вулканизм непрерывный от КТС к ИЩС (мультимодальный). Приведенные материалы показывают, что в ХК выявлен непрерывный переход от вулканизма коматиит-толеитового к известково-щелочному мультимодальному. Таким образом, мы сопоставляем изученный разрез с протолитами, объединяемыми мультимодальным типом зеленокаменных поясов Абитиби.

Sm-Nd изотопная систематика метавулканитов. Для метавулканитов известково-щелочной серии построена изохрона, соответствующая радиологическому возрасту 2,41±0,08 млрд. лет.

Рис. 3. Относительная распространенность и положение вулканитов в разрезах докембрийских зеленокаменных поясов (по Вревскому А.Б., 1986, с дополнениями).

Буквами в кружках обозначены типы зеленокаменных поясов: а - Барбентонский, б Белингве, в - Хаутаваарский, г - Абитиби; арабская цифра над колонками соответствует зеленокаменному поясу: 1 - Йелоунайф, 2 - Берч, 3 - Ухи, 4 - Абитиби, 5 - Кашидо, 6 Вабигун, 7 -Белингве, 8 - Булавайо-Мудландс, 9 - Форт Виктория, 10 - Шабани, 11 – Мурчисон, 12 - Барбертон, 13 - Бандас, 14 - Ньянза, 15 - Камбуи, 16 - Калгурли-Норсеман, 17 - Марда, 18 - Вар-равуна, 19 - Полмос-Порос, 20 - Кухмо, 21 - Хаутаваара, 22 Койкары, 23 - Остер, 24 - Койкары, 25 - Палая Ламба, 26 -Холодниканский (по данным настоящего исследования); арабскими цифрами слева от залитого квадрата обозначены составы вулканитов: ультраосновной (1), базитовый, в том числе, высокомагнезиальный (2), средний (3) и кислый (4); римские цифры указывают принадлежность к щитам: I-II Канадскому (I - провинция Слейв, II - провинция Сьюпириор), III - Родезийскому, IV Каапвальскому, V - Центрально-Африканскому, VI- Танганьикскому, VII - ЛеоноЛиберийскому, VIII -Йилгарнскому, IX - Пилбара, Х- ХI - Балтийскому (X - Кольский блок, XI - Карельский блок), XII - Алданскому.

ВТОРОЕ ЗАЩИЩАЕМОЕ ПОЛОЖЕНИЕ

Особенности химических составов изученных пород.

Коматиит-толеитовая петрохимическая серия.

Метакоматииты. Содержания MgO изменяются в диапазоне 19 - 26 %.

Значимые обратные корреляции с MgO проявлены для SiО2 и CaО, менее значимые – для P2О5 и FeO. Установлена прямая корреляция с MgО Cr и Ni. Положительные величины (т) ( 0,7 - 2) указывают на происхождение коматиитов из умеренно деплетированной мантии. Магматический источник был обогащен титаном и цирконием. Это следует из того, что отношения некогерентных элементов (Ti/Zr (104 – 139), Ti/Y (243 – 532), Zr/Nb (7,7 – 23), Zr/Y (1,79 - 3,8)) превышают хондритовые отношений CaO/Al2O (~0,9) и Al2O3/TiO2 (~23,4) типу (Arndt, Lesher, 1992) и коматиитов (Конди,1983).

Рис. 4. Спектры распределения РЗЭ в метавулканитах коматииттолеитовой серии холодниканского комплекса.

коматиитовые метабазальты (б), толеитовые метабазальты (в).

Пунктиром показано поле древних толеитов ТН 2 (Condie, 1976).

Для спектров распределения РЗЭ характерно слабое обогащение ЛРЗЭ ((La/Yb)N=1.84) и умеренная отрицательная аномалия Еu/Еu* (0.52 - 0.82) (рис. 4.а).

пределах (12-13 мас.%) и заметно понижено по сравнению с коматиитами.

Обратные зависимости относительно содержаний MgO проявлены для FeO, К2О и TiO2. Отношения CaO/Al2O3 (0,54 - 1,035), CaO/TiO2 (6,97 - 12,48), Al2O3/TiO2 (8,07 - 19,84) - значительно меньше хондритовых.

