Периодизация и характерные особенности глубинных процессов в докембрии на примере Украинского щита

Детальна інформація про геологічну будову Українського щита (УЩ) дає змогу перевірити сучасне уявлення про те, що плюмова і плитова тектонічна активність можлива тільки після остаточного формування сублітосферної мантії 2,8—2,55 млрд років тому, а плюмові епізоди докембрію відбувалися 2,75—2,7; 2,45...

Повний опис

Збережено в:

Бібліографічні деталі
Дата:	2017
Автор:	Усенко, О.В.
Формат:	Стаття
Мова:	Russian
Опубліковано:	Інститут геофізики ім. С.I. Субботіна НАН України 2017
Назва видання:	Геофизический журнал
Онлайн доступ:	http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/127672
Теги:	Додати тег Немає тегів, Будьте першим, хто поставить тег для цього запису!
Назва журналу:	Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine
Цитувати:	Периодизация и характерные особенности глубинных процессов в докембрии на примере Украинского щита / О.В. Усенко // Геофизический журнал. — 2017. — Т. 39, № 6. — С. 41-83. — Бібліогр.: 84 назв. — рос.

Репозитарії

Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine

id	irk-123456789-127672
record_format	dspace
spelling	irk-123456789-1276722017-12-26T03:02:23Z Периодизация и характерные особенности глубинных процессов в докембрии на примере Украинского щита Усенко, О.В. Детальна інформація про геологічну будову Українського щита (УЩ) дає змогу перевірити сучасне уявлення про те, що плюмова і плитова тектонічна активність можлива тільки після остаточного формування сублітосферної мантії 2,8—2,55 млрд років тому, а плюмові епізоди докембрію відбувалися 2,75—2,7; 2,45—2,4; 1,9; 1,8—1,75; 1,65 млрд років тому. На сьогодні можна вважати доведеним, що формування кори відбувалося до 4,0 млрд років тому, а плюмові події протерозою приводять до перетворення не тільки поверхні і кори, а й мантії. Thorough information on geological structure of the Ukrainian shield (USh) allows to verify opinions existing nowadays that plume and plate tectonic activities are possible only after conclusive formation of sublithospheric mantle 2,8—2,55 Ga and plume episodes of Precambrian occurred 2,75—2,7, 2,45—2,4, 1,9, 1.8—1,75, 1,65 Ga ago. It can be proved nowadays that formation of the crust occurred before 4.0 Ga and plume events result in later transformation of not only crust but also of mantle. 2017 Article Периодизация и характерные особенности глубинных процессов в докембрии на примере Украинского щита / О.В. Усенко // Геофизический журнал. — 2017. — Т. 39, № 6. — С. 41-83. — Бібліогр.: 84 назв. — рос. 0203-3100 DOI: doi.org/10.24028/gzh.0203-3100.v39i6.2017.116366 http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/127672 530.311 ru Геофизический журнал Інститут геофізики ім. С.I. Субботіна НАН України
institution	Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine
collection	DSpace DC
language	Russian
description	Детальна інформація про геологічну будову Українського щита (УЩ) дає змогу перевірити сучасне уявлення про те, що плюмова і плитова тектонічна активність можлива тільки після остаточного формування сублітосферної мантії 2,8—2,55 млрд років тому, а плюмові епізоди докембрію відбувалися 2,75—2,7; 2,45—2,4; 1,9; 1,8—1,75; 1,65 млрд років тому. На сьогодні можна вважати доведеним, що формування кори відбувалося до 4,0 млрд років тому, а плюмові події протерозою приводять до перетворення не тільки поверхні і кори, а й мантії.
format	Article
author	Усенко, О.В.
spellingShingle	Усенко, О.В. Периодизация и характерные особенности глубинных процессов в докембрии на примере Украинского щита Геофизический журнал
author_facet	Усенко, О.В.
author_sort	Усенко, О.В.
title	Периодизация и характерные особенности глубинных процессов в докембрии на примере Украинского щита
title_short	Периодизация и характерные особенности глубинных процессов в докембрии на примере Украинского щита
title_full	Периодизация и характерные особенности глубинных процессов в докембрии на примере Украинского щита
title_fullStr	Периодизация и характерные особенности глубинных процессов в докембрии на примере Украинского щита
title_full_unstemmed	Периодизация и характерные особенности глубинных процессов в докембрии на примере Украинского щита
title_sort	периодизация и характерные особенности глубинных процессов в докембрии на примере украинского щита
publisher	Інститут геофізики ім. С.I. Субботіна НАН України
publishDate	2017
url	http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/127672
citation_txt	Периодизация и характерные особенности глубинных процессов в докембрии на примере Украинского щита / О.В. Усенко // Геофизический журнал. — 2017. — Т. 39, № 6. — С. 41-83. — Бібліогр.: 84 назв. — рос.
series	Геофизический журнал
work_keys_str_mv	AT usenkoov periodizaciâiharakternyeosobennostiglubinnyhprocessovvdokembriinaprimereukrainskogoŝita
first_indexed	2025-07-09T07:29:41Z
last_indexed	2025-07-09T07:29:41Z
_version_	1837153580154355712
fulltext	ПЕРИОДИЗАЦИЯ И ХАРАКТЕРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ГЛУБИННЫХ ПРОЦЕССОВ В ... Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 41 Введение. Интерес к ранней истории Земли вызван развитием аналитических методов, накоплением большого объема изотопно-геохимических данных. Это по- зволило выдвигать более обоснованные ги- потезы о геодинамических процессах до- кембрия. При установлении времени фор- УДК 530.311 10.24028/gzh.0203-3100.v39i6.2017.116366 Периодизация и характерные особенности глубинных процессов в докембрии на примере Украинского щита © О. В. Усенко, 2017 Институт геофизики им. С. И. Субботина НАН Украины, Киев , Украина Поступила 25 сентября 2017 г. Детальна інформація про геологічну будову Українського щита (УЩ) дає змогу пе- ревірити сучасне уявлення про те, що плюмова і плитова тектонічна активність мож- лива тільки після остаточного формування сублітосферної мантії 2,8—2,55 млрд років тому, а плюмові епізоди докембрію відбувалися 2,75—2,7; 2,45—2,4; 1,9; 1,8—1,75; 1,65 млрд років тому. На сьогодні можна вважати доведеним, що формування кори відбувалося до 4,0 млрд років тому, а плюмові події протерозою приводять до перетво- рення не тільки поверхні і кори, а й мантії. На УЩ можна виділити плюмові епізоди та визначити геологічні процеси, тому що ізотопний вік встановлено не за детритовими цирконами, а за тими, що входять до складу порід. Окремі епізоди об’єднуються в тривалі плюмові події (активізації) до 3,2; 3,2—2,8; 2,7—2,3; 2,3—1,65 млрд років тому. Особливості будови граніт-зеленокам’яної області Середньопридніпровського мега- блока УЩ дають змогу дійти до висновку, що до 2,7 млрд років тому потужної суб кон- тинентальної літосфери, складеної тугоплавким перидотитами, не існувало. Шар, що кристалізувався з поверхні, був складений легкоплавкими мінералами і збагачений базальтоїдною компонентою. Потужність кристалічного шару скорочувалася до 100 і 50 км при винесенні розігрітої глибинної речовини і збільшувалася при кристалізації до 150—200 км. Астеносфера обов’язково містила розплав, розбавлений силікатно- водно-карбонатним флюїдом. Після 2,7 млрд років тому утворилися два великі блоки. На рубежі архею і протерозою (2,5 млрд років тому) територія УЩ була розділена на блоки і території, що просторово тяжіють до шовних зон. За складом товщ можна припускати, що на рубежі архею і протерозою утворилися тектонічні одиниці, що різняться перебігом глибинних процесів. Наступна плюмова подія (2,3—1,65 млрд років тому) проявлена як етап перетворення мантії і кори на всіх кратонах. У будові УЩ установлено беззаперечні ознаки плітовотектонічних процесів. Максимальні за амплітудою рухи відбувалися 2,0—1,65 млрд років тому. В процесі цієї плюмової події змінився склад флюїдів і розплавів, що виносилися з мантії. Гранітизація проходить за участі водних хлоридно-калієвих флюїдів. Після гранітизації активні сухі лужні карбонатно-фторидно-натрієві флюїди. Винесення розплавів, флюїдів відбувалося невеликими порціями, а режим пульсуючого плюму багато в чому визначав склад магматичних порід і гідротермальних розчинів. Ключові слова: плюмова подія, межа літосфера—астеносфера, еволюція кори і мантії, континентальна літосферна мантія, смугаста залізиста формація, тоналіт- трондьєміт-гранодіоритова формація, коматіїт, анортозити, лужні магматичні породи. мирования коры и мантии, этапов их даль- нейшего развития используется возраст детритовых цирконов, монацитов и суль- фидов с помощью различных изотопных систем [Carlson et al., 2005; Condie, 2011; Griffin et al., 2014 и др.]. Наиболее распро- страненные датировки интерпретируются О. В. УСЕНКО 42 Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 как этапы образования или наращивания коры. Также привлекаются петрохимиче- ские характеристики. В последнем случае речь идет об общих особенностях соста- ва типов пород (коматиитов, базальтов и т. д.), которые присущи определенному этапу развития Земли. По этой информа- ции устанавливаются особенности тепло- вого режима и состава оболочек Земли на разных этапах ее развития, а также другие общепланетарные особенности, имеющие четкую временную привязку [Herzberg, Rudnick, 2012; Campbell, Griffiths, 2014 и др.]