А12О3, А12О3/ТЮ2 и (Gd/Yb)n коматиитов различных территорий указывает на сходство составов кома-тиитов (т. е. условий выплавления) большей части
зеленокаменных поясов палеократона Сарматия (включая кристаллосланцы ДБС) и кратона Каап-вааль с коматиитами Балтийского щита и большей частью коматиитов кратона Пилбара.
Основные выводы. Протолитом кристаллослан-цев днестровско-бугской серии Украинского щита были вулканические породы, среди которых выделяются железистые, толеитовые, глинозёмистые, высокомагнезиальные метабазальты и метакома-тииты.
Все базальты Украинского щита образовались из глубинного источника ^ЕР), отличного от DM, и являются производными плюма. Нарушение Sm-Nd системы большей части кристаллосланцев связано с небольшой ассимиляцией древнего корового материала (<4%), а обогащение ряда образцов ко-матиитов и базальтов - с метасоматозом и участием флюида, обогащенного и ЬЯЕ элементами. Вероятно, повышенные содержания всех редкоземельных элементов в кристаллосланцах свидетельствуют об обогащенном в отношении РЗЭ мантийном источнике. На основании анализа отношений немобильных элементов устанавливаются сходные условия формирования коматиитов палеократона Сарматия и кратона Каапвааль.
Авторы признательны Г. В. Артеменко за участие в полевых работах.
Работа выполнена при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований, проекты 09-05-00160 Укр_а, 12-05-01036 и ГФФИ Украины, проект Ф40.6/029.
1. Арестова Н.А. Природа базальтов архейских зеле-нокаменных поясов Балтийского щита: источники и геодинамические режимы формирования (на основе анализа геохимических данных) // Регион. геология и металлогения. 2008. № 36. - С. 5-18.
2. Арестова Е.А., Вревский А.Б., Артеменко Г.В., Су-кач В.В. Мантийные источники и условия формирования расплавов архейских коматиитов и базальтов в различных блоках Балтийского и Украинского щитов // Материалы конференции «Стратиграфия, геохронология и корреляция нижнедокембрийских комплексов фундамента Восточно-Европейской платформы». — Киев, 2010. — С. 22-25.
3. Артеменко Г.В., Самборская И.А. Геохимические отличия перидотитовых и пироксенитовых коматиитов зеленокаменных поясов Приазовского и Среднепридне-провского мегаблоков Украинского щита // Минерал. журнал. Киев. 2009. Т. 31. № 2. — С. 13—19.
4. Балтыбаев Ш.К., Лобач-Жученко С.Б., Балаган-ский В.В. и др. Возраст и метаморфизм кристаллосланцев побужского гранулитового комплекса Украинского щита — древнейших вулканитов фундамента ВосточноЕвропейской платформы // Регион. геология и металлогения. 2014. № 58. — C. 33—44.
5. Вревский А.Б., Матреничев В.А., Ружьева М.С. Петрология коматиитов Балтийского щита и изотопно-геохимическая эволюция их мантийных источников // Петрология. 2003. Т. 11. № 6 — С. 587—617.
6. Гирнис А.В., Рябчиков И.Д., Богатиков О.А. Генезис коматиитов и коматиитовых базальтов. — М.: Наука, 1987. — 120 с.
7. Конди К. Архейские зеленокаменные пояса. — М.: Мир, 1983. — 390 с.
8. Куликов В. С. Высокомагнезиальный магматизм раннего докембрия Балтийского щита. Автореф. ... дис. д. г.-м. наук. — М., 1990. — 35 с.
9. Лобач-Жученко С.Б., Балаганский В.В., Балтыбаев Ш.К. и др. Метаосадки днестровско-бугской серии палеоархея Украинского щита: состав, возраст, источники // Литология и полезные ископаемые. 2014. № 5. - С. 1-18.
10. Светов С.А. Коматиит-толеитовые ассоциации Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса Центральной Карелии. — Петрозаводск: КНЦ РАН, 1997. — 171 с.
11. Степанюк Л.М. Кристаллогенезис и возраст цирконов из пород мафит-ультрамафитовой ассоциации Среднего Побужья // Минерал. журнал. 1996. Т 18. № 4. — С. 10—19.
12. Усенко И.С., Яковлев Б.Г., Никулина Э.А. Основные-ультраосновные метавулканиты древнейшего основания Украинского щита // Геол. журнал. 1982. Т. 42. № 5. — С. 100—112.
13. Фомин А.Б., Егоров О.С., Когут К.В. О коматиитах Украинского щита // ДАН УССР Сер. Б. 1980. № 2. — С. 38—42.
14. Чернышов Н.М., Рыборак М.В., Саватенков В.М. и др. Первые данные Sm-Nd изотопии неоархейской ко-матиит-толеитовой ассоциации Льговско-Ракитянского зеленокаменного пояса КМА (Центральная Россия) // Докл. РАН. 2012. Т 447. № 1. — С. 86—89.
15. Шумлянский Л.В. Геохимия пироксеновых пла-гиогнейсов (эндербитов) Побужья и изотопный состав гафния в цирконах // Минерал. журнал. 2012. Т 34. № 2. — С. 64—79.
16. Щербаков И.Б. Петрология Украины. — Львов: Изд-во ТзОВ ЗУКЦ, 2005. — 364 с.
17. Arndt N.T. Archean komatiites // Archean Crustal Evolution. Developments in Precambrian Geology. Vol. 11. Amsterdam: Elsevier Ashwal LD, 1994. — P. 11—44.
18. Arndt N, Bruzak G, Reicshmann T. The oldest continental and oceanic plateaux: geochemistry of basalts and komatiites of the Pilbara craton Australia / R.E. Ernst, K.L. Buchan (eds.). Mantle plumes: their identification through time // Geol. Soc. of America, Spec. Publ. 2001. Vol. 352. — P. 359—387.
