Эволюция расплавов и флюидов как отражение формирования коры и мантии на примере Среднеприднепровского мегаблока Украинского щита. Архей

Наведено схему геодинамічного процесу під час формування граніт-зеленокам'яної області Середньопридніпровського мегаблока Українського щита. Схема відображує зміну потужності літосфери в процесі активізації, що відбувалася від 3,2 до 2,8 млрд років тому. Встановлено склад флюїду, що супроводжув...

Ausführliche Beschreibung

Gespeichert in:

Bibliographische Detailangaben
Veröffentlicht in:	Геофизический журнал
Datum:	2016
1. Verfasser:	Усенко, О.В.
Format:	Artikel
Sprache:	Russian
Veröffentlicht:	Інститут геофізики ім. С.I. Субботіна НАН України 2016
Online Zugang:	https://nasplib.isofts.kiev.ua/handle/123456789/103758
Tags:	Tag hinzufügen Keine Tags, Fügen Sie den ersten Tag hinzu!
Назва журналу:	Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine
Zitieren:	Эволюция расплавов и флюидов как отражение формирования коры и мантии на примере Среднеприднепровского мегаблока Украинского щита. Архей / О.В. Усенко // Геофизический журнал. — 2016. — Т. 38, № 2. — С. 35-56. — Бібліогр.: 34 назв. — рос.

Institution

Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine

id	nasplib_isofts_kiev_ua-123456789-103758
record_format	dspace
spelling	Усенко, О.В. 2016-06-23T17:10:53Z 2016-06-23T17:10:53Z 2016 Эволюция расплавов и флюидов как отражение формирования коры и мантии на примере Среднеприднепровского мегаблока Украинского щита. Архей / О.В. Усенко // Геофизический журнал. — 2016. — Т. 38, № 2. — С. 35-56. — Бібліогр.: 34 назв. — рос. 0203-3100 https://nasplib.isofts.kiev.ua/handle/123456789/103758 530.311 Наведено схему геодинамічного процесу під час формування граніт-зеленокам'яної області Середньопридніпровського мегаблока Українського щита. Схема відображує зміну потужності літосфери в процесі активізації, що відбувалася від 3,2 до 2,8 млрд років тому. Встановлено склад флюїду, що супроводжував диференціацію розплавів у мантії та корі. Специфіка хімічного та мінерального складу порід зеленокам'яних структур - широкий розвиток магнезіальних силікатів і карбонатів, високий вміст заліза, а також особливості складу накладених змін визначають активність карбонатного, водного та силікатного флюїдів. Ці риси властиві всім без винятку зеленокам'яним структурам архею та практично ніколи не повторюються пізніше. Зазначене можна пояснити високим окисним потенціалом на глибинах понад 100 км та активністю води та хлорид-іонів на вищих рівнях. Гранітоїди та залізисті породи утворюються в єдиному геодинамічному процесі з вулканогенними породами зеленокам'яних структур. The scheme of geodynamic process during the production of granite-greenstone area (GGA) of the Midd1e Dnieper mega-block (MDMB) of the Ukrainian Shield has been presented. It reflects the change of the lithosphere thickness during activation lasted from 3.2 to 2.8 Ga ago. Composition of fluids accompanied melts differentiation within the mantle and crust has also been described. Special features of chemical and mineral composition of the greenstone rocks structures of the Middle Dnieper mega-block are wide development of magnesia silicates and high content of iron. Peculiarities of composition of superposed alterations reflect the activity of oxidized fluids carbonate, aqueous and silicate ones. These special features are inherent to all GSS of the Archean without any exc1usion and practically are never repeated later. It is possib1e to explain this fact by high oxidation potential at the depths of more than 100 km and water and chloride ions activity at higher levels. Granitoids and ferruginous rocks are formed during integrated geodynamic process with volcanogenic rocks of the greenstone rocks structures. ru Інститут геофізики ім. С.I. Субботіна НАН України Геофизический журнал Эволюция расплавов и флюидов как отражение формирования коры и мантии на примере Среднеприднепровского мегаблока Украинского щита. Архей Evolution of melts and fluids as a reflection of the crust and mantle formation by the example of the Middle Dnieper mega-block of the Ukrainian Shield. Archean Article published earlier
institution	Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine
collection	DSpace DC
title	Эволюция расплавов и флюидов как отражение формирования коры и мантии на примере Среднеприднепровского мегаблока Украинского щита. Архей
spellingShingle	Эволюция расплавов и флюидов как отражение формирования коры и мантии на примере Среднеприднепровского мегаблока Украинского щита. Архей Усенко, О.В.
title_short	Эволюция расплавов и флюидов как отражение формирования коры и мантии на примере Среднеприднепровского мегаблока Украинского щита. Архей
title_full	Эволюция расплавов и флюидов как отражение формирования коры и мантии на примере Среднеприднепровского мегаблока Украинского щита. Архей
title_fullStr	Эволюция расплавов и флюидов как отражение формирования коры и мантии на примере Среднеприднепровского мегаблока Украинского щита. Архей
title_full_unstemmed	Эволюция расплавов и флюидов как отражение формирования коры и мантии на примере Среднеприднепровского мегаблока Украинского щита. Архей
title_sort	эволюция расплавов и флюидов как отражение формирования коры и мантии на примере среднеприднепровского мегаблока украинского щита. архей
author	Усенко, О.В.
author_facet	Усенко, О.В.
publishDate	2016
language	Russian
container_title	Геофизический журнал
publisher	Інститут геофізики ім. С.I. Субботіна НАН України
format	Article
title_alt	Evolution of melts and fluids as a reflection of the crust and mantle formation by the example of the Middle Dnieper mega-block of the Ukrainian Shield. Archean
description	Наведено схему геодинамічного процесу під час формування граніт-зеленокам'яної області Середньопридніпровського мегаблока Українського щита. Схема відображує зміну потужності літосфери в процесі активізації, що відбувалася від 3,2 до 2,8 млрд років тому. Встановлено склад флюїду, що супроводжував диференціацію розплавів у мантії та корі. Специфіка хімічного та мінерального складу порід зеленокам'яних структур - широкий розвиток магнезіальних силікатів і карбонатів, високий вміст заліза, а також особливості складу накладених змін визначають активність карбонатного, водного та силікатного флюїдів. Ці риси властиві всім без винятку зеленокам'яним структурам архею та практично ніколи не повторюються пізніше. Зазначене можна пояснити високим окисним потенціалом на глибинах понад 100 км та активністю води та хлорид-іонів на вищих рівнях. Гранітоїди та залізисті породи утворюються в єдиному геодинамічному процесі з вулканогенними породами зеленокам'яних структур. The scheme of geodynamic process during the production of granite-greenstone area (GGA) of the Midd1e Dnieper mega-block (MDMB) of the Ukrainian Shield has been presented. It reflects the change of the lithosphere thickness during activation lasted from 3.2 to 2.8 Ga ago. Composition of fluids accompanied melts differentiation within the mantle and crust has also been described. Special features of chemical and mineral composition of the greenstone rocks structures of the Middle Dnieper mega-block are wide development of magnesia silicates and high content of iron. Peculiarities of composition of superposed alterations reflect the activity of oxidized fluids carbonate, aqueous and silicate ones. These special features are inherent to all GSS of the Archean without any exc1usion and practically are never repeated later. It is possib1e to explain this fact by high oxidation potential at the depths of more than 100 km and water and chloride ions activity at higher levels. Granitoids and ferruginous rocks are formed during integrated geodynamic process with volcanogenic rocks of the greenstone rocks structures.
issn	0203-3100
url	https://nasplib.isofts.kiev.ua/handle/123456789/103758
citation_txt	Эволюция расплавов и флюидов как отражение формирования коры и мантии на примере Среднеприднепровского мегаблока Украинского щита. Архей / О.В. Усенко // Геофизический журнал. — 2016. — Т. 38, № 2. — С. 35-56. — Бібліогр.: 34 назв. — рос.
work_keys_str_mv	AT usenkoov évolûciârasplavoviflûidovkakotraženieformirovaniâkoryimantiinaprimeresrednepridneprovskogomegablokaukrainskogoŝitaarhei AT usenkoov evolutionofmeltsandfluidsasareflectionofthecrustandmantleformationbytheexampleofthemiddledniepermegablockoftheukrainianshieldarchean
first_indexed	2025-11-25T22:54:29Z
last_indexed	2025-11-25T22:54:29Z
_version_	1850575510284795904
fulltext	ЭВОЛЮЦИЯ РАСПЛАВОВ И ФЛЮИДОВ КАК ОТРАЖЕНИЕ ФОРМИРОВАНИЯ КОРЫ И... Геофизический журнал № 2, Т. 38, 2016 35 Введение. Развитие Земли как любой слож- ной термодинамической системы является на- правленным. Направление — диссипация вну- тренней энергии и распределение вещества с учетом градиентов температуры и давления. Внутренняя энергия тратится кондуктивным путем вследствие остывания через поверх- ность. И в значительно большей степени — в процессе конвективного перераспределения вещества, которое имеет еще один результат — формирование стратифицированных обо- лочек, различающихся фазовым состоянием и составом. Этот вывод следует из второго за- кона термодинамики, однако интерпретация развития любой сложной системы, состоящей из множества оболочек, представляется неоче- видной и достаточно сложной. В докембрии внутренняя энергия Земли была максимальной, соответственно макси- мальным было ее вынесение. Высокие темпе- ратуры недр и неупорядоченное распределе- ние элементов обеспечивали энергию, которая тратилась на производство работы по переме- щению вещества. Часть его была вынесена на поверхность в виде расплавов и эксгаляций. УДК 530.311 Эволюция расплавов и флюидов как отражение формирования коры и мантии на примере Среднеприднепровского мегаблока Украинского щита. Архей © О. В. Усенко, 2016 Институт геофизики НАН Украины, Киев, Украина Поступила 4 января 2016 г. Представлено членом редколлегии О. Б. Гинтовым Наведено схему геодинамічного процесу під час формування граніт-зеленокам’яної області Середньопридніпровського мегаблока Українського щита. Схема відображує зміну потужності літосфери в процесі активізації, що відбувалася від 3,2 до 2,8 млрд років тому. Встановлено склад флюїду, що супроводжував диференціацію розплавів у мантії та корі. Специфіка хіміч- ного та мінерального складу порід зеленокам’яних структур — широкий розвиток магнезіаль- них силікатів і карбонатів, високий вміст заліза, а також особливості складу накладених змін визначають активність карбонатного, водного та силікатного флюїдів. Ці риси властиві всім без винятку зеленокам’яним структурам архею та практично ніколи не повторюються пізні- ше. Зазначене можна пояснити високим окисним потенціалом на глибинах понад 100 км та активністю води та хлорид-іонів на вищих рівнях. Гранітоїди та залізисті породи утворюються в єдиному геодинамічному процесі з вулканогенними породами зеленокам’яних структур. Ключові слова: архей, граніт-зеленокам’яні області, зеленокам’яні структури, геодина- мічний процес, гранітизація, флюїд, коматіїт, тоналіт, Український щит. Настоящая статья обобщает ранее по- лученные результаты [Усенко, 2006, 2014а, 2015]. Ее цель — на примере архейской гранит-зеленокаменной области Среднепри- днепровского мегаблока Украинского щита (СПМБ УЩ) показать, что в строении любой геологической структуры, региона в целом нет случайных составляющих. В процессе активи- зации происходит накопление осадочной тол- щи, многократные внедрения и излияния на поверхность расплавов, образованных в ман- тии и коре, плавление коры — гранитизация, метаморфизм, проявления гидротермальной деятельности и наложение метасоматических изменений, в том числе, с образованием ме- сторождений полезных ископаемых, текто- нические движения. Между ними существует причинно-следственная связь, так как это — проявления единого геодинамического про- цесса. Для подобного исследования необходи- ма детальная информация о геологическом строении. Степень изученности УЩ уни- кальна. Коллективы ученых, работавших под руководством Н. П. Семененко, Я. Н. Белев- О. В. УСЕНКО 36 Геофизический журнал № 2, Т. 38, 2016 цева и Н. П. Щербака, создали базу данных, включающую сведения о тектоническом районировании УЩ, составе магматических и метаморфических комплексов, железистых формаций. Для большинства из них определен абсолютный возраст [Геохронология…, 2005 и др.]