. Обрабатываются огромные массивы данных, что позволяет говорить о перио- дизации глобальных событий. Существует ряд особенностей разви- тия Земли в докембрии, которые в на- стоя щее время не имеют однозначного объяснения. Коматииты и тоналит-трон- дье мит-гранодиоритовая (ТТГ) форма- ция, представленные во всех гранит-зе- ле нокаменных областях архея, никогда не встречаются впоследствии. Полосча- тая железорудная формация (ПЖФ или Banded Iron Formation, сокращенно BIF) образуется главным образом в докембрии. Но и докембрийские железистые форма- ции очень различны. Общепринятым явля- ется деление на тип Алгома, представлен- ный в зеленокаменных структурах (ЗКС), и Сьюпериор — в палеопротерозойских шовных зонах. В работе [Bekker et al., 2010] предложено выделение двух железистых формаций по текстурно-структурным признакам: полосчатой (BIF) и зернистой (Ganular Iron Formation — GIF). Полосча- тая формация более характерна для ар- хейских и палеопротерозойских желе- зистых пород, тогда как зернистая толь- ко для палео про те ро зойских. В работе [Железисто-кремнистые…, 1991] выделе- ны три железистые формации, различаю- щиеся строением и составом. Архейская железисто-кремнисто-вулканогенная (ЖКВ) соответствует типу Алгома и встре- чается только в ЗКС, тогда как железисто- кремнисто-сланцевая (ЖКС) и железисто- кремнисто-карбонатная (ЖКК) приуроче- ны к палео про те розой ским шовным зонам, но образуются в разное время. Не менее актуальна для докембрия про- блема известняков и доломитов. Только после 2,7 млрд лет появляются, а после 2,1 млрд лет приобретают широкое раз- витие кальцифиры и графитовые сланцы, что связано с вынесением углерода вслед- ствие активности плюмов. Резкое увеличе- ние содержания 13C в морских карбонатах наблюдается около 2,2 млрд лет назад и продолжается еще 150 млн лет. Количе- ство захороненного углерода превышает современный уровень в 12—22 раза. Мак- симальное накопление черных сланцев на всех континентах происходит 2,1—2,0 и 1,7—1,9 млрд лет назад. Отрицательное отклонение δ13С в углях и черных сланцах (–24) свидетельствует о мантийном источ- нике метана [Holland, 2002]. Вынесение повышенных количеств СН4 и СО2 в мор- скую воду приводит к резкому увеличе- нию количества морских строматолитов. Планомерное изучение Украинского щита (УЩ), проводившееся до 90-х годов прошлого века производственными и науч- ными организациями [Геология…, 1967; Же лезисто-кремнистые…, 1978; 1991; Стра- тиграфические…, 1985 и др.], позво ля ет значительно дополнить перечень осо бен- нос тей каждого периода развития Зем- ли. Подобная возможность появилась в по- следние десятилетия, так как для многих магматических и метаморфических ком- плексов был установлен изотопный воз- раст магматизма, метаморфизма и других процессов, сопровождающихся образова- нием цирконов [Геохронология…, 2005, 2008; Лобач-Жученко и др., 2011, 2013; Lobach-Zhuchenko et al., 2014]. Превалирующий объем геологической информации представлен описаниями раз- резов и магматических комплексов, кото- рые сопровождаются петрохимическими и геохимическими аналитическими дан- ными. Возможно, сегодня можно скепти- чески относиться к их точности. Однако эта информация очень важна, так как она характеризует последовательность событий на всех мегаблоках УЩ от 3,65 до 1,65 млрд лет назад. Обобщения и анализ полученных ПЕРИОДИЗАЦИЯ И ХАРАКТЕРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ГЛУБИННЫХ ПРОЦЕССОВ В ... Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 43 данных проведены в работах [Ультрабази- товые …, 1979; Бордунов, 1983; Щербаков, 2005; Геолого-геофизическая…, 2008 и др.]. Исследователи УЩ настаивали на не- обходимости учета всех проявлений глу- бинных процессов. Магматизм, гидротер- мальная деятельность, метаморфические преобразования вулканогенно-осадочных комплексов, тектонические нагрузки яв- ляются формами растраты внутренней энергии Земли в виде тепловой энергии, механической работы, пере рас пре де ле- ния вещества [Семененко, 1990]. Необ- ходим четкий учет времени и последо- вательности проявления этих процессов, так как они могут быть многократно по- вторены на одном геологическом объекте. Однако каждое событие имеет присущие только ему вещественные и структурно- текстурные особенности [Венидиктов, 1986]. Современные исследования, про во- ди мые с использованием новейших техно- логий, полностью подтверждают эти пред- ставления [Lobach-Zhuchenko et al., 2014]. Целью работы является разделение истории развития УЩ на периоды (плю- мовые события или активизации) и уста- новление специфики состава и строения магматических и метаморфических ком- плексов, проявления тектонических про- цессов, присущих каждому из них. Могут лишь оговариваться условия, необходимые для появления расплава или флюида по- добного состава, сопоставляться породы, образованные из расплавов, дифференци- рованных в сходных РТ-условиях. Постро- ение геодинамической модели не входит в поставленные задачи. Проводится лишь общее сравнение развития УЩ с мнения- ми, представленными в литературных ис- точниках. Современные представления о перио- дизации событий докембрия. Современ- ная модель тектоники плит включает в себя подъем мантийных плюмов — вер- тикальное перемещение вещества глубин- ных геосфер к поверхности или в верхние оболочки Земли [Лобковский и др., 2004; Богатиков и др., 2010; Гинтов, 2014; Ernst et al., 2016 и др.]. Причиной подъема счи- тается механическая нестабильность глу- бинных перегретых масс, вызывающая всплывание плюма в окружении более холодного (более плотного) вещества [Ряб- чиков, Когарко, 2016]. Вследствие адиа- ба тической декомпрессии происходит по вышение степени плавления вещества плюма. Другая точка зрения главной при- чиной магмообразования в плюмовой обстановке пред по лагает вертикальную миграцию летучих компонентов (потоки восстановленных флюидов), снижающих температуры плавления силикатного ма- териала [Wyllie, Ryabchikov, 2000; Green et al., 2001]. По мнению автора, это взаи- модополняющие причины. В любом слу- чае, плюмовый процесс предполагает на- личие субконтинентальной литосферной мантии, в которой и происходит подъем плюма, отличающегося реологическими свойствами. В плейт-тектонических моде- лях считается, что литосфера представляет собой жесткую и относительно холодную внешнюю оболочку, изолированную от конвектирующей астеносферы и ха рак- теризующуюся кондуктивным тепловым режимом. Литосфера включает кору и ли то сфер ную мантию, которая обеднена базальтоидной компонентой и отделена от обогащенной астеносферы границей раз- дела [O’Reilly, Griffin, 2010]. Согласно работе [Griffin et al., 2014], режим, существовавший до 3,5—3,2 млрд лет, нельзя назвать плюмовым, так как литосферная мантия начинает формиро- ваться 3,5 млрд лет назад, а пик ее обра- зования приходится на 3,0—2,8 млрд лет назад. Химический состав и даже рео ло- гия кристаллического слоя в архее отли- чаются от состава и реологии субконти- нентальной литосферной мантии. Только после ее окончательного формирования 2,8—2,55 млрд лет назад проявляется но- вый тектонический стиль с частыми актив- ностями плюма, начало какой-либо фор- мы тектоники плит и сохранение больших объемов континентальной коры [Griffin et al., 2014 и др.]. В статьях [Isley, Abbott, 2002; Ernst, Bu- chan, 2003] время появления магматичес- О. В. УСЕНКО 44 Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 ких пород, имеющих мантийный источник (ко матиитов, трапповых базальтов, мафи- чес ких даек и расслоенных интрузий), при менено для выявления единичных плю мовых эпизодов (mantle-plume event) в истории Земли. Ультрабазиты и базиты об разовывались и в архее, но к собственно плюмовым отнесены эпизоды докембрия, которые происходили 2,75—2,7, 2,45—2,4, 1,8—1,75, 1,65 млрд лет назад [Isley, Abbott, 2002]. К.Конди также выделяет эпизод 1,9 млрд лет назад (рис. 1). Многие авто- ры соотносят плюмовые эпизоды с распа- дом и объединением суперконтинентов [Condie, 2011; Griffin et al., 2014]. К этим пикам привязываются другие характери- стики: изменение соотношений изотопов кислорода, углерода, серы, рельефа мор- ского дна, проявлений гидротермальной деятельности, сопровождающейся хемо- генным отложением осадков, изменения окислительно-восстановительного потен- циала и рН морской воды, смена биоцено- зов и др. [Condie, 2011]. Плюмовые эпизоды сопровождаются об ра зо ва нием желези- стых формаций, накоплением оса дочных толщ, в составе которых присут ствуют и углеродсодержащие пласты (рис. 1), т. е. накопление осадков, в том числе желези- стых и графитоносных пород, связано с активностью плюма. Пики встречаемости детритовых цирконов (рис. 2) также нахо- дятся «внутри» плюмовых событий. В работе [Condie, 2011] термин «плюмо- вый эпизод» четко не определен, но оче- видно имеет более широкое значение, так как отражает не просто факт вынесения вещества из мантии, а соответствует про- цессу, характеризующемуся рядом осо- Рис. 1. Сопоставление периодичности возникнове- ния железистых формаций (а), площади осадочных отложений (б), черных сланцев (графитоносных формаций) (в) с проявлениями плюмовых эпизо- дов по работе [Isley, Abbott, 2002] (г). Приведено по [Condie, 2011]. Рис. 2. Периодизация этапов образования коры и мантии [Литасов, Шацкий, 2016]. Цифры — время маг- матической активности и формирования континентальной коры. Данные 207U/206Pb изотопного возраста: 1 — [Belousova et al., 2010]; 2 — [Griffin et al., 2014] (период исследования ограничен 2,0 млрд лет); 3 — [Condie et al., 2015]; 4 — распределение возрастов литосферных алмазов (Rе-Оs метод) по работе [Griffin et al., 2014]. ПЕРИОДИЗАЦИЯ И ХАРАКТЕРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ГЛУБИННЫХ ПРОЦЕССОВ В ... Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 45 бенностей проявления. Для обозначения однократного подъема частично расплав- ленного вещества под жесткую литосферу используют термины апвелинг и андер- плейтинг (или подслаивание), которые так- же широко употребимы, но не очень четко очерчены. Единичные плюмовые эпизоды объе ди ня ются в длительный процесс, ха- рактеризующийся большим или меньшим количеством появ ле ний мантийных рас- плавов (рис. 1, г). Тогда следует говорить о плюмовом событии, которое на чинается с достижения плюмом границы 250 км, на которой образуются (диф фе рен ци рованы) самые глубинные расплавы, достигающие поверхности. Плюмовые эпизоды выделяются по факту появления магматических пород, т. е. исследуется частный случай, когда астеносфера является слоем частичного плавления, а литосфера представляет собой кристаллический слой, размещенный над астеносферой. Согласно исследованиям состава и условий образования мантийных перидотитов, рас пре де ле ние температур в мантии изменяется во времени, а граница астеносфера—литосфера (ЛАГ) подвижна. Она может опускаться вследствие гравита- ционного расслоения (эклогитизации) либо подниматься вследствие апвелинга горя- чего вещества (подъема плюма) [O'Reilly, Griffin, 2010]. Проявление плюмовых эпи- зодов имеет пространственную привязку, т. е. речь идет о размещении слоя плавле- ния под территорией, характеризующейся магматизмом сходного состава. Состав рас- плавов определяется глубиной размещения ЛАГ [Presnal et al., 2002 и др.]. Зная состав и возраст магматических пород, можно вос- становить время подъема и опускания ЛАГ [Усенко, 2014]. И тогда ЛАГ соответствует размещению верхней кромки плюма под данной территорией на момент образова- ния породы, т. е. имеет пространственно- временные координаты. Происхождение и состав первичной коры. При изучении детритовых цирконов обнажения Джек Хиллс (Западная Австра- лия) было установлено, что протокора су- ществовала уже 4,4—4,0 млрд лет назад, а ее преобразование проходило в несколько этапов [Nebel et al., 2014]. Пик ее форми- рования приходится на 4,25 млрд лет назад [Holden et al., 2009] или 4,1—4,2 [Griffin et al., 2014]. Состав первичной коры установить затруднительно, так как она не сохрани- лась. Сегодня существуют разные мнения. Некоторые авторы считают, что первич- ная кора была базальтовой [Condie, 2011; Griffin et al., 2014 и др.]. Другие придер- живаются мнения, что состав коры соот- ветствовал тоналиту [Nutman et al., 2001; Щербаков, 2005 и др.]. В цирконах, обра- зованных 4,4—4,1 млрд лет (изотопная си- стема 176Lu/177Hf), обнаружены включения калиевого полевого шпата, кварца, плагио- клаза, монацита и апатита, что предпола- гает гранитный источник самих цирконов [Maas et al., 1992]. Это подтверждается и низкой температурой их кристаллизации 700°С [Harrison et al., 2008]. Включения и кварца, и циркона образованы при кри- сталлизации из магматических расплавов [Griffin et al., 2014]. В связи с этим наиболее вероятным представляется, что первичная кора начала кристаллизоваться при паде- нии температуры «магматического океа- на» и соответствовала составу базальта. Однако на поверхности оставались «озе- ра» гранитной магмы, которые кристал- лизовались при дальнейшем остывании. Остаточные кислые расплавы содержали водные флюиды, которые могли отделять- ся с поверхности в виде пара по мере кри- сталлизации гранитов. Это объясняет бо- лее высокие содержания δ18О в гадейских цирконах (~7,5) по сравнению с изотопным составом пород мантии (~5,3) [Valley et al., 2002; Nebel et al., 2014]. По мнению авто- ра, это более логичное объяснение, чем плавление водосодержащих пород типа глинистых сланцев, предложенное в рабо- те [Valley et al., 2002]. Другими словами, первичная кора, по всей ви ди мости, была гетерогенной, но базальты преобладали. Это подтверждается рас пре де ле нием РЗЭ в цирконах (40 зерен) обнажения Джек Хиллс, 10 % которых поступили из кислых пород, тогда как 75 % из пород с содержа- О. В. УСЕНКО 46 Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 нием SiO2 65 % [Cavosie et al., 2007]. Боль- шое значение имели обмены с магматиче- ским резервуаром, размещавшимся под тонким слоем кристаллического вещества. Древнейшие породы обнаружены на Канадском щите [O’Neil et al., 2012]. Мно- гопородный разновозрастный комплекс представлен гнейсами Акаста. Изотопный (207U/206Pb) возраст 4,28—3,96 млрд лет уста- новлен в интенсивно деформированных амфиболитах и тоналитах. По всей види- мости, они образованы уже после кристал- лизации первичной коры, так как сложе- ны перемежающимися гранодиоритами, тоналитами и трондьемитами, а также ба- зальтами и ультрабазитами, метаморфизо- ванными в амфиболитовой фации. Разрез, сложенный первично-вулканогенными по- родами (коматиитами, базальтами и то на- ли тами), типичен для архейских ЗКС. Они представлены на всех кратонах. Тоналиты Западной Гренландии образованы 3,87— 3,66 млрд лет назад [Hiess et al., 2009], гней- сы Северо-Китайского щита — 3,8 млрд лет [Liu et al., 1992; Song et al., 1996], Восточно- Антарктического щита — 3,98 млрд лет [Беляцкий и др., 2011]. На УЩ самыми древними породами являются эндербиты Бугского мегаблока (БМБ) (3,75 млрд лет) и тоналиты новопавловского комплекса (3,67 млрд лет) [Геохронология…, 2005; Лобач-Жученко и др., 2011, 2013]. Стати- стическая обработка данных показывает, что в истории Земли были периоды, когда количество новообразованных цирконов резко возрастало (см. рис. 2), т. е. четко проявлена периодичность. Величина пиков у разных авторов разная, так как зависит от выборки и места опробования, однако сами пики выделяются во всех случаях. Обычно пики интерпретируются как эта- пы увеличения объема, наращивания коры [Condie, 2011]. Детритовые (обломочные) цирконы появляются при дезинтеграции магматических и метаморфических пород. Образование цирконов или наращивание молодых кайм на более древних ядрах воз- можно в присутствии гранитного расплава [Каулина, 2010]. Главный источник цирко- нов — граниты. Именно при их дезинте- грации образуется основная масса детри- товых цирконов. В меньших количествах цирконы кристаллизуются при образова- нии основных пород и ме таморфизме (с привнесением расплавов-флюидов). Гра- нитные расплавы образуются при давле- нии не более 1,2—1,5 ГПа [Walter, 2005 и др.]. На докембрийских щитах непереме- щенные (палингенные) граниты собствен- но слоя плавления выходят на поверхность на обширных территориях. Таким обра- зом, возраст большей части детритовых цирконов отражает время кристаллизации магматических гранитов и слоя частичного плавления в коре. Этапы преобразования коры по резуль- татам исследования ксенолитов. Опреде- ления изотопного возраста нижнекоровых ксенолитов (в большинстве случаев выне- сенных кимберлитовыми расплавами в де- воне) свидетельствуют о многостадийной магматической и метаморфической эво- люции. В северо-восточной части Сибир- ской платформы 207U/206Pb конкордантный возраст индивидуальных зерен цирконов из ксенолитов плагиогнейсов и кристал- лосланцев составляет 2,9, 2,7 и 2,4 млрд лет. В то же время 176Hf/177Hf модельный воз- раст свидетельствуют о том, что «протоко- ра» Сибирского кратона уже существова- ла 3,8—3,5 млрд лет назад. Основные этапы формирования архейской коры централь- ной части Якутской алмазоносной провин- ции — 3,8—3,5, 3,35—3,18, 2,95—2,38 млрд лет, а возрастной этап 2,0—1,78 млрд лет соответствует метаморфизму, который в ряде случаев сопровождался плавлением. По мнению авторов работы [Шацкий и др., 2005], это свидетельствует о многостадий- ном подслаивании коры более поздними ультрабазитовыми расплавами Гранатовые гранулиты нижней коры, представленные в ксенолитах кимберли- товых трубок «Удачная» и «Комсомоль- ская» на Сибирской платформе, были сформированы около 3,0 млрд лет назад и метаморфизованы 1,9—1,8 млрд лет назад [Koreshkova et al., 2009]. Возраст цирконов нижней коры на юге Сибирского кратона изменяется от архейского (3,4 и 2,6 млрд ПЕРИОДИЗАЦИЯ И ХАРАКТЕРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ГЛУБИННЫХ ПРОЦЕССОВ В ... Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 47 лет) до палеопротерозойского (2,0, 1,88— 1,85 млрд лет) [Poller et al., 2005]. Время образования и преобразования литосферной мантии. В работе [Carlson et al., 2005] собраны данные по всем кра- тонам мира. Самые древние мантийные ксенолиты обнаружены в Южной Афри- ке (более 4,0 млрд лет), но пик определе- ний возраста приходится на период 3,0— 2,8 млрд лет назад (см. рис. 2). Мантийные перидотиты этого возраста преобладают на всех кратонах. В трубке «Кимберли» в основании коры залегают ксенолиты, в которых ядра цирконов имеют возраст 3,2 млрд лет, а каймы образованы 2,9 млрд лет назад. Время формирования большей части перидотитов мантии в этой работе оценено в 2,89 млрд лет. В работах [Carlson et al., 2005; Griffin et al., 2014] обобщены данные, согласно которым образование литосферной ман- тии представляет собой длительный про- цесс (см. рис. 2), а самые молодые алмазы (0,5 млрд лет) образованы накануне ким- берлитообразования. При исследованиях ксенолитов, образованных в диапазоне РТ- условий от 2,5 до 6,6 ГПа и от 720 до 1320 °С (трубки «Удачная» и «Обнаженная»), были обнаружены и палеопротерозойские пе- ридотиты, Re-Os возраст которых близок к 2,0 млрд лет [Ionov et al., 2015]. Авторы считают, что мантия Сибирского кратона образована по меньшей мере в два этапа — 2,9—2,6 и ~2,0 млрд лет назад. Ксенолиты мантийных перидотитов из двух кимберлитовых трубок северо- западной части Канадского щита харак- теризуются возрастом 3,0—2,6 млрд лет (в одной трубке диапазон составляет 2,8— 2,6 млрд лет, а во второй 3,0—2,7 млрд лет). Палеопротерозойская группа соответству- ет периоду 2,1—1,7 млрд лет, а возраст око- ло 546 млн лет — времени ким бер ли то об- разования [Liu et al., 2016]. При этом на- блюдается соответствие между воз растом пород на по верхности и временем образо- вания ксенолитов. В геологическом строе- нии района участвуют преимущественно архейские породы (2,9—2,7 млрд лет), но присутствуют и палеопротерозойские (2,1—1,8 млрд лет), а также дайки диабазов (2,2—2,0 млрд лет). С помощью Sm-Nd метода оценено время отделения от мантийного резервуа- ра расплавов, образующих интрузивные породы (провинция Черчилль, Канада): 3,3 млрд лет, 2,9—3,1 млрд лет, 2,7—2,8 млрд лет назад [Peterson et al., 2010]. Наблюдает- ся временная зависимость между проявле- нием на поверхности событий, иницииро- ванных в мантии, и отделением расплавов. Изучение состава и РТ-условий обра- зования перидотитов ксенолитов также сви де тель ствует о более поздних преоб- разованиях сублитосферной мантии. Рас- пределение температур, установленное по минералам перидотитов, показывает, что континентальная геотерма многих кра- тонов испытывает «излом». Происходит изменение градиента на глубинах 170— 220 км (Лесото). На глубине 220 км пре- вышение температуры достигает 300 °С. Изменения состава образцов, демон- стрирующих повышенные температуры, однозначно свидетельствует о метасома- тической переработке мантии под воздей- ствием глубинного вещества. Это может объясняться только влиянием плюма, так как температура источника метасомати- зирующего флюида должна быть намного выше околосолидусных температур [Boyd et al., 2004; O’Reilly, Griffin, 2010]. Состав и возраст ксенолитов, выноси- мых из мантии кимберлитами, подтвержда- ет, что на кратонах плавление и частичное замещение мантии и нижней коры про- исходило не од но крат но. Можно сделать вывод, что образование коры и мантии, а также преобразование их в палеопротеро- зое — общепланетарные процессы. Украинский щит. Единой общепри- знанной схемы корреляции стратиграфи- ческих разрезов УЩ в настоящее время не существует. Предложенная схема (табл. 1) основана на общих вещественных при- знаках и является гипотетической. Она не противоречит имеющимся определе- ниям изотопного возраста, а ее обоснова- ние приведено в работах [Усенко 2016а, б, 2017]. В данной работе она несколько изменена. О. В. УСЕНКО 48 Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 Т а б л и ц а 1 . С хе м а ко рр ел яц ии с тр ат иг ра ф ич ес ки х ра зр ез ов У кр аи нс ко го щ ит а м лр д ле т ВМ Б, П Д М Б РТ М Б БМ Б, Г Ш З И М Б К К З С П М Б О П Ш З, П М П лю м ов ое с об ы ти е (2 ,3 — 1, 75 м лр д ле т на за д) . Т ре ть я ак ти ви за ци я. В то ро й ТМ Ц 1, 75 2, 0 Гл ее ва тс вк ая с ви та С ад ов ая с ви та Гр ан ит из ац ия . П ер вы й ТМ Ц 2, 0 Те те ре вс ка я се ри я К оч ер ов ск ая св ит а Бе ло це рк ов ск ая то лщ а Во ло да рс ка я то лщ а Бу гс ка я се ри я Х ащ ев ат о- за ва ль ев - ск ая К ош ар о- ал ек ср нд ро в с ка я св ит ы ? К ри во ро ж ск ая с е- ри я Гд ан це вс ка я св ит а С ач ки нс ка я (д и- бр ов ск ая ) с ви та 2, 3 Го ро дс ка я св ит а Те м рю кс ка я св ит а П лю м ов ое с об ы ти е (2 ,7 — 2, 3 м лр д ле т на за д) . В то ра я ак ти ви за ци я. В то ро й ТМ Ц 2. 