Породы обогащены TiО2 по отношению к Al2O3, CaO и Y и цирконием относительно Nb и Y. Спектры распределения РЗЭ представлены двумя типами (рис. 4.б). Первый близок к хондритовому ((La/Yb)N = 1.08), второй - в значительной степени обогащен ЛРЗЭ ((La/Yb)N = 7). Заметна европиевая аномалия и фракционирование тяжелых РЗЭ, выраженное в обогащенности лютецием отностительно иттербия.

Толеитовые метабазальты. Содержания MgO в породах варьируют в пределах 3 - 9 %. Из рассмотренных химических составов базитов и ультрабазитов толеитовые метабазальты наиболее обогащены SiO2, Al2O3 и CaO. По содержаниям железа и щелочей они не отличаются от коматиитовых метабазальтов. По сравнению с хондритом обогащены TiО относительно Al2O3, CaO и Y (Al2O3/TiO2 = 7,41- 21,2, CaO/TiO2 = 4,9 –22,8, Ti/Y = 171 – 496), и Zr относительно Nb и Y (Zr/Nb=6,1– 30,5, Zr/Y=1,95 – 6,25). С MgO прямо коррелируют Cr и Ni. Спектры распределения РЗЭ (рис. 4.в) показывают 70 - 100 кратное обогащение легкими элементами относительно хондрита и невысокую степень фракционирования ((La/Yb)N=3,21). Явно выражена отрицательная аномалия Еu (Еu/Еu*=0.56).

Характер распределения РЗЭ соответствует архейским толеитам типа ТН- (Конди., 1983).

Пикритовая петрохимическая серия.

Пикритовые метабазальты. Распределение элементов в породах, в общем, аналогично распределению в толеитах. Отличие выражено в обогащенности ТiO2.

Известково-щелочная петрохимическая серия.

Базальты. Содержания MgO в базальтах варьируют от 3,8 - 5,8 мас.%.

Корреляции с MgO: положительные - для TiO2, FeO, CaO, отрицательные для SiO2, Al2O3, Na2O, K2O, P2O5. Содержания Ti и Zr в известковощелочных базальтах более высокие по сравнению с толеитовыми базальтами. Относительно уровня хондрита содержания ЛРЗЭ повышены (рис. 5.а) в 30 – 80 раз, тяжелых - в 15 – 25 раз. Степень фракционирования РЗЭ незначительная ((La/Yb)N от 3 до 5). Еu демонстрирует как отсутствие, так и отчетливо проявленную отрицательную аномалию. Установлено сходство изученных пород с древними толеитами группы ТН-2 (Конди, 1983).

Метавулканиты среднего состава. В андезибазальтах установлены корреляции литофильных элементов с кремнекислотностью: прямая - для Zr и Rb, и обратная - для Sr, Ba, Nb, Y. По отношению к хондриту РЗЭ - 4-х - 13-ти кратно. Степень фракционирования (La/YbN) варьирует в диапазоне от 7 до 55. Изученные составы сходны с древними андезитами группы «II» (Конди, 1983) и отвечают полям современных высококалиевых Метавулканиты кислого состава. В ряду дацит - риодацит – риолит Na2О. Содержания рассеянных элементов от дацитов к риолитам также снижаются. Спектры распределения РЗЭ показывают значительную степень обогащения относительно хондрита (рис. 5.в): для легких (La/YbN) 70 - 230-кратные, средних (Sm/NdN) - 10 - 30-кратные и тяжелых (Lu/YbN) кратные. Cтепень фракционирования РЗЭ значительная: (La/Yb)N = 25 - 50. Еu проявляет как положительные ((Еu/Еu*)N=1,6), так и отрицательные ((Еu/Еu*)N=0.6) аномалии. Характеристики изученных пород близки древним риодацитам группы F-II (Condie, 1983). Таким образом установлено, что породы коматиит-толеитовой и пикритовой серий сходны с продуктами умеренно деплетированной мантии, а породы ИЩС имеют характеристики коровой природы.