. Обобщение этих результатов приведено в работе [Щербаков, 2005]. В настоящей статье использована геолого-аналитическая инфор- мация из литературных источников, прямо или косвенно указывающая на протекание геоди- намического процесса: минеральный и хими- ческий состав пород, газово-жидких включе- ний, давление и температура при кристалли- зации и перекристаллизации и др. Методика исследований подробно описана в монографии [Усенко, 2014б], а ее применение к условиям, существовавшим в архее, — в статье [Усенко, 2006] Разделение докембрия на три яруса пред- ложено И. Н. Бордуновым. Оно обусловлено в первую очередь вещественным составом железистых формаций, каждая из которых имеет набор характерных признаков. «В ка- честве маркирующих для Кривбасса издавна приняты критерии: ультрабазиты для первого яруса, железистые кварциты для второго, до- ломиты, белые кварциты, углистые сланцы и графитовые гнейсы для третьего» [Бордунов, 1983, с. 33]. Первый ярус образуется в архее (до 2,8—2,6 млрд лет), второй — от 2,6—2,5 до ~2,2 млрд лет, третий — до 1,75 млрд лет. Рас- смотрение состава вулканогенных и сланцевых пластов, тектонических движений показывает, что и они различны в каждом ярусе. В первом ярусе горизонтальные и вертикальные дви- жения практически не проявлены, во втором проявлены слабо, для третьего характерны вертикальные и горизонтальные движения значительной (не менее 20 км) амплитуды. Вул- каногенные породы слагают почти 70 % разре- за первого яруса, но очень мало представлены во втором. Их доля несколько возрастает в тре- тьем. От первого к третьему ярусу возрастает полярность магматической дифференциации. Состав магматических пород и разреза в целом изменяется. В работах [Железисто-кремнистые…, 1978; Ультрабазитовые…, 1979; Бордунов, 1983 и др.] были установлены причинно-следственные связи, отраженные в составе магматических, метаморфических и железистых пород УЩ. В то время наличие установленных зависимо- стей было недоказуемо, так как не существо- вало представлений о геодинамических про- цессах, охватывающих мантию и кору, и лишь затем проявленных на поверхности. Только появилась работа А. Рингвуда, в которой были обобщены результаты экспериментов, пока- завших, что химический и минеральный со- став расплавов определяется давлением. Это позволило связать состав магматических рас- плавов и геодинамический процесс [Рингвуд, 1981]. Форма нахождения, количество, состав флюидов в мантии до сих пор является пред- метом дискуссии, хотя влияние флюида на со- став расплава в диапазоне давлений до 12 ГПа установлено экспериментально. Общепри- знанным является утверждение, что давление на глубине дифференциации отвечает за хими- ческий и минеральный состав расплавов. Его значение определяется мощностью литосферы (размещением кровли астеносферы или гра- ницы литосфера-астеносфера (ЛАГ)) [Кадик, Луканин, 1986; Walter, 2005 и др.]. В архейских зеленокаменных структурах (ЗКС) породы залегают последовательно, тектонические нарушения незначительны. Известен абсолютный возраст большинства стратиграфических подразделений [Геохро- нология…, 2005; Бобров та ін., 2008]. Поэтому корреляция разрезов ЗКС СПМБ, привязка гранитизации и формирования железистых пород к этапам геодинамического процесса проводятся достаточно уверенно. Установленные в статье [Усенко, 2015] за- висимости между составом магматических и железистых пород подтверждают главные по- ложения вулканогенно-осадочной гипотезы Н. П. Семененко [Железисто-кремнистые…, 1978]. Показано, что источник вещества же- лезистых пластов — астеносфера, форма на- хождения определяется процессами, проис- ходящими на ее кровле. Химические харак- теристики и температура на поверхности (в придонном слое, где происходит разгрузка гидротерм) заданы составом и температурой глубинного расплава и флюида, а не составом вод океана. Детальнейшее описание днепропетровской толщи, слагающей гранитоидные купола, в ра- боте [Орса, 1988] представляет гранитизацию как длительный процесс и позволяет разделить магматическую составляющую и мигматиза- цию с полным или частичным замещением сланцевых толщ. Наличие определений абсо- лютного возраста гранитоидов [Артеменко, 1998; Бобров и др., 2000] определяет место гра- нитизации в общем геодинамическом процессе [Усенко, 2014а]. ЭВОЛЮЦИЯ РАСПЛАВОВ И ФЛЮИДОВ КАК ОТРАЖЕНИЕ ФОРМИРОВАНИЯ КОРЫ И... Геофизический журнал № 2, Т. 38, 2016 37 Общая схема протекания геодинамиче- ского процесса заимствована из работы [Гор- диенко, 2007] и дополнена в работе [Усенко, 2014б]. Она описывает протекание активиза- ций в фанерозое. В процессе активизации на каждом этапе происходит поступление зна- чительных объемов частично расплавленного вещества с глубины более 250 км, вследствие чего мощность литосферы может изменяться на дискретную величину ~50 км. Поведение одних и тех же компонентов расплава и флю- ида изменяется при увеличении давления на ~1,5 ГПа. При восстановлении условий про- текания геодинамических процессов можно сопоставлять события, проходящие на одном уровне дифференциации. Поэтому выделены условные границы расположения ЛАГ — 150, 100 и 50 км. Сравнению подлежат комплексы пород, образованные в сходных геодинами- ческих обстановках, так как необходим учет направления процесса: утонение либо увели- чение мощности литосферы. Внутреннее строение Земли в архее отлича- ется. В фанерозое верхняя мантия находится в кристаллическом состоянии, и для появления слоя, содержащего расплав, необходимо ини- циальное плавление на глубине 220—450 км и последующее перемещение вещества на более высокие уровни [Гордиенко, 2007; Кадик, Лу- канин, 1986]. В архее оболочки планеты толь- ко формируются, а в конвективные течения включены глубины более 200 км [Кутас, 2008]. Слой плавления существует изначально и речь в большей степени идет о наращивании мощ- ности литосферы. В связи с этим возникают затруднения при описании, так как архей- ский процесс невозможно описать в терми- нах складчатая область — рифт — трапповая провинция. Рассматриваемая активизация со- стоит из двух тектономагматических циклов, включающих накопление осадков, магматизм, гранитизацию, наложение метаморфических преобразований и тектонических нарушений. Выделение циклов несколько условно, так как они следуют один за другим без перерыва. По- роды, выделенные И. Н. Бордуновым в один ярус, относятся к одному циклу. А конкская серия объединяет породы двух циклов архей- ской активизации СПМБ. Определение условий образования пород, относящихся к докембрию, является решением обратной задачи, которое неоднозначно. Пред- лагается общая модель, в большей или меньшей степени отображающая как геодинамические процессы в целом, так и физико-химические взаимодействия на отдельных этапах. Не ста- вится задача детализации состава отдельных пород, соблюдения точности петрологической номенклатуры, необходимых для геологиче- ского описания. Главное внимание уделяется выявлению тенденций изменения состава по- род и минералов в последовательно формиру- ющихся магматических и метаморфических комплексах и, соответственно, в мантийных и коровых очагах плавления. По сравнению с геологическими моделями преимуществом представляется учет распределения (и пере- распределения в геодинамическом процессе) значений физических параметров в диапазо- не глубин до 200—250 км. Это позволяет уста- новить фазовый состав вещества и физико- химические процессы, вероятные при соот- ветствующих степени плавления, составе, тем- пературе и давлении. Например, вероятность появления очага плавления в том или ином диапазоне глубин при заданном распределе- нии РТ-условий и, наоборот, влияние источ- ника тепла и вещества, химически активных флюидов на изменение температуры солидуса и фазовый состав пород и минералов. Привле- чение модели, учитывающей перераспреде- ление температур при конвективном течении вещества, позволяет принимать в расчет физи- ческую составляющую процесса, а использо- вание детальной геологической информации — химические взаимодействия. При исследо- вании условий образования и преобразования вещества, находившегося на значительной глу- бине, огромное значение имеют учет состава каждой фазы (кристаллов, расплава, флюида), а также изменение поведения многих веществ с увеличением температур и давлений. Очевидно отсутствие математического расчета, обязательного для геофизической модели. Все приводимые значения глубин, температур, геотермического градиента име- ют допуск. Для их проверки используются геолого-аналитические данные, установленные независимо по условиям образования и преоб- разования пород и минералов. При описании событий, происходивших ~3 млрд лет назад, восстановление которых осуществляется по набору достаточно дискретной информации с неоднозначной временной привязкой, точ- ность математического расчета представляется не актуальной. В данном исследовании исполь- зуется состав и условия образования пород, имеющих привязку ко времени образования и месту в пространстве. По мнению автора, это позволяет более точно установить глуби- О. В. УСЕНКО 38 Геофизический журнал № 2, Т. 38, 2016 ну размещения ЛАГ в момент времени. Вос- становление последовательности изменения расположения ЛАГ в цикле активизаций по- зволяет приписать каждому этапу геодинами- ческого процесса пространственно-временные координаты. При этом привязка каждого эта- па определена независимо от других, поэтому ошибки в определении РТ-условий дифферен- циации на одном из этапов, а чаще отсутствие информации об одном или нескольких этапах, не приводят к искажению общего результата, так ошибки не накапливаются. В большинстве и геологических, и геофизи- ческих построений авторы исходят из суще- ствующей гипотезы, на ее основе моделируя протекание процесса. Использование геофи- зической модели, базирующейся на геологи- ческой информации, позволяет сделать нао- борот — создать или проверить имеющуюся геофизическую или петрологическую модель, используя распределения температур и давле- ний, установленные по условиям формирова- ния конкретных пород данной территории. Ранний докембрий. Первым результатом остывания (с поверхности) было появление твердой оболочки, наличие которой обеспе- чивало конвективные течения вещества под ней. Согласно мнению И. Б. Щербакова, кора, способная обеспечить гранулитовый мета- морфизм (мощностью не менее 35 км), суще- ствовала уже 4,2 млрд лет назад [Щербаков, 2005]. Блок Исуа и окружающие его тоналит- трондьемитовые гнейсы Амитсок имеют воз- раст 3,98 млрд лет [Геохимия…, 1987]. Пред- полагается, что на УЩ близкий возраст может иметь аульская серия СПМБ. Время образова- ния ультрабазитов новопавловского комплекса Орехово-Павлоградской шовной зоны (ОПШЗ) — 3,65 млрд лет1 назад. Это магматические по- роды, по составу аналогичные породам ЗКС, но метаморфизованные в гранулитовой фации. Они представляют собой скиалиты, сохранив- шиеся в условиях очага плавления, продуктом