3 Ва си ль ев ск ая св ит а Ро си нс ко - ти ки чс ка я се ри я Д не ст ро во -б уг ск ая се ри я П ав ло вс ка я то лщ а И нг ул о- ин гу ле цк ая с ер ия С ак са га нс ка я С ке ле ва тс ка я Н ов ок ри во ро ж ск ая св ит ы Бе ло зе рс ка я се ри я Гу ля йп ол ьс ка я св ит а Ро щ ах ов ск ая св ит а Ч еч ел ее в- ск ая с ви та 2, 5 Гр ан ит из ац ия . П ер вы й ТМ Ц 2, 7 Ты вр ов ск ая т ол щ а (н ак оп ле ни е) К ам ен но - ко ст ов ат ск ая св ит а С па со вс ка я св ит а Д оп лю м ов ы е со бы ти я. П ер ва я ак ти ви за ци я 2, 8 Э нд ер би т Гр ан ит из ац ия К он кс ка я се ри я Гр ан ит из ац ия Гр ан ит из ац ия ? ? ? Ве рх ня я ко м ат ии то ва я ф ор м ац ия 3, 0 А нд ез ит о- ба за ль то ва я ф ор м ац ия Гр ан ит из ац ия К ом ат ии то ва я ф ор м ац ия То ле ит ов ая ф ор м ац ия Н ов ог ор ов ск ая , ко си вц ев ск ая то лщ и 3, 3 Гр ан ит из ац ия Н ул ев ая а кт ив из ац ия 3, 65 3, 8 ? ? Э нд ер би ты ? А ул ьс ка я се ри я Н ов оп ав ло вс ка я то лщ а ПЕРИОДИЗАЦИЯ И ХАРАКТЕРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ГЛУБИННЫХ ПРОЦЕССОВ В ... Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 49 Автором используются термины, рас- пространенные в отечественной литера- туре. Они приводятся наряду с более со- временными и шире употребимыми. Ак- тивизация соответствует плюмовому со- бытию для палеопротерозоя, тектономаг- матический цикл — процессу подъема или опускания ЛАГ. Между ними происходит гранитизация — формируется очаг плав- ления в коре, куда выносится базальтовая составляющая, разбавленная флюидом. Доплюмовые и плюмовые события (ак- тивизации) на УЩ неравномерно охарак- теризованы в определениях изотопного возраста. Множественными датировками проявлены архейские события. Наиболее часты даты 3,65, 3,3, 3,1—2,95, 2,8 млрд лет. Еще более распространены цир ко- ны, образованные 2,05—1,95 млрд лет назад. Многочисленными датировками магматических со бытий и гидротермаль- ной активности обозначен интервал 1,8— 1,65 млрд лет [Гео хро нология…, 2005, 2008; Лобач-Жученко и др., 2011, 2013; Lobach- Zhuchenko et al., 2014]. Значительно реже в этих работах встречаются определения возраста, относящиеся к плюмовому со- бытию 2,7—2,3 млрд лет назад, а также к первой половине следующего плюмового события. Во многих случаях они «затерты» последствиями глобальной гранитизации ~2,0 млрд лет. Все доплюмовые и плюмовые собы- тия проявлены в Хащевато-Завальевской структуре Среднего Побужья. Они за- фиксированы благодаря особенностям геологического строения и большому ко- личеству определений. В работах [Геохро- нология...., 2005, 2008] приведены датиров- ки: 3,65, 3,38, 3,1, 2,9—2,8, 2,72, 2,57, 2,36, 2,16, 2,09—1,93 млрд лет, в статьях [Лобач- Жученко и др., 2011, 2013] — датировки 3,62—3,51, 3,34, 3,28, 2,87, 2,67—2,66, 2,45, 2,14, 2,08, 1,98 млрд лет. На поверхность выведены породы, метаморфизованные в гранулитовой фации, что говорит о боль- ших глубинах их первичного залегания. При подслаивании коры значительные объемы расплава, обогащенного флюидом, проникают в кору. Происходит ее частич- ное плавление — гранитизация. В течение нескольких плюмовых событий, породы, в настоящее время выведенные на поверх- ность, могли размещаться на глубине 20 км и более. В них сохранились цирконы, об- разованные или доращенные на каждом этапе частичного плавления и замещения коры. Выделяются те же периоды, что и в ра- боте [Isley, Abbott, 2002] (см. рис 1). Однако для УЩ эти рубежи во многих случаях име- ют привязку к геологическим событиям и процессам, так как датированы не детрито- вые цирконы, а входящие в состав пород. Архей. Нулевая активизация. Первич- ная кора УЩ могла быть сформирована около 3,8 млрд лет назад. В работах [Лобач- Жученко и др., 2011, 2013] формирование протолита оценивается временем 3,65— 3,5 млрд лет назад. Проявления глубинных процессов в архее можно разделить на два «доплюмовых» события или две активи- зации. Продукты нулевой активизации, протекавшей на УЩ до 3,3—3,2 млрд лет назад, сохранились в виде реликтов пород, погруженных в гранитную матрицу толь- ко в Орехово-Павлоградской шовной зоне (ОПШЗ). В процессе первой активизации образована гранит-зеленокаменная об- ласть Среднеприднепровского мегаблока (СПМБ). Окончание «доплюмовых» или «доплитовотектонических» событий на УЩ (~2,7 млрд лет назад) установлено по времени появления посттектонических интрузивных гранитов на СПМБ. На Новопавловском участке ОПШЗ по роды залегают в виде крутопадающих слоев, сложенных пироксенитами (возраст 3,365 млрд лет), перидотитами и тоналит- трондьемитами (возраст 3,36 млрд лет) [Ге- охронология…, 2005]. Гранат-биотитовые гнейсы Васильковского участка в северной части ОПШЗ содержат цирконы, образо- ванные 3,64, 3,5 и 2,86 млрд лет назад. Фор- мирование ультрамафитов (из глубинных расплавов) датировано 3,65 и 3,5 млрд лет назад, тоналитов и лейкосомы гранитов — 3,4—3,3 млрд лет назад. В это время су- ществовал слой плавления в коре. В тона- литах присутствуют цирконы, образован- О. В. УСЕНКО 50 Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 ные 3,4, 3,25, 2,85, 2,65, 2,1 млрд лет назад, в гранитах — 3,4, 3,3, 2,0 млрд лет [Lobach- Zhuchenko et al., 2014]. Возможно, гра- нитизация и метаморфизм происходят и 3,5—3,4 (?), и 3,3 млрд лет назад. Таким об- разом, период 3,65—3,5 млрд лет назад про- явлен в магматизме, источники вещества которого размещались на разных уровнях. Высокомагнезиальные мантийные распла- вы образуются уже 3,65 млрд лет назад, что означает существование кристаллической оболочки (первичной коры) до глубины 40—50 км. По мнению И. Б. Щербакова, до образования пород новопавловского ком- плекса уже существовала кора, способная обеспечить гранулитовый метаморфизм [Щербаков, 2005]. Многочисленны определения ~3,3 млрд лет в редуцированных ЗКС Западного При- азовья. Близкий возраст у гранодиоритов и тоналитов добропольского комплекса, ассоциирующих с Косивцевской и Соро- кинской структурами (3,32—3,39 млрд лет [Гео хро но логия…, 2005]). В статье [Lobach- Zhuchenko et al., 2014] в Сорокинской структуре обо зна че ны и детритовые цир- коны, возраст которых 3,7 млрд лет. События этого времени зафиксирова- ны и на Побужье [Лобач-Жученко и др., 2011, 2013]. В лей косоме образца гнейсо- эндербитов гранулитового комплекса (Одесский карьер) об на ру же ны цирконы разного возраста (3,58, 3,15, 3,1, 2,75, 2,5 и 2,0 млрд лет). В другом образце возраст изученных цирконов составляет 3,5, 3,3, 3,0, 2,7, 2,2 млрд лет. Большая часть цир- конов имеет маг матическую природу, но присутствуют и метаморфические. В этом же карьере пред став ле ны метаортопирок- сениты, в которых присутствуют цирко- ны, образованные 3,67, 3,48, 3,3 и 2,86 млрд лет назад. Очевидно совпадение с датами, установленными в ОПШЗ. Первая активизация 3,2—2,8 млрд лет. Особенности проявления. ЗКС мира сформированы от 4,0 до 2,8 млрд лет на- зад. Время формирования ЗКС СПМБ 3,17—2,8 млрд лет назад [Гео хронология…, 2005]. В период 3,0—2,95 млрд лет обра- зована большая часть гранитов днепро- петровского комплекса ТТГ формации, слагающих гранитогнейсовые купола. В ОПШЗ формирование тоналитов продол- жается до 2,8 млрд лет. Здесь и в Западном Приазовье также отчетливо фиксируется зеленокаменный этап. Вследствие более высокого уровня эрозионного среза, чем в СПМБ, тектонический рисунок гранит- зеленокаменной области (ГЗО) сохранил- ся, но значительно более реду ци ро ван. На него наложена разломно-блоковая текто- ника, характерная для палеопротерозоя. Ос тат ки ЗКС представлены Новогоров- ской и Чистопольской в ОПШЗ, Косив- цевской в северном Гай чурском и Соро- кинской в южном Салтычанском блоках Западного Приазовья. Со ро кин ский пояс — сложная структура. Породы, типичные для ЗКС, находятся в ее северной части. В работе [Lobach-Zhuchenko et al., 2014] указано, что в Сорокинской структуре есть и цирконы, возраст которых 3,7 млрд лет, а согласно работе [Геохронология…, 2005] время образования ее фундамента 3,35 млрд лет. Породы зеленокаменно- го этапа развития относятся ко времени 3,16—2,86 млрд лет назад, а состав садовой свиты в южной части подтверждает ее об- разование после 2,0 млрд лет. В центральной и западной частях УЩ архейские датировки известны на грани- це Росинско-Тикичского (РТМБ) и Подоль- ского (ПДМБ) мегаблоков. В РТМБ архей- ские цирконы (2,9 млрд лет) установлены в плагиогранитах фундамента. В Литинской структуре ПДМБ обнаружены эндербиты, возраст которых 2,8 млрд лет [Геохроноло- гия…, 2005, 2008]. Можно предположить, что и здесь протекал зеленокаменный этап развития, была образована ГЗО, перера- ботанная в более поздних процессах. Есть и другие мнения [Гинтов, 2014; Lobach- Zhuchenko et al., 2014]. Од нако существова- ние архейского фундамента под большей частью территории УЩ (за ис клю чением Волынского мегаблока (ВМБ)) признается всеми. Модель развития, предложенная в работе [Griffin et al., 2014], предполагает одинаковое развитие и близкое строение под всем щитом. ПЕРИОДИЗАЦИЯ И ХАРАКТЕРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ГЛУБИННЫХ ПРОЦЕССОВ В ... Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 51 Многие проявления глубинных процес- сов одинаковы в гранит-зеленокаменных областях всех кратонов, но никогда не встречаются в протерозое и фанерозое. Одним из наиболее часто упоминаемых является эффект коматиитов. Он заклю- чается в образовании вул ка но ген ных по- род, практически полностью сложенных серпентинизированным вы со ко маг не зи- аль ным оливином. Это отражается в их химическом составе. Серпентиниты (ко- матииты) Сурской ЗКС содержат до 40 % MgО и близкое количество SiО2. Часто сопровождаются хромитовым орудене- нием [Ультрабазитовые…, 1979]. Среди причин появления коматиитов называют- ся более высокие температуры в мантии архея [Condie, 2011], так как температура кристаллизации архейских коматиитов 1560—1600 °С [Arndt, Lesher, 2004; Herzberg et al., 2007]. Преобладание оливина в ком- позиции солидуса (увеличение доли MgО в расплаве) требует давлений, существен- но превышающих 7 ГПа. Соответственно, источники магм располагаются глубже 250 км [Arndt, Lesher, 2004] или даже 300— 450 км [Condie, 2011]. Породы ТТГ формации архея образуют гранитогнейсовые купола. По мере при- ближения к ЗКС увеличивается количе- ство реликтовых амфиболитов. В составе пород преобладают плагиоклаз (андезин) и кварц, но содержание темноцветных (преимущественно амфибола и биотита) может достигать 40 % (в гранодиоритах). Отличаются очень низким содержанием калия, который концентрируется в био- титах, и полным отсутствием микрокли- на. Сходные составы можно получить при частичном плавлении основных пород в широком диапазоне РТ-условий (Т=700— 1100 °С, Р=0,3÷3,5 ГПа) [Лобач-Жученко, 2014]. Кристаллизация плагиоклаза, т. е. образование в расплаве структуры, соот- ветствующей плагиоклазу, возможно при давлении 1,2 ГПа [Presnal et al., 2002; Wal- ter, 2005], что ограничивает глубину диф- ференциации расплава корой. Трудно объ- яснить и высокие температуры архейских тоналитов. Температура ликвидуса состав- ляет 1200 °С и немного снижается (1100 °С) в присутствии большого (11 мас. %) содер- жания Н2О [Wyllie, 1977]. Подобный про- грев недостижим только