Модели генезиса расплавов ортопротолитов.

Коматиит-толеитовая и пикритовая серии.

Генезис вулканитов рассмотрен в рамках наиболее популярной модели декомпрессионного плавления мантийного вещества (Bickle et al, 1977;

Jaques, Green, 1980; Ohtani E. et al, 1989; Jarvis, Compbell, 1983; Arndt, 1986;

1975, Магматические горные.., 1988).

Коматииты. На диаграммамах (Рябчиков, Богатиков,1984) диапазоны содержаний MgO в коматиитах (19 – 25 %) и величины магнезиальности (около 0,8) позволяют установить приблизительные Р (22 – 25 кбар) и Т (1410 - 14600С) формирования их расплавов при степени плавления магматического источника около 40 % (рис. 6).

Пикриты. Содержания MgO (19 – 20 %) в пикритах (Пухтель, Журавлев, 1992) и величины магнезиальности (0,73) на диаграммах (Рябчиков, формирования их расплавов при степени плавления магматического источника примерно 7 %. Выплавление пикритов (рис. 6) происходило при больших давлениях и температурах по сравнению с коматиитовыми расплавами, но при меньших степенях частичного плавления мантийного материала ( = 7% (Mg# = 0,73)), сравнительно со степенью выплавления Коматиитовые и пикритовые базальты по химизму отвечают магмам, образованным при дифференциации коматиитовых и пикритовых расплавов в промежуточных магматических камерах.

Толеитовые базальты. Химизм изученных составов (корреляции MgO с Cr и Ni и обогащение ЛРЗЭ) согласуется с моделью фракционирования исходных магм с содержанием около 10 % MgO по феннеровской схеме в малоглубинных условиях (~0,3 ГПа).

Известково-щелочная серия.

Базальты и андезиты, согласно принятой модели выплавлялись из базитового источника. Для первых это могли быть метабазиты, сходные по составу с толеитами Олондинского зеленокаменного пояса (Пухтель, Журавлев, 1993), для вторых – метабазиты, сходные с основными кристаллосланцами позднеархейского Сутамского блока Алданского щита (Вовна, 2003), отвечающие исходным известково-щелочным базальтам.

Эти данные и содержания РЗЭ в изученных образцах позволяют рассчитать состав модельного расплава базальта и андезита по формуле (Shaw, 1970):

С1/Со = 1/[F + KD(1-F)], где: С1 и Со - концентрации элемента, соответственно, в расплаве и источнике магмообразования; F - степень плавления пород источника, KD - коэффициент распределения элементов между расплавом и минеральной фазой. Условия плавления базитового основания коры мощностью около 30 км по давлению не превышают кбар. Наши расчеты и эксперименты по плавлению амфиболитов (Вольф, Уайли, 1993) позволяют принять минимальные условия формирования изученных базальтов: Р = 10 кбар и Т = 10000С. Степень плавления базальта – 46 %, состав рестита (объемные %): гиперстен – 2, клинопироксен – 44, плагиоклаз – 8. Соответствие редкоземельного спектра модельного расплава и изученных известково-щелочных базальтов (рис. 5.а) подтверждает результаты наших расчетов.

Андезиты, согласно расчетам, могли быть получены в результате 27 %-го плавления базитового источника при Т = 9600С, Р = 10 кбар. Состав равновесного с расплавом рестита (объемные %): гранат – 25, гиперстен – 2, роговая обманка – 6, клинопироксен – 36, плагиоклаз – 4. Результаты расчетов подтверждены соответствием редкоземельного спектра модельного расплава и изученных андезитов (рис. 5.б).

Риодациты обогащены легкими РЗЭ и идентичны риодацитам типа F II источники сиалического типа (метаграувакки). В фундаменте ХЗКП такие породы известны. Результаты экспериментов по плавлению (Stevens et al, 1997) и наших расчетов для метаграувакк позволяют полагать, что выплавление изученных риодацитов происходило примерно при Т = 8800С и Р = 5 кбар. Объем расплава - 54 %, состав рестита (объемные %): гранат ортопироксен – 16, калиевый полевой шпат - 22. Топология редкоземельных спектров изученных риодацитов и модельных расплавов (рис. 5.в) подтверждает результаты наших расчетов. Установленные параметры формирования исходных метавулканитов ХК соответствуют модели декомпрессионного плавления мантийного вещества в условиях континентальной коры повышенной мощности и в последующем взаимодействии его продуктов и тепловой энергии с коровыми образованиями.