которого являются шевченковские гранитои- ды, возраст которых 2,8 млрд лет. В очагах плав- ления, формирующихся в коре, со временем устанавливается температура около 700 °С. Со- хранность пород новопавловского комплекса обусловлена более высокими температурами солидуса ультрабазитов. Кора отличается от мантии химическим со- ставом. Однако в архее это в первую очередь кристаллическая оболочка, отличающаяся 1 Далее в случаях, когда источник не указан, абсолютный возраст приведен по работе [Геохронология…, 2005]. фазовым состоянием. Общепризнанным счи- тается мнение, что первичная кора имела со- став, соответствующий габбро-тоналиту либо плагиограниту [Щербаков, 2005; Белевцев, 2008]. По мнению автора настоящей статьи, первичная кора имела состав базальта, а фор- мирование тоналитовой коры происходило именно в архейском цикле активизаций. Мощность коры определяется давлением, при котором устойчивы полевые шпаты. Ниж- няя граница поля устойчивости плагиоклаза может изменяться от 35 (1,2 ГПа) [Walter, 2005] до 45 км (1,5 ГПа) [Wyllie, 1977; Takahashi, 1986] в зависимости от состава расплава и сопутству- ющего флюида. Кора, содержащая плагиоклаз, могла формироваться при падении температу- ры до 600 °С при 0,6—1,5 ГПа (на 20—45 км), что соответствует температуре солидуса габбро и тоналита в присутствии воды [Wyllie, 1977]. Кристаллизация сопровождалась выделением водяного пара, который при падении темпера- туры конденсировался на поверхности. Проис- ходило формирование океана. Состав и темпе- ратура воды архейского океана отличались от современного. Вода имела кислую реакцию и в ней были растворены хлорид-ионы [Белевцев, 2008]. Они могли быть частично нейтрализова- ны натрием. Восстановление геодинамического про- цесса возможно по составу вулканогенных по- род конкской серии, слагающих разрез ЗКС (рис. 1). Их привязка к глубинному очагу про- водится достаточно уверенно (подробно см. в работе [Усенко, 2006]). Породы конкской серии Конкско-Бело- зерской структуры метаморфизованы при =550÷620 °С [Щербаков, 2005]. Повышение температуры связано с внедрением постзеле- нокаменных гранитов. Это максимальные зна- чения для СПМБ УЩ. В центральных частях структур РТ-параметры метаморфических пре- образований еще меньше. Большинство пород ЗКС СПМБ изменены в условиях зеленослан- цевой фации при температурах 350—550 °С. Сопоставление ортопород Сурской струк- туры с неизмененными изохимическими маг- матическими аналогами проведено И. Н. Бор- дуновым [Ультрабазитовые…, 1979]. Аналогию необходимо искать не только в химическом, но и в минеральном составе, так как ближний порядок в расплаве формируется в очаге ман- тийной дифференциации [Усенко, 2006, 2014б]. Ряд метаморфических реакций преобразова- ния пород СПМБ предложен Н. П. Семененко [Ультрабазитовые…, 1979]. Серпентин замеща- ЭВОЛЮЦИЯ РАСПЛАВОВ И ФЛЮИДОВ КАК ОТРАЖЕНИЕ ФОРМИРОВАНИЯ КОРЫ И... Геофизический журнал № 2, Т. 38, 2016 39 ет оливин при избытке кремнезема в условиях высокой активности кислорода. При формиро- вании в условиях высокой фугитивности воды и углекислоты по дуниту образуется карбонат- серпентиновая порода, а тальк развивается по оливину при меньшей активности О2, но при Рис. 1. Генерализованная структура ПБ и шовных зон [Геолого-геофизическая…, 2006]: 1 — нерасчлененные метауль- трабазиты, 2 — архейские плагиограниты, 3 — нерасчлененные железистые породы, 4 — микроклиновые граниты; 5 — нерасчлененные комплексы метаморфических пород, 6 — магнитные аномалии, вызванные железистыми породами, 7 — глубинные разломы первого ранга, 8 — тектонические разрывы, 9 — оси антиклинальных структур, 11 — оси синкли- нальных структур, 12 — замыкание синклинальной складки и направление ее оси. Цифры в кружках — гранитогнейсовые купола (1 — Омельникский, 2 — Кременчугский, 3 — Ингулецкий, 4 — Зеленовский, 5 — Редутский, 6 — Пятихатский, 7 — Демуринский, 8 — Саксаганский, 9 — Южный, 10 — Криничанский, 11 — Запорожское поднятие, 12 — Камышевах- ский), гранитоидные массивы (13 — Токовский, 14 — Мокромосковский), синклинальные и моноклинальные структуры (15 — Галещинская, 16 — Горишнеплавнинская; 17 — Желтореченская, 18 — Анновская, 19 — Криворожская, 20 — Широковская, 21 — Верховцевская, 22 — Чертомлыкская, 23 — Сурская, 24 — Конкская, 25 — Белозерская), основные разломы (26 — Криворожско-Кременчугский, 27 — Орехово-Павлоградский, 28 — Девладовский). О. В. УСЕНКО 40 Геофизический журнал № 2, Т. 38, 2016 высокой СО2. Этот ряд может быть продолжен. Амфиболы актинолит-тремолитового ряда воз- никают вместо смеси орто- и клинопироксена при избытке кремнезема и воды, а куммингто- нит замещает ортопироксен [Мюллер, Саксе- на, 1980]. Оксиды железа и кремнезем в рас- плаве могут появиться вместо ортопироксена. Амфибол представлен куммингтонитом при избытке кислорода и, соответственно, высоком окислительном потенциале. Эксперименталь- но установлено, что железистость амфибола зависит от летучести кислорода (парциального давления воды) [Мюллер, Саксена, 1980]. Катионный состав карбонатной фазы определяется рН среды и давлением в месте дифференциации — на кровле астеносферы. В щелочной среде формируются флюиды, из которых кристаллизуются кальцит и доломит, в кислой — сидерит и брейнерит. Для образо- вания последнего необходим высокий окисли- тельный потенциал. В общем случае можно утверждать, что при давлении в месте дифференциации расплава 5 ГПа на поверхности появляются кумминг- тонит-магнетитовые роговики красноцветной фации и тальк-карбонатные породы. Если глу- бинный расплав характеризуется высокой ак- тивностью кислорода, то на поверхности фор- мируется серпентин. Количество измененного оливина в метаморфизованной породе зависит в первую очередь от глубины магмообразова- ния [Walter, 2005]. Чем большее количество MgO (соответственно, серпентина или талька) содержит порода, тем глубже располагается источник магм [Кадик, Луканин, 1986]. Сер- пентиниты (коматииты) образованы из самых глубинных расплавов, но при максимальной степени плавления. Расплавы характеризуют глубинный источник, размещение верхней кромки которого соответствовало давлению не менее 6—7 ГПа. Но на глубине дифференциа- ции давление не превышало 1,5 ГПа. Коматии- ты вынесены на поверхность непосредствен- но после перемещения значительных объемов глубинного расплава под кору и повышения степени плавления вследствие адиабатической декомпрессии. Конечные дифференциаты се- рии представлены кислыми разностями — аль- бититами, олигоклазитами и т. д. Амфиболиты и базальты (спилиты) в ассоциации с карбонат- куммингтонитовыми роговиками появляются на поверхности, если давление на глубине раз- мещения ЛАГ составляет 3 ГПа. Содержание петрогенных оксидов в по- родах ЗКС было сопоставлено с результатом плавления лерцолита при соответствующих Рис. 2. Влияние давления на химический состав расплавов: 1 — породы ЗКС СПМБ (серпентиниты (7 ГПа) — карбонат- тальк-серпентин-хлоритовые туфосланцы (4,5 ГПа) — спилитовые амфиболиты (3 ГПа) — туфосланцы кварц-альбит- хлоритовые (1,7 ГПа) [Ультрабазитовые…, 1979]), 2 — коматииты Косивцевской ЗКС Приазовского мегаблока (7 ГПа) и породы Новопавловской структуры ОПШЗ [Щербаков, 2005], 3 — результат плавления лерцолита при соответствующих давлениях [Кадик, Луканин, 1986]. ЭВОЛЮЦИЯ РАСПЛАВОВ И ФЛЮИДОВ КАК ОТРАЖЕНИЕ ФОРМИРОВАНИЯ КОРЫ И... Геофизический журнал № 2, Т. 38, 2016 41 Т а б л и ц а 1 . Х ро но ст ра ти гр аф ич ес ка я сх ем а ар хе йс ки х ву лк ан ог ен но -о са до чн ы х и м аг м ат ич ес ки х ко м пл ек со в К ри во ро ж ск о- К ре м ен чу гс ка я зо на , С П М Б и П ри аз ов ск ог о м ег аб ло ка У Щ К К З С П М Б О П Ш З и П М Б Ву лк ан ог ен но -о са до чн ы й ко м пл ек с Ву лк ан ог ен но -о са до чн ы е ко м пл ек сы Гр ан ит ои ды Ву лк ан ог ен но -о са до чн ы е ко м пл ек сы , гр ан ит ои ды — А ул ьс ка я се ри я С ла вг ор од ск ая Ба за вл ук ск ая т ол щ а (3 ,1 96 ) — Н ов оп ав ло вс ки й ко м пл ек с 3, 66 -3 ,3 6 Гр ан ит ои ды д об ро по ль ск ог о ко м пл ек са 3, 32 2— 2, 97 2 П ор од ы С ор ок ин ск ой и К ос ив це вс ко й ЗК С 3, 35 — 3, 05 5 Н ов ог ор ов ск ой З К С 3 ,0 95 — 3, 01 — К он кс ка я се ри я [Б об ро в и др ., 20 00 ]: ни ж ня я то ле ит ов ая ко м ат ии то ва я ан де зи т- ба за ль т ту ф ол ав ов ая т ол щ и (п ер вы й яр ус [Б ор ду но в, 1 98 3] ) Д не пр оп ет ро вс ки е па ли нг ен ны е гр ан ит ои ды Ре ли кт ов ы е ци рк он ы 3 ,3 — 3, 18 ; м аг м ат ог ен ны е ци рк он ы 3 ,0 3— 2, 97 [Б об ро в та ін ., 20 08 ] С ур ск ий к ом пл ек с (м аг м ат ич ес ки й) (4 ф аз ы ): 3, 17 — 3, 13 ; 3 ,1 1— 3, 08 ; 3 ,0 7— 3, 04 ; 3 ,0 — 2, 95 [А рт ем ен ко , 1 99 8] Ве рх ня я ко м ат ии то ва я то лщ а (в то ро й яр ус ) [ Бо рд ун ов , 1 98 3] Д ем ур ин ск ие г ра ни т- м иг м ат ит ы 2 ,8 49 Гр ан ит ои ды м ок ро м ос ко вс ко го 2 ,8 27 то ко вс ко го 2 ,8 57 — 2, 66 3 П ал ин ге нн ы е гр ан ит ои ды ш ев че нк ов ск ог о ко м пл ек са 2 ,8 35 Гр ан ит ои ды и нт ру зи вн ы е об ит оч ен ск ог о 2, 80 3- 2, 65 т ок м ак ск ог о ко м пл ек са 2 ,7 3- 2, 68 К ри во ро ж ск ая се ри я Бе ло зе рс ка я се ри я Гу ля йп ол ьс ка я св ит а О. В. УСЕНКО 42 Геофизический журнал № 2, Т. 38, 2016 Т а б л и ц а 2 . Э та пы р аз ви ти я П ри дн еп ро вс ко го б ло ка (3 ,1 7— 3, 0 м лр д ле т) . П ер вы й яр ус А сс оц иа ци и по ро д ЗК С Л А Г, к м С ур ск ая З К С Ве рх ов це вс ка я ЗК С Ч ер то м лы кс ко -С ол ен ов ск ая З К С Бе ло зе рс ка я ЗК С П ер вы й яр ус . М ет аб аз ит ов ая (н иж ня я то ле ит ов ая ) ф ор м ац ия — Н иж ня я ба за вл ук ск ая с ер ия Н иж ня я че рт ом лы кс ка я ам ф иб ол ит ов ая п од св ит а Н иж ня я ме т аб аз ит ов ая св ит а А м ф иб ол ит ы , э пи до ти зи ро ва нн ы е сп ил ит ы , а ль би т- эп ид от ов ы е сл ан цы (1 ) А м ф иб ол ит ы , с пи ли ты , зе ле но ка м ен ны е кв ар ц- хл ор ит ов ы е ту ф ос ла нц ы А м ф иб ол ит ы н еи зм ен ен ны е, эп ид от из ир ов ан ны е, би от ит из ир ов ан ны е А м ф иб ол ит ы в ул ка но ге нн ы е 10 0 — — Ве рх ня я че рт ом лы кс ка я с ла нц ев о- ро го ви ко во - а мф иб ол ит ов ая по дс ви т а За па дн ая ж ел ез ис т о- кр ем ни ст о- ме т аб аз ит ов ая св ит а М аг не ти то вы е кв ар ци ты кр ас но цв ет но й ф ац ии (2 ) Х ло ри т- ак ти но ли то вы е и ка рб он ат - се рп ен ти н- тр ем ол ит ов ы е сл ан цы П ла ст ов ая з ал еж ь ул ьт ра ба зи то в А м ф иб ол -м аг не ти то вы е ро го ви ки и т ал ьк -х ло ри т- ак ти но ли то вы е сл ан цы 1 -й ж ел ез ис то й па чк и 20 0 15 0 А м ф иб ол ит ы . А м ф иб ол - си де ро пл ез ит -м аг не ти то вы е кв ар ци ты с ер оц ве тн ой ф ац ии (3 ) А ль би т- ро го во об м ан ко вы е сп ил ит ы А м ф иб ол ит ы (3 п ач ки ) А м ф иб ол ит ы , г ра на т- ам ф иб ол ов ы е ро го ви ки пе ст ро цв ет но й ф ац ии 10 0 М аг не ти т- ка рб он ат -т ал ьк ов ы е и м аг не ти т- се рп ен ти н- та ль ко вы е сл ан цы с х ло ри т- м аг не ти т- си де ро пл ез ит ов ы м и кв ар ци та м и (4 ) С ер иц ит -к ва рц -к ар бо на т- хл ор ит - ал ьб ит ов ы е ро го ви ки Х ло ри т- ак ти но ли т- тр ем ол ит ов ы е, хл ор ит -к ар бо на т- та ль ко вы е. Э пи до т- ка рб он ат -к ва рц -б ио ти т- хл ор ит ов ы е сл ан цы . А ль би ти ты А кт ин ол ит -т ал ьк ов ы е по ро ды с ка рб он ат ом , х ло ри то м , м аг не ти то м . Би от ит -к ва рц ев ы е ро го ви ки (п ач ки 4 и 5 ) Та ль к- хл ор ит -а кт ин ол ит ов ы е сл ан цы , ж ел ез ис то - си ли ка тн ы е ро го ви ки 50 А м ф иб ол ит ы А м ф иб ол ит ы , э пи до т- ал ьб ит - ро го во об м ан ко вы е сп ил ит ы А м ф иб ол ит ы о кв ар цо ва нн ы е (п ач ка 6 ) А м ф иб ол ит ы о кв ар цо ва нн ы е 10 0 ЭВОЛЮЦИЯ РАСПЛАВОВ И ФЛЮИДОВ КАК ОТРАЖЕНИЕ ФОРМИРОВАНИЯ КОРЫ И... Геофизический журнал № 2, Т. 38, 2016 43 Ба зи т -у ль т ра ба зи т ов ая (к ом ат ии т ов ая ) ф ор ма ци я Ж ел ез ис то -к ре м ни ст о- ка рб он ат - хл ор ит -а кт ин ол ит ов ы е сл ан цы (п ач ка 1 ) ( 5) С ер пе нт ин ит ы , т ал ьк -к ар бо на тн ы е (б ре йн ер ит ов ы е) п ер ид от ит ы (п ач ка 2 ) А сб ес то но сн ы е, м аг не ти т- хл ор ит ов ы е се рп ен ти ни ты (п ач ка 3 ) К ва рц -а ль би т- хл ор ит -а кт ин ол ит - эп ид от ов ы е сл ан цы Та ль к- ка рб он ат ны е, т ал ьк - се рп ен ти ни то вы е по ро ды , хл ор ит -а кт ин ол ит ов ы е сл ан цы с су ль ф ид ам и м ед и, к об ал ьт а С ер пе нт ин ит ы с м ед ны м и, ни ке ле вы м и, п ла ти но вы м и и ас бе ст он ос ны м и пр оя вл ен ия м и М аг не зи т- та ль ко ва я по ро да (п ач ка 6 ) П ро хл ор ит -т ре м ол ит ов ы е, ка рб он ат но -п ро хл ор ит - та ль ко вы е сл ан цы 2 -й п ач ки не ж ел ез ис ты х по ро д 50 25 0 С ер пе нт ин ит ы , т ал ьк -м аг не зи ты и хл ор ит -т ал ьк -к ар бо на тн ы е по ро ды с су ль ф ид ам и ж ел ез а и ни ке ля (п ач ка 4 ) Та ль к- ка рб он ат ны е по ро ды и се рп ен ти ни ты с с ул ьф ид ам и ни ке ля , м ед и, п ла ти ны и д р. Х ри зо ти л- ас бе ст Та ль ко -м аг не зи ты 50 25 0 А м ф иб ол ит ы , а нд ез ит ов ы е по рф ир ит ы (п ач ка 5 )(6 ). А кт ин ол ит ов ы е ап ос пи ли ты и ак ти но ли то вы е зе ле но ка м ен ны е ро го ви ки А м ф иб ол ит ы , с ла нц ы х ло ри т- ро го во об м ан ко вы е и би от ит - хл ор ит -п ла ги ок ла з- кв ар це вы е (п ач ки 7 , 8 ) А м ф иб ол ит ы о кв ар цо ва нн ы е, би от ит из ир ов ан ны е, эп ид от из ир ов ан ны е 10 0 Ж ил ьн ы е до ло м ит ы (п ач ка 6 ) ( 7) Ту ф ол ав ы у ль тр аб аз ит ов с ли то кл ас та м и, м аг не ти т- хр ом ит ов ы е се рп ен ти ни ты С ер пе нт ин ит ы и т ал ьк - ка рб он ат ны е по ро ды с г не зд ам и ни ке ли ст ог о та ль ка П ла ст у ль тр аб аз ит ов х ло ри т- ак ти но ли то вы х и хл ор ит -т ал ьк - ак ти но ли то вы х (п ач ка 9 ) П ор од ы 2 -й ж ел ез ис то й па чк и Зе ле но сл ан це во -п ор ф ир ов ая св ит а П ро хл ор ит о- тр ем ол ит ов ы е сл ан цы 50 25 0 К ер ат оф ир ы (8 ) А кт ин ол ит ов ы е ап ос пи ли ты А ль би ти ты с н ик ел ь- ко ба ль то во й м ин ер ал из ац ие й Гр ан ат -п ла ги ок ла з- хл ор ит - ро го во об м ан ко вы е сл ан цы . О ли го кл аз ит ы Э пи ди аб аз ы , с пи ли т- по рф ир ит ы , а нд ез ит - по рф ир ит ы , а ль би т- кв ар це во - се ри ци т- хл ор ит ов ы е сл ан цы . К ва рц -с ер иц ит ов ы е сл ан цы , ке ра то ф ир ы в ул ка но ге нн о- сл ан це во й св ит ы 10 0 50 С пи ли т -к ер ат оф ир -т уф ов ая (а нд ез ит -б аз ал ьт ов ая ) ф ор ма ци я Ж ел ез ис то -м аг не зи ал ьн ы е сп ил ит ов ы е ро го ви ки и з ел ен ы е сл ан цы (9 ), ан де зи то вы е по рф ир ит ы . К ва рц ев ы е по рф ир ы , а ль би то ф ир ы А кт ин ол ит ов ы е сп ил ит ы и з ел ен ы е сл ан цы о сн ов но го с ос та ва , ке ра то ф ир ы К ер ат оф ир ы С пи ли ты , а м ф иб ол ит ы 10 0 50 О. В. УСЕНКО 44 Геофизический журнал № 2, Т. 38, 2016 давлениях (рис. 2). Оно близко к полученному в экспериментах, проведенных при высоком окислительном потенциале. В этих условиях расплав обогащен магнием, железом. Этот тренд наблюдается и для пород новопавлов- ского комплекса ОПШЗ. В фанерозойских расплавах относительное количество магния существенно меньше, так как окислительный потенциал при их формировании намного ниже. Исключение составляют ультрабазиты, генетически связанные с трапповыми провин- циями. Формирование ЗКС СПМБ. Самые древние породы ЗКС СПМБ имеют возраст не менее 3,17 млрд лет. Накопление конкской серии, по всей видимости, продолжает более ранний процесс, следствием которого стали новопав- ловская (от 3,65 млрд лет назад), базавлукская и славгородская толщи, выведенные на со- временную поверхность на границе СПМБ и ОПШЗ (табл. 1). Основные породы и тоналиты добропольского комплекса Западного Приазо- вья образованы 3,32 млрд лет назад. Сложностью при восстановлении геодина- мического процесса является отсутствие еди- ной номенклатуры стратиграфических подраз- делений. Даже для наиболее полно изученного СПМБ в разных работах приведены разные на- звания толщ. И. Н. Бордунов разделяет конк- скую серию на два яруса, ко второму он относит и породы Криворожско-Кременчугской зоны. Сегодня установлено, что ГЗО образуются в архее, тогда как формирование Криворожско- Кременчугской зоны начинается около 2,5 млрд лет назад. Все породы Верховцеской, Сурской и Чертомлыкско-Соленовской струк- тур образованы в процессе архейской акти- визации. В Конкско-Белозерской структуре можно выделить проявления двух активиза- ций и трех тектономагматических циклов. К архейской активизации относятся нижняя железисто-кремнисто-метабазитовая серия и вулканогенно-сланцевая свита верхней бело- зерской железисто-кремнисто-вулканогенно- сланцевой серии. С криворожской серией со- поставима железисто-кремнисто-сланцевая свита этой серии, залегающая выше (названия приведены по работе [Геология…, 1967]). Для возможности проверки выводов, сде- ланных автором, в табл. 2 и 3 названия свит и подсвит, а также отдельных пород указаны по работе [Геология…, 1967]. Разрез Верховцев- ской ЗКС приведен по работе [Бордунов, 1980]. Очевидно, использованы устаревшие названия пород. Согласно современной номенклатуре вместо термина «серпентинит» употребляется коматиит, спилит соответствует толеитовому базальту, а кератофир более всего — андезиту, что отражено в названиях формаций в работе [Бобров и др., 2000]. В основу корреляции пород разных ЗКС СПМБ в настоящей статье положены призна- ки, указывающие на геодинамический про- цесс, а не на петрологические и геохимические особенности отдельных пород отдельных раз- резов. Так, севернее Девладовского разлома значительно шире представлены ультрабази- ты, а южнее — амфиболиты и спилиты. Однако важен факт появления расплава, указывающий на глубину его дифференциации — размеще- ние ЛАГ, а не относительный объем. По мнению Р. И. Кутаса, в период 3,5— 2,8 млрд лет мощность литосферы — твердой оболочки, включающей кору и часть мантии, могла составлять 150—190 км, а при вынесе- нии глубинного вещества уменьшаться до 60—80 км [Кутас, 2008]. Согласно результатам, приведенным в табл. 2, 3, мощность литосферы могла изменяться во времени в близких грани- цах. Сокращение мощности происходило при вынесении вещества с глубины и заполнении соответствующего уровня, увеличение — при остывании и кристаллизации. Очевидно, что глубины размещения ЛАГ, приведенные в та- блице, — реперные. Рассмотрение изменения расположения ЛАГ под ЗКС СПМБ в архее показывает, что непрерывный процесс, проявленный под всем СПМБ, состоял как минимум из 20 этапов. Во время образования пород коматиитовой фор- мации глубинная астеносфера размещалась под корой (в таблице указана реперная глу- бина 50 км). Пополнение очага расплавами, поступавшими с глубин более 250 км, проис- ходило не менее трех раз. Это приводило к длительному прогреву коры и переработке его расплавами и флюидами, поступавшими из астеносферы. Затем происходило увеличение мощности литосферы за счет кристаллизации. Образо- вание пород верхней коматиитовой форма- ции включало 9 этапов. Мощность литосферы была сокращена и далее изменялась в пределах 50—100 км. Размеры территории, охваченной процессом, значительно превышали СПМБ. К нему однозначно примыкали и ОПШЗ, и При- азовский мегаблок, в западной части которого сохраняются остатки ЗКС, а также восточная часть Ингульского мегаблока. Особенности состава и наложенных изме- ЭВОЛЮЦИЯ РАСПЛАВОВ И ФЛЮИДОВ КАК ОТРАЖЕНИЕ ФОРМИРОВАНИЯ КОРЫ И... Геофизический журнал № 2, Т. 38, 2016 45 Т а б л и ц а 3 . Э та пы р аз ви ти я П ри дн еп ро вс ко го б ло ка У Щ (3 ,0 — 2, 8 м лр д ле т) . В то ро й яр ус (в ер хн яя к ом ат ии то ва я ф ор м ац ия ) А сс оц иа ци и по ро д ЗК С Л А Г, к м С ур ск ая З К С Че рт ом лы кс ко -С ол ен ов ск ая З К С Ту ф о- ж ел ез ис т о- кр ем ни ст ая Ве рх ня я ба за вл ук ск ая с ер ия Ж ел ез ис т о- ро го ви ко во -с ла нц ев ая с ви т а К ер ат оф ир ы и а ль би то ф ир ы , П ор ф ир ит -п ра зи ни ты , э пи ди аб аз ы (1 0) Ту ф ос ла нц ы к ис ло го с ос та ва 50 — 10 0 К ар бо на т- хл ор ит -т ал ьк ов ы е и х ло ри т- ак ти но ли то вы е сл ан цы . А ль би т- хл ор ит -с ер иц ит ов ы е, к ва рц -с ер иц ит -х ло ри то вы е (1 1) К ва рц -т ал ьк -х ло ри то вы е сл ан цы , х ло ри т- м аг не ти т- ка рб он ат ны е ро го ви ки . С ла нц ы к ва рц -с ер иц ит ов ы е с хл ор ит ом , б ио ти то м , ка рб он ат ом , п ла ги ок ла зо м 15 0 П ор ф ир ит ов ая с ви т а Ву лк ан ог ен на я ул ьт ра ба зи т о- т уф о- сп ил ит о- ке ра т оф ир ов ая с ви т а Э пи ди аб аз ы , а вг ит оф ир ов ы е и пл аг ио ф ир ов ы е пр аз ин ит ы (1 2) А по сп ил ит ы , а по ке ра то ф ир ы , з ел ен ок ам ен ны й ап от уф . Х ло ри т- кв ар ц- би от ит -п ла ги ок ла зо вы е по ро ды 10 0 К ар бо на т- хл ор ит -т ал ьк ов ы е, х ло ри т- ак ти но ли то вы е сл ан цы . К ар бо на т- ал ьб ит -х ло ри т- ак ти но ли т- кв ар це вы е сл ан цы (1 3) Х ло ри т- ак ти но ли то вы е, б ио ти т- ка рб он ат -х ло ри т- та ль ко вы е сл ан цы . О ли го кл аз ит А кт ин ол ит ит ы , к ар бо на т- та ль ко вы е и хл ор ит -т ал ьк ов ы е ро го ви ки . А ль би ти т 50 П ор ф ир ит ы а вг ит оф ир ов ы е, п ла ги оф ир ов ы е, а нд ез ит ов ы е, эп ид иа ба зы ( 14 ) А по сп ил ит ы и к ер ат оф ир ы 10 0 П ор ф ир ит -у ль т ра ба зи т ов ая с ви т а К ар бо на т- хл ор ит -т ал ьк ов ы е, х ло ри т- ак ти но ли то вы е сл ан цы . К ол че да ны (1 5) Х ло ри т- ка рб он ат -т ал ьк ов ы е ро го ви ки 50 А вг ит оф ир ов ы е пл аг ио ф ир ов ы е и ан де зи то вы е по рф ир ит -п ра зи ни ты Би от ит -к ва рц -х ло ри т- ал ьб ит ов ы е ан де зи то вы е по рф ир ит ы , ап ос пи ли ты , а по ке ра то ф ир ы 10 0 — Та ль к- хл ор ит - к ар бо на тн ы й сл ан ец 50 — К ер ат оф ир ы с п ро ж ил ка м и ка ль ци та 10 0 П ри ме ча ни е. В с ко бк ах п ри ве де ны н ом ер а ж ел ез ис ты х пл ас то в по р аб от е [Б ор ду но в, 1 98 0] , с оо тв ет ст ву ю щ ие р ис . 