вследствие более высокого геотермического градиента ар- хея, так как при такой температуре кри- сталлическая кора не может существовать вплоть до поверхности. При изучении гранитоидов днепропет- ровского комплекса СПМБ УЩ ус та- новлен еще ряд особенностей. По струк- тур но-текстурным особенностям толщи В. И. Ор са выделил четыре фазы гранито- образования и складчатости [Орса, 1988]. Возраст 15—20 % цирконов составляет 3,3—3,18 млрд лет. Эти цирконы могут представлять собой как реликты заме- щаемых толщ, так и гранитоиды, обра- зующиеся до начала формирования ЗКС. Подобный возраст установлен для грано- диоритов добропольского комплекса ПМБ. Магматогенные цирконы образованы 3,03—2,97 млрд лет назад (большая часть 3,01 млрд лет [Бобров та ін., 2008]). Граниты сурского комплекса образованы в процес- се четырех фаз кислого вулканизма: 3,17— 3,13, 3,1—3,08, 3,07—3,04, 3,0—2,95 млрд лет [Артеменко, 1998]. Другими словами, гра- нитизация проявлена не только непереме- щенными (палингенными) гранитами ТТГ формации, но и их магматическими ана- логами. Для появления гранитных распла- вов необходимо наличие слоя плавления в коре. Даты гранитообразования СПМБ и структурно-текстурные особенности ука- зывают на длительное существование и как минимум четырехкратное пополнение очага плавления глубинными расплавами. На УЩ можно выделить еще несколько характерных черт, присущих архею. Амфиболиты (измененные базальты) встречаются во всех ЗКС мира и значи- тельно шире распространены, чем кома- тииты. В СПМБ амфиболиты, апоспили- ты, зеленые сланцы с редкими прослоями железисто-кремнистых роговиков наряду с кварц-магнетит-хлоритовыми сланцами с альбитом и биотитом слагают основную часть конкской серии. Расплавы базальтов образуются на всех этапах развития Зем- О. В. УСЕНКО 52 Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 ли, в том числе в настоящее время. Они не столь экзотичны как коматииты или карбо- натиты, однако с ними в архее выносится основная часть базальтоидной компонен- ты и становится возможна кристаллизация мантии. На УЩ установлены интрузивные ана- логи коматиитов и амфиболитов в Авдо- тьевском, Александровском и Софиев- ском интрузивных массивах. В состав мас сивов входят гранодиориты и диориты. Их возраст 3,095—3,06 млрд лет [Гео хро- нология…, 2005]. Наблюдается корреляция минераль- ного и химического состава вулканоген- ных и сланцевых пластов, залегающих в непосредственной близости. С амфибо- литами ассоциируют роговообманковые и альбит-эпидот-хлорит-актинолитовые сланцы с кварцем и биотитом, а с кома- тиитами (серпентинитами) карбонатно- тальковые, актинолит-хлоритовые, хлори- товые и карбонатно-хлоритовые сланцы. В сланцевых пластах существенна доля вул- каногенного материала [Геология…, 1967]. Состав вулканогенных и сланцевых пластов ЗКС закономерно изменяется во времени [Бордунов, 1983]. Постепенно возрастает доля андезитов и снижается коматиитов при близком количестве ба- зальтов. В толеитовой и коматиитовой толщах, образованных до 3,0 млрд лет, преобладают хлорит-актинолитовые слан- цевые пласты, в которых относительно не- высоко содержание Аl2О3 (4—9 %) и SiО2 (40—50 %), тогда как среднее содержание MgО 20—25 %, при 10—12 % FеОt. Кварц- альбит-серицитовые сланцы, в которых хлорит и карбонат могут присутствовать в незначительных количествах, появля- ются 3,0—2,8 млрд лет назад в андезит- базальтовой туфолавовой формации. Рез- ко сокращается количество MgО (не более 5 %) и возрастает глинозема (до 19 мас. %) [Геология…, 1967]. Метаморфические изменения толеи- товых базальтов и сопутствующих слан- цевых пластов обусловлены присутстви- ем воды (водных растворов, содержащих хлорид-ионы и кремнезем). В изменении коматиитов участвуют и водные, и кар- бонатные флюиды, а в непосредственной близости залегают брейнериты (карбо- наты магния) [Ультрабазитовые…, 1979]. Многие факторы указывают на активность хлора и подвижность кремнезема в соста- ве водных флюидов, поступающих из ман- тии вместе с расплавом [Усенко, 2016а]. Обязательной составляющей ЗКС являются железистые пласты. Они от- носятся к типу Алгома или ЖКВ форма- ции [Железисто-кремнистые…, 1991]. Генетическая связь с вулканогенными пластами проявлена в обязательном при- сутствии силикатных минералов (рого- вой обманки, куммингтонита, хлорита), а также карбонатов (магнезита и сидерита) в кварц-магнетитовых слойках. Вулкано- генные и сланцевые про плас тки также входят в состав железистых пластов. На- пример, на Восточно-Грановском участке Верховцевской структуры железистые пачки содержат вулканогенные спилиты, амфиболиты, которые переслаиваются с куммингтонит-магнетит-кварцевыми и хлорит-актинолит-маг не тит-кварцевыми джесперами, а разделяющие пачки сло- жены хлорит-тальковыми сланцами и карбонат-тальк-хлорит-актинолитовыми сланцами, амфиболитами [Железисто- кремнистые…, 1978]. Хлорит, актинолит, куммингтонит наряду с кварцем, магнети- том и сидеритом являются обязательными составляющими железистых пластов. Минеральный состав вулканогенных, сланцевых и железистых пластов специ- фичен. Они сложены преимуществен- но серпентином, тальком, хлоритом. Из карбонатов распространены брейнерит, сидероплезит, реже доломит. Это магне- зиальные минералы, которые образуются при высоком окислительном потенциале. Широко развит магнетит. Распростране- ны ам фи бо лы, в том числе железистые, тогда как пироксены практически отсут- ствуют, что сви де тель ствует об избытке кремнезема и воды при кристаллизации расплава. Кварцевые прослои, альбититы и олигоклазиты можно рассматривать как продукт флюидной фазы, в которой рас- ПЕРИОДИЗАЦИЯ И ХАРАКТЕРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ГЛУБИННЫХ ПРОЦЕССОВ В ... Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 53 творены кремнезем, глинозем и натрий в количествах, соответствующих гранит- ному расплаву. Большая часть хлоридно- водного флюида, обогащенного кремнезе- мом и глиноземом, выносится из мантии в кору и способствует ее плавлению, а не возникает за счет плавления пород коры, как в фанерозое. Перечисленные особенности мине- рального состава всех пластов ЗКС и ТТГ формации отражены в их химическом составе. Все породы обогащены магни- ем, хромом и железом, мало калия, нет титана. Натрий входит в состав альбита и олигоклаза, кальций — в состав амфибо- лов, тогда как карбонаты магнезиальные и железистые. Наблюдается корреляция поведения железа и магния и обратная к ним — кальция. Железо и магний актив- ны в недифференцированной силикатной и карбонатной фазах. Из первой кристал- лизуются коматииты (серпентиниты) из второй — брейнериты. Представляется важным распределение катионов между вулканогенными и хемогенно-осадочными пластами, особенно кар бо нат ны ми. Магне- зиальные коматииты ассоциируют с маг- незиальными карбонатами (брейнеритом). Причем магний и железо распределяются между ними равномерно. Кальций активен почти ис ключительно в силикатном рас- плаве, дифференцированном на глубине 50—100 км в при сут ст вии воды. Входит в состав амфибола или плагиоклаза и не вхо- дит в состав карбонатов. Кальцита нет, а доломит мало распространен. Все вышеперечисленные признаки ха- рактерны только для архея и проявлены на всех архейских кратонах. Строение ГЗО обусловлено пластичным состоянием толщи до 2,8 млрд лет [Орса, 1988] и отсутствием разломной тектони- ки в том виде, в котором она проявляет- ся от палеопротерозоя до современности [Гинтов, 2014]. Слой плавления в коре, из которого в избытке выносятся расплавы, флюиды, растворы, пропитывающие всю толщу, существует на протяжении 200 млн лет. Общий тектонический рисунок ГЗО возникает вследствие диапиризма гранит- ных масс [Glikson, 1993], т. е. в пластичной толще (речь идет об уровне, выходящем на поверхность в настоящее время, в архее он находился на глубине не менее 10 км). Другими словами, на УЩ подтвержда- ется мнение, высказанное в работе [Grif- fin et al., 2014], что архейские события нельзя назвать плюмовыми или плейт- тектоническими, так как до кратониза- ции СПМБ 2,8—2,6 млрд лет назад кора и мантия отличались от протерозойских и фонерозойских как химическим и мине- ральным составом, так и реологическими свойствами. Буквальный перевод термина, приведенного в статье [Griffin et al., 2014], означает «режим застойной покрышки». Приведенное выше описание позволяет говорить также о режиме «пластичной покрышки» или «покрышки, пропитан- ной расплавами и флюидами». Мощной субконтинентальной мантии, сложенной тугоплавким перидотитом, в архее не су- ществует. Пик ее формирования прихо- дится на 3,0 и продолжается до 2,7 млрд лет (см. рис. 1). Состав вулканогенных пород позволяет предположить, что мощность кристаллического слоя сокращается до 100 и 50 км при привнесении разогретого глубинного вещества и увеличивается при крис тал ли за ции до 150—200 км. Кристал- лизующийся слой сложен относительно легкоплавкими ми не ра лами и обогащен базальтоидной компонентой. Астеносфе- ра обязательно содержит расплав, разбав- ленный силикатно-водно-карбонатным флюидом. В работе [Семененко, 1990] период 3,6— 2,7 млрд лет отнесен к докембрию I. По мнению Р. И. Кутаса, в это время осущест- влялась крупномасштабная конвекция под относительно тонким кристаллическим слоем, мощность которого могла изменять- ся от 150—190 до 60—80 км, уменьшаясь при вынесении глубинного вещества [Ку- тас, 2008]. Близкие значения мощности кристаллического слоя получены по соста- ву магматических пород [Усенко, 2016а]. Плюмовое событие 2,7—2,3 млрд лет (вторая активизация УЩ). В работе [Is- ley, Abbott, 2002] к этому времени отне- О. В. УСЕНКО 54 Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 сены два плюмовых события (2,7—2,6 и 2,45 млрд лет назад), которым соответству- ет пик образования детритовых цирконов 2,5 млрд лет. По мнению К.