Гомологи "серых гнейсов'' среди архейских пород Кольской Сверхглубокой скважины (опыт петролого-геохимического моделирования состава нижней коры и условия образования тоналит-трондъемитовых пород)

В. Р. Ветрин

Геологический институт Кольского научного центра РАН, Апатиты

О. М. Туркина

Объединенный институт геологии, геофизики и минералогии СО РАН, Новосибирск

O. Nordgulen

Geological Survey of Norway, 7491 Trondheim, Norway

Содержание

Аннотация

Введение

Кольская сверхглубокая скважина, пробуренная в докембрийских породах СЗ части Кольского полуострова, вскрыла непрерывным разрезом образования раннепротерозойского печенгского и архейского комплексов до глубины 12 262 м. Поднятый с различных уровней разреза керновый материал дает уникальную возможность изучения состава и физических свойств вещества, находившегося долгое время в условиях повышенных температур и давлений. Вследствие этого сопоставление результатов изучения керна скважины и аналогичных пород, находящихся на уровне современного эрозионного среза, является главной задачей проекта МПГК-408 "Сравнение состава, структуры и физических свойств пород и минералов Кольской сверхглубокой скважины (КСГС) и их гомологов на поверхности'' (лидеры проекта Ф. П. Митрофанов, Д. М. Губерман, X.-И. Кюмпель), работы по которому предусмотрены в течение 1998-2002 гг. [Homologues..., 1998; Inaugural..., 1998]. В то же время идентификация гомологов - близких по составу и структуре пород, образованных в одно и то же время в сходных фациальных условиях - среди сложно складчатых и интенсивно дислоцированных архейских пород, сопряжена со значительными трудностями.

В настоящей работе сделана попытка выявления гомологов среди пород тоналит-трондьемитового состава в разрезе КСГС и в пределах Кольско-Норвежского и Мурманского блоков на основании результатов петролого-геохимического моделирования составов протолитов и условий образования этих пород, формировавшихся в различных геодинамических обстановках.

Выполненное исследование было бы невозможно без содействия сотрудников НПЦ "Кольская сверхглубокая'' Ю. П. Смирнова, М. С. Русанова, Ю. Н. Яковлева, а также участников русско-норвежского проекта "Северный район'' Л. Ф. Добржинецкой, Т. А. Браун, Дж. Коббинга и Б. А. Стерта, вместе с авторами настоящей работы проводивших изучение архейских пород в районе Серварангер области Финнмарк, Норвегия. Авторы искренне благодарны также Н. Г. Жихаревой за вычерчивание рисунков и М. А. Ветриной за помощь в компьютерной обработке графических файлов.

1. Геологическое строение региона и возраст пород

Рис. 1

Балтийский щит представляет собой крупный выступ кристаллического фундамента Восточно-Европейской платформы и состоит из 3 крупных провинций - Карело-Кольской, Свекофеннской и Свеконорвежской. Кольско-Карельская провинция, занимающая северо-восточную часть щита, сложена главным образом архейскими породами и подразделяется на Кольскую, Карельскую и Беломорскую субпровинции, образующих мегаблоки, ограниченные глубинными разломами. Кольская субпровинция включает Кольский полуостров, часть Северной Карелии, Финскую Лапландию и область Финнмарк Полярной Норвегии, и состоит из крупных блоков (супракрустальных доменов) - Мурманского, Кольско-Норвежского, Инари, Кейвского, Беломорского и Терского [Загородный, Радченко, 1983; Geology..., 1995]. Рассматриваемые блоки разделены мобильными поясами - Колмозеро-Вороньинским, Оленегорским, Енским, Лапландско-Колвицким и Печенгско-Варзугским (рис. 1).

Породы тоналит-трондьемитового ( TT ) состава изучались нами в архейском комплексе Кольской сверхглубокой скважины, а также в пределах Кольско-Норвежского и Мурманского блоков, занимающих центральную и северную части Кольского полуострова и прилегающих территорий.

1.1. Кольская сверхглубокая скважина

Рис. 2

Кольская сверхглубокая скважина (КСГС) вскрыла породы верхней коры до глубины 12 262 м. Кроме первого ствола, достигшего глубины 11 662 м, пробурено еще 3 ствола в интервалах 9360-12 066 м, 7000-12 262 м и 9653-11 882 м, что позволяет построить объемную модель геопространства КСГС [Кольская сверхглубокая..., 1998]. До глубины 6842 м вскрыты породы нижнепротерозойского эффузивно-осадочного комплекса, залегающие с угловым несогласием на архейских гнейсах, амфиболитах и гранитах, образующих антиклинальную структуру, усложненную складками более высоких порядков (рис. 2). Породы архейского комплекса КСГС подразделены на 5 ритмов, каждый из которых состоит из 2 толщ, представленных главным образом биотит-плагиоклазовыми гнейсами тоналит-трондьемитового состава (~45%) и гнейсами с высокоглиноземистыми минералами (~20%), относящимся, соответственно, к первично вулканогенным и первично осадочным образованиям [Архейский..., 1991; Кременецкий, Овчинников, 1986]. Около 30% разреза составляют амфиболиты с телами железистых кварцитов, и ~5% - жильные гранитоиды. Породам разреза архейского комплекса свойственна интенсивная мигматизация. Количество мигматитов составляет 15-20% в гнейсах с высокоглиноземистыми минералами, достигая 55-60% в биотит-плагиоклазовых гнейсах 2-й и 6-й толщ. В нижней части разреза ниже глубины 11 708 м выделен амфиболит-тоналит-плагиогранитный комплекс (АТПК), тогда как вся вышележащая часть разреза относится к ритмично переслаивающимся толщам терригенных песчано-глинистых и лептито-амфиболитовых железисто-кремнистых формаций [Архейский..., 1991]. Эти данные согласуются с результатами реконструкции геодинамических обстановок вулканизма и осадконакопления пород архейской части разреза КСГС, позволяющих отнести их к образованиям верхней части зеленокаменного пояса известково-щелочного типа, претерпевшего интенсивную переработку метаморфическими процессами, мигматизацией и гранитизацией [Балашов, Ветрин, 1991].

Геохронологическое и изотопно-геохимическое исследование пород КСГС позволяет наметить следующую последовательность их образования. Возраст протолитов гнейсов оценивается в 2950-2850 млн лет, внедрение интрузий габбро и образование гранитоидов АТПК - в 2835-2832 млн лет. Образование пегматитов происходило около 2740 млн лет на заключительных этапах метаморфизма, формирование K-Si метасоматитов в нижней части разреза КСГС установлено в 2225 млн лет и внедрение жил порфировидных гранитов определено в 1766 млн лет [Бибикова и др., 1993; Чен и др., 1998; Timmerman and Daly, 1995].

1.2. Кольско-Норвежский блок

Кольско-Норвежский блок расположен в центральной части Кольского полуострова, отделяясь от расположенного к югу Беломорского и Терского блоков Гранулитовым поясом, Оленегорской и Имандра-Варзугской структурными зонами. На востоке он ограничен Цагинской системой разломов, тогда как его западная граница с блоком Инари проводится по раннепротерозойскому поясу Пасвик-Полмак, входящему в состав Печенгско-Варзугской рифтогенной структуры. Породы тоналит-трондьемитового состава образуют преобладающую часть Сванвик-Лоттинского сегмента, находящегося в крайней северо-западной части Кольско-Норвежского блока. От расположенного к юго-востоку Титовского сегмента он отделяется зоной долгоживущих разломов северо-западного простирания, контролировавших размещение как позднеархейского зеленокаменного пояса Бьернватн-Оленегорск, так и, частично, раннепротерозойской Печенга - Варзугской структуры [Dobrzhinetskaya et al., 1995].

Рис. 3

Вулканогенно-осадочные породы группы Бьернватн, содержащие промышленно важные месторождения железистых кварцитов, образуют крутопадающий пояс ССЗ-простирания в "серых гнейсах'' TT состава, среди которых выделено несколько комплексов (Варангер, Сванвик, Гарсио, Бранфьеллет и др. [Siedlecka et al., 1985]). В пределах Титовского блока расположен плутон, сложенный Киркенес гнейсами. "Серые гнейсы'' различаются по составу и структурно-текстурным особенностям, в различной степени деформированы, тектонизированы и пересекаются телами гранитов, пегматитов и основных пород. Наиболее неоднородны по набору породных ассоциаций Гарсио гнейсы, расположенные в западной части Сванвик-Лоттинского блока, и близкие им по составу Бранфьеллет гнейсы в юго-западной экзоконтактовой части структуры Бьернватн. Преобладающим типом пород среди Гарсио гнейсов являются первично вулканогенные лейкократовые биотитовые гнейсы тоналитового состава (~50%) с прослоями метаосадочных пород (~20%), представленные двуслюдяными гнейсами и сланцами, местами с гранатом и ставролитом. Существенную часть разреза (20-30%) составляют гранатовые и полевошпатовые амфиболиты с линзами железистых кварцитов, роговообманковые и биотит-роговообманковые гнейсы диоритового состава, фрагменты серпентинизированных ультраосновных пород. Амфиболиты среди Гарсио гнейсов характеризуются высоким содержанием железа (11-15% FeO), и в целом повышенным содержании лантаноидов при (La/Yb) _n =1,4-5,5; рис. 3. Породы метаморфизованы в условиях амфиболитовой фации и пересекаются деформированными телами пегматитов с возрастом в 2648 5 млн лет и порфировидными гранитами комплексов Нейден и Гечоайви, возраст которых составляет, соответственно, 2483 28 и 2502 3 млн лет. Цирконы из Гарсио гнейсов тоналитового состава содержат примесь древней радиогенной компоненты свинца с возрастом около 2840 млн лет и испытали воздействие эндогенного события с возрастом 2,7-2,6 млн лет, что интерпретируется как время проявления регионального метаморфизма или воздействия молодых гранитов [Levchenkov et al., 1995]. По имеющимся представлениям [Dobrzhinetskaya et al., 1995; Siedlecka et al., 1985], Гарсио гнейсы представляют собой верхнюю часть зеленокаменного пояса Бьернватн и по набору преобладающих типов пород, возрасту и геодинамическим обстановкам формирования наиболее близки породам архейского комплекса Кольской сверхглубокой скважины, образующим фундамент раннепротерозойской Печенга-Варзугской структуры. В отличие от последних Гарсио гнейсы в целом слабо мигматизированы.