2 и 3 , н ом ер а па че к, н аз ва ни я св ит вн ут ри т аб ли цы п ри ве де ны п о ра бо те [Г ео ло ги я… , 1 96 7] . О. В. УСЕНКО 46 Геофизический журнал № 2, Т. 38, 2016 нений пород ЗКС. Вероятно, температуры ман- тийных расплавов были несколько выше, чем в фанерозое. Температура кристаллизации вул- каногенных коматиитов 1450 °С, интрузивных тоналитов — 1200 °С. Это может объяснить вы- сокую степень плавления, что наряду с крайне высоким содержанием Н2О- и СО2-флюида и обусловило появление значительных объемов вулканогенных ультраосновных пород (сер- пентинитов/коматиитов) на поверхности. Ни в протерозое, ни в фанерозое коматииты не образуются. Высокая степень плавления могла привести к повышению содержания МgО (до 36—39 мас. %) в расплаве. Однако практически полное отсутствие в них СаО и щелочей может объясняться только высоким окислительным потенциалом. В вулканогенных и сланцевых пластах ши- роко представлены минералы, доля которых в фанерозойских породах незначительна. В первую очередь это минералы магния и хро- ма, которые активны только при крайне вы- соком окислительном потенциале. Широко распространены железистые и магнезиально- железистые амфиболы и пироксены, очень редки минералы, в состав которых входит калий и титан. Микроклиновые граниты на СПМБ появляются после кратонизации блока 2,8 млрд лет назад. Биотит, присутствующий в составе большинства магматических пород палеопротерозоя и фанерозоя, достаточно ред- кий минерал. Слюда представлена серицитом, количество которого тоже увеличивается к концу архея. Хлорит — один из наиболее распространен- ных минералов. Группа хлорита представлена членами изоморфного ряда, начинающегося амезитом и заканчивающегося серпентином. От амезита к серпентину падает содержание глинозема, а клинохлор (Mg5Al(AlSi3O10)(OH)8) находится «внутри» этого ряда. Тюрингит со- держит и железо. Формирование хлоритоидов происходит из расплавов, обогащенных глино- земом, магнием и железом. Можно предполо- жить, что хлориты образуются вместо слюд в условиях, когда калий малоподвижен — при высоком окислительном потенциале. Именно высокая активность кислорода обеспечивает подвижность железа, а не калия в присутствии хлора. Характерно полное отсутствие графита, так как весь углерод сосредоточен в карбонатах в форме (СО3) 2–. В работе [Ультрабазитовые…, 1979] счита- лось, что преобразование породы происходит в процессе наложенного метаморфизма. Мо- делирование вариаций О18 показало, что источ- ник кислорода в составе H2O и СО2 — мантий- ный [Геохимия…, 1987]. Близкий изотопный состав кислорода воды, вызывающей зелено- каменные изменения подушечных базальтов (спилитов)— 6,6 ‰, коматиитов — 5,2 ‰, уста- новлен и в породах группы Онвервахт [Конди, 1983]. Изотопный состав кислорода минералов коматиитов блока Йилгарн (Австралия) — δО18 ≈ 3,6 ÷ 7,1 ‰ [Конди, 1983]. Принято считать, что подушечные лавы об- разуются при излиянии в подводных услови- ях. Происходит усвоение океанической воды кристаллизующимся базальтовым расплавом. Исследования Х. С. Смита, Дж. Р. О’Нила, А. Дж. Эрланка [Геохимия…, 1987] показали, что изменения вызваны присутствием воды и углекислоты (последней в меньшей степени) в самой магме. В пробах из краевых и централь- ных частей подушек группы Онвервахт (Бар- бетон, ЮАР) систематического изменения в содержании воды не наблюдается, что нельзя объяснить, если вода поступает извне. В части подушек ядро содержит в полтора раза больше воды, чем край, от центра к краю понижаются содержания S, Cu, Fe2+, которые вместе с во- дой в форме хлоридных комплексов удаляют- ся из расплава при остывании на поверхности. Краевые и центральные части подушек имеют одинаковый изотопный состав кислорода — ги- дротермальные флюиды были в равновесии со всей подушкой, δО18 около 5,9—7,3 ‰. Этот же эффект наблюдается и в коматиитовых распла- вах. «Детальное моделирование вариаций δО18 в коматиитовых лавовых потоках показало, что в гидратации лав при температурах 240—450 °С главную роль играли магматические или юве- нильные воды (δО18 от 5 до 7)» [Геохимия…, 1987, с. 148]. Присутствие морской воды (с δО18=0) не отрицается, ее взаимодействие с ювенильной могло происходить при темпера- туре около 130 °С. «Возможным источником воды этих флюидов могли быть глубинные воды мантии» [Геохимия..., 1987, с. 148]. Это приводит авторов к выводу, что 3,5—2,7 млрд лет назад существовали глубинные флюиды («мантийные воды»), вызывавшие изменение лав зеленокаменных поясов, которые были в равновесии с мантийными минералами при высоких температурах. Согласно работе [Гаррелс, Крайст, 1968], если температура выше 500 °С (при плотности воды 0,4—0,5 г/см3 и давлении, близком к ат- мосферному), вода теряет полярный характер ЭВОЛЮЦИЯ РАСПЛАВОВ И ФЛЮИДОВ КАК ОТРАЖЕНИЕ ФОРМИРОВАНИЯ КОРЫ И... Геофизический журнал № 2, Т. 38, 2016 47 и происходит ассоциация растворенных ком- понентов. Этот эффект может быть объяснен тем, что при температуре выше критической (при соответствующем давлении) вода нахо- дится в состоянии флюида, объединяющего особенности не только жидкости, но и газа. При изливе давление падает до атмосферно- го, а температуры сохраняются высокими. КСl, НСl, NаСl ассоциированы в водном флюиде. После прохождения через критическую точку (ее окрестности) вследствие остывания появ- ляется жидкая вода, соли и НСl распадаются на ионы, образуя растворы с кислой реакци- ей. Если кристаллизация осуществляется на поверхности, то часть воды и растворенных в ней ионов усваивается минералами, кристал- лизующимися из расплава, а часть выносит- ся из кристаллизующихся лавовых потоков в океаническую воду. В связи с этим можно утверждать, что мине- ралы, содержащие структурную воду (асбесты, тальк, серпентин и др.), образуются в процессе кристаллизации. Происходит искажение сфор- мированной в расплаве структуры. Экспериментально доказано, что при такой же температуре, но давлении 1 ГПа поведение воды и хлоридных растворов резко изменяется [Пуртов и др., 2002]. Они активно взаимодей- ствуют с минералами пород коры. Поэтому при объяснении поведения вещества необхо- димо учитывать не только состав растворов, но и диапазон РТ-условий. При участии СО2 из флюидов образуются карбонаты сланцевых и вулканогенных пла- стов, а также пачки брейнеритов и доломитов. Брейнериты — карбонаты магния и железа, со- держание МgО в которых достигает 40 %. Они, как и коматииты, встречаются только в архее и в ассоциации с коматиитами. Экстракция магния в расплав осуществляется при очень высоком окислительном потенциале. Появле- ние этих пород возможно при перемещении окисленного глубинного расплава с высоким окислительным потенциалом под кору, где про- исходит его разделение на фазы: карбонатную (брейнеритовую) и силикатную (коматиито- вую). Однако силикатные пласты всегда содер- жат примесь карбоната, а карбонатные — си- ликатную составляющую. Особенность пород СПМБ — равномерное распределение Мg и Fе между силикатной и карбонатной фазами. Кальций в состав карбонатов не входит. На поздних этапах появляется доломит, кальцит не встречается вовсе. Кальций концентрируется в составе амфиболов, но главным образом пла- гиоклазов. Отдельная ликвационная фаза обо- гащена хромом — образуются слои хромитов. Флюидный режим дифференциации ман- тийных расплавов. Особенности химическо- го и минерального состава каждого пласта — широкое развитие магнезиальных силикатов и карбонатов, высокое содержание железа, как и особенности состава наложенных изменений, отражают активность карбонатного, водного и силикатного флюидов. Все эти черты, прису- щие всем без исключения ЗКС архея и прак- тические никогда не повторяющиеся позднее, объясняются высоким окислительным потен- циалом на глубине более 100 км и активностью воды на более высоких уровнях. Окислитель- ный потенциал (активность кислорода) на- прямую зависит от глубины дифференциации вследствие специфических свойств воды, ко- торая неустойчива при давлении более 3 ГПа [Фортов и др., 2004]. Однако не менее важным является присут- ствие хлора. Хлор создает кислую среду, опре- деляет устойчивость сульфидных соединений и подвижность железа, меди, никеля и других металлов, образующих с ним комплексные соединения. В присутствии хлора существен- но увеличивается смесимость водного и кар- бонатного флюида с силикатным расплавом. Его соединения способны связывать и высво- бождать воду: HCl+H2 Хлор способен образовывать кислородные соединения — кислородсодержащие кислоты, в которых он может находиться в разных сте- пенях окисления. Таким образом, присутствие Cl обеспечивает возможность для отсоедине- ния и присоединения кислорода и водорода — буферирования окислительных условий. Восстановление хлора сопровождается выде- лением воды, окисление — выделением Н+ в раствор, формированием кислой среды. В присутствии хлора возможны превраще- ния 2+2Cl2 4 Подобные реакции объясняют появление гранитизирующих флюидов (алюминий также растворим в присутствии Cl и образует с ним комплексные соединения). А реакция SiCl4+nH2 2m объясняет появление антофиллит-асбестов при дифференциации коматиитовых расплавов. Именно высокое содержание воды и хлора в расплавах, дифференцированных на 100 км О. В. УСЕНКО 48 Геофизический журнал № 2, Т. 38, 2016 и выше, обеспечивает преобладание вулкано- генных пород, так как флюиды растворены в расплаве. Присутствие хлора обеспечивает повышение смесимости водно-силикатного, углекислого флюида и расплава. Полезные ископаемые. Хромиты. Для по- падания хрома в расплав (разрушения связей в соединениях, содержащих в составе хром) в поверхностных условиях необходимо присут- ствие хлора и паров воды. Для формирования хромита окислительно-восстановительные условия должны быть близки к таковым для реакции 2 + 2 ; среда — кислая: (Cr2O7 2– ++6 3+ 2 Образование хромитов, как правило, про- исходит в процессе ликвации недифферен- цированного ультраосновного расплава при максимальной активности кислорода: 4CrCl3 2=2Cr2O3+6Cl2 Высвободившийся хлор растворяется в силикатном расплаве, обеспечивая его смеси- мость с водным флюидом. Астеносфера с кромкой на глубине 50 км существовала длительное время и только по- полнялась глубинным расплавом. Фугитив- ность кислорода понижалась вследствие от- вода окисленных соединений к поверхности. Степень дифференциации расплавов увеличи- валась. В этих условиях стаовилась устойчивой сульфидная сера SO4 2–+8H++8e=S2– 2 Сульфид-ионы образовывали соединения с железом и никелем, а высвободившийся хлор растворялся в воде. Активность сульфид-ионов в водных флюидах с хлором описана во многих публикациях, примеры мантийного метасома- тоза подробно рассмотрены а работе [Усенко, 2014б]. Железистые пласты ЗКС относятся к железисто-кремнисто-вулканогенной форма- ции. Она характеризуются рядом специфиче- ских особенностей, которые отличают ее от про- терозойских железисто-кремнисто-сланцевой и железисто-кремнисто-карбонатной форма- ций. В первую очередь, проявлена тесная про- странственная и генетическая связь с вулка- ногенными пластами. Железистые пласты не- значительной мощности образуются на всех этапах, но более мощные — при расположении ЛАГ на 100—150 км. Обязательными состав- ляющими железистых слоев являются кварц и сидерит, а доля магнетита меньше, чем в остальных формациях. Очень распространены куммингтонит и хлорит. Состав и смесимость расплава и флюида зависят от глубины дифференциации (давле- ния). Эта зависимость проявлена на рис. 3 и 4. Использованы индексы, отражающие фор- му нахождения железа в пластах (по работе [Бордунов, 1983]). Индекс красноцветности (О) определен как отношение окисного железа, связанного в гематите и магнетите, к закисно- му железу магнетита, карбонатов, силикатов. Индекс сероцветности (М+С) является суммой магнезиальности и известковистости пород (отражает количество карбонатов ряда сиде- Рис. 3. График зависимости содержания железа от индекса сероцветности в железистых пластах Сурской ЗКС [Борду- нов, 1983]: 1 — средний индекс сероцветности, 2 — общее содержание железа, 3 — магнетитовое железо, %. Рис. 4. График зависимости индексов кремнеземистости и красноцветности в железистых пластах Сурской ЗКС [Бордунов, 1983]: 1 — средний индекс кремнеземистости, 2 — красноцветности. ЭВОЛЮЦИЯ РАСПЛАВОВ И ФЛЮИДОВ КАК ОТРАЖЕНИЕ ФОРМИРОВАНИЯ КОРЫ И... Геофизический журнал № 2, Т. 38, 2016 49 рит—магнезит и кальцит—магнезит). Индекс кремнеземистости (Si/FMС) определяет про- порции осаждения гелей кремния и соедине- ний Fe, Mg, Са (вычисляется по формуле 2/ /(Fe2 3 . Форма нахождения железа в пластах Сур- ской структуры напрямую связана с глубиной дифференциации расплава, соответствующей расположению ЛАГ в табл. 2. Номера пластов на рисунках соответствуют приведенным в табл. 2. Вариации значений индексов отра- жают уменьшение общего количества выно- симого железа, которое коррелирует с умень- шением содержания окисного железа от эта- па к этапу (пласты 1—4, входящие в комплекс пород нижней толеитовой формации сурской свиты). Снижение окислительного потенциала связано с уменьшением глубины дифферен- циации расплава на первых четырех этапах. Уменьшение количества железа, связанного непосредственно с кислородом (в форме Fe2О3 и FeО), сопровождается возрастанием содер- жания