Конди, имело место одно плюмовое событие 2,7 млрд лет назад, отраженное в появлении кома- тиитов [Condie, 2011]. Проявляется также в обилии полосчатых железистых пород Сьюприор типа (BIF формации). Кремни, отлагающиеся из гидротерм 2,7 млрд лет назад, имеют положительные аномалии Eu. Наблюдается пик образования золото- рудных месторождений. По яв ля ют ся ско- пления графита. При этом фиксируется от- рицательное отклонение δ13C, что может от ражать либо увеличение активности эн- догенных углеводородов, либо обширную де ста би лизацию гидрата метана. И то, и другое может быть следствием мантийно- го плюма [Hinrichs, 2002]. Резко увеличи- вается количество морских строматолитов [Hofmann et al., 1999], что отражает повы- шенный вклад CH4 и CO2 в морскую воду. Время проявления и тектоническое районирование. На УЩ затруднительно установить время начала и окончания плю- мового события (второй активизации), а также многие параметры процесса из-за отсутствия однозначных датировок. Пе- риод 2,7—2,3 млрд лет назад обозначен по косвенным признакам. Однако сам факт протекания события и его проявления устанавливаются определенно. В работе [Усенко, 2016б] верхняя гра- ница отнесена к 2,2 млрд лет, однако на многих блоках время ~2,3 млрд лет упоми- нается как ранний рубеж формирования метаморфической толщи и ультрабазито- вого магматизма следующего плюмового события. Например, в ОПШЗ [Lobach- Zhuchenko et al., 2014] Зеленовадовская толща Голованевской шовной зоны (ГШЗ) образуется 2,26 мрлд лет назад, а ультра- мафиты днестровско-бугской серии ГШЗ — 2,31 млрд лет назад. Метаморфические породы ПДМБ и БМБ, монациты в грани- тоидах бердичевского комплекса датиро- ваны 2,23—2,26 млрд лет в [Геохроноло- гия…, 2008]. Рои даек диабазов и долеритов на СПМБ появляются 2,27 млрд лет назад [Геохронология…, 2008]. По всей видимо- сти, эти события маркируют начало сле- дующего плюмового события. Переход от событий архея к плюмовым событиям неоархея—палеопротерозоя проявлен в определениях изотопного воз- раста цирконов Хащевато-Завальевской структуры Среднего Побужья, примыкаю- щей к ГШЗ. К рассматриваемому событию относятся датировки: 2,72, 2,57, 2,36 млрд лет [Геохронология..., 2005, 2008] и 2,67— 2,66, 2,45 млрд лет [Лобач-Жученко и др., 2011]. Период 2,6—2,67 млрд лет назад охарактеризован как время проявления структурно-метаморфических преобра- зований [Лобач-Жученко и др., 2011]. Начало плюмового события знамену- ется изменением тектонического режима — делением территории УЩ на два круп- ных блока. Образуются разломные зоны [Гинтов, 2014]. После 2,8—2,7 млрд лет назад развитие УЩ на запад и восток от Ингулецко-Криворожской шовной зоны (ИКШЗ) разное (рис. 3). На СПМБ и в ОПШЗ 2,8—2,6 млрд лет назад образуются интрузивные массивы гранитов, в составе которых постепенно увеличивается доля мик ро кли на. В метаморфических породах и тоналитах Васильевского участка ОПШЗ только в одном образце обнаружено ядро циркона, образованное 2,65 млрд лет назад [Lobach-Zhuchenko et al., 2014]. В случае проявления метаморфизма, сопровожда- ющегося перераспределением не только тепла, но и вещества, количество подоб- ных цирконов было бы больше. В Ингульском мегаблоке (ИМБ) (веро- ятно в РТМБ, возможно в ПДМБ и ВМБ), происходит накопление вулканогенно- осадочной толщи, позднее метаморфи- зованной. Метаморфические породы спасовской и каменно-костоватской свит ингуло-ингулецкой серии (см. табл. 1) со- вершенно отличны от пород ЗКС. Резко со- кращается количество вулканогенных пла- стов относительно сланцевых, но в ниж- ней толще все еще широко представлены ультрабазиты и амфиболиты. Метамор- фические породы спасовской и каменно- костоватской свит ингуло-ингулецкой ПЕРИОДИЗАЦИЯ И ХАРАКТЕРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ГЛУБИННЫХ ПРОЦЕССОВ В ... Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 55 серии (см. табл. 1) совершенно отличны от пород ЗКС. Характерными чертами обеих свит является переслаивание пачек магнетит-биотит-гиперстеновых гнейсов с амфибол-гиперстен-биотитовыми, гранат- биотитовыми, магнетит-гранат-кордиерит- био ти то вы ми [Стратиграфические…, 1985]. Гранат и кордиерит не встречаются в породах ЗКС СПМБ. В РТМБ на границе с ПДМБ датиро- ваны породы юрьевского и тетиевского комплексов (2,8, 2,73, 2,6, 2,49 млрд лет), а также мигматизированные амфибол- биотитовые гнейсы и ам фи бо ли ты (с. По- пельня). Их возраст 2,63—2,77 млрд лет, т. е. они могут быть образованы в начале плюмового события. Граниты тетиевско- го комплекса РТМБ содержат цирконы, возраст ко то рых 2,7, 2,59 и 2,49 млрд лет. Это плагиограниты, во многих случаях калишпатизированные в про цессе гло- бальной гранитизации 2,0 млрд лет назад. Кроме того, И. Б. Щербаков указывает, что тетиевские граниты содержат ксенолиты пород белоцерковско-володарской толщи, об разованной после 2,3 млрд лет [Щерба- ков, 2005]. Здесь, как и в ГШЗ, наблюдает- ся совместное залегание разновозрастных пород, на которые наложены гранитиза- ция и метаморфизм 2,5 и 2,0 млрд лет на- зад, что делает практически невозможным установление первичного залегания. Дати- ровки 2,4—2,5 млрд лет как время грани- тизации возникают для побужского ком- плекса наряду с более древними (2,8 млрд лет) и более молодыми (2,03 млрд лет) [Гео- хронология…, 2008]. Породы ТТГ формации сменяются пла- гиогранитами. В процессе гранитизации образуются неперемещенные шереме- тьевские плагиограниты ВМБ с перехо- дами в биотитовые, амфибол-биотитовые гранодиориты. Эндербиты и плагиочарно- киты ташлыкского комплекса (2,56 млрд Рис. 3. Схема районирования мегаблоков ~2,7—2,5 млрд лет назад: 1 — разломы (а — ограничивающие территорию активизации, б — современные); 2 — территория, на которой представлены породы, обра- зованные 2,7—2,5 лет назад. Сокращения: ВМБ — Волынский мегаблок, ПДМБ — Подольский мегаблок, РТМБ — Росинско-Тикичский мегаблок, БМБ — Бугский мегаблок, ИМБ — Ингульский мегаблок, СПМБ — Среднеприднепровский мегаблок, ПМБ — Приазовский мегаблок, ГШЗ — Голованевская шовная зона, ИКШЗ — Ингулецко-Криворожская шовная зона, ОПШЗ — Орехово-Павлоградская шовная зона. Вынесено на схему современного разломно-блокового строения УЩ по работе [Гинтов, 2014]. В неоар- хее—палеопртерозое блоки и территории, пространственно тяготеющие к шовным зонам, имели другие очертания. О. В. УСЕНКО 56 Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 лет) развиваются по гнейсам нижних свит ингуло-ингулецкой серии в ИМБ. Граниты являются преимущественно плагиоклазо- выми. Количество наложенного позднее (~2,0 млрд лет назад) микроклина сильно варьирует. Гранитизация и метаморфизм проявлены один раз — на пике плюмового события 2,5—2,45 млрд лет назад. Деление на блоки и территории, про- странственно тяготеющие к шовным зо- нам. Не ранее 2,6 и не позднее 2,45 млрд лет назад происходит следующее крупномас- штабное изменение тектонического режи- ма (рис. 4). Два крупных блока делятся на более мелкие тектонические единицы — блоки и шовные зоны1. Ограничивающие их разломы образованы 2,45 млрд лет на- зад [Гинтов, 2014]. Значения 2,5—2,6 млрд лет соответствуют времени гранитообра- зования в ГШЗ, метаморфизма в РТМБ. В чечелеевской свите ингуло-ингулецкой 1 Термин шовные зоны обозначает современные тектонические единицы УЩ [Гинтов, 2014]. Райо- нирование раннего докембрия не совпадает с со- временным, поэтому правильнее говорить о терри- ториях, пространственно тяготеющих к шовным зонам. серии ИМБ обнаружены детритовые цир- коны, возраст которых 2,67, 2,5, 2,45 млрд лет. Вероятно, это время образования нижней спасовской свиты. Возможно, это плюмовое событие было проявлено в ВМБ и ПДМБ, однако утверждать нельзя из-за отсутствия датировок. На ВМБ установ- лен изотопный возраст шереметьевских гранитов — 2,43 млрд лет [Верхогляд, Скобелев, 1995]. Позднее эта дата не упо- минается. Ранее автором было высказано предположение, что в этом плюмовом со- бытии образованы васильевская и город- ская свиты тетеревской серии [Усенко, 2016б]. Более вероятно, что васильевская свита накапливается непосредственно по- сле гранитизации 2,45—2,5 млрд лет назад, а городская и кочеровская свиты форми- руются в следующем плюмовом событии (см. табл. 1). Главным признаком территорий, про- странственно тяготеющих к шовным зо- нам, служит обязательное присутствие же- лезистых пластов формации Сьюпериор. В работе [Железисто-кремнистые…, 1991] эта формация разделена на две: ЖКС и Рис. 4. Схема районирования мегаблоков 2,5—2,3 млрд лет назад (второго ТМЦ второй активизации): 1 — разломы (а — разделяющие блоки и шовные зоны, б — совремненные); 2 — территория, на которой пред- ставлены породы первого ТМЦ; 3 — территории, на которых сохранились породы железисто-кремнисто- сланцевой формации шовных зон; 4 — территории, представляющие блоки во втором ТМЦ второй акти- визации. Сокращения см. на рис. 3. ПЕРИОДИЗАЦИЯ И ХАРАКТЕРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ГЛУБИННЫХ ПРОЦЕССОВ В ... Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 57 ЖКК. Они имеют различный состав и об- разованы в разное время. В рассматривае- мое плюмовое событие образуется ЖКС формация, представленная в скелеватской и саксаганской свитах криворожской се- рии. Во всем мире пик ее образования да- тирован 2,5 млрд лет [Klein, 2005]. Следую- щий пик накопления железа (2,2—1,8 млрд лет назад) совпадает со временем образо- вания ЖКК формации, развитой в гдан- цевской свите криворожской серии. Нижняя часть криворожской серии не датирована. ИКШЗ и ОПШЗ в неоархее и палеопротерозое являлись продолжени- ем Курской магнитой аномалией (КМА). Дациты лебединской серии КМА обра- зованы 2,59 млрд лет назад, остаповские калиевые граниты — 2,53 млрд лет назад [Глубинное..., 2010]. Эти даты считаются временем заложения будущих железо- рудных поясов, которые в пределах УЩ традиционно называются шовными зо- нами. Формирование оскольской свиты КМА, с которой уверенно сопоставляется гданцевская свита криворожской серии, происходит от 2,3 до 2,04 млрд лет назад. Тогда нижние свиты (саксаганская и ске- леватская) предположительно образованы после 2,6 и до 2,3 млрд лет. Несколько особ- няком стоит новокриворожская свита, сло- женная амфиболитами и пикритами. Воз- можно, она образована при делении УЩ на два крупных блока, а время ее образования (~2,7 млрд лет?) оторвано от времени обра- зования скелеватской свиты. Возраст кла- стогенных монацитов скелеватской свиты 2,84 млрд лет, однако это не означает, что ниж няя новокриворожская серия образо- вана в это время, так как Криворожско- Кременчугская зона разломов (ККЗ) окру- жена архейскими тектоническими блока- ми и с запада, и с востока. На востоке СПМБ породы ЖКС форма- ции присутствуют в Конкско-Белозерской структуре, в южной части ОПШЗ. ИКШЗ закладывается на архейском фундаменте, а белозерская серия надстраивает разрез конкской серии Конкско-Белозерской ЗКС. На ПМБ ими сложена Гуляйполь- ская структура, они представлены в Кор- сакском блоке. Цирконы (2,65 млрд лет) обнаружены и в Сорокинской, и в Ман- гушской структурах [Lobach-Zhuchenko et al., 2014]. В центральной части Сорокин- ской структуры присутствуют породы, ко- торые относятся к ЖКС формации, т. е. образованы в это время. Тогда, возможно, процесс распространялся на западную или юго-западную часть ПМБ. Садовая свита южной части Сорокинской структуры об- разована в следующем плюмовом собы- тии, как и дибровская свита Мангушской структуры, разрез которой включает в себя железистые пласты ЖКК формации. ГШЗ разделяет западную часть УЩ. К 2,5 млрд лет здесь, как и в ИМБ, накопле- на нижняя (тывровская ?) толща. К ЖКС формации ГШЗ относятся железистые кварциты павловской толщи. ГШЗ закла- дывается на границе РТМБ, БМБ и ИМБ на неоархейском вулканогенно-осадочном комплексе. Сложно