Рис. 4

К наиболее гомогенным породам комплекса "серых гнейсов'' относятся Варангер и Киркенес гнейсы, для преобладающей части которых предполагается первично интрузивный генезис. Гнейсы Варангер расположены в северной части Сванвик-Лоттинского сегмента и представляют собой серые гнейсовидные породы преимущественно тоналитового состава, возраст которых по цирконам магматического генезиса определен в 2813 6 млн лет и 2803 15 млн лет [Levchenkov et al., 1995]. Варангер гнейсы местами содержат линзы, дайкообразные и полосовидные включения гранат-биотитовых, двуслюдяных гнейсов, амфиболитов и железистых кварцитов, в длину достигающие нескольких километров. В отдельных случаях этими породами образованы изометрические чашеобразные структуры, имеющие с TT -породами согласные, местами тектонические контакты. Гнейсы из рассматриваемых включений по составу близки Кольским (ярфиорд) гнейсам, тогда как амфиболиты отвечают богатым железом базальтам и характеризуются плоским распределением редкоземельных элементов (рис. 4). Варангер гнейсы пересекаются в различной степени деформированными гранитными и пегматитовыми жилами, местами образующими обширные поля. Среди жильных образований преобладают двуполевошпатовые породы гранитного состава и в меньшем количестве существенно лейкократовые плагиоклазитовые жилы с небольшим количеством кварца.

Киркенес гнейсами образован плутон на границе между зеленокаменными породами группы Бьернватн и глиноземистыми Кольскими (ярфиорд) гнейсами. Контакт между породами плутона и вмещающими породами магматический, но интенсивно тектонизирован с образованием зон бластомилонитов, что позволяет предполагать внедрение и кристаллизацию пород массива в поле регионального стресса [Braun et al., 1993]. Массив сложен биотитовыми, в различной степени мигматизированными и тектонизированными тоналитами, содержащими линзовидные тела амфиболитов, которые представляют собой главным образом будинированные дайки основного состава. Породы массива секутся многочисленными телами гранитов и пегматитов нескольких возрастных генераций, наиболее ранние из которых деформированы совместно с вмещающими породами, тогда как поздние дайки не несут заметных следов тектонических деформаций. Возраст зональных кристаллов циркона из тоналитовых гнейсов определен в 2804 9 млн лет, что соответствует времени кристаллизации пород массива [Levchenkov et al., 1995].

Таким образом, результаты геологического изучения "серых гнейсов'' западной части Кольско-Норвежского блока позволяют отнести Гарсио гнейсы к супракрустальным образованиям, в состав которых входят первично вулканогенные, метаосадочные и интрузивные ассоциации пород, в целом представляющие собой, вероятно, фрагмент разреза позднеархейского зеленокаменного пояса. Интрузии Варангер и Киркенес гнейсов были сформированы в более поздний период (на 20-30 млн лет) по отношению к Гарсио гнейсам, и их расположение контролировалось зонами тектонических нарушений в обстановке регионального стресса.

1.3. Мурманский блок

Мурманский блок образует крайнюю северо-восточную часть Кольской складчатой системы карелид, и в своей континентальной части имеет клиновидную форму, занимая площадь около 30 000 км². В юго-западной части он ограничен Северо-Кейвской шовной зоной, представляющей собой серию эшелонированных взбросов, в пределах которых блоки пород часто имеют линзовидную, веретенообразную форму и сопрягаются по простиранию, определяя в целом мозаичную структуру зоны. По сейсмическим данным разлом прослеживается до глубины 35-40 км, достигая поверхности М. Время заложения разлома принимается верхнеархейским на основании приуроченности к нему интрузий габбро-анортозитов и диоритов-плагиогранитов с возрастами 2750-2785 млн лет [Пушкарев и др., 1978]. С Северо-Кейвской шовной зоной связаны нарушения северо-восточного простирания, крупнейшими из которых являются Харловский, Святоносско-Стрельнинский и Восточно-Кейвский. Эти нарушения наряду с серией разломов по долине р. Туломы делят Мурманский блок на ряд структур более высоких порядков, среди которых выделены Титовский, Териберский, Иоканьгский и Качковский сегменты, различающиеся по глубинному строению и составу пород.

Преобладающая часть территории Мурманского блока сложена гранитоидами архейского возраста, составляющими основной фон структуры и определяющими главные особенности ее геологического строения. Гранитоидами TT состава, представленными в настоящее время ортогнейсами и входящими в состав архейской формации тоналитовых гнейсов-плагиогранитов [Магматические..., 1985], образованы западная, центральная и юго-восточная части блока. В его западной части ортогнейсы имеют преимущественное северо-западное простирание, тогда как в центральной и восточной частях структуры в ряде случаев установлено их северо-восточное или меридиональное простирание, трассирующее фланги брахиформных структур размером от первых сотен метров до десятков километров в диаметре. Для рассматриваемых пород характерна частая перемежаемость пород различного петрографического состава, образующих полосовидные обособления простиранием до нескольких километров при мощности в десятки и первые сотни метров. Более меланократовые разновидности гранитоидов содержат повышенное количество включений амфиболитов, образующих пластообразные или линзовидные тела, удлиненность которых совпадает с простиранием полосчатости гранитоидов. Возраст тоналитовых гнейсов из центральной и восточной частей структуры установлен U-Pb методом в 2,8-2,75 млрд лет [Эндогенные..., 1991] при T^Nd(DM)=2,90-2,87 млрд лет [Timmerman and Daly, 1995]. Для тоналитовых гнейсов Титовского блока модельный возраст TT -пород в районе Ура-Губы определен Sm-Nd методом в 2,46-2,40 млрд лет [Timmerman and Daly, 1995], что находится в противоречии с результатами Рb-Рb изучения цирконов из этих пород - 2,84 0,04 млрд лет (данные В. Р. Ветрина). Вследствие этого в настоящей работе возраст тоналитовых гнейсов западной части Мурманского блока, так же как и для его центральной и восточной частей, принят позднеархейским.

Согласно имеющейся геодинамической модели [Минц и др., 1996], интенсивно проявленный процесс гранитообразования в пределах указанной структуры был обусловлен субдукцией океанической литосферы под активную окраину Мурманского микроконтинента около 2,8 млрд лет назад.

2. Петрографическая характеристика ТТ-пород

2.1. Архейский комплекс Кольской сверхглубокой скважины

Биотит-плагиоклазовые гнейсы TT состава преобладают в составе 2, 4, 6, 8, 10 толщ разреза архейского комплекса КСГС, и как отмечалось в предыдущем разделе, в различной степени мигматизированы. По соотношению с вмещающими гнейсами, структурно-текстурным особенностям и фациальному облику среди пород мигматитового комплекса выделены мигматиты, мигматит-граниты, анатектит-граниты и пегматиты. В мигматитах гнейсы субстрата (палеосома) сохраняются лишь в виде реликтов лейкократовых (лейкосома) и меланократовых (меланосома) прослоев, что затрудняет изучение их первичного состава. Ниже петрографическая характеристика TT -пород приведена для "серых гнейсов'' преимущественно 8 и 10 толщ, относительно слабо мигматизированных (соответственно, 40 и 20% мигматитов) и образованных, как представляется, по породам первично вулканогенного (гнейсы 8 толщи) и интрузивного (гранитоиды АТПК) генезиса.

Рис. 5

Главные породообразующие минералы биотит-плагиоклазовых гнейсов (в %) - кварц (29-36), плагиоклаз (42-61, 19-32% An), микроклин (2-15), биотит (2-7), мусковит (0-1), акцессорные - магнетит, пирит, эпидот, ортит, гранат, апатит и циркон. Преобладающие структуры гранобластовые, лепидогранобластовые, коррозионно-метасоматические. Биотиты по содержанию титана (2,5-2,7% TiО₂ ) и железистости (F=67-86) относятся к минералам эпидот-амфиболитовой фации метаморфизма (рис. 5). Ортогнейсы по породам АТПК сдержат меньшее количество микроклина ( < 1%) и имеют более высокое содержание биотита (8-11%), амфибола (до 4,4%), пирита и эпидота. Наиболее часто встречаемыми структурами являются диоритовая, гипидиоморфнозернистая, часто усложненные явлениями бластеза и перекристаллизации. По соотношениям породообразующих минералов среди пород выделяются диориты, кварцевые диориты, тоналиты и трондьемиты, с существенным преобладанием тоналитов и трондьемитов. Плагиоклаз содержит 22-35% анортита и до 0,75% К₂О (табл. 1), что существенно выше содержания К₂О в плагиоклазах из биотит-плагиоклазовых гнейсов ( < 0,2% К₂О). Амфибол представлен паргаситовой или ферроэденитовой роговой обманкой, и по составу отвечает амфиболам из андалузит-силлиманитовой фациальной серии [Raase, 1974]. Биотит имеет меньшую железистость (F=41-55) и более низкое содержание титана (1,4-1,8% ТiO₂ ) по сравнению с этим минералом из биотит-плагиоклазовых гнейсов, и по составу соответствует мироксену. Существенное различие имеется также в морфологии кристаллов циркона из рассматриваемых пород, в биотит плагиоклазовых гнейсах имеющих одномодальное распределение по удлиненности, и би- или тримодальное - в ортогнейсах АТПК.

2.2. Кольско-Норвежский блок

Среди Гарсио-гнейсов выделяются мезократовые (10-15% биотита и амфибола) и лейкократовые разновидности с преобладающими гранобластовыми, лепидогранобластовыми, порфирогранобластовыми структурами. Состав плагиоклаза варьирует от олигоклаз-андезина в мезократовых породах до олигоклаза в лейкократовых разновидностях. Амфибол наиболее обычен в гнейсах, содержащих включения амфиболитов, и по составу соответствует эдениту с пониженным содержанием титана (табл. 1). Биотит образует пластинчатые кристаллы, плеохроирующие в буровато-зеленых тонах, и по составу (ТiO₂ =1,7-3,5%, F=39-55) соответствует составам биотитов из пород амфиболитовой, и в меньшей степени гранулитовой фаций метаморфизма. Акцессорные минералы представлены магнетитом, апатитом, цирконом, сфеном. Зерна циркона часто содержат ядра более темного цвета, занимающие от 1/3 до 2/3 объема зерна.