карбонатной и силикатной составляю- щей в железистых пластах 1—4, что отражает снижение смесимости карбонатной и водно- силикатной фаз с уменьшением давления. Индекс кремнеземистости и доля карбонат- ного железа резко возрастают в железистых пластах, находящихся среди пород комати- итовой формации (пласты 5—8), дифферен- циация расплавов которой осуществляется не глубже 50 км. Снижение смесимости вызвано падением давления после перемещения объема расплава и флюида с глубины 250 км под кору. Происходит отделение карбонатной и водно- силикатной фаз, обогащенных хлоридными комплексами железа. Из флюидов, отделяю- щихся с глубины 50 км, образуются железисто- кремнисто-карбонатные пачки с хлоритом, тальком, актинолитом, а затем коматииты и брейнериты (см. табл. 2). Увеличение сме- симости карбонатного и водно-силикатного флюидов в присутствии хлорид-ионов объ- ясняет обязательную примесь карбонатов (сидерита) в силикатных и алюмосиликатных железистых пластах и наоборот. Это особен- ность железисто-кремнисто-вулканогенной формации. Максимальное содержание карбонатного железа сопряжено с появлением сульфидов (пласт 7), что указывает на уменьшение окис- лительного потенциала и некоторую нейтра- лизацию флюидов на последнем этапе форми- рования коматиитовой формации. Ассоциация FeСО3 и FeS2 устойчива при рН=6÷8 [Гаррелс, Крайст, 1968]. Этот вывод подтверждается об- разованием жильных доломитов на этом этапе. Пласт 9 фиксирует увеличение мощности литосферы после формирования коматиитов, пласт 10 — постепенный переход к верхней коматиитовой толще сурской свиты (второму ярусу). Индексы железистых пород пластов 11—16 указывают, что формирование проис- ходило в ходе длительного процесса, харак- теризующегося неоднократным изменением расположения кровли астеносферы. После- довательный подъем (150—100—50 км) при формировании пластов 11—13 сменился диф- ференциацией на глубине 50 км (пласты 13, 15), а затем опусканием (пласт 16). Гранитизация. Большая часть магматиче- ских пород ЗКС, связанные с ними экгаля- ционные карбонатные и железистые пласты образованы из расплавов и флюидов, посту- пающих из мантии. Однако не менее 70 % площади СПМБ занимают гранитогнейсовые купола. Именно поэтому СПМБ называют гранит-зеленокаменной областью. Гранитные расплавы могут образоваться исключительно в условиях коры [Wyllie, 1977; Рингвуд, 1981]. Долгое время было принято считать, что граниты возникают за счет плавления пород коры, которое возможно, так как геотермиче- ский градиент в архее был значительно выше, чем в фанерозое. Именно этим объясняются высокие температуры кристаллизации архей- ских тоналитов — до 1200 °С [Шинкарев, Иван- ников, 1983]. Однако наличие твердой оболоч- ки предполагает, что температура в длительно существующем слое плавления на глубине 20—40 км могла лишь незначительно превы- шать 600—700 °С, а региональный геотермиче- ский градиент был выше ~35 °С/км. При более высокой температуре плавились бы не только граниты, но и все породы, содержащие кварц и плагиоклаз, в том числе диориты и габбро, а при температуре 1200 °С плавились бы и ультрабазиты. Эта температура соответству- ет условиям кристаллизации в коре расплава, образующегося на границе кора—мантия (в поле устойчивости плагиоклаза). Очаги плавления на глубине 20—40 км, про- дуцирующие граниты, образуются и в фане- розое, и на современном этапе. Их наличие можно установить по косвенным признакам — появлению на поверхности гранитных распла- вов, геотермальных флюидов или с помощью геофизических методов. Докембрийские очаги плавления на щитах выведены на поверхность вследствие высокого уровня эрозионного сре- О. В. УСЕНКО 50 Геофизический журнал № 2, Т. 38, 2016 за. Поэтому можно увидеть последствия про- цессов, которые происходили в слое плавления или в непосредственной близости от него. В. И. Орса выделяет на СПМБ четыре этапа гранитообразования, проявленные в складча- тости [Орса, 1988]. По его мнению, пластичное состояние толщи поддерживалось в течение всего времени формирования палингенных гранитов. Установлено, что формирование дне- пропетровских гранитов СПМБ (палингенных аналогов сурских интрузивных гранитов) про- исходило в течение 0,2 млрд лет. Состав грани- тоидов днепропетровского комплекса варьи- рует в широких пределах. Образующиеся на каждом этапе тоналиты и трондьемиты полно- стью замещали в разрезе ранние породы бо- лее кислого состава и в большей или меньшей степени амфиболиты и амфибол-биотитовые гнейсы. Почти повсеместно фиксируются признаки длительного и сложного развития гранитогнейсов — реликты древних складок, погруженных в гранитную массу, связанную с деформациями последующих этапов разви- тия и др. Гранитогнейсы кварц-диоритового состава содержат реликты переработанных амфиболитов, что дает основание связывать их образование с гранитизацией амфиболитов или кристаллосланцев. Отчетливо проявлено замещение амфибола биотитом, раскисление плагиоклаза, привнесение кремнезема, кри- сталлизующегося в виде кварца. Внедрение кислых вулканитов также про- исходило в четыре этапа. Первый сопоставим с образованием толеитовой толщи — содержит цирконы, возраст которых, согласно работе [Артеменко, 1998], 3,17—3,13 млрд лет; второй и третий синхронны формированию комати- итовой формации 3,11—3,08 и 3,07—3,04 млрд лет, четвертый (3,0—2,95 млрд лет) соответству- ет времени формирования спилит-кератофир- туфовой формации. Интрузивные граниты де- муринского и мокромосковского комплексов (с микроклином) образуются 2,8 млрд лет назад, что соответствует времени появления второй коматиитовой толщи и кратонизации СПМБ. Абсолютный возраст палингенных грани- тов может соответствовать как возрасту про- питывающего расплава, так и пропитываемого субстрата, так как плавление частичное. Они содержат магматогенные цирконы, образо- ванные в период 3,03—2,97 млрд лет, а также более древние цирконы (3,3—3,18 млрд лет на- зад) [Бобров та ін., 2008]. Последние могут быть реликтовыми цирконами более древних, чем конкская серия, толщ (славгородской, вольнян- ской и базавлукской) или пород, соответствую- щих породам добропольского комплекса При- азовского мегаблока. Основная масса цирконов днепропетровской толщи образована 3,01 млрд лет назад, что совпадает с заключительными этапами формирования коматиитовой фор- мации. Последний очаг плавления в СПМБ не выведен на современную поверхность, присут- ствуют только интрузивные комплексы. Палин- генные граниты шевченковского комплекса, возраст которых 2,8 млрд лет, широко пред- ставлены в ОПШЗ, где уровень эрозионного среза выше. В плагиогранитах шевченковского комплекса находятся скиалиты ультрабазитов Новогоровской ЗКС, являющейся продолже- нием Белозерской, а также самого древнего новопавловского комплекса. Таким образом, гранитоиды, как и желе- зистые породы, образовались в едином гео- динамическом процессе с вулканогенными породами ЗКС. Частота и время их появления практически совпадают со временем появле- ния коматиитов (серпентинитов в табл. 2, 3). Этот факт удовлетворительно объясняется в рамках двухуровневой кристаллизацион- ной дифференциации в присутствии водного флюида. Предполагается, что ультраосновный рас- плав, из которого на поверхности образовались магматические и эксгаляционные породы ко- матиитовой формации, был сформирован при давлении 7 ГПа и температуре не менее 1750 °С [Гирнис и др., 1987]. Его дальнейшая диффе- ренциация (на первом уровне) осуществлялась на глубине около 40—50 км при =1,5÷1,7 ГПа и температуре выше 1580 °С. Состав расплава соответствовал перидотитовому коматииту, а кристаллизующаяся фаза была представле- на оливином. Соответственно, расплав терял магний, а относительное содержание базаль- тоидной компоненты повышалось. При паде- нии температуры до 1440 °С вероятна отсадка и пироксена, а состав расплава приближался к толеитовому пикриту, при падении еще на 20 °С — к составу оливинового толеита. В ра- боте [Шинкарев, Иванников, 1983] предполага- ется кристаллизация ортопироксена. В кислой среде в присутствии воды она более вероятна, чем клинопироксена. Однако на основность остаточного расплава эта разница не повлияет, изменится лишь соотношение Са/Fе. Затем расплав, состав которого вследствие кристаллизации из него оливина и пироксена соответствовал оливиновому толеиту (габбро), а температура составляла 1350 °С, попадал на ЭВОЛЮЦИЯ РАСПЛАВОВ И ФЛЮИДОВ КАК ОТРАЖЕНИЕ ФОРМИРОВАНИЯ КОРЫ И... Геофизический журнал № 2, Т. 38, 2016 51 следующий уровень — в кору. Дальнейшая дифференциация протекала при давлении око- ло 0,6 ГПа (на глубине около 20 км) в условиях высокой активности ювенильной воды. Пере- ход от габбро к тоналиту при =1 ГПа можно объяснить кристаллизацией клинопироксена, амфибола (роговой обманки), плагиоклаза и биотита в коровом очаге при падении темпе- ратуры. При меньшем давлении (0,6 ГПа) либо большей активности воды пироксен на ликви- дусе сменялся амфиболом. Еще одно отличие пород тоналит-трондьемитовых комплексов — практически полное отсутствие калиевого полевого шпата (ортоклаза) — вызвано актив- ностью НСl в водном флюиде — весь калий концентрировался в слюде. Роль метасоматической составляющей при гранитизации повышается даже при незначи- тельном росте давления, температуры, а также химической активности флюида. Кинетика ме- тасоматических реакций замещения резко воз- растает в близсолидусных условиях, т. е. в не- посредственной близости от очага плавления. В архее на глубинах 20—100 км расплавы были обогащены водным флюидом, содержа- щим НСl. На современном эрозионном срезе СПБ обнажаются породы, находившиеся на глубине более 10—15 км, тогда как располо- жение слоя плавления в коре было не глубже 20 км. Физические изменения, например, объ- ема, вследствие поступления расплава, отделе- ния флюида и др., способствовали образованию множественных проницаемых зон и переме- щению флюида. Уровень эрозионного среза позволяет наблюдать как палингенное плавле- ние пород коры, размещавшихся на глубине 15—20 км, так и метасоматические замещения, протекающие над коровым очагом: переходы между типично магматическими тоналитовыми гранитами, образованными непосредственно в слое плавления, мигаматитами и породами аульской и части конкской серий в разной сте- пени именными. Степень изменения зависит от удаленности от слоя плавления и наличия зон, проницаемых для флюида и расплава. Пластичное состояние толщи, располагав- шейся над коровой астеносферой, постепен- ные переходы между несомненно интрузив- ными породами и мигматитами однозначно свидетельствуют о роли тепла и вещества, поступавших из слоя плавления в течение всего процесса (0,2 млрд лет). Длительность существования астеносферы в коре (поддер- жание высоких температур) — очень важный параметр процесса, так как минимизирует до- полнительные затраты тепловой энергии на плавление. Как отмечалось выше, в интервал глубин коры попадал расплав, содержавший преиму- щественно водно-силикатный флюид, обога- щенный хлором. Подобный флюид активно взаимодействовал как с самим расплавом, экс- трагируя из него когерентные элементы, так и с породами первичной коры. Состав флюида вследствие этих взаимодействий приближался к составу гранитного (тоналитового) расплава, который кристаллизовался по мере падения температуры и давления. Этот вывод подтверждается эксперимен- тальными исследованиями взаимодействия базальта с водными растворами НСl при близ- солидусных температурах (600—800 °С) и дав- лении 0,1 ГПа [Пуртов и др., 2002]. С ростом содержания НСl увеличивается содержание кремнезема и глинозема в растворе, что приво- дит к стиранию грани между раствором и рас- плавом. При обработке порошка базальта ней- тральным раствором в