ТРЕТЬЕ ЗАЩИЩАЕМОЕ ПОЛОЖЕНИЕ

Границы и принципы выделения зеленосланцевой и эпидотамфиболитовой фаций рассмотрены с целью качественной оценки условий метаморфизма пород. Низкотемпературная граница зеленосланцевой фации по (Кориковский, 1979) довольно неопределенна, а высокотемпературная определяется появлением ставролита в интервале 420 - 4300С. Положение ставролитовой и биотит-мусковит-гнейсовой фаций сопоставляется с положением эпидот-амфиболитовой фации (Добрецов и др., 1972). Температура перехода последней в амфиболитовую по (Добрецов и др., 1972) отвечает диапазону 610 - 6200С и совпадает с высокотемпературной границей биотит-мусковит-гнейсовой фации. На диаграмме А.А. Маракушева (1986) породы ХК занимают поля в диапазоне температур 300 - 5000С. Как видно, оценки температур зеленосланцевой и эпидот-амфиболитовой фаций по С.П. Кориковскому и А.А. Маракушеву близки. В изученных ассоциациях гранат отсутствует, что указывает на давление при метаморфизме не выше 5-6 кб. Влияние углекислоты на устойчивость минеральных ассоциаций метабазитов рассмотрено в флюиде сокращает поле пренит-пумпеллиитовой фации, которая замещается кальцит-хлоритовыми и эпидот- актинолитовыми сланцами.

Нижняя граница зеленосланцевой фации при отсутствии пренитпумпеллиитовых парагенезисов соответствует нижней изограде эпидота ~ 3400С, а верхняя - определяется актинолит- роговообманковым переходом при температуре ~ 4500С. Кальцит, согласно Л.П. Плюсниной (1983), в парагенезисах с эпидотом появляется при низкой концентрации СО2 во флюиде – не более 0.05 при температуре 3400С. С ростом температуры концентрация СО2 для кальцит-содержащих ассоциаций еще более снижается. Эта закономерность и то, что кальцит в ассоциациях ХК встречается ограниченно, указывает на практически водные флюидные условия образования метабазитов изученного комплекса. Таким образом, парагенетическим анализом установлено, что метаморфизм изученных пород происходил в интервале температур 300-6000С при давлении не более 5-6 кбар при участии водного флюида.

Количественная оценка условий метаморфизма. Надежные минералогические термобарометры в породах ХК отсутствуют. Кроме того, отчетливо выраженная неравновесность минеральных ассоциаций – присутствие в одном образце (шлифе) ранних (магматических) и поздних (метаморфогенных) генераций амфиболов и плагиоклазов затрудняют применение амфибол-плагиоклазовых термобарометров (Плюснина, 1983) и барометров (Ферштатер, 1990; Ферштатер и др., 2002). В работе использовался амфиболовый термобарометр (Мишкин, 1990). На диаграмме зависимости состава от РТ-условий формирования амфиболов выделены три генерации амфиболов (Амф). Амф-I по условиям (Т от до 5200С и Р = 3,5 – 5,5 кбар) соответствуют прогрессивному метаморфизму эпидот-амфиболитовой фации. Это - мелкие, длиннопризматические кристаллы слабо окрашенных роговых обманок.

Амф-II (Т от 320 до 3600С и Р менее 1 кбар) соответствуют условиям зеленосланцевой фации. Представлены они шестоватыми и сноповидными агрегатами амфиболов актинолитового ряда. Амф-III, представленные крупно-таблитчатыми порфиробластами буровато-зеленого цвета, являются, видимо, реликтами магматических амфиболов. Этому не противоречат условия их образования: Т = 8500С, P = 2.5 кбар. Гранулиты архейского фундамента ХЗКП регрессивно метаморфизованы в условиях кбар 5500С (Розен, 2002). Таким образом, для пород комплекса установлен прогрессивный зональный метаморфизм с кульминацией 5 кб и 5500С.