Киркенес и Варангер гнейсы характеризуются наличием бластогранитных, гипидиоморфнозернистых, диоритовых структур, свидетельствующих об их первично интрузивной природе. Главные породообразующие минералы - плагиоклаз, кварц, биотит и амфибол, количество первичного микроклина, образующего вростки в зернах плагиоклаза, не превышает 1-3%. Акцессорные минералы - магнетит, ильменит, циркон, сфен, ортит, эпидот, апатит. Плагиоклаз образует призматические, субтаблитчатые, часто полисинтетически сдвойникованные кристаллы, иногда со слабо проявленной прямой зональностью и включениями зерен кварца. Состав первично магматических зерен плагиоклаза - андезин (35-40% An), при метаморфизме его состав меняется в сторону увеличения альбитовой составляющей (20-25% An). Первичные амфиболы представлены эденитом в Варангер гнейсах и магнезиальной роговой обманкой в Киркенес гнейсах (табл. 1). При метаморфизме происходит их замещение хлоритом и актинолитовой роговой обманкой с низким содержанием титана (0,63% ТiO₂ ) и глинозема (7,6% Аl₂О₃ ). Биотиты магматического генезиса плеохроируют в красновато-бурых тонах и характеризуются высоким содержанием титана (до 4,2% TiO₂ ). Пластинки биотита метаморфического генезиса имеют зеленовато-бурый цвет, пониженное содержание титана (1,0-1,6% ТiO₂ ) и повышенную магнезиальность (F=36-39). В Киркенес гнейсах содержание титана в биотитах находится в прямой зависимости от железистости, что позволяет предполагать образование метаморфогенных магнезиальных биотитов при распаде высокотитанистых и более железистых биотитов магматического генезиса: Bi_Fe^Ti Вi_Mg + FеТiO₃.

2.3. Мурманский блок

Плагиогранитоиды Мурманского блока представлены главным образом тоналитами и трондьемитами, в местах скопления ксенолитов амфиболитов они переходят в диориты и кварцевые диориты. Главные породообразующие минералы - плагиоклаз (от 15-30 до 35-40% An) - 58-65%, кварц (22-34%), биотит (4-10%), амфибол (0-2%). Наиболее распространенные акцессорные минералы - магнетит, пирит, эпидот, циркон, монацит, сфен, апатит, в гранитоидах Титовского сегмента присутствует гранат (0,3%). Структуры бластогранитные, гипидиоморфнозернистые, аллотриоморфнозернистые, местами гранобластовые и коррозионно-метасоматические, обусловленные появлением более поздних зерен микроклина. Первичный микроклин, количество которого не превышает 5%, присутствует в антипертитовых выделениях, а также образует единичные изометрические зерна, равновесные с плагиоклазом. Амфиболы имеют низкое содержание Ti, A1 и относятся к роговым обманкам андалузит-силлиманитовой фациальной серии [Raase, 1974]. Биотиты представлены мероксенами (F=47-56) с содержанием TiO₂ в 2,1-3,1% (табл. 1), что определяет их принадлежность к производным амфиболитовой фации метаморфизма (рис. 5).

3. Петрогенные и редкие элементы в TT породах

3.1. Кольская сверхглубокая скважина

Достаточно полная петро- и геохимическая характеристика состава "серых гнейсов'' архейского комплекса КСГС приведена в работах Ветрина [1991], Кременецкого, Овчинникова [1986], Кременецкого и др. [1990].

Биотит-плагиоклазовые гнейсы по составу варьируют от докембрийского гранита и трондьемита до аляскита, отличаясь от гранитоидов АТПК повышенным содержанием щелочей и обнаруживая существенное сходство с породами позднеархейской формации тоналитовых гнейсов - плагиогранитов Кольского полуострова. По содержанию ряда петрогенных компонентов - FeO, Fe₂О₃, Аl₂О₃, FeO/MgO, Na₂O, К₂О и элементов примесей установлено сходство биотит-плагиоклазовых гнейсов и гранитоидов АТПК как между собой, так и с древнейшими гранитоидами Кольского полуострова, тип магмы которых определяется как эпиандезитовый с существенной переработкой пород коровыми процессами [Архейский..., 1991; Ветрин, 1984].

Рис. 6

Как следует из табл. 2, среди плагиогнейсов в разрезе КСГС по химическому составу могут быть выделены 2 типа пород, протолитами которых были магматические образования тоналит - трондьемитового состава. Биотитовые плагиогнейсы (тип А) имеют более лейкократовый состав, высокие концентрации Th и высокое (La/Yb)_n =44-57, табл. 2, образцы 4-6, 46). Второй тип (B) представлен роговообманково-биотитовыми или эпидот-биотитовыми гнейсами и отличается пониженной кремнекислотностью и более высоким содержанием фемических компонентов (FeO, MgO, Ni, Co, табл. 2, образцы 1-3). Для них типично пониженное содержание легких лантаноидов, Th и (La/Yb)_n =6,7-10,4) в сравнении с биотитовыми гнейсами (рис. 6).

3.2. Кольско-Норвежский блок

Все образцы пород Сванвик-Лоттинского сегмента были отобраны при работах по русско-норвежскому проекту "Северный район'' в 1990-1993 гг. Химический анализ большинства образцов произведен методом XRF-спектрометрии в Норвежской геологической службе, г. Трондхейм, Норвегия, и частично - в Геологическом институте КНЦ РАН, г. Апатиты. Определение РЗЭ выполнено в институте Литосферы РАН, г. Москва методом ICP - ядерно-эмиссионной спектроскопии с выделением и концентрацией РЗЭ способом ионно-обменной хроматографии. Воспроизводимость метода составляет 10-20% и зависит от уровня концентрации редкоземельных элементов.

Рис. 7

Среди TT -пород, входящих в состав Гарсио гнейсов, и по соотношению нормативных количеств альбита, анортита и ортоклаза [O'Konnor, 1965] относящихся к тоналитам, выделены 2 контрастных типа пород. Тип А характеризуется повышенным содержанием глинозема (17-22%), с его уменьшением по мере роста SiO₂, и в целом невысоким содержанием Fe, Mg, Ti, количество которых незначительно увеличивается при возрастании кремнекислотности пород (табл. 3). Гнейсы типа С имеют повышенные содержания Fe, Ti, Mg, Mn, P и пониженное количество А1₂О₃ с уменьшением их содержания при увеличении SiO₂. Для пород первого типа свойственны высокие содержания Sr, Rb, Ba и крутой наклон кривых распределения РЗЭ, при (La/Yb)_n =44-112, тогда как гнейсы типа С характеризуются повышенными концентрациями Zr, Y, Co, и суммы РЗЭ при величине отношения (La/Yb)_n =7-25, рис. 7). Отмеченные особенности состава пород позволяют предполагать, что при образовании TT -пород типа А кристаллизация происходила под плагиоклазовым контролем, тогда как при кристаллизации пород типа С наряду с плагиоклазом принимал участие амфибол и, вероятно, клинопироксен. Концентраторами легких и тяжелых РЗЭ были, соответственно, ортит и циркон, ранней кристаллизацией которых наряду с низким содержанием РЗЭ в источнике и была обусловлена обедненность редкоземельными элементами тоналитов группы А.

Рис. 8

Варангер гнейсы содержат 67-73% SiO₂, и по сравнению с типом С Гарсио гнейсов имеют повышенное содержание глинозема (15,5-16,5%), натрия (4,0-5,3% Na₂O), пониженное - ТiO₂ (0,2-0,5%), MgO (0,8-2,0) и К₂ О (1,0-1,7). На диаграмме О'Коннора [O'Konnor, 1965] точки составов этих пород располагаются в поле трондьемитов и тоналитов. По содержанию РЗЭ среди Варангер гнейсов могут быть выделены 2 типа пород - А и В, первый из которых аналогичен типу А из гнейсов Гарсио и КСГС, и характеризуется обедненностью тяжелыми лантаноидами (La/Yb)_n =48-392. Для спектров РЗЭ в этих породах свойственны слабо выраженные положительные аномалии Еu (Eu /Eu=l,l-1,4). Исключением являются лейкократовые породы с отчетливым Еu-минимумом (обр. 90-37, табл. 4), что свидетельствует о фракционировании плагиоклаза. Породы типа В имеют более низкое содержание La, Ce, Nd (рис. 8), относительно высокое содержание тяжелых лантаноидов (Lа/Yb) _n =13-41 Y и обеднены Ва и Sr.

В особый тип следует выделить жильные плагиоклазиты в гнейсах Варангер. Особенностью их состава являются высокое содержание А1₂О₃ (21-23%), Sr (до 570 г/т), наличие отчетливо выраженного европиевого максимума, пониженное содержание SiO₂, Fe₂O₃, MgO, Cr, Ni и тяжелых лантаноидов. Для редких элементов, концентрирующихся в акцессориях, например Zr, типичен широкий диапазон концентраций (24-120 г/т). Вариации содержания легких лантаноидов (в 2 раза), вероятно, обусловлены переменным содержанием ортита. Крутые спектры РЗЭ с резким европиевым максимумом (Eu/Eu = l,7-3,1) обнаруживают сходство с таковыми плагиоклаза. К этой же группе примыкает жильный трондьемит (обр. 90-328), который, за исключением более лейкократового состава, имеет аналогичные геохимические параметры, то есть относительную обогащеность А1₂О₃, Sr, Eu. Специфика химического состава плагиоклазитов позволяет предполагать, что их формирование происходило при неравновесном выставлении полевошпатовой составляющей, обусловленным, по-видимому, более поздним реоморфизмом гнейсов. Обособляющийся расплав был в разной степени контаминирован нерасплавленными акцессорными фазами. Что касается жильного лейкотрондьемита (обр. 90-08) с отчетливым европиевым минимумом, то он, судя по распределению петрогенных и редких элементов, может являться продуктом дифференциации расплава, отвечающего высокоглиноземистым тоналитам.