него экстрагируются на- трий и калий (натрий в большей степени), при подкислении НСl — железо, кальций и магний. С ростом содержания кислоты их содержания в растворах увеличиваются на несколько по- рядков и находятся в ряду . При взаи- модействии базальта с подобными растворами плагиоклаз устойчив в широком диапазоне со- держаний НСl, но в результате выщелачивания натрия увеличивается его основность, пирок- сен замещается роговой обманкой, которая при повышении концентрации НСl разлага- ется на кварц, плагиоклаз и антофиллит, при более высоких температурах ( >700 °С) — на кварц, плагиоклаз и тальк. При формировании сурских и днепропет- ровских гранитоидов подобные процессы протекали непосредственно в коровой асте- носфере, а также погребенной вулканогенно- осадочной толще, пропитываемой расплавом, содержащим флюид. И в расплавах, и в места- соматизирующих флюидах были активны , , , определяющие состав темноцветных минералов и высокое содержание плагиокла- за. В процессе дифференциации возрастала ак- тивность Nа. Даже из расплавов, содержащих приблизительно равное количество натрия и калия, в присутствии раствора НСl при давле- нии 0,2 ГПа первыми кристаллизуются кварц и альбит [Шинкарев, Иванников, 1983]. Это объ- ясняет взаимопереходы между типично интру- зивными и палингенными разновидностями. При этом метасоматическая и магматическая О. В. УСЕНКО 52 Геофизический журнал № 2, Т. 38, 2016 составляющие на протяжении четырех этапов образовывали одинаковую минеральную ком- позицию, которая состояла из кварца и пла- гиоклаза, пропорции между которыми, как и состав темноцветных, зависели от активности хлора и воды в расплаве и метасоматизирую- щем флюиде. Состав флюида был постоянен вплоть до 2,8 млрд лет, поэтому приходится говорить о метасоматических реакциях не за- мещения, а дополнения. Отсутствие отрицательной аномалии евро- пия в архейских породах также объясняется нейтральными или кислыми условиями в оча- гах дифференциации. Только в этих условиях устойчив 2+. Даже при незначительном по- вышении щелочности он окисляется до 4+ и не может замещать кальций в составе пла- гиоклаза. В щелочной среде не образуются и кальциевые плагиоклазы, так как кальций экс- трагируется в карбонатную фазу. Следствием этого процесса являлось не только появление гранитоидов на поверхности. Предложенная модель гранитизации объясня- ет начало формирования коры как оболочки, отличающейся от мантии минеральным и хи- мическим составом. На СПМБ 2,85—2,65 млрд лет назад появ- ляются массивы гранитов, в состав которых входит микроклин. Существующие датировки возраста многочисленны и вряд ли могут быть оспорены. На остальных блоках УЩ калиевые граниты появляются только 2,1—2,0 млрд лет назад. В более ранних, демуринских гранитои- дах микроклин наложенный. КПШ, описанный в мокромосковских и токовских, — магмати- ческий. Появление микроклина вместо плагио- клаза свидетельствует об изменении химиче- ского состава не только коровых, но и ман- тийных расплавов. А существенное снижение окислительного потенциала, обусловливающее подвижность калия (а не железа), может быть сопряжено с изменением строения (фазового состава) мантии под СПМБ. Выводы. Состав пород ЗКС СПМБ позволя- ет восстановить расположение границы лито- сфера—астеносфера в архейском геодинами- ческом процессе. Для этого было необходимо усовершенствование методики определения мощности литосферы по составу магматиче- ских пород, которое состояло в «добавлении» к расплаву каждого уровня воды, кремнезема и карбонатной составляющей. Формирование расплавов в докембрии происходило на тех же (близких) уровнях, т. е. при тех же давлениях, что и в фанерозое. Для объяснения состава по- род необходимо допустить существенно боль- шее количество флюида, сопровождающего дифференциацию на разных уровнях, и, воз- можно, несколько большие температуры пер- вичных расплавов. Минеральный и химический состав пород соответствует полученному в эксперименте, проведенном при высоком окислительном по- тенциале. Особенности строения ЗКС — широкое развитие вулканогенных ультрабазитов, рав- ноправное присутствие карбонатных и желе- зистых пластов. Особенность химического и минерального состава каждого пласта — ши- рокое развитие магнезиальных силикатов и карбонатов, высокое содержание железа. Осо- бенность состава наложенных изменений — активность углекислоты и воды. Непрерывный процесс, проявленный под всем СПМБ, состоял как минимум из 20 этапов, каждый их которых сопровождался изменени- ем расположения ЛАГ. Состав не только вулканогенных, но и же- лезистых пластов зависит от размещения ЛАГ. Изменение химического состава железистых пластов объясняется глубиной дифференциа- ции расплава, которая установлена независимо по составу вулканогенных. Подвижность же- леза в архее обусловлена активностью хлорид- ионов, высоким окислительным потенциалом расплавов, образующихся на больших глуби- нах, и активностью водного флюида с хлором (и кремнеземом) на меньших. На СПМБ УЩ зафиксированы четыре фазы гранитизации, в общей сложности длящиеся 0,2 млрд лет. Подобный процесс возможен вследствие длительности геодинамического процесса в целом, а также многократного вы- несения глубинных расплавов, обогащенных флюидом, под кору и в кору. В процессе грани- тизации одинаково важны как магматическая, так и метасоматическая составляющие. Плав- ление пород коры происходило вследствие ее кондуктивного прогрева, но в значительно большей степени вследствие проникновения в нее расплавов, начальная дифференциация которых происходила под корой. Поскольку расплавы были обогащены водным флюидом с хлором, то плавление пород коры сопрово- ждалось растворением минералов, экстракци- ей в раствор кремнезема, глинозема, кальция и натрия. Поэтому из расплавов и флюидов, состав которых приближался к гранитному расплаву, кристаллизовались плагиоклаз и кварц. Их кристаллизация возможна только в ЭВОЛЮЦИЯ РАСПЛАВОВ И ФЛЮИДОВ КАК ОТРАЖЕНИЕ ФОРМИРОВАНИЯ КОРЫ И... Геофизический журнал № 2, Т. 38, 2016 53 диапазоне РТ-условий коры. Соответственно, с каждым новым этапом гранитизации в коре повышалось содержание кремнезема, глино- зема, щелочей и кальция. Высокие температуры кристаллизации ар- хейских тоналитов объясняются их образова- нием из расплава, поступавшего с глубин, соот- ветствующих мантийным. При проникновении в кору он быстро охлаждался вследствие рас- трат тепла на отделение расплава и флюида, сопровождавших прогрев и плавление окру- жающих пород. Поэтому выше слоя плавления палеогеотермический градиент (региональ- ный) не мог быть очень высоким (существенно выше 35 °С/км). Большие температуры могли быть только в непосредственной близости от разломных зон, по которым происходила раз- грузка расплавов и флюидов. Следствия рассмотренного геодинамиче- ского процесса (дискуссия). Современная кора отличается от мантии минеральным и хими- ческим составом. Она сложена породами, со- держащими полевые шпаты и кварц, тогда как мантия сложена перидотитами. В фанерозое незначительное обогащение мантии происхо- дит за счет опускания блоков коры в мантию на этапе, когда процесс протекает под корой и в коре, тогда как в кору выносятся мантийные расплавы и флюиды. Однако эти обмены суще- ственно не отражается на их валовом составе. Главное отличие архея — противоположное направление потоков вещества. Выполненный анализ показывает, что в результате длитель- ной активизации происходило его глобальное перераспределение. Не исключено, что начальная твердая обо- лочка кристаллизовалась при больших темпе- ратурах и была более оснóвного состава, чем тоналитовая. На месте размещения современ- ной мантии находился расплав, обогащенный базальтоидной и гранитофильной компонен- той, водным и углекислым флюидом. Поскольку большую часть площади ГЗО занимают гранитогнейсовые купола, то мож- но сделать вывод, что основная часть удален- ного из мантии вещества имела состав, соот- ветствующий тоналит-трондьемиту, т. е. была обогащена кремнеземом и глиноземом, каль- цием и натрием. Породы, сложенные преиму- щественно кварцем и плагиоклазом, частично или полностью замещали более оснóвные по- роды ранней коры. Появление на поверхности коматиитов только отражает масштаб конвек- тивных течений в диапазоне глубин мантии. Их относительное количество незначительно, а кристаллизационная дифференциация на глу- бине 50 км приводит к тому, что большая часть оливина и пироксенов оставалась в мантии. Также происходило перераспределение же- леза, значительная часть которого выносилась к поверхности и концентрировалась преиму- щественно в железистых пластах. В докембрии железо подвижно в составе хлоридных ком- плексов вследствие высокого окислительного потенциала глубинных флюидов. Таким образом, кора, сложенная плагиоклаз- содержащими породами, формировалась в процессе многократного внедрения расплавов, которые становились все менее оснóвными. О раскислении коры именно в процессе форми- рования ГЗО свидетельствует увеличение доли средних и кислых пород в ЗКС к 3,0—2,8 млрд лет. Однако главный результат событий до 2,8 млрд лет — вынесение к поверхности кислоро- да и воды, углерода в виде углекислого флюида (а также азота и др.). Именно в это время об- разовались атмосфера и гидросфера. Их состав отличался от современного. Поверхностные воды имели кислую реакцию вследствие актив- ности хлора и еще незначительной активности щелочей. Как показано выше, кислород, вода и углекислый газ выносились на всех этапах вместе с ультраосновными, основными и кис- лыми расплавами. Поэтому в результате стала возможной кристаллизация примитивной или обогащенной мантии. При давлении, большем 1,5 ГПа, может кристаллизоваться перидотит, в составе кото- рого преобладают оливин и пироксены. Кри- сталлическая мантия, обогащенная базаль- тоидной компонентой (кальцием, железом, глиноземом), неустойчива. Незначительное повышение температуры будет приводить к плавлению амфиболов, железистых пироксе- нов, что, по всей видимости, и происходило в архее. Мощность литосферы сокращалась при поступлении глубинных расплавов. От одно- го этапа плавления к другому базальтоидная компонента, а также избыток кремнезема вы- носились в кору, доля оливина в мантии уве- личивалась и, соответственно, увеличивалась температура солидуса пород, что требовало значительно больших затрат энергии на ее следующее плавление. То, что формирование кристаллической мантии, состав которой приближался к со- ставу перидотита, происходило в архее, под- тверждает возраст мантийных ксенолитов, вынесенных кимберлитами на кратонах (Си- бирь, Южная Африка). В большинстве случа- О. В. УСЕНКО 54 Геофизический журнал № 2, Т. 38, 2016 ев он колеблется около 3,0 млрд лет. Возраст ксенолитов эклогитов трубки Робертс Виктор — 2,7±0,1 млрд лет, Удачной —2,9±0,4 [Pearson, 2005]. Согласно работе [Кадик, 2006], алмазо- носные эклогитовые ксенолиты из кимберли- тов трубки Удачная представляют продукты верхней мантии, возраст которой 2,7—3,0 млрд лет. Эклогитовые ксенолиты трубки Робертс Виктор и включения сульфидов в алмазах из эклогитов трубок Корифонтейн, Кимберли и Орапа имеют архейский возраст ~3 млрд лет [Shirey еt al., 2001]. Это позволяет утверждать, что около 3 млрд лет назад до глубин формиро- вания алмазоносных перидотитов твердая ман- тия или ее участки уже существовали. Таким образом, время формирования ЗКС является и временем формирования мантии под крато- нами. Артеменко Г. В. Новые геохронологические данные по Сурской зеленокаменной структуре. Мине- рал. журн. 1998. Т. 20. № 2. С. 74—81. Белевцев Р. Я. Термодинамика и генетическая эво- люция докембрийских гранитоидов Украинского щита. В зб.: Еволюція докембрійських гранітоїдів і пов’язаних з ними корисних копалин у зв’язку з енергетикою Землі та етапами її тектоно- магматичної активізації. Київ: УкрДГРІ, 2008. С. 35—46. Бобров А. Б., Монахов В. С., Сукач В. В. Парагенера- ции метакоматиит-толеитовой формации зеле- нокаменных поясов Украинского щита. Мине- рал. журн. 2000. Т. 22. № 4. С. 103—113. Бобров О. Б., Степанюк Л. М., Сергєєв С. А., Пресня- ков С. Л. Метатоналіти дніпропетровського ком- плексу та вікові етапи їх формування (геологічна позиція, склад, результати Shrimp радіології). Збірник наукових праць УкрДГРІ. 