Поздний зеленосланцевый диафторез проявлен локально - как в ХК, так и в породах фундамента. Он обусловлен тектоно-магматической активизацией на юге Алданского щита в конце мезозоя (Сальникова, 2001).

Флюидный режим метаморфизма. Известно, что ассоциация магнетитпирит-пирротин при данных Р-Т буферирует активности и кислорода, и серы (Бартон, 1960; Barton, Skinner, 1978; Холланд, 1968; Маракушев, 1965) и дает возможность оценить их величину. Такая ассоциация в изученных породах была выявлена. Принадлежность рудных минералов к метаморфическому парагенезису установлена исходя из параметров их образования. Температуры образования пиритов получены в результате исследования проявлений изоморфизма Fе, Со, Ni в группе бравоита.

Результаты экспериментальных и эмпирических работ (Hagemann, 1941;

Klemm, 1962;Куллеруд, 1966; Vaugham, 1969; Kalb, 1952; Springer et al., 1964; Bartolome et al., 1971; Рудашевский, Сидоров, 1971, 1972; Мозгова, 1975 и др.) и выявленные составы изученных пиритов, позволяют принять температуры образования их не выше 6200С, что указывает на их немагматическое происхождение. Температуры образования пирротинов определены при помощи диаграммы фазовых соотношений (Бартон, Тулмин, 1968) и результатов экспериментов (Широносова, Колонин, 1979) в системе Fe-S-Cu. Характер выделения зерен пирротинов (внутри пиритов) позволяет рассматривать их состояние близким к сольвусному, а H2O H2S SO SO COS CO CS CH Примечание: lgfi - логарифм фугитивности, Pi (бар) - парциальное давление, вес. % весовой процент в буферной ассоциации магнетит-пирротин-пирит, при Т=5500С, Р=5000 бар; 1- решение при условии чисто водного флюида в первом резервуаре; 2решение при условии водно-углекислого флюида в первом резервуаре.

установленные содержания Fe дают температуры образования в интервале 250 - 5500С при величине фугитивности серы (log fS2) от -14 до -3,1.

Температуры образования пирротина и пирита, исходя из величины распределения в них кобальта (Безмен, 1975), отвечают диапазону 350 – парагенезису дает возможность оценить logfS2 на диаграмме фаз в системе Fe-S-О-Cu (Бартон, 1968, 1970) в диапазоне от –8,5 до -3. Изложенное позволяет рассматривать происхождение исследуемого парагенезиса Fe3O4FeS2-FeS как метаморфогенное. Режимы кислорода (logfO2) и серы (logfS2) при его образовании предварительно оценены в интервалах логарифмов, соответственно:

-17 – -21 и -8,5 - - 3.

Состав флюида при образовании парагенезиса магнетит-пирит-пирротин был изучен методом моделирования. Суть модели в следующем. В первый условный резервуар помещался флюид, а во второй - определенное количество магнетита, пирита и пирротина. Флюид из первого резервуара поступал во второй, где формировался равновесный флюид при условии сохранения тройной ассоциации магнетит, пирит, пирротин. На первом Состав флюида (логарифм фугитивности, парциальное давление и весовой процент) на буферной ассоциации магнетит-пирротин-пирит, при Т=5500С, Р=5000 бар.

Примечание: lgfi - логарифм фугитивности, Pi (бар) - парциальное давление, вес. % магнетит-пирротин-пирит, при Т=5500С, весовой процент в буферной ассоциации Р=5000 бар; 1- решение при весовом отношении флюид / ассоциация (1/800); 2- решение при отношении флюид /ассоциация (1/3).