19. Chavagnas V. A geochemical and Nd isotopic study of Barberton komatiites (South Africa): implication for the Archean mantle // Lithos. 2004. Vol. 75. — P. 253—281.
20. Соmpston W, Williams I.S., CampbellI.H., Gresham J.J. Zircon xenocrysts from the Kambalda volcanics: age constraints and direct evidence for older continental crust below the Kambalda-Norseman greenstones // Earth Planet. Sci. Lett. 1986. Vol. 76. — P. 299—311.
21. Соndie K.C. High field strength element ratios in Archean basalts: a window to evolving sources of mantle plumes // Lithos. 2005. Vol. 79. — P. 491—504.
22. DeWitM, AshwalL.D. (eds.). Greenstone Belts. Oxford Monographs on Geology and Geophysics, 1997. — 809 p.
23. Francis D. Cratonic mantle roots, remnants of a more chondritic Archean mantle? // Lithos. 2003. Vol. 71. — P. 135— 152.
24. Gruau G., Chauvel C., Jahn B.M. Anomalous Sm-Nd ages for the Early Archean Onverwacht Group // Contrib. Mineral. Petrol. 1990. Vol. 104. — P. 27—34.
25. Jahn B.M., Gruau G, Glickson AY. Komatiites of the Onverwacht Group, South Africa: REE chemistry, Sm-Nd age and mantle evolution // Contrib. Mineral. Petrol. 1982. Vol. 80. — P. 25—40.
26. Jahn B.-M., Wu F., Chen B. Massive granitoid generation in Central Asia: Nd isotope evidence and implication for continental growth in the Phanerozoic // Episodes. 2000. Vol. 23. — P. 82—92.
27. Le Bas M.J. IUCR Reclassificaton of the high-Mg and Picritic volcanic rocks // J. of Petrol. 2000. Vol. 41. N 10. — P. 1467—1470.
28. Parman S.W., Shimizu N, Grove T.I., Dann J.C. Constrains on the pre-metamorphic trace element composition of Barberton komatiites from ion probe analyses of preserved clinopyroxene // Contrib. Mineral. Petrol. 2003. Vol. 144. N 4. — P. 383—396.
29. Polat A., Kerrich R., Wyman D.A. Geochemical diversity in oceanic komatiites and basalts from the Late Archean Wawa greenstone belts, Superior province, Canada: trace element and Nd isotope evidence for heterogeneous mantle // Precambr. Res. 1999. Vol. 94. - P. 139-173.
30. Puchtel I.S., Hofmann AW, Mezger A.W. et al. Oceanic plateau model for continental crustal growth in the Archean: A case study from the Kostomuksha greenstone belt, NW Baltic Shield // Earth Plan. Sci. Lett. 1998. Vol. 155. -P. 57-74.
31. Puchtel I.S., Hofmann A.W., Amelin Ju.V. et al. Combined mantle-plume-island arc model for the formation of the 2.9 Ga Sumozero-Kenozero greenstone belt, SE Baltic Shield: isotope and trace elements constraints // Goch. Cosm. Acta. 1999. Vol. 63. - P. 3579-3595.
32. Rouchon V., Orberger B. Origin and mechanisms of K-Si- metasomatism of ca. 3.4-3.3 Ga volcaniclastic deposits and implications for Archean seawater evolution: Examples
from cherts of Kyttys Gap (Pilbara craton, Australia) and Msauli (Barberton Greenstone Belt, South Africa) // Precambr. Res. 2008. Vol. 165. - P. 169-189.
33. Sproule R.A., Lesher C.M., Ayer J.A. et al. Spatial and temporal variation in the geochemistry of komatiites and komatiitic basalts in the Abitibi greenstone belt // Precambr. Res. 2002. Vol. 115. N 1-4. - P. 153-186.
34. Smithies R.H., Champion D.C., Van Cranendonk M.J., Hichman AN. Geochemistry of volcanic rocks of the northern Pilbara craton // Western Australia Geol. Survey. 2007. Report 104. - 47 p.
35. Tomlinson KY., Hughes D.J., Thruston P.S., Hall R.P. Plume magmatism and crustal growth at 2.9 to 3.0 Ga in the Steep Rocks and Lumbu Lake area, Western Superior Province // Lithos. 1999. Vol. 46. - P. 103-146.
36. Walter M.J. Melting of garnet peridotite and the origin of komatiite and depleted lithosphere // J. Petrol. 1998. Vol. 39. N 1. - P. 29-60.
Лобач-Жученко Светлана Борисовна - гл. науч. сотрудник, ФГБУН ИГГД РАН. <slobach-zhuchenko@mail.ru>. Арестова Наталья Александровна - вед. науч. сотрудник, ФГБУН ИГГД РАН. Вревский Александр Борисович - директор, ИГГД РАН. <a.b.vrevsky@ipgg.rU>. Егорова Юлия Сергеевна - мл. науч. сотрудник, ФГБУН ИГГД РАН.
Балтыбаев Шаукет Каимович - зам. директора по научной работе, ФГБУН ИГГД РАН. <sb@ipgg.ru>.
Балаганский Виктор Валентинович - зав. лаб., ГИ КНЦ РАН. <balagan@geoksc.apatity.ru>.
Богомолов Евгений Сергеевич - ст. науч. сотрудник, ФГБУН ИГГД РАН. <e.bogomolov@mail.ru>.
Степанюк Леонид Михайлович - зам. директора по научной работе, ИГМР НАН Украины. <stepanyuk@igmof.gov.ua>.
Юрченко Анастасия Владимировна - мл. науч. сотрудник, ФГБУН ИГГД РАН. <yurchenko-nastya@yandex.ru>.