2008. № 1. С. 9—24. Бордунов И. Н. Криворожско-Курская эвгеосинкли- наль. Киев: Наук. думка, 1983. 304 с. Гаррелс Р. М., Крайст Ч. Л. Растворы, минералы, равновесия. Москва: Мир, 1968. 368 с. Геология осадочно-вулканогенных формаций Укра- инского щита. Под ред. Н. П. Семененко. Киев: Наук. думка, 1967. 380 с. Геолого-геофизическая модель Криворожско- Кременчугской шовной зоны Украинского щита. Под ред. А. В. Анциферова. Киев: Наук. думка, 2006. 190 с. Геохимия архея. Под ред. А. Кренера, Г. Н. Хенсона, А. М. Гудвина. Москва: Мир, 1987. 315 с. Геохронология раннего докембрия Украинского щита. Архей. Под ред. Н. П. Щербака. Киев: Наук. думка, 2005. 244 с. Гирнис А. В., Рябчиков И. Д., Богатиков О. А. Генезис коматиитов и коматиитовых базальтов. Москва: Наука, 1987. 120 с. Список литературы Гордиенко В. В. Адвекционно-полиморфная гипоте- за глубинных процессов в тектоносфере. Киев: Корвін пресс, 2007. 170 с. Железисто-кремнистые формации Украинского щита. Т. 1. Отв. ред. Н. П. Семененко. Киев: Наук. думка, 1978. 328 с. Кадик А. А. Флюиды литосферы как отражение окислительно-восстановительного режима в мантии: следствия для геофизических свойств глубинного вещества. В сб.: Флюиды и геодина- мика. Москва: Наука, 2006. С. 19—45. Кадик А. А., Луканин О. А. Дегазация верхней мантии при плавлении. Москва. Наука, 1986. 96 с. Конди К. Архейские зеленокаменные пояса. Мо- сква: Мир, 1983. 390 с. Кутас Р. И. Тепловая эволюция и формирование докембрийской земной коры. В зб.: Еволюція докембрійських гранітоїдів і пов’язаних з ними корисних копалин у зв’язку з енергетикою Землі та етапами її тектоно-магматичної активізації. Київ: УкрДГРІ, 2008. С. 90—96. Мюллер Р., Саксена С. Химическая петрология: Пер. с англ. Москва: Мир, 1980. 518 с. Орса В. И. Гранитообразование в докембрии Сред- неприднепровской гранит-зеленокаменной об- ласти. Киев: Наук. думка, 1988. 202 с. Пуртов В. К., Анфилогов В. Н., Егорова Л. Г. Взаимо- действие базальта с хлоридными растворами и механизм образования кислых расплавов. Гео- химия. 2002. № 10. С. 1084—1097. Рингвуд А. Е. Состав и петрология мантии Земли: Пер. с англ. Москва: Недра, 1981. 584 с. Ультрабазитовые формации центральной части Украинского щита. Под ред. Н. П. Семененко. Киев: Наук. думка, 1979. 412 с. Усенко О. В. Условия формирования гранитоидов Среднеприднепровской гранит-зеленокамен- ной области. Геофиз. журн. 2014а. Т. 36. № 2. С. 57—74. ЭВОЛЮЦИЯ РАСПЛАВОВ И ФЛЮИДОВ КАК ОТРАЖЕНИЕ ФОРМИРОВАНИЯ КОРЫ И... Геофизический журнал № 2, Т. 38, 2016 55 Усенко О. В. Условия формирования железисто- кремнистых формаций (Среденприднепров- ский мегаблок). Геофиз. журн. 2015. Т. 37. № 1. С. 21—41. Усенко О. В. Условия формирования зеленокамен- ных структур Приднепровского блока Укра- инского щита. Геофиз. журн. 2006. Т. 28. № 6. С. 74—93. Усенко О. В. Формирование расплавов: геодинами- ческий процесс и физико-химические взаимо- действия. Киев: Наук. думка, 2014б. 240 с. Фортов В. Е., Храпак А. Г., Якубов И. Т. Физика неидеальной плазмы. Москва: Физматлит, 2004. 528 с. Шинкарев И. Ф., Иванников В. В. Физико-химическая петрология изверженных пород. Ленинград: Не- дра, 1983. 271 с. Щербаков И. Б. Петрология Украинского щита. Львов: ЗуКЦ, 2005. 366 с. Pearson D. G., Canil D., Shirey S. B., 2005. Mantle Sam- ples Included in Volcanics Rocks: Xenoliths and Diamonds. In: The Mantle and Core. Oxford: Else- vier, P. 171—276. Shirey S. B., Carlson R. W., Richardson S. N., Menzies A., Gurney J. J., Pearson D. G., Harris J. B., Wiechert U., 2001. Archean emplacement of eclogitic compo- nents into lithospheric mantle during formation of the Kaapvaal craton. Geophys. Res. Lett. 28, 2509— 2512. Takahashi E., 1986. Melting of a dry peridotite KLB-1 up to 14 GPa implications on the origin of peridotite upper mantle. J. Geophys. Res. 91, 9367—9382. Walter M. J., 2005. Melt Extraction and Compositional Variability in Mantle Lithosphere. In: The Mantle and Core. Oxford: Elsevier, P. 363—394. Wyllie P. J., 1977. Effects of Н2О and СО2 on magma generation in the crust and mantle. J. Geol. Soc. Lon- don 134, 215—234. Evolution of melts and fluids as a reflection of the crust and mantle formation by the example of the Middle Denieper mega-block of the Ukrainian Shield. Archean © O. V. Usenko, 2016 The scheme of geodynamic process during the production of granite-greenstone area (GGA) of the Middle Dnieper mega-block (MDMB) of the Ukrainian Shield has been presented. It reflects the change of the lithosphere thickness during activation lasted from 3.2 to 2.8 Ga ago. Composition of fluids accompanied melts differentiation within the mantle and crust has also been described. Special features of chemical and mineral composition of the greenstone rocks structures of the Middle Dnieper mega-block are wide development of magnesia silicates and high content of iron. Peculiarities of composition of superposed alterations reflect the activity of oxidized fluids car- bonate, aqueous and silicate ones. These special features are inherent to all GSS of the Archean without any exclusion and practically are never repeated later. It is possible to explain this fact by high oxidation potential at the depths of more than 100 km and water and chloride ions activity at higher levels. Granitoids and ferruginous rocks are formed during integrated geodynamic process with volcanogenic rocks of the greenstone rocks structures. Key words: Archean, granite-greenstone areas, greenstone structures, geodynamic process, granitization, fluid, comatyite, tonalite, the Ukrainian Shield. Artemenko G. V., 1998. New data on geochronology Sura greenstone structure. Mineralogicheskiy zhurnal 20(2), 74—81 (in Russian). Belevtsev R. Ya., 2008. Thermodynamics and genetic evolution of Precambrian granitoids of the Ukrai- nian shield. In: The evolution of Precambrian gran- itoids and associated minerals in connection with the energy of the Earth and the stages of its tectonic References and magmatic activity. Kiev: UkrGGRI, P. 35—46 (in Russian). Bobrov A. B., Monakhov V. S., Sukach V. V., 2000. Para- generatsii metakomatiit-tholeiitic greenstone belts formation of the Ukrainian shield. Mineralogiches- kiy zhurnal 22(4), 103—113 (in Russian). Bobrov O. B., Stepanyuk L. M., Serhyeyev S. A., Presnya- О. В. УСЕНКО 56 Геофизический журнал № 2, Т. 38, 2016 kov S. L., 2008. Metatonality Dnepropetrovsk com- plex and age stages of their formation (geological setting, composition of Shrimp radiology. Zbirnyk naukovykh prats’ UkrDHRI (1), 9—24 (in Ukrainian). Bordunov I. N., 1983. Krivoy Rog-Kursk eugeosynclines. Kiev: Naukova Dumka, 304 p. (in Russian). Garrels R. M., Christ Ch. L., 1968. Solutions, minerals, equilibrium. Moscow: Mir, 368 p. (in Russian). Geology of sedimentary-volcanogenic formations of the Ukrainian shield, 1967. Ed. N. P. Semenenko. Kiev: Naukova Dumka, 380 p. (in Russian). Geological and geophysical model of Krivoy Rog-Kre- menchug suture zones of the Ukrainian Shield, 2006. Ed. A. V. Antsiferov. Kiev: Naukova Dumka, 190 p. (in Russian). Geochemistry of Archean, 1987. Ed. A. Kröner, G. N. Henson, A. M. Goodwin. Moscow: Mir, 315 p. (in Russian). Geochronology Early Precambrian of the Ukrainian Shield. Archaea, 2005. Ed. N. Shcherbak. Kiev: Nau- kova Dumka, 244 p. (in Russian). Girnis A. V., Ryabchikov I. D., Bogatikov O. A., 1987. Genesis komatiites and komatiitic basalts. Moscow: Nauka, 120 p. (in Russian). Gordienko V. V., 2007. Advection-polymorphous hy- pothesis underlying processes in tectonosphere. Kiev: Korvіn Press, 170 p. (in Russian). Ferruginous-siliceous formations of the Ukrainian shield, 1978. Ed. N. P. Semenenko. Vol. 1. Kiev: Naukova Dumka, 328 p. (in Russian). Kadik A. A., 2006. The fluids of the lithosphere as a reflection of the redox regime in the mantle: im- plications for the geophysical properties of deep substance. In: Fluids and geodynamics. Moscow: Nauka, P. 19—45 (in Russian). Kadik A. A., Lukanin O. A., 1986. Degassing during mel- ting of the upper mantle. Moscow. Nauka, 96 p. (in Russian). Condi K., 1983. Archaean greenstone belts. Moscow: Mir, 390 p. (in Russian). Kutas R. I., 2008. Thermal evolution and the formation of the Precambrian crust. In: The evolution of Pre- cambrian granitoids and associated minerals in con- nection with the energy of the Earth and the stages of its tectonic and magmatic activity. Kiev: UkrGGRI, P. 90—96 (in Russian). Muller R., Saxena S., 1980. Chemical petrology. Trans. from English. Moscow: Mir, 518 p. (in Russian). Orsa V. I., 1988. Granite generation in the Precambrian Srednepridneprovsky granite-greenstone region. Kiev: Naukova Dumka, 202 p. (in Russian). Purtov V. K., Anfilogov V. N., Yegorova L. G., 2002. Basalt interaction with chloride solutions and the mecha- nism of formation of acid melts. Geokhimiya (10), 1084—1097 (in Russian). Ringwood A. E., 1981. Composition and petrology of the mantle: Trans. from English. Moscow: Nedra, 584 p. (in Russian). Ultrabasic formation of the central part of the Ukrainian shield, 1979. Ed. N. P. Semenenko. Kiev: Naukova Dumka, 412 p. (in Russian). Usenko O. V., 2014а. Formation conditions of granit- oids Middle-Dnieper granite-greenstone area. Geo- fizicheskiy zhurnal 36(2), 57—74 (in Russian). Usenko O. V., 2015. Conditions of ferruginous-siliceous formation origin (Middle-Dnieper megablock). Geo- fizicheskiy zhurnal 37(1), 21—41 (in Russian). Usenko O. V., 2006. Conditions of greenstone structures formation of the Pridnieprovian blok of the Ukrai- nian Shield. Geofizicheskiy zhurnal 28(6), 74—93 (in Russian). Usenko O. V., 2014b. Forming Melts: geodynamic pro- cesses and physical and chemical interactions. Kiev: Naukova Dumka, 240 p. (in Russian). Fortov V. E., Khrapak A. G., Yakubov I. T., 2004. Phys- ics nonideal plasma. Moscow: Fizmatlit, 528 p. (in Russian). Shinkarev I. F., Ivannikov V. V., 1983. Physical and chem- ical petrology of igneous rocks. Leningrad: Nedra, 271 p. (in Russian). Shcherbakov I. B., 2005. Petrology of the Ukrainian shield. Lviv: ZuKTs, 366 p. (in Russian). Pearson D. G., Canil D., Shirey S. B., 2005. Mantle Sam- ples Included in Volcanics Rocks: Xenoliths and Diamonds. In: The Mantle and Core. Oxford: Else- vier, P. 171—276. Shirey S. B., Carlson R. W., Richardson S. N., Menzies A., Gurney J. J., Pearson D. G., Harris J. B., Wiechert U., 2001. Archean emplacement of eclogitic compo- nents into lithospheric mantle during formation of the Kaapvaal craton. Geophys. Res. Lett. 28, 2509— 2512. Takahashi E., 1986. Melting of a dry peridotite KLB-1 up to 14 GPa implications on the origin of peridotite upper mantle. J. Geophys. Res. 91, 9367—9382. Walter M. J., 2005. Melt Extraction and Compositional Variability in Mantle Lithosphere. In: The Mantle and Core. Oxford: Elsevier, P. 363—394. Wyllie P. J., 1977. Effects of Н2О and СО2 on magma generation in the crust and mantle. J. Geol. Soc. Lon- don 134, 215—234.

Эволюция расплавов и флюидов как отражение формирования коры и мантии на примере Среднеприднепровского мегаблока Украинского щита. Архей

Institution

Ähnliche Einträge