Изменение количества пирита, магнетита и пирротина в тройной ассоциации с изменением количества флюида, поступающего в породу Количество Количество Количество Количествомагнетита(граммы) флюида пирита (граммы) пирротина (граммы) (граммы) существует при широких вариациях состава флюида в отношении Н2О и СО2, но при фиксированных фугитивностях O2, SO2, S2 и SO3. Известно, что метаморфизм пород совершается при участии флюида, образованного на графитовом буфере (Авченко, Чудненко, 2005). На втором этапе это условие было введено для первого резервуара. Флюид оказывается фиксированным по составу в отношении всех его компонентов, независимо от общего количества флюида, поступающего в породу (таб. 2). В породах комплекса установлены примерно равные пропорции пирротина и магнетита и 1,5 - 2-х кратное превышение пирита. Такие соотношения минералов и данные моделирования (таб. 3) дают основания считать, что количества (порядок величины) породы и формирующегося в ней флюида были соизмеримы. Таким образом установлено: 1- на буферной ассоциации магнетит-пирит-пирротин формируется водно-углекислый флюид вполне определенного состава; 2- постоянство состава флюида обеспечивается изменяющимися количествами минералов в ассоциации;

3- величина отношения H2O к сумме газов в модельном флюиде соответствует аналогичным характеристикам постархейских комплексов амфиболитовой фации и в 2 раза превышает таковую для архейских поясов (Флюидный режим метаморфизма, 1980). Всплеск водосодержания связывается с процессами, сопутствующими гранитизации земной коры, роль воды в которых главенствующая (Летников, 1988).

Изотопный состав углерода изучался в породах холодниканского и станового комплексов. Р-Т параметры метаморфизма для пород ХК несомненно более низкие по сравнению со становым (Александров, Авченко, 2002). Величины их, соответственно: Т = 5500C и 6000C, Р = 5 и кбар. Протолиты станового комплекса более насыщены терригенными породами (Александров, 1999). Результаты изотопных анализов углерода разбиваются на две группы. В изотопно-легкую группу (13СPDB от -21.4 до -27.2‰) попадают большинство образцов станового комплекса, во вторую – изотопно-тяжелую (13СPDB от -13.6 ‰ до -7.2‰) - метавулканиты ХК. В первой группе углерод имеет биогенную или “коровую” природу, тогда как углерод второй группы - “мантийный”. Таким образом установлено влияние природы протолитов на фракционирование изотопов углерода.

ЧЕТВЕРТОЕ ЗАЩИЩАЕМОЕ ПОЛОЖЕНИЕ

Метаморфизм пород холодниканской структуры связан с коллизионной обстановкой тектоно-магматической активизации и синхронен с широко проявленным в данном регионе мантийнокоровым магматизмом.

серий к ИЩС. Эта закономерность и рассмотренные выше модели петрогенеза магм позволяют представить модель формирования протолитов. Декомпрессионное плавление поднимающегося мантийного вещества давало расплавы коматиит-толеитовой и пикритовой ассоциаций.

Излияния этих расплавов на поверхность формировали нижнюю исходно вулканогенную толщу ХК, сложенную преимущественно вулканитами коматиит-толеитовой и пикритовой серий. Подъем геоизотерм и интрузии основных и ультраосновных магм обеспечили плавление корового материала. Составы расплавов от базитов до риолитов ИЩС были образованы вследствие частичного плавления различных пород фундамента южной части Алданского щита. По мере остывания мантийного плюма, пикритовый и коматиит-толеитовый магматизм затухают, а вулканизм известково-щелочного типа становится профилирующим. Одновременно происходило осадконакопление. Этот этап соответствует образованию протолитов верхней толщи ХК.