Рис. 9

Киркенес гнейсы по сравнению с Варангер гнейсами, представлены более кремнекислыми породами (68-71% SiO₂ ) и характеризуются уменьшением содержания CaO, FeO, TiO₂, Аl₂О₃ и К₂О по мере роста SiO₂. Для пород типа А, резко обедненных тяжелыми лантаноидами, характерны повышенные концентрации Sr (250-540 г/т) в сочетании с низким содержанием Eu, Sm и Gd (табл. 5, рис. 9), что может свидетельствовать, вероятно, о кристаллизационной дифференциации исходного расплава с участием плагиоклаза и существенного количества роговой обманки. Для гнейсов типа В характерны в целом повышенные содержания редкоземельных элементов с относительно пологой конфигурацией кривых распределения РЗЭ (La/Yb)_n =33-60 и отчетливо проявленным Еu-минимумом. Изученный образец жильного гранита (90-50) характеризуется высоким содержанием калия (6% К₂О), крутым спектром РЗЭ (La/Yb)_n =131, высокой концентрацией Ва, и для данного уровня содержания калия обогащен Sr (207 г/т). Эти особенности состава жильного гранита противоречат предположению об его образовании в процессе кристаллизационной дифференциации расплава Киркенес гнейсов, для которых свойственно уменьшение содержания калия по мере увеличения кремнекислотности пород.

3.3. Мурманский блок

Петрохимический и редкоэлементный состав TT -гранитоидов Мурманского блока изучался в районе Ура-Губы (40 км к СЗ от г. Мурманска), в пунктах Дальние Зеленцы (10 км к востоку от устья р. Вороньей), Порт-Артур (среднее течение р. Иоканьги) и в районе р. Лумбовки, в восточной части структуры (рис. 1). Данные по составу гранитоидов в последних 3 пунктах заимствованы из работы Минца и др. [1996].

Рис. 10

Как следует из табл. 6, рассматриваемые гранитоиды по содержанию SiO₂ ранжированы от 64 до 73% и характеризуются высокими содержаниями Аl₂О₃ (15,3-18,8%), что определяет постоянное присутствие альсилита в их нормативном составе. В гранитоидах восточной части Мурманского блока несколько повышено содержание Fe, Mg, Ca и легких лантаноидов при пониженной концентрации щелочей. Содержание тяжелых лантаноидов в преобладающем количестве образцов колеблется в пределах 0,3-0,6 г/т при существенных колебаниях величины (La/Yb) _n =3-215 и слабо выраженном Еu-минимуме (Eu /Eu=0,3-l,l; рис. 10).

4. Реконструкция состава протолитов

4.1. Методика петролого-геохимического моделирования

Ведущим процессом формирования тоналит-трондьемитовых расплавов считается плавление метабазитов [Martin, 1987; Rapp, 1994 и др.]. Выполненные в последнее десятилетие многочисленные эксперименты по плавлению амфиболитов в широком диапазоне P (от 3 до 22 кбар) и T (от 800 до 1040^o С) дают необходимую информацию для понимания петрогенезиса природных TT. Использованная авторами методика петролого-геохимического анализа основана на имеющихся экспериментальных данных и включает расчет содержания редких элементов в модельных расплавах, образующихся при различных P и T. Сопоставление редкоэлементного состава модельных и природных TT позволяет оценить вероятные условия формирования последних и более детально рассмотреть модели их образования [Turkina, 1998].

О происхождении протолитов позднеархейских тоналит-трондьемитовых гранитоидов региона при парциальном плавлении метаморфизованных основных пород свидетельствует:

• отсутствие фазового строения комплексов "серых гнейсов'', характерного для дифференцированных габбро- диорит-гранодиорит-гранитных серий;
• наличие в гранитоидах многочисленных включений амфиболитов;
• низкое содержание в TT -породах широкого круга редких и рассеянных элементов;
• существенная разница между модельными и U-Pb значениями возраста гранитоидов, достигающая 200-300 млн лет [Timmerman and Daly, 1995],
• а также низкие первичные отношения изотопов стронция - (0,7008-0,7020, [Balashov et al., 1992]).

Результаты экспериментальных исследований показывают, что при дегидратационном плавлении [Beard and Lofgren, 1991; Rapp and Watson, 1995; Rapp et al., 1991] TT расплавы могут формироваться в равновесии с четырьмя основными типами реститовых ассоциаций: пироксен-плагиоклазовой (габброидной), плагиоклаз-амфиболовой пироксен (амфиболитовой), гранат-плагиоклаз-пироксен-амфиболовой (гранат-амфиболитовой) с содержанием граната от 7 до 22% и гранат-пироксеновой (эклогитовой), смена которых происходит с ростом P и T. При водонасыщенных условиях плавления [Winther, 1996] расширяется поле устойчивости реститового амфибола, и характерными являются бесплагиоклазовые реститы, состав которых был обусловлен как P-T параметрами, так и концентрацией Н₂О. При высоком содержании Н₂О и степени плавления в равновесии с амфиболовым или гранат-амфиболовым (Gar 20%) реститом образуются тоналитовые расплавы. При низком содержании Н₂О формируются преимущественно трондьемитовые расплавы с отделением гранат-клинопироксенового или гранат-амфиболового рестита, обогащенного гранатом (Gar 30-50%).

Для расчета характерных геохимических параметров

(концентраций индикаторных элементов и их отношений) модельных TTP были использованы наиболее типичные для выделенных типов реститов конкретные минеральные ассоциации, отвечающие фиксированным значениям P и T (табл. 7, 8). Коэффициенты распределения редких элементов в процессах парциального плавления и фракционной кристаллизации приведены в табл. 9. Содержания редких элементов в источниках отвечают концентрациям в распространенных основных вулканитах докембрия (ТН1 и ТН2, [Конди, 1983]) и фанерозоя (MORB, [Rapp, 1994], табл. 10). Выбранные типы базальтов позволили охватить широкий диапазон содержания редких элементов. Источник ТН1 обладает низкими концентрациями Sr и (La/Yb)_n =l,3, a TH2 соответствует более геохимически дифференцированным базитам, обогащенным легкими лантаноидами, включая Еu и Sr. Для MORB типичными являются минимальное (La/Yb)_n =0,6 и пониженное содержание Sr. В качестве индикаторных элементов использованы Sr, Y и РЗЭ, их выбор обусловлен тем, что на распределение этих элементов в расплаве решающее влияние оказывают главные реститовые фазы: плагиоклаз - Sr, гранат и амфибол - Yb, Y и La/Yb.

Рис. 11

Рис. 12

Анализ расчетных данных по пяти основным реститовым ассоциациям: пироксен-плагиоклазовой (1), плагиоклаз-амфиболовой (или амфиболовой) (2), гранат-плагиоклаз-пироксен-амфиболовой с низким ( < 20%) и высоким ( > 20%) содержанием граната (3 и 4) и гранат-пироксеновой или гранат-амфиболовой (5) показывает, что им соответствуют пять типов модельных тоналит-трондьемитовых расплавов, различающихся по содержанию редких элементов. Вследствие изменения состава рестита от первого типа к пятому в модельных расплавах происходит снижение концентраций тяжелых лантаноидов и Y и общий рост содержания Sr и легких РЗЭ, что приводит к увеличению La/Yb и Sr/Y. Для сопоставления редкоэлементного состава модельных TT расплавов и природных тоналит-трондьемитов были построены диаграммы Yb-Eu, Yb-Sr, на которых показаны области вероятных концентраций микроэлементов для пяти типов расплавов (рис. 11, 12). Концентрация Yb в TT свидетельствует о типе реститовой ассоциации и соответствующей P-T области образования расплава. Отклонение фигуративных точек от области концентраций в первичных расплавах свидетельствует главным образом о влиянии процесса фракционной кристаллизации. На диаграмме Yb-Eu тренды одновременного снижения содержания Еu и Yb, являющиеся следствием фракционирования плагиоклаза и амфибола, позволяют оценить степень дифференциации исходных магм. На диаграмме Yb-Sr тренды фракционной кристаллизации близки к субвертикальным, поэтому положение на ней фигуративных точек не позволяет однозначно оценить минеральный состав рестита и условия выплавления. Вместе с тем оно дает информацию о содержании Sr в метабазитовом источнике, изменяющемся более, чем в 2 раза, и косвенно судить и об общем его составе. Одновременное относительное обогащение TT как легкими лантаноидами (La), так и Sr свидетельствует в пользу геохимически дифференцированного метабазитового источника типа ТН2.

4.2. Кольская сверхглубокая скважина

Рис. 13

На диаграммах Yb-Eu и Yb-Sr плагиогнейсы КСГС соответствуют модельным расплавам, образующимся в равновесии с различными реститами-амфиболитовым с высокой долей граната (А) и плагиоклаз-амфиболовым (В). Их формирование могло происходить при различных P-T условиях, соответственно, при P 15 кбар и ~8 кбар. От состава первичных расплавов отклоняется лейкократовый биотитовый плагиогнейс (образец 6, табл. 2) с пониженным Yb и отчетливо выраженным Еu-максимумом. В рассматриваемом случае низкие концентрации легких и средних лантаноидов и особенно Th указывают на возможность проявления фракционной кристаллизации первичного расплава с участием значительного количества роговой обманки и акцессорных минералов, таких как ортит. Параметры расчетных моделей для формирования плагиогнейсов и полученные оценки состава метабазитовых источников приведены в табл. 11, 12 и на рис. 13. Для амфиболсодержащих гнейсов модель предполагает, что их состав отвечает кристаллизату из некоторого первичного расплава, поскольку использование в качестве материнского расплава состава плагиогнейсов дает метабазитовый источник с отчетливо выраженным европиевым максимумом, что представляется маловероятным в сочетании с низким содержанием в нем Sr. Вероятные различия в составе метабазитовых источников для двух типов гнейсовых протолитов касаются главным образом легких РЗЭ, и для типов А и В они находятся, соответственно, на уровне 20-30 и 15 хондритовых содержаний.

Сопоставление полученных оценок состава вероятного метабазитового субстрата с большинством выделенных амфиболитов Mg-Fe-, Si-, и Fe-типов из архейской части разреза КСГС [Кременецкий, Овчинников, 1986] выявило их существенные различия. По характеру спектров РЗЭ модельный субстрат наиболее близок к Al-Mg амфиболитам синкольского интрузивного комплекса, но последние имеют значительно более низкие концентрации Zr (28 г/т) и высокие Sr (230 г/т). Для более корректных сопоставлений требуются, по-видимому, дополнительные исследования.

4.3. Кольско-Норвежский блок

Среди гнейсов комплексов Гарсио, Варангер и Киркенес отчетливо выделяется три геохимических типа, наиболее контрастно отличающихся по уровню содержания тяжелых лантаноидов:

1 - доминирующий, резко обедненный тяжелыми РЗЭ (Yb 0,3 г/т) - тип А;

2 - более распространенный, деплетированный тяжелыми РЗЭ (Yb 0,8 r/т) - тип В;

3 - редко встречающийся (только в комплексе Гарсио), обогащенный тяжелыми РЗЭ (Yb=1,3-3,8 г/т) - тип С.