Геодинамические обстановки формирования ЗКП в настоящее время рассматриваются в рамках моделей двух групп: 1) моделей континентального рифтогенеза и 2) моделей, основанных на концепции тектоники плит. ЗКП - как производные рифтогенеза рассматривают многие авторы (Hunter, 1974; Грачев, Федоровский, 1980; Смолькин, 1997;

Рыбаков и др., 1996; Куликов, Куликова, 1996 и др.). Другие исследователи поддерживают плитно-тектонические модели развития ЗКП (Минц, 1993;

Божко, 1999; Сыстра, 2000; Condie, Baragar, 1974; Burke et al, 1978;

Anhaeusser, 1973; Tarneu et al, 1986 и др). На мультиэлементой спайдерграмме метатолеитовые базальты ХК значительно отличаются от толеитовых базальтов MORB и островодужных (Альмухамедов и др., 1983). В то же время по этому признаку они близки толеитовым базальтам рифтовых систем: Африкано-Аравийской области (Магматические горные..., 1985) и отличаются от базальтов осевой зоны Красного моря (Альмухамедов и др., 1983). Это позволяет полагать, что формирование структуры ХЗКП происходило в условиях рифта, в котором растяжение континентальной коры не достигало условий Красноморского рифта (где на месте расколотой континентальной коры была сформирована новообразованная океаническая). Геодинамическая типизация на основе дискриминантных функций (Великославинский, Глебовицкий, 2005) показывает принадлежность большинства составов холодниканских метатолеитов к полю (III) базальтов континентальных рифтов (рис. 7).

Палеогеодинамическая обстановка формирования протолитов ХЗКП соответствовала условиям рифтогенеза на сиалической коре над мантийным плюмом. Излияния магм 2,41 млрд. лет назад происходили на гранулитовые породы архейского фундамента. Таким образом, 103,3TiO2 + 417,98Al2O3 - 55,63FeOt + 57,61MgO + 118,42CaO + 502,02Na2O + 6,37K2O + 415,31P2O5 - 13724,66.

геодинамическая обстановка формирования структуры ХЗКП рассматривается как рифтогенная в условиях континента. Метаморфизм пород ХК осуществлялся в условиях коллизионной обстановки, сопровождавшейся широким проявлением гранитоидного магматизма 2 млрд лет назад (Розен, Федоровский, 2001; Розен, 2002). На синхронность холодниканского метаморфизма с процессами, сопутствуюшими гранитизации указывают: 1- существенно водный состав флюида; 2возрастные датировки (около 2 млрд лет) как процессов тектономагматической активизации в данном регионе (Донская и др., 2002;

Пухтель, Журавлев, 1992; Бережная, 1988; Александров, Авченко,2002;

Ларин и др., 2002), так и событий холодниканского метаморфизма (Розен, 2002).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

СПИСОК ОСНОВНЫХ РАБОТ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

“Магматические и метаморфические комплексы Восточной Сибири: проблемы петрогенезиса, корреляции, геологической картографии”. Иркутск, 1997 С. 59-60 г.

2. С.Н. Лаврик, Мишкин М.А. Условия метаморфизма и петрология метавулканитов Холодниканского зеленокаменного пояса (юг Алданского щита) // Черноморский региональный научно-праактический центр школьного краеведения. Первая международная научная конференция “Вулканизм и биосфера”. Туапсе, 1998. С. 58-59.

3. С.Н. Лаврик, Мишкин М.А. Метавулканиты Холодниканского зеленокаменного пояса южной окраины Алданского щита: происхождение и эволюция // Материалы докладов им. академика М. А. Усова "Проблемы геологии и освоения недр". Часть 1. Томск: Изд-во 4. С.Н. Лаврик, М.А.Мишкин. Геохимия и петрология метавулканитов Холодниканского зеленокаменного пояса (юг Алданского щита) // Материалы научной конференции "Актуальные вопросы геологии и географии Сибири", посвященной 120-летию Томского гос. университета, (в 4-х томах), том 3. Томск: Томский ун-т, 1998. С. 208-210.

5. С.Н. Лаврик, Мишкин М.А Геодинамика и петрология метавулканитов Холодниканского зеленокаменного пояса (юг Алданского щита) // Материалы II Всероссийского металлогеническое совещания: Металлогения, нефтегазоносность и геодинамика Северо-Азиатского кратона и орогенных поясов его обрамления. Иркутск, 6. Г.М.Вовна, М.А.Мишкин, С.Н. Лаврик. Ранняя кора юга Алданского щита и геодинамическая модель ее формирования // Материалы IV Международной конференции "Новые данные в науках о Земле", секция геологическая. МГУ, 1999. C. 41.