Судя по положению фигуративных точек гнейсов на диаграммах (рис. 11, 12), расплавы, отвечающие их протолитам, формировались в широком диапазоне P и в равновесии с различными реститовыми ассоциациями. Согласно экспериментальным данным, первичные расплавы для указанных типов гнейсов могли формироваться, соответственно, при P 16 кбар, 15-16 и 8 кбар соответственно.

Очевидно, что не все рассматриваемые образцы по содержанию редких элементов отвечают выплавкам из метабазитового субстрата. Наиболее типичным является отклонение фигуративных точек от области первичных расплавов в сторону пониженных концентраций Yb и Еu, что свидетельствует о фракционной кристаллизации материнских магм. В соответствии с этим при оценке редкоэлементного состава источника необходимо использовать состав образцов, в наименьшей степени подверженных дифференциации, или предварительно оценить геохимические параметры вероятного исходного расплава. Более редки случаи относительного обогащения Еu и Sr, и природа таких отклонений будет рассмотрена отдельно. Учитывая предварительные оценки условий образования протолитов, рассмотрим особенности петрогенезиса плагиогнейсов различных комплексов.

В комплексе Гарсио представлены два контрастных типа гнейсов. Первый из них (тип А) аналогичен сильно деплетированным тяжелыми РЗЭ гнейсам, присутствующим среди Варангер и Киркенес гнейсов (см. ниже). Как и в случае последних, протолиты гнейсов этого типа формировались при плавлении метабазитового субстрата с отделением эклогитового или эклогитоподобного гранат-амфиболового рестита. При расчете вероятной модели в данном случае не может быть использован образец с минимальной кремнекислотностью. Исходя из повышенного содержания А1₂О₃ и, напротив, низкого - фемических компонентов, он не является представительным для состава первичного расплава, так как вероятно содержит "избыточный'' плагиоклаз. В качестве исходного, наиболее близкого к первичному был принят средний состав пород данного типа (табл. 13, рис. 14а). Метабазитовый субстрат по распределению редких элементов сопоставим с низкотитанистыми амфиболитами, представленными в комплексе Гарсио. По характеру распределения РЗЭ они аналогичны толеитам ТН1.

Рис. 14

Протолиты плагиогнейсов с высокими концентрациями РЗЭ иттриевой группы (тип С) несомненно выплавлялись при относительно низком P (~8 кбар) в равновесии с плагиоклаз-пироксен-амфиболовым реститом. Судя по положению фигуративных точек на диаграммах (рис. 14b), большая часть образцов по распределению редких элементов может отвечать составу первичных расплавов. Исключением являются образцы 91-170 и 91-169. Первый из них, обладающий высоким содержание Sr, Eu (Eu /Eu=l,4) и легких лантаноидов, может представлять собой ранний кристаллизат, обогащенный плагиоклазом и акцессорными минералами. Второй, имеющий лейкотрондьемитовый состав и отчетливо выраженный европиевый минимум (Eu /Eu=0,4), вероятно, является продуктом дифференциации тоналитового расплава. Этот вывод подтверждается расчетной моделью кристаллизационной дифференциации расплава и представлен в табл. 14 и на рис. 15. Полученные оценки состава метабазитового источника сопоставимы по содержанию редких элементов с составом амфиболитов комплекса Гарсио, обогащенных ТiO₂ и легкими лантаноидами до уровня толеитов ТН2.

Рис. 15

Рис. 16

В гнейсах Варангер соотношение Yb, Eu и Sr в обр. 90-14 с минимальным содержанием SiO₂ близко к таковому в расплавах, образующихся в равновесии с гранат-пироксеновым (эклогитовым, P 16 кбар) или гранат-амфиболовым ( P 13-15 кбар) реститом. Расчетные варианты модели, соответствующие дегидратационному и водному плавлению, приведены в табл. 15 и на рис. 16а, b. Трондьемиты с более низкими концентрациями Еu и тяжелых РЗЭ могли формироваться при дифференциации расплава с фракционированием плагиоклаза и роговой обманки в соотношении 1:1. Образование протолитов гнейсов с более низким (La/Yb)_n =13-41, тип В происходило с отделением гранат-амфиболитового рестита с содержанием граната 14-22%, что соответствует P 16 кбар.

Рис. 17

По редкоэлементному составу метабазитовый источник для протолитов Варангер гнейсов близок к толеитам типа ТН1 и сопоставим с составом низкотитанистых амфиболитов комплекса Вален, особенно распространенных среди Варангер гнейсов к югу от Грасбаккен и в районе Бигойфиорда. Для гнейсов, слабо обогащенных легкими лантаноидами, источником могли служить более геохимически дифференцированные метабазальты с повышенным содержанием легких РЗЭ и Sr; меланократовый, тоналитовый состав гнейсов делает мало вероятным накопление легких лантаноидов при фракционной кристаллизации. Киркенес гнейсы образуют практически непрерывный ряд составов с концентрацией Yb от 0,08 до 0,8 г/т. На диаграммах Yb-Еu и Yb-Sr фигуративные точки гнейсов не образуют хорошо выраженных трендов, что затрудняет более точную оценку граничных параметров модели. Существенные вариации содержания La, Yb и Еu не позволяют предложить единую модель для всех разновидностей пород этого типа. Судя по близкой кремнекислотности и содержанию петрогенных компонентов протолиты рассматриваемых образцов не могут быть связаны процессом дифференциации одного первичного расплава. Наиболее контрастно различаются гнейсы с различным уровнем концентраций легких лантаноидов, протолиты которых, вероятно, представляют выплавки из метабазитовых источников с высоким (типа ТН2) и низким (ТН1) содержанием этих элементов. Кроме того, протолиты, обогащенных легкими РЗЭ и Yb гнейсов, являются продуктами дифференциации расплава, образовавшегося в равновесии с реститом с меньшей долей граната (~5-10%) в сравнении с таковыми гнейсов, обедненных тяжелыми РЗЭ (Yb 0,3 г/т), и соответствующий им рестит должен содержать не менее 15-20% граната. Повышение доли реститового граната, судя по экспериментальным данным [Rapp and Watson, 1995; Sen and Dunn, 1994], может происходить в условиях дегидратационного плавления с ростом T и степени плавления при постоянном P. Пример расчетной модели для гнейсов с низким содержанием Yb представлен в табл. 16 и на рис. 17а, b.

Особенности состава жильного гранита (90-50) позволяют предположить, что его формирование связано с плавлением плагиогнейсового субстрата в области устойчивости граната, нижняя граница устойчивости которого при дегидратационном плавлении составляет ~5 кбар [Vielzeuf and Montel, 1994], а в присутствии воды - 13 кбар [Van der Laan and Wyllie, 1992]. Обогащение расплавов барием свидетельствует об отсутствии в рестите значительных количеств биотита. На этом основании может быть оценена температура плавления, соответствующая верхней границе устойчивости этой фазы. При дегидратационном плавлении реститовый биотит исчезает при T 850^o С, а при водном - при более 750^oС.

4.4. Мурманский блок

Для преобладающего количества имеющихся образцов из гранитоидов Мурманского блока содержание Yb колеблется в пределах 0,3-0,5 г/т, что позволяет отнести их к типу В. Это предполагает общность петрогенезиса, прежде всего сходство P-T параметров выплавления, которые определяют характер реститовой минеральной ассоциации. Образование расплавов, по-видимому, происходило в равновесии с амфиболитовым реститом с высоким (  20%) содержанием граната. Другой отличительной особенностью тоналит-трондьемитов, за исключением гранитоидов Ура-Губы, является высокое содержание легких РЗЭ, что свидетельствует в пользу обогащенного метабазитового источника.

Для гранитоидов Ура-Губы характерно высокое содержание Sr, что приводит к смещению фигуративных точек на диаграмме Yb-Sr (рис. 12) за пределы области состава первичных расплавов. Расчет концентраций редких элементов в метабазитовом источнике по стандартной модели, предполагающей равновесие с гранат-амфиболитовым реститом с содержанием граната ~20%, показывает, что субстрат должен быть резко обогащен Sr (до 400 г/т) при умеренно дифференцированном распределении РЗЭ со слабым европиевым минимумом (табл. 17). Как известно, максимальные концентрации Sr в расплаве могут быть получены при низкой степени плавления в равновесии с эклогитовой минеральной ассоциацией. Поэтому альтернативой плавлению источника с аномальным содержанием Sr может быть модель, включающая образование расплава с отделением гранат-пироксенового рестита и последующую его контаминацию реститовыми фазами (табл. 17, рис. 18а). Такая модель позволяет удовлетворительно объяснить повышенное содержание Sr в расплаве из источника с концентрацией близкой к толеитам ТН2. Вычисленный по этой модели редкоземельный состав источника удовлетворительно коррелируется с составом РЗЭ в амфиболитах из включения в гранитоидах.

Рис. 18

Формирование плагиогранитов из района Дальние Зеленцы, согласно расчетной модели, соответствует плавлению метабазитового субстрата близкого по геохимическим параметрам к толеитам ТН2 (табл. 17, рис. 18b). Предполагаемый рестит содержит меньшее количество граната (~15%) и амфибола, чем в предыдущем случае. Один из образцов этого района (2034/5) имеет резко отличный, пологий характер спектра РЗЭ (La/Yb) _n =2,8. Крайне низкое содержание легких лантаноидов делает мало вероятным образование рассматриваемых плагиогранитов при фракционной кристаллизации расплава с высокими концентрациями этих элементов и, следовательно, указывает на отсутствие генетической связи с трондьемитами, обогащенными легкими РЗЭ. Судя по особенностям состава, можно предполагать модель плавления толеитовых базальтов ТН1 при низком P 8 кбар, аналогичную рассмотренной для гнейсов Гарсио (тип С).

Рис. 19

Наиболее близкие параметры модели образования первичного расплава получены для районов Порт-Артур и Лумбовка (табл. 17, рис. 19а, b). В том и другом случаях состав исходного расплава принят соответствующим реальным плагиогранитам. Даже если предположить, что дифференциация материнского расплава сопровождалась накоплением легких лантаноидов, тем не менее метабазитовый источник для трондьемитов Лумбовки должен быть обогащен легкими РЗЭ в сравнении с таковым района Порт-Артур практически вдвое.