7. С.Н. Лаврик, М.А.Мишкин. Метаморфогенный флюид Холодниканского зеленокаменного пояса // Материалы XVIII Всероссийской молодежной конференции "Геология и геодинамика Евразии". Иркутск, ИЗК СО РАН, 1999. C. 23.

8. С.Н. Лаврик. Параметры флюидного режима минералообразования в системе C-S-HO-Cu-Fe // Физико-химические проблемы эндогенных геологических процессов. Тезисы докл. междунар. симп., посвященного 100-летию академика Д.С. Коржинского. Москва, 9. С.Н. Лаврик, М.А. Мишкин, Д.З. Журавлев Петрология и Sm-Nd изотопия Холодниканского зеленокаменного пояса южной части Алданского щита // Геодинамика и металлогения / Под ред. А.И. Ханчука. Владивосток: Дальнаука, 2000. С. 126-135.

10. С.Н Лаврик, М.А. Мишкин, Д.З. Журавлев. Sm-Nd и Rb-Sr изотопная петрология метавулканитов Холодниканского зеленокаменного пояса юга Алданского щита // Материалы XVI симпозиума по геохимии изотопов имени академика А.П. Виноградова, 11. С.Н Лаврик. Изотопная (С, Sm, Nd) эволюция метавулканитов Холодниканского зеленокаменного пояса юга Алданского щита // Материалы XVI симпозиума по геохимии изотопов имени академика А.П. Виноградова. Москва: ГЕОХИ РАН, 2001. С. 137.

12. С.Н Лаврик, М.А. Мишкин. Раннепротерозойский плюмовый магматизм юга Алданского щита: изотопно-геохимическое обоснование // Материалы международной научной конференции: Рифты литосферы. VIII Чтения А. Н. Заварицкого. Екатеринбург, 13. С.Н Лаврик, М.А. Мишкин, В.Г Моисеенко, Д.З. Журавлев. Первые данные по SmNd изотопной систематике метавулканитов Холодниканского зеленокаменного пояса юга Алданского щита // Докл. РАН. 2002. Том 382. № 1. С. 1-4.

14. С.Н. Лаврик Докембрийский магматизм и геодинамическая эволюция АлданоСтановой зоны // Всероссийское совещание, посвященного 90-летию академика Н. А.

Шило. Геодинамика, магматизм и минерагения континентальных окраин Севера 15. С.Н. Лаврик Изотопия процессов корообразования и геодинамика Алдано-Становой области (Холодниканского зеленокаменного пояса) // Материалы VI Международной конференции "Новые идеи в науках о Земле", секция геологическая. Москва. 2003. С.

187.

16. О.В. Авченко, С.Н. Лаврик, И.А. Александров, Т.А. Веливецкая Изотопная гетерогенность по углероду метаморфогенного флюида // Докл. РАН. 2004. Т. 394. № 3.

heterogeneity of carbon in metamorphic complexes. // Water-Rock Interaction. Proceedings of the Eleventh International Symposium on Water-Rock Interaction WRI-11, Saratoga Springs, New York, USA, 27 June – 2 July 2004.

18. С.Н. Лаврик. Изотопия углерода-13 в качестве критерия диагностики природы протолитов высокометаморфизованных вулканитов // Материалы VII Международной конференции "Новые идеи в науках о Земле", секция геологическая. М., 2005. С. 37.

19. С.Н. Лаврик. Модельные режимы метаморфизма как репер реставрации тектонической эволюции структуры (Холодниканский зеленокаменный пояс) // Материалы Научной конференции «Беломорский подвижный пояс и его аналоги:

геология, геохронология, геодинамика, минерагения. Петрозаводск, 2005. С. 216 – 218.

ХОЛОДНИКАНСКИЙ ЗЕЛЕНОКАМЕННЫЙ ПОЯС

(АЛДАНСКИЙ ЩИТ): ПРИРОДА ПРОТОЛИТОВ

МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД И ИХ ПЕТРОГЕНЕЗИС

Дальневосточный геологический институт 690022, г.Владивосток, пр. 100-летия Владивостока,