В целом для Мурманского блока, согласно выполненным реконструкциям, типичны более дифференцированные обогащенные легкими РЗЭ метабазитовые субстраты, а также намечается тенденция к увеличению степени обогащения (до уровня, превышающего ТН2) с запада на восток.

5. Состав и условия образования нижней коры региона

Необходимым условием прогнозирования особенностей изменения состава земной коры ниже глубины, достигнутой разрезом КСГС (12 262 м), являются модельные построения, основанные на интерпретации геофизических данных и изучении состава глубинных ксенолитов в изверженных горных породах.

Для земной коры региона по данным глубинного сейсмического профилирования и геофизического моделирования принята трехслойная модель строения со сложной мозаично-блоковой структурой коры, отражающей многоэтапность ее тектономагматической и метаморфической переработки. Предполагается, что нижняя часть коры (базальтовый или гранулито-базитовый слой) располагается на глубине 25-30 км от поверхности и по физическим свойствам ( V_p =6,8-7,3, V_s =3,7-4,2 км/с, s =2,9-3,2 г/см ³ ) соответствует породам основного-ультраосновного состава [Сейсмогеологическая..., 1998]. В глубинных частях крупных участков земной коры Балтийского щита мощность гранулит-базитового слоя оценивается в пределах 10-15 км с примерно равными соотношениями в его составе корово-мантийного и собственно гранулит-базитового субслоев, или с преобладанием последнего. Существенное увеличение мощности гранулит-базитового слоя (до 25-30 км) установлено в смежных областях региональных геологических структур Балтийского щита - между эпиархейским Кольско-Беломорским кратоном и раннепротерозойской Свекофеннской окраинно-континентальной областью, а также под Беломорским мегаблоком, игравшим роль приграничной структуры между Кольским и Карельским мегаблоками. Наращивание мощности коры в этих структурах сопровождалось уменьшением доли среднего и верхнего слоев коры, что позволяет предполагать решающую роль процессов мантийного магматизма при образовании нижней коры в рассматриваемых структурах [Сейсмогеологическая..., 1998].

Породы средней части коры (диоритового, гранулито-диоритового или чарнокит-эндербитового слоя) отделены от гранулит-базитового слоя и пород верхней коры, соответственно, границами К₂ и К₁ и представлены, как предполагается, породами среднего и основного составов. Мощность диоритового слоя в разных частях региона принимается от 5 до 20 км.

Верхняя кора (гранитный или гранито-гнейсовый слой) имеет сильно варьирующую мощность (3-15 км) и сложена породами верхнего комплекса, состоящего из метаморфизованных первично осадочно-вулканогенных образований и комплекса основания, представленного главным образом тоналитовыми гнейсами и амфиболитами.

Поскольку во многих петрологических моделях строения земной коры принимается ее двухслойное строение с объединением нижнего и среднего ярусов в составе нижней коры [Тейлор, Мак-Леннан, 1988; Rudnick and Fountain, 1995], в дальнейшем описании мы придерживаемся такой же трактовки объема нижней коры ( HK ) региона.

Для объяснения геодинамических обстановок генезиса TT ассоциаций и образования земной коры в раннем докембрии обычно привлекаются субдукционная, обдукционная или сагдукционная модели. В первых двух моделях, основанных на применимости принципов плейттектоники в докембрии, образование TTP предполагается при плавлении океанской литосферы, погруженной на мантийные глубины, или при плавлении ее нижних частей в результате увеличения мощности коры при сгруживании литосферных пластин. Ограничение применимости рассматриваемых моделей для восточной части Балтийского щита обусловлено, как представляется, широким развитием здесь пород TT состава, что при интерпретации их генезиса в рамках тектоники литосферных плит может свидетельствовать о почти исключительном распространении в позднем архее региона субдукционно-обдукционных обстановок, что представляется маловероятным. В отличие от чисто плейттектонических построений, сагдукционная модель предполагает образование тоналит-трондьемитовых расплавов в результате частичного плавления океанской литосферы над мантийными плюмами, поднимавшимися к основанию литосферы [Хаин, 1993; Kroner, 1991]. Согласно этой модели формирование TTP происходило в условиях сжатия, обусловленного высоким флюидным давлением в головной части плюма [Глуховский, Моралев, 1996], что может решить, вероятно, природу высоких давлений, необходимых для образования высокобарических минеральных ассоциаций реститов (см. типы реститов 3, 4, 5, табл. 7 и 8), контролировавших наблюдаемые концентрации и характер распределения РЗЭ в исследованных комплексах TT состава.

Применение принятой нами сагдукционной (плюм-тектонической) модели для объяснения образования TT расплавов в позднем архее Кольской субпровинции, очевидно, должно опираться на признание существования здесь более древней (раннеархейской?), переработанной в позднем архее континентальной коры, наличие которой сделало вероятным реализацию плейттектонических процессов, реконструируемых для этого периода [Минц и др., 1996]. Свидетельства существования в пределах Кольской субпровинции более ранней континентальной коры, потерявшей в процессе позднеархейского тектогенеза часть первичных изотопно-геохимических характеристик состава, содержатся в ряде опубликованных работ [Пушкарев и др., 1978; Эндогенные..., 1991; Bridgwater et al., 1996].

Таким образом, мы предполагаем, что поднятием позднеархейского плюма к основанию литосферы было обусловлено деплетирование литосферной мантии с возникновением ранней коры основного состава, ее последующий метаморфизм, а также образование TTP во фронтальных частях мантийных струй. Базальтовая кора была образована, как представляется, не намного раньше тоналит-трондьемитовых пород, поскольку модельные оценки возраста протолитов (T_DM^Nd и T_DM^Sr ) древнейших гранитоидов Кольской субпровинции не превышают 2,95-2,9 млрд лет [Balashov et al., 1992; Timmerman and Daly, 1995]. Формирование ювенильной позднеархейской коры в это время происходило, по-видимому, при разрастании гранит-зеленокаменных областей путем аккреции вулканических дуг к ядрам раннеархейской (?) коры, в существенной степени переработанной процессами позднеархейского тектогенеза.

Принимая во внимание данные эксперимента по парциальному плавлению основных пород [Жариков, Ходоревская, 1995; Rapp et al., 1991 и др.] и результаты приведенных выше расчетов (табл. 11-17), можно сделать вывод о том, что устанавливаемое по геофизическим данным зональное строение земной коры могло быть обусловлено ее формированием при парциальном плавлении ранней метабазитовой коры. Нижний гранулит-базитовый слой был сложен, вероятно, реститовыми породами, состав которых определялся главным образом термодинамическими условиями выплавления TT расплавов и составом базальтовых протолитов. Выше по разрезу залегали породы реститового слоя с примесью не полностью удаленного из него гранитного материала, количество которого увеличивалось вверх по разрезу. По данным ГСЗ он выделяется как средняя кора, имеющая лейкобазальтовый или диоритовый состав. Вероятно, что в состав диоритового слоя входили блоки или прослои метабазальтов, не подвергавшиеся процессам парциального плавления, содержащие повышенное количество гранитного материала, и приуроченные главным образом к верхним частям коры. В диоритовом слое могли накапливаться и ранние кристаллизаты, образованные при кристаллизационной дифференциации гранитоидных расплавов и приуроченные к границе с вышележащим слоем TT -пород, составлявшим существенную часть верхней коры.

Расчетные оценки состава латеральной HK в наибольшей степени зависят от мощности исходного "базальтового'' слоя и объемов TT -расплавов. Исходя из наиболее вероятной 20% степени парциального плавления метабазитов, мощность "гранитного'' слоя в позднем архее может быть оценена в пределах 4-6 км.

Для оценки объемов пород, образующих гранулит-базитовый и диоритовый слои нижней коры, нами были использованы данные сейсмических исследований по профилю мыс Толстик-Хибины длиной около 200 км, пересекавшем в субмеридиональном направлении позднеархейские породы северной и центральной частей Кольского полуострова [Сейсмогеологическая..., 1998]. Согласно этим данным, в нижней части консолидированной коры залегает гранулит-базитовый слой мощностью ~15 км. Выше по разрезу он сменяется породами "диоритового'' слоя, имеющего двухслойное строение и состоящего из различающихся по скоростным характеристикам слоев основного ( V_p =6,5-6,7 км/с) и основного-среднего составов ( V_p =6,45-6,55 км/с). Рассматриваемые породы располагаются на глубинах, соответственно, в 25-21 и 21-12 км. Образования верхней коры по физическим свойствам отвечают породам кислого состава с высоким содержанием кремнезема.

Учитывая эти данные и полагая, что установленные соотношения пород в разрезе земной коры были обусловлены главным образом процессом парциального плавления коры базальтового состава мощностью около 30 км, нами был рассчитан состав выделенных по сейсмическим данным слоев коры, различающихся, как представляется, главным образом по соотношениям объемов исходной базальтовой, реститовой и гранитной составляющих.

Оценка состава реститов (CR) по петрогенным компонентам производилась путем баланса вещества - при вычитании из составов амфиболитов источника (Со) доли гранитного вещества, количество которого определялось при петролого-геохимическом моделировании процессов парциального плавления амфиболитов. При этом для определения региональных особенностей состава источников за Со приняты составы амфиболитов из ранних включений в Гарсио гнейсах, Киркенес гнейсах и гранитоидах Мурманского блока (район Ура-Губы), для которых при моделировании была установлена близость редкоэлементного состава к составу модельных источников (табл. 18). Петрохимический состав кристаллизатов (Cs) определялся по их количественно-минеральному составу с использованием реальных составов породообразующих минералов для каждого из рассматриваемых комплексов TT пород (табл. 1). Редкоэлементный состав Co, CR и Cs был вычислен с использованием коэффициентов распределения элементов для парциального плавления и фракционной кристаллизации (табл. 9), и результаты рассчетов приведены в табл. 19. Для сопоставления (в скобках) здесь же даны результаты определения редкоэлементного состава CR и Cs, выполненные методом баланса вещества, и свидетельствующие об удовлетворительном совпадении определения содержаний для большинства элементов. Исключение составляют Y, Zr, Sr для CR и Ni для Со, на распределение большинства из них решающее влияние оказывают акцессорные минералы (циркон, магнетит, ильменит), содержание которых сложно оценить при расчете моделей парциального плавления и фракционной кристаллизации. Что касается Sr, то в силу относительной подвижности этого компонента нельзя исключить различий его содержаний в верхнекоровых амфиболитах и метабазитовых источниках TT расплавов.

Рис. 20

Рассматриваемая модель формирования зонального строения земной коры предполагает близкий к базальтовому состав нижней части "диоритового'' слоя (SiO₂ =48%, Na₂O+K₂O=2,6%), представляющего собой смесь ~10% гранитоидного вещества (SiO₂ =67%, Na₂O+K₂ O=5,4%) с веществом рестита (CR) мощностью 4 км, и лейкобазальтовый или диоритовый состав верхней части этого слоя (~20% гранитного вещества в слое рестита или исходных метабазальтов) мощностью в 9 км. Исходные данные для расчетов представлены на рис. 20 и в табл. 19, где помещены также результаты вычисления составов нижней коры по реститовой (LC1) и рестит-амфиболитовой моделям (LC2).

Сопоставление полученных данных состава нижней коры позволяет сделать следующие выводы:

• предложенная нами модель строения континентальной коры региона позволяет объяснить ее гетерогенность и дифференциацию состава по вертикали как результат смешивания разных пропорций гранитного и реститового материала, образованных при парциальном плавлении ранней толеит-базальтовой коры;
• наибольший вклад в приведенные оценки состава земной коры региона вносят реститы и не подвергавшиеся плавлению метабазальты, составляющие преобладающую часть ее объема;
• кристаллизаты-производные ранних этапов кристаллизации TT расплавов составляют ~2% от общего объема нижней коры, имеют состав кварцевых диоритов и являются концентраторами щелочей, легких РЗЭ, стронция и циркония. Располагаясь в верхней части нижней коры, кристаллизаты могут явиться вероятным источником вещества при более поздних процессах известково-щелочного и щелочного магматизма;
• по полученным оценкам вещество нижней коры приближается к составу оливиновых базальтов (содержит в норме гиперстен, диопсид и оливин) и по породообразующим компонентам наиболее близко составу HK согласно модели Ронов и др. [1990]. К региональным особенностям состава латеральной HK относятся пониженное содержание алюминия и повышенное - железа, что вероятно обусловлено особенностями состава исходных метабазальтов;
• по содержанию преобладающего числа редких элементов состав нижней коры региона близок составу HK платформ и щитов [Rudnick and Fountain, 1995] и общему составу HK [Тейлор, Мак-Леннан, 1988], отличаясь от приведенных выше составов несколько пониженным содержанием La, Ce и повышенным - Y;
• выполненная реконструкция условий образования и состава земной коры позволяет прогнозировать изменение состава пород ниже глубины, достигнутой разрезом КСГС (12 262 м) и может содействовать оптимальной интерпретации данных геофизических исследований.

Заключение

В архейском разрезе КСГС выделены два типа плагиогнейсов тоналит-трондьемитового состава, протолиты которых формировались при P 15 кбар (гранат-амфиболитовый рестит) и ~8 кбар (плагиоклаз-амфиболовый рестит). По условиям образования им наиболее близки плагиогнейсы комплекса Гарсио, расположенные в пределах Сванвик-Лоттинского сегмента Кольско-Норвежского блока, и представляющие собой верхнюю часть зеленокаменного пояса Бьернватн-Оленегорск. В отличие от Гарсио гнейсов, для пород КСГС источником служили менее дифференцированные метабазиты с более низкими отношениями La/Yb и содержанием Sr, сопоставимые с толеитами ТН1. Приведенные данные позволяют предполагать, что на территории Кольского полуострова поиск гомологов TT пород целесообразно проводить в пределах Оленегорского зеленокаменного пояса в центральной части Кольского полуострова (рис. 1). Последующее изучение редкоэлементного состава TT пород в пределах каждой из 2, 4, 6, 8, 10 толщ КСГС и планируемые работы по петролого-геохимическому моделированию позволят детализировать особенности состава протолитов и условий образования расплавов для этих пород и выявить их гомологи на поверхности.

Большинство архейских амфиболитов КСГС отличается от модельных метабазитовых субстратов при образовании протолитов плагиогнейсов повышенным содержанием легких лантаноидов и Sr. По характеру спектров РЗЭ наиболее близки к вероятному источнику тоналит-трондьемитовых расплавов повышенно глиноземистые амфиболиты из разреза КСГС, что требует проведения дополнительных исследований.

Среди пород Кольско-Норвежского блока выделено три типа плагиогнейсов тоналит-трондьемитового ряда, протолиты которых в соответствии с данными экспериментов по плавлению амфиболитов и результатами расчетного моделирования могли формироваться при P 8, 15-16 и 16 кбар. Степень фракционной кристаллизации первичных расплавов колеблется от 0 до 30%. Протолиты доминирующих, резко обедненных тяжелыми РЗЭ гнейсов являются продуктами кристаллизации расплавов, образовавшихся в равновесии с эклогитовым реститом. Менее распространенные, умеренно деплетированные иттриевыми землями гнейсовые протолиты, вероятно, выплавлялись с отделением гранат-амфиболитового рестита с содержанием граната от 14 до 22, реже 30%. Согласно экспериментальным данным [Rapp and Watson, 1995; Sen and Dunn, 1994] рост содержания реститового граната до 20-30% может происходить практически при постоянном P (12-16 кбар) с ростом T и степени плавления. В тоже время переход от гранат-амфиболитового к эклогитовому реститу требует увеличения P до 16 и более кбар. Сходство состава потенциальных метабазитовых источников, по геохимическим параметрам отвечающих толеитам ТН1 и амфиболитам из включений в Гарсио и Варангер гнейсах свидетельствует о том, что плавление могло происходить в пределах одного уровня коры при P 16 кбар и связано с одним и тем же тектономагматическим этапом.

Протолиты Гарсио гнейсов, обогащенных тяжелыми РЗЭ, несомненно, формировались в условиях относительно низких давлений (~8 кбар). Отчетливо иные характеристики имеет и метабазитовый субстрат, обогащенный легкими лантаноидами и другими некогерентными элементами (Sr), что соответствует базальтам типа ТН2. Все это позволяет предполагать связь магмообразования с иным тектоническим процессом, а также возможность проявления двух этапов формирования тоналит-трондьемитовых расплавов, в более ранний из которых происходило образование вулканических серий, образованных за счет плавления метабазитов типа ТН2. В более поздний (на 20-30 млн лет) этап образование плутонических серий пород было приурочено к глубинным уровням разреза земной коры, сложенным базальтами типа ТН1.

В провинции Сьюпириор Канадского щита низкоглиноземистые тоналит-трондьемиты с подобными геохимическими параметрами входят в состав синвулканической серии, образование которой предшествовало высокоглиноземистым трондьемитам с фракционированным распределением РЗЭ [Feng and Kerrich, 1992]. Более фракционированные составы РЗЭ в интрузивных породах TT состава по сравнению с "серыми гнейсами'' супракрустальных комплексов установлены также Лобач-Жученко и др. [1984] для гранулито-гнейсовых районов Алданского щита, Прибайкалья, Карелии и зеленокаменных областей Балтийского щита.

Тоналиты Ура-Губы в западной части Мурманского блока выплавлялись при более высоком P с отделением эклогитового рестита, и источником расплава в этом случае могли быть метабазиты с пониженным (La/Yb) _n =1,8-2,1, но обогащенные Sr (~200 г/т). Формирование протолитов плагиогнейсов центральной и восточной частей этой структуры происходило в равновесии с гранат-амфиболитовым реститом и содержанием граната от 14 до 22%. По содержаниям и типу распределения РЗЭ тоналит-трондьемитовые гнейсы Мурманского блока близки TT породам типа А и В Варангер и Киркенес гнейсов Сванвик-Лоттинского сегмента. В то же время для рассматриваемой структуры типичны более дифференцированные метабазитовые источники, степень обогащения которых легкими РЗЭ до уровня ТН2 увеличивается с северо-запада на юго-восток. Возможно, что образование обогащенной легкими РЗЭ базитовой протокоры и нахождение в восточной части Мурманского блока интрузий субщелочных гранитов с возрастом 2,76 млрд лет [Пушкарев и др., 1978] было обусловлено существованием здесь долгоживущего глубинного источника, продуцировавшего на протяжении длительного времени расплавы повышенной щелочности, внедрявшиеся в породы различных уровней разреза позднеархейской земной коры.

Состав нижней коры, образованной комплиментарно с позднеархейскими породами TT состава, отвечает составу оливиновых базальтов, и по породообразующим компонентам наиболее близок составу HK согласно модели Ронов и др. [1990]. К региональным особенностям состава HK относятся пониженное содержание алюминия и повышенное - железа, что было обусловлено главным образом особенностями состава исходных метабазальтов. По содержанию преобладающего количества редких элементов состав HK региона близок составу HK платформ и щитов [Rudnick and Fountain, 1995] и общему составу HK [Тейлор, МакЛеннан, 1988]. Полученные данные позволяют прогнозировать изменение состава пород ниже глубины, достигнутой разрезом КСГС (12 262 м) и могут содействовать интерпретации данных геофизических исследований.

Благодарность

Литература

Архейский комплекс в разрезе СГ-3, (Ред. Ю. Н. Яковлев, В. С. Ланев), 186 c., Изд. Кольского научного центра РАН, Апатиты, 1991.

Балашов Ю. А., Ветрин В. Р., Реконструкция геодинамических обстановок архейского магматизма и осадконакопления, В кн.: Архейский комплекс в разрезе СГ-3, c. 61-66, Изд. Кольского научного центра РАН, Апатиты, 1991.

Бибикова Е. В., Ветрин В. Р., Кирнозова Т. Н., Макаров В. А., Смирнов Ю. П., Геохронология и корреляция пород нижней части разреза Кольской сверхглубокой скважины, Докл. РАН, 332, (3), 360-363, 1993.

Ветрин В. Р., Геолого-геохимические особенности древнейших гранитоидов Кольского полуострова, В кн.: Природные ассоциации серых гнейсов архея (геология и петрология), Наука, Л., 113-123, 1984.

Ветрин В. Р., Гранитоиды, В кн.: Архейский комплекс в разрезе СГ-3, c. 12-29, Изд. Кольского научного центра РАН, Апатиты, 1991.

Глуховский М. З., Моралев В. М., Тектоника плюмов раннего докембрия на примере эволюции Суннагинского эндербитового купола (Алданский щит), Геотектоника, (6), 81-93, 1996.

Жариков В. А., Ходоревская Л. И., Плавление амфиболитов: составы сосуществующих минералов, Докл. РАН, 342, (2), 222-225, 1995.

Загородный В. Г., Радченко А. Т., Тектоника раннего докембрия Кольского полуострова, 96 c., Наука, Л., 1983.

Кольская сверхглубокая. Исследование глубинного строения континентальной коры с помощью бурения Кольской сверхглубокой скважины, (Ред. Е. А. Козловский), 490 c., Недра, Москва, 1984.

Кольская сверхглубокая. Научные результаты и опыт исследования, (Ред. В. П. Орлов, Н. П. Лаверов), 260 c., МФ "Технонефтегаз'', Москва, 1998.

Конди К., Архейские зеленокаменные пояса, 390 c., Мир, Москва, 1983.

Кременецкий А. А., Овчинников Л. Н., Геохимия глубинных пород, 262 c., Наука, Москва, 1986.

Кременецкий А. А., Лапидус А. В., Скрябин В. Ю., Геолого-геохимические методы глубинного прогноза полезных ископаемых, 223 c., Наука, Москва, 1990.

Лобач-Жученко С. Б., Дук В. Л., Крылов И. Н., Арестова Н. А., Пивень П. И., Кузнецов Р. А., Котова Л. Н., Геологические и геохимические типы ассоциаций тоналит-трондьемитовых серий архея, В кн.: Природные ассоциации серых гнейсов архея (геология и петрология), c. 17-51, Наука, Л., 1984.

Магматические формации докембрия северо-восточной части Балтийского щита, (Ред. И. В. Бельков), 176 c., Наука, Л., 1985.

Минц М. В., Глазнев В. Н., Конилов А. Н., Кунина Н. М., Никитичев А. Н., Раевский А. Б., Седых Ю. Н., Ступак В. М., Фонарев В. И., Ранний докембрий северо-востока Балтийского щита: палеогеодинамика, строение и эволюция континентальной коры, 287 c., Научный мир, М., 1996.

Пушкарев Ю. Д., Кравченко Э. В., Щестаков Г. И., Геохронометрические реперы докембрия Кольского полуострова, 136 c., Наука, Л., 1978.

Ронов А. Б., Ярошевский А. А., Мигдисов А. А., Химическое строение земной коры и геохимический баланс главных элементов, 182 c., Наука, М., 1990.

Сейсмогеологическая модель литосферы Северной Европы: Баренцрегион, ч. 1, (Ред. Ф. П. Митрофанов, Н. В. Шаров), 237 c., Изд-во КНЦ РАН, Апатиты, 1998.

Тейлор С. Р., МакЛеннан С. М., Континентальная кора, ее состав и эволюция, 384 c., Мир, Москва, 1988.

Хаин В. Е., Два главных направления в современных науках о Земле: ранняя история Земли и глубинная геодинамика, Вести. МГУ, сер. 4, Геология, (6), 12-25, 1993.

Чен Я., Кроу Т., Ветрин В. Р., Митрофанов Ф. П., U-Pb геохронология пород архейской части разреза Кольской сверхглубокой скважины, В кн.: Кольская сверхглубокая, Научные результаты и опыт исследования, (Ред. В. П. Орлов, Н. П. Лаверов), c. 59-70, МФ "Технонефтегаз", М., 1998.

Эндогенные режимы и эволюция магматизма в раннем докембрии, (Ред. И. Д. Батиева, А. Н. Виноградов), 198 с., Наука, С-Петербург, 1991.

Balashov, Yu. A., P. P. Mitrofanov, and V. V. Balagansky, New geochronological data on Archaean rocks of the Kola Peninsula, Russia, in Correlation of Precambrian formations of the Kola-Karelian region and Finland, Balagansky V. V., Mitrofanov F. P. (Editors), pp. 13-34, Kola Sci. Centre of the Russian Academy of Sciences, Apatity, 1992.

Beard, J. S., and G. E. Lofgren, Dehydration melting and water-saturated melting of basaltic and andesitic greenstone and amphibolites at 1.3 and 6.9 kbar, J. Petrol, 32, 465-501, 1991.

Braun, T. V., L. F. Dobrzhinetskaya, O. Nordgulen, B. Sturt, J. Cobbing, and V. Vetrin, Quartz C-Axis patterns in a profile through the Kirkenes gneiss in Norway: tectonic implications, Abstracts of 1st International Barents Symposium, Kirkenes, Norway, 1993.

Bridgwater, D., D. Scott, M. Marker, V. Balagansky, S. Bushmin, and N. Alexejef, LAM-LCP ²⁰⁷ Pb/ ²⁰⁶ Pb ages from detrital zircons and the provenance of sediments in the Lapland-Kola belt, Svekalapko WS, Lammi, Abstracts, p.17. 28-30.11.1996.

Dobrzhinetskaya, L. F., O. Nordgulen, V. R. Vetrin, J. Cobbing, and B. A. Sturt, Correlation of the Archaean rocks between the Sorvaranger area, Norway, and the Kola Peninsula, Russia (Baltic Shield), Nor. Geol. Unders., Special Publ, pp. 7-21, 1995.

Evensen, N. M., P. J. Hamilton, and R. K. O'Nions, Rare-earth abundance in chondritic meteorites, Geochim., Cosmochim. Acta, 42, (8), p. l199, 1978.

Feng, R., and R. Kerrich, Geodynamic evolution of the southern Abitiby and Pontiac terranes: evidence from geochemistry of granitoid magma series (2700-2630 Ma), Canadian J. Earth Sci., 29, 2266-2286, 1992.

Geology of the Kola Peninsula (Editor F. Mitrofanov), 145 p., Apatity, Kola Sci. Centre, 1995.

Homologues of rocks in the Kola Superdeep Borehole (KSDB) and on the surface (Editors F. Mitrofanov, V. Vetrin), 50 p., Apatity, Kola Sci. Centre, 1998.

Inaugural Meeting of IGCP Project no. 40: Comparison of composition, structure and physical properties of rocks and minerals in the Kola Superdeep Borehole (KSDB) and their homologues on the surface, Episodes, 21, (4), p. 266, 1998.

Juve, G., L. R. Storseth, V. R. Vetrin, and L. P. Nilsson, Mineral deposits of the international 1:250,000 map-sheet Kirkenes, Nor. Geol. Unders., Special Publ., 375-378, 1995.

Kroner, A., Tectonic evolution in the Archaean and Proterozoic, Tectonophys., 187, 393-410, 1991.

Levchenkov, O. A., L. K. Levsky, O. Nordgulen, L. F. Dobrzhinetskaya, V. R. Vetrin, J. Cobbing, L. P. Nilsson, and B. A. Sturt, U-Pb zircon ages from Sorvaranger, Norway and the western part of the Kola Peninsula, Russia, Nor. Geol. Unders. Special. Publ., (7), 7-27, 1995.

Martin, H., Petrogenesis of Archaean trondhjemites, tonalites and granodiorites from eastern Finland: major and trace element geochemistry, J. Petrol., 28, 921-953, 1987.

O'Konnor, J. T., A classification of quartz-rich igneous rocks based on feldspar ratios, US Geol. Surv. Prof. Pap., (525-B), 79-84, 1965.

Pearse, J. A., and M. J. Norry, Petrogenetic Implication of the Ti, Zr, Y and Nb Variations, in Volcanic Rocks, Contribution to Mineralogy and Petrology, 69, 33-47, 1979.

Raase, P., Al and Ti contents of hornblende, indicator of pressure and temperature of regional metamorphism, Contr. Miner., Petrol, 44, (3), 231-236, 1974.

Rapp, R. P., Partial melting of metabasalts at 2-7 Gpa: experimental results and implications for lower crustal and subduction zone processes, Mineral. Mag., 58A, 760-761, 1994.

Rapp, R. P., and E. B. Watson, Dehydration melting of metabasalt at 8-32 kbar: implications for continental growth and crustal-mantle recycling, J. Petrol, 36, 891-931, 1995.

Rapp, R., E. B. Watson, and C. F. Miller, Partial melting of amphibolite/eclogite and the origin of Archaean trondhjemites and tonalites, Precambr. Res., 51, 1-25, 1991.

Rudnick, R. L., and D. M. Fountain, Nature and composition of the continental crust: a lower crustal perspective, Reviwers of Geophysics, 33, (3), 267-309, 1995.

Sen, C., and T. Dunn, Dehydration melting of a basaltic composition amphibolite at 1.5 and 2.0 Gpa: implications for the origin of adakites, Contrib. Mineral, Petrol, 117, 394-409, 1994.

Siedlecka, A., A. G. Krill, M. Often, J. S. Sandstad, A. Solli, E. Iversen, and B. Lieungh, Lithostratigraphy and correlation of the Archaean and Early Proterozoic rocks of Finnmarksvidda and the Sorvaranger district, Nor. Geol. Unders., Bull., 403, 7-36, 1985.

Sun, S. S., and W. F. McDonough, Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition, and processes, Magmatism in the Oceanic Basins, Geol. Soc. London Spec. Publ., 42, 313-345, 1989.

Taylon, S. R., and S. M. McLennan, The Continental Crust: its Composition and Evolution, 312 p., Blackwell Sci. Publ., 1985.

Timmerman, M. J., and J. S. Daly, Sm-Nd evidence for Late Archaean crust formation in the Lapland-Kola Mobile Belt, Kola Peninsula, Russia and Norway, Precambr. Research, 72, 97-107, 1995.

Turkina, O. M., Model types of tonalite-trondhjemite melts and its natural counterparts, Mineral Mag., 1547-1548, 1998.

Van der Laan, S. R., and P. J. Wyllie, Constraints of Archaean trondhjemite genesis from hydrous crystallization experiments of Nuk gneiss at 10-17 kbar, J. Geology, I00, 57-68, 1992.

Vielzeuf, D., and J. M. Montel, Partial melting of metagreywackes, Part 1, Fluid-absent experiments and phase relationship. Contrib., Mineral, Petrol, 117, 375-393, 1994.

Winther, K. T., An experimentally based model for the origin of tonalitic and trondhjemitic melts, Chem. GeoL, 127, 43-59, 1996.