установить, как про- текал процесс, однако наличие пород ЖКС формации, ограничение разломами, возраст которых 2,45 млрд лет, допускает вычленение ГШЗ именно в это время. Особенности строения и веществен- ного состава пород блоков 2,5—2,3 млрд лет назад (центральная и западная части УЩ). На блоках происходит накопление метаморфической толщи, в которой про- явлена ритмичность строения. Верхние свиты ингуло-ингулецкой серии сложе- ны гранат-биотитовыми и биотитовыми, кордиерит- и графит-биотитовыми, ди оп- си до вы ми гнейсами. В рощаховской свите преобладают гранат-биотитовые и гранат- кордиерит-биотитовые гнейсы. В васильевской свите тетеревской се- рии переслаиваются биотитовые, гра- нат-биотитовые, гранат-кордиерит-био- ти товые, гранат-силлиманит-биотитовые, гра фитовые и графит-би оти то вые гней- сы. Встречаются биотитовые мигматиты и амфибол-биотитовые сланцы. Выше по разрезу графит-биотитовые сланцы рас- пространены еще шире, также встреча- ются акти но лит-тремолитовые, амфибол- диопсидовые с прослоями кальцифиров, а также кальцит-цоизит-амфиболитовые О. В. УСЕНКО 58 Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 прослои. Васильевскую свиту образуют шесть толщ с различным характером че- редования [Стратиграфические…, 1985]. Присутствие магматических пород, расплавы которых вынесены из мантии, сви де тель ст вует о плюмовом процессе. Возраст габбро-амфиболитов юрьевского комплекса РТМБ 2,58, 2,73 млрд лет [Гео- хронология…, 2008]. Нарцизовский ком- плекс является его аналогом [Щер ба ков, 2005]. Комплексы включают перидотиты и пироксениты, амфиболиты. В амфибо- литах об наружены реликты оливина и пи- роксена, что позволяет относить их к пи- критобазальтам. Горнблендиты содержат до 80 % роговой обманки. Присутствуют и сильно измененные (до актинолититов и серпентинитов) перидотиты, в которых содержание МgО достигает 30 %. Породы базальт-андезитобазальтовой формации нарцизовского комплекса представлены амфиболитами, метапорфиритами и ме- тагабброидами. Измененные вулканогенные породы представлены амфиболитами и биотит-ги- пер сте но выми кристаллосланцами ингуло- ингулецкой серии, амфиболитами РТМБ. В неоархее—палеопротерозое происхо- дит сокращение общего объема и основно- сти ульт ра ба зитов. Коматииты сменяются пикритами. Происходит смена ТТГ фор- мации пла гио гра ни тами, возраст которых составляет 2,5 млрд лет. В центральной и западной частях УЩ полевые шпаты гра- нитов по-прежнему представлены плагио- клазом. Минеральный состав метаморфиче- ских и магматических пород на блоках со вершенно от ли чен от пород ЗКС. Даже в нижних толщах отсутствуют минералы, образующиеся при вы со ком окислитель- ном потенциале. А присутствие кордиери- та, силлиманита, графита сви де тель ст вует о повышении щелочности и протекании окислительно-восстановительных реак- ций, в ко торых происходит восстановление углерода. Наличие ритмичности метамор- фических толщ од нозначно указывает на существование континентальной мантии, состав которой близок к со ставу лерцолита. Регулярное поступление порций глубинно- го расплава к подошве ли то сфе ры не вы- зывает ее плавления, как в архее. Наличие кристаллического слоя на глубине 100 км обес печивает длительное существование физико-химической системы, в которой происходит це почка процессов. След- ствием падения давления является разде- ление на несмесимые фазы (от деление не- больших порций карбонатных флюидов). Остаточные расплавы, состав которых со- ответствует базальту, взаимодействуют с флюидом. Происходит обогащение флю- идной фа зы глиноземом и калием, а про- текание химических реакций приводит к восстановлению углерода. Состав пород ингуло-ингулецкой серии изменяется от метаандезита до метатолеи- та [Щер ба ков, 2005], т. е. снижается основ- ность пород. Пикриты присутствуют, но их количество относительно невелико, т. е. не происходит вынесение значительных ко- личеств глубинных недифференцирован- ных расплавов на поверхность. Территории, пространственно тяготею- щие к шовным зонам приурочены к раз- ломам, образованным 2,5—2,45 млрд лет назад, т. е. их образование начинается по- сле накопления нижней метаморфической толщи в центральной и западной частях УЩ. Магматические породы представле- ны метаморфизованными пикритами и амфиболитами. Обязательно присутствие пород ЖКС формации. Именно ЖКС формация яв- ляется типичной полосчатой железисто- кремнистой ритмичной (BIF) формацией. В ГШЗ и ОПШЗ присутствуют кусочки формации в разрезах со сложным тектони- ческим строением, тогда как в ККЗ четко устанавливается последовательность за- легания пород и взаимоотношения между ЖКС и ЖКК формациями. Как и в ЗКС, состав магматических и железистых пла- стов связан между собой. Однако связь со- вершенно иного рода, чем в архее. Если в ЗКС СПМБ связь состава железистых и сланцевых пластов отражена в близком ка- тионном составе, то в ККЗ фиксируется протекание окислительно-вос ста но ви тель- ПЕРИОДИЗАЦИЯ И ХАРАКТЕРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ГЛУБИННЫХ ПРОЦЕССОВ В ... Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 59 ных реакций, разделение их продуктов на фазы и неравномерное распределение ка- ти онов между ними. В четвертом горизон- те саксаганской свиты ККЗ последователь- но залегают джеспилиты, вулканогенные спилиты и графитоносные сланцы. В от- личие от архея железо концентрируется в водно-силикатной фазе в виде хлоридных комплексов. Она является более окислен- ной и более кислой, что и объясняет при- сутствие двухвалентного европия. Пласты, залегающие в непосредственной близости, представлены амфиболитами, образован- ными из нейтральных расплавов, и гра- фитсодержащими сланцами. Образова- ние графита (угле во до родов) происходит вследствие восстановления углерода при участии щелочных флюидов. Железистые пласты содержат карбонатную фазу, тогда как в сланцевых появляется графит. Для железистых пластов ЖКС фор- мации характерны ритмично-слоистые структуры, которые отличны от ритмично- слоистых структур блоков. Их образова- ние происходит на этапе подслаивания коры. Саксаганская свита Кривого Рога состоит из семи пар че ре дую щихся слан- цевых и железистых пластов (горизонтов), внутри которых выделяются пачки (под го- ризонты), внутри пачек — макрослои, вну- три макрослоев — мезослои, внутри ме- зослоев — по парно чередующиеся более или менее богатые железом микрослои. Минеральный состав и хи мические харак- теристики слоев всех порядков приведены в работе [Железисто-крем нистые…, 1978]. Подобное строение считается продуктом сложных взаимодействий между мантий- ным веществом, поставляемым плюмами, тектоническими движениями поверхно- сти, задающими уровень дна океана, хи- мическими реакциями и воздействиями микроорганизмов [Bekker et al., 2010]. По мнению автора [Усенко, 2015], разделение на несмесимые фазы происходит вслед- ствие окислительно-восстановительных реакций, протекающих не по сред ст вен но в плюме (образуются горизонты), в маг- матических очагах у поверхности (под го- ри зон ты), а также разделения фаз разно- го состава по мере охлаждения гидротерм (по сле до ва тель ной кристаллизации) и по Т а б л и ц а 2. Предполагаемая корреляция стратиграфических единиц и гипо те ти- чес кое протекание плюмовых процессов (изменение размещения ЛАГ) в событии 2,7—2,3 млрд лет назад Время, млрд лет назад ЛАГ, км Ингульский блок ЛАГ, км СПМБ ЛАГ, км ККЗ, Шовные зоны 2,3 150 — — — 150 — — 100 Верхняя ритмичная толща более глиноземистая — — 100 Магнетит- куммингтонитовые слои — 20 50 → Гранитизация (плагиограниты) Пикриты — — 50 100 Хлорит-карбонат- магнетит, кварцевые сланцы Кератоспилиты 2,5 — — 50 100 Хлорит-тальковые сланцы. Джеспилиты Эпидиабазы 2,6 100 Ритмичная толща с прослоями амфиболитов 20 Граниты 150 200 Пикриты Перидотиты — 150 Массивы ультрабазитов 20 Граниты — — 2,7 200 20 Граниты — — О. В. УСЕНКО 60 Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 плотности на дне морского бассейна с об- разованием макро- и микроритмичности. Продуктивная толща сложена магнетит- карбонатными джесперами и магнети- товыми и гематит-магнетитовыми дже- спилитами. Сидероплезит присутствует в верхней и нижней частях железистого пласта, а оксиды железа — в центральной. Хлорит замещает биотит в куммингтонит- хлоритовой массе силикатных слойков, что свидетельствует о привнесении окис- ленных глубинных флюидов. В отличие от блоков ритмичность проявлена в окислен- ной и кислой фазе, переносящей железо. Сначала отделяется карбонатный флюид, а оставшаяся флюидная фаза обогащается кислородом и кремнеземом, т. е. в шовных зонах происходит разгрузка окисленных и кислых флюидов. В процессе дифферен- циации образуются гематит и магнетит, увеличивается доля кислорода в желези- стых пластах. Железистые пласты ЖКС формации отличаются от ЖКВ формации отсутстви- ем примеси вулканогенного материала, меньшим распространением железистых силикатов (хлорита, куммингтонита) и большим количеством оксидов железа, концентрирующихся с кремнеземом в от- дельную фазу. Изменяется минеральный состав и сланцевых пластов (табл. 3). В шовных зонах сланцевые, магматиче- ские, железистые пласты образованы при участии глубинного (мантийного, плюмо- вого) вещества. Анализ состава вулкано- генных, сланцевых пластов и ЖКС форма- ции четко фиксирует смену режима диф- ференциации после формирования ЗКС и кратонизации СПМБ. Как и на блоках, она проявлена в сокращении количества вулканогенных пластов, которые присут- ствуют в виде прослоев ультрабазитов (пи- критов) и амфиболитов. И железистые, и сланцевые пласты содержат меньшее ко- личество магния, отсутствуют хромиты, что указывает на снижение окислитель- ного потенциала расплава и флюида на всех уровнях. В ККЗ появляется графит и щелочные силикаты. Как и на блоках, общий состав выно- симого из мантии вещества изменяется. Появление щелочных амфиболов и пи- роксенов, а также графитовых слоев сви- детельствует о протекании окислительно- восстановительных реакций. С толщами, накапливающимися на блоках, сближает преобладание сланцевых пластов, нали- чие графита. Но метаморфические тол- щи блоков не содержат хлоритоиды, в них отсутствуют железистые пласты, в их валовом составе меньше кремнезема и железа, но больше глинозема и калия. Первично-осадочная толща большинства блоков содержит малое количество маг- нетита, практически во всех пластах при- сутствует биотит. Флюиды, выносимые в шовных зонах, характеризуются более высоким окисли- тельным потенциалом. Это может быть обусловлено большими глубинами источ- ников вещества и отсутствием времени на дифференциацию. Возможно, в шовных зонах доля флюида в веществе плюма зна- чительно выше, что и определяет его бо- лее быстрое продвижение к поверхности. Подъем плюма в шовных зонах протекает с большей скоростью, тогда как на блоках происходит длительная остановка на каж- дом уровне (медленный подъем). В центральной и, возможно, западной частях УЩ можно выделить плюмовое со- бытие, начинающиеся около 2,7 млрд лет назад. Около 2,5 млрд лет назад формиру- ются гранитоиды, а вынесение расплавов и флюидов из мантии возобновляется по- сле 2,5 млрд лет. Тогда как на СПМБ 2,8— 2,6 млрд лет назад — время кратонизации. В ОПШЗ и ПМБ плюмовое событие начи- нается 2,5 млрд лет назад. Состав толщ, на- капливающихся на блоках и территориях, пространственно тяготеющих к шовным зо- нам, позволяет предполагать, что на рубеже архея и протерозоя происходит вычленение тектонических единиц, плюмовые процес- сы в которых протекают по-разному. Плюмовое событие 2,3—1,65 млрд лет назад (третья активизация). Отличитель- ными чертами этого плюмового события считаются большое количество черных сланцев, резкое потепление (1,9—1,7 млрд ПЕРИОДИЗАЦИЯ И ХАРАКТЕРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ГЛУБИННЫХ ПРОЦЕССОВ В ... Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 61 лет назад) вследствие парникового эффек- та (выброса СО2 и СН4), пик накопления железистых пластов; обилие неглубоких морских залежей фосфатов; появление и разнообразие строматолитов. Образова- ние железистых формаций и осаждение морских фосфатов 1,9 млрд лет назад, по мнению К. Конди, отражает увеличение по- ступления железа и фосфора вследствие гидротермальной активности. Повышен- ное содержание CO2 в океанах является следствием вулканической и гидротермаль- ной деятельности, со про вож даю щей ман- тийный плюм. Первые массивные залежи сульфатов в геологической истории обра- зуются 1,8—1,6 млрд лет, что также рас- сматривается как проявление мантийного плюма 1,9 млрд лет назад [Condie, 2011]. Наблюдается эволюция состава мафит- ультрамафитового магматизма. После 2,3—2,2 млрд лет высокомагнезиальные расплавы, широко распространенные в архее и менее рас про страненные в раннем палеопротерозое, сменяются мантийными расплавами с высокими содержаниями железа, калия, титана, фосфора, щелочей и несовместимых элементов. Увеличение доли этих элементов достигает максимума 2,2—2,0 млрд лет назад, что обусловлено возрастанием роли пикритов и базальтов, обогащенных железом и титаном. Первые очевидные свидетельства тектоники плит относятся к рубежу 2,0 млрд лет [Богати- ков и др., 2010]. На УЩ с этим событием связано множе- ство проявлений, отражающих глобальное из ме нение тектонического режима и со- става флюидов, поступающих из мантии. Современное строение УЩ главным об- разом сформировано 2,0—1,65 млрд лет назад как следствие проявления плейт- тектонических процессов и режима пуль- сирующего плюма [Гинтов, 2014]. На бло- ках образуются глубинные разломные Т а б л и ц а 3. Сопоставление породных ассоциаций архейских ЗКС и ККЗ, обра зо- ванных при одинаковом размещении ЛАГ Породные ассоциации ЛАГ, кмВерховцевская ЗКС Криворожская и Анновская структуры Хлорит-актинолитовые и карбонат-серпентин-тремолитовые сланцы Покровы тремолитизированных пикритов. Хлорит-биотитовые сланцы с гранатом, серицитом, куммингтонитом, графитом. Магнетит-куммингтонитовые джесперы с яшмовыми слоями 150 Амфиболиты, спилиты, кварц-хлоритовые туфосланцы Эпидиабазы, альбит-эпидотовые амфиболиты, кварц-роговообманковые эпидозиты. Графитит-хлорит-серицитовые, биотит-кварц-куммингтонитовые сланцы 100 Кварц-альбит-хлорит-актинолит- эпидотовые сланцы. Тальк-карбонатные, тальк-серпентинитовые породы, хлорит-актинолитовые сланцы с сульфидами. Серпентиниты (коматииты) Хлорит-тальковые сланцы с тремолитом и доломитом. Магнетит-силикатные джеспилиты, силикат-магнетит-гематитовые, гематит-магнетитовые джеспилиты продуктивной толщи 50 Актинолитовые апоспилиты и актинолитовые зеленокаменные роговики Куммингтонитовые слои с магнетитом, альбитом, магнезиально-железистой слюдой. Эгирин-магнетитовые и гематит-магнетитовые джесперы 100 Серпентиниты (коматииты) и тальк-карбонатные породы с гнездами никелистого талька Карбонатизация. Слои магнезиальных куммингтонит-магнетитовых и магнетитовых джесперов 50 О. В. УСЕНКО 62 Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 зоны, накапливаются эксгаляционно-оса- дочные толщи, образуются массивы мон- цонитов и калиевых гранитов, с которых начинается образование глобального слоя плавления в коре (2,08—2,04 млрд лет на- зад). С ними связаны месторождения золота. Формирование массивов анорто- зитов—гранитов рапакиви и месторож- дений титана, редкометалльных пегмати- тов, ураноносных альбититов происходит 1,8—1,74 млрд лет назад. На территориях, пространственно тяго- теющих к шовным зонам, образуются ком- плексы карбонатитов, ореолы фенитиза- ции. С ними связана редкометалльная ми- нерализация и включения углеводородов, фосфатные и марганцовистые породы. В шовных зонах происходит накопление мощных толщ кальцифиров (доломитовых и кальцитовых), образуются месторожде- ния графита. Продолжается формирова- ние железистых толщ, в составе которых существенна роль карбонатов. Отличи- тельной чертой этого плюмового события является и появление ультрабазитов, со- став которых приближается к коматиито- вому стандарту, с которыми связаны хро- митовые рудопроявления. Блоки. Тектоническое районирование. Сохраняется деление на блоки и террито- рии, пространственно тяготеющие к шов- ным зонам. Границы последних, возмож- но, расширяются. Блоки дробятся на еще меньшие тектонические единицы (рис. 5). Деление блоков коры происходит на- кануне гранитизации. В центральных частях блоков перед гранитизацией об- разуются Грузско-Еланчикская разлом- ная зона и тектонический шов Херсон- Смоленск. В Западной части УЩ в пери- од 2,0—1,8 млрд лет назад формируются Звиздаль-Залесская, Брусиловская и Не- мировская разломные зоны [Гинтов, 2014]. Проекция на поверхности разломной зоны Рис. 5. Схема районирования мегаблоков в плюмовом событии 2,3—1,65 млрд лет назад: 1 — блоки, уча- ствующие в активизации; 2 — территории, пространственно тяготеющие к шовным зонам; 3 — разломы; 4 — массивы монцонитов-калиевых гранитов; 5 — плутоны анортозитов-гранитов рапакиви; 6 — Октябрь- ский массив; 7 — разломные зоны, образованные в процессе плюмового события; 8 — распространение пород (1 — кочеровская свита; 2 — бугская серия; 3 — гданцевская свита; 4 — дибровская (сачкинская) свита); 9 — Черниговский комплекс карбонатитов. Сокращения: ККЗ — Криворожско-Кременчугская зона; КБ — Корсунский блок; ГБ — Гайчурчский блок; СБ — Салтычанский блок; МБ — Мангушский блок; КП — Коростенский плутон; КНП— Корсунь-Новомиргороский плутон; НУМ — Новоукраинский массив; ОМ — Октябрьский массив. Остальные сокращения см. на рис. 3. ПЕРИОДИЗАЦИЯ И ХАРАКТЕРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ГЛУБИННЫХ ПРОЦЕССОВ В ... Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 63 Херсон—Смоленск представлена терри- торией, размещенной от Звенигородско- Братского до Кировоградского разломов, а проекция Грузско-Еланчикской зоны охватывает все Восточное Приазовье. Особенностью их существования явля- ется постоянная активность от момента образования (не позднее 2,05 млрд лет на- зад) до конца палео протерозойского этапа (1,75—1,6 млрд лет назад). Все магматиче- ские массивы, связанные с этими зонами, характеризуются многофазным станов- лением, а урановые альбититы ИМБ об- разуются в процессе возобновляющейся гидротермальной активности 2,07, 1,8, 1,75, 1,67, 1,62, 1,58 млрд лет назад [Металличе- ские…, 2005]. К зонам глубинных разломов территориально привязаны массивы мон- цонитов—микроклиновых гранитов (Бу- кинский, Новоукраинский (НУМ), Хлебо- даровский), анортозитов—гранитов рапа- киви (Коростенский плутон (КП), Дрокий- ский массив, Корсунь-Новомиргородский плутон (КНП)), Октябрьский массив (ОМ) щелочных пород, а также месторождения золота, поля редкометалльных пегматитов. Именно с этими разломными зонами свя- заны месторождения титана в ВМБ и урана в ИМБ. Они проявляются и в плюмовых событиях фанерозоя [Пашкевич, Бакар- жиева, 2016]. Сегодня проявления ман- тийного плюма под транс ре гио наль ным магматическим швом Херсон—Смоленск наблюдаются в виде расслоенной скорост- ной колонки как выхода мантийных флю- идных потоков. Их производные в виде гидротермальных растворов выносятся на поверхность [Старостенко и др., 2014]. В это время происходит активизация Конкской, Девладовской, Субботско-Мо- шо ринсткой и других субширотных раз- лом ных зон, так как массивы, пегмати- то вые поля, урановые метасоматиты в боль шинстве случаев находятся в узлах их пересечения с суб ме ри дио нальными. Метаморфическая толща. Городская свита тетеревской серии характеризу- ется ритмичным че редованием графит- биотитовых, амфибол-биотитовых, мус ко- вит-биотитовых сил ли ма ни товых, графи- товых гнейсов и сланцев, т. е. наследуются особенности дифференциации прошлой активизации. Увеличивается количество графита. В нижней части кочеровской сви- ты переслаиваются и ритмически череду- ются гранат-биотитовые гнейсы и сланцы. Однако в центральной части появляются маломощные прослои кальцифиров и карбонатно-диопсидовых кристаллослан- цев, хотя кальцифиры и мраморы редки. Затем состав метаморфической толщи рез- ко изменяется. В верхней подсвите череду- ются силикатные, силикатно-карбонатные и карбонатные породы, причем карбо- натные породы слагают более половины объема. Породы тетеревской серии про- рываются гранитами житомирского типа (2,05 млрд лет). Вынесение карбонатных флюидов предшествует об ра зо ванию оча- га плавления в коре. Магматические породы. Это плюмо- вое событие характеризуется уникаль- ными магматическими комплексами. До гранитизации и в ее процессе (табл. 4) об- разуются массивы габбро-монцонитов— трахитоидных гранитов. В НУМ калием обогащены даже наиболее основные поро- ды, дифференциация расплавов которых осуществляется в мантии. Характерно обо- гащение титаном и железом. Содержание калиевого полевого шпата в отдельных разновидностях достигает 60 %. Важным признаком, указывающим на флюидный режим дифференциации под корой, явля- ется устойчивость плагиоклаза, в котором концентрируется кальций, а также форми- рование железистых оливина и ортопи- роксена. Подобное распределение сви де- тель ст вует об активности водного флюи- да, хлорид-ионов, в присутствии которых подвижны не только железо, но и калий. Окислительно-восстановительный потен- циал близок к буферу QFМ [Петрологія…, 2011]. Наблюдается пространственная и генетическая связь с золоторудными про- явлениями. Гранитизация. Около 2,05 млрд лет на- зад происходит подслаивание коры, а за- тем фор ми ру ется очаг плавления в коре (см. табл. 4). Постепенные переходы от О. В. УСЕНКО 64 Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 магматических но воук раин ских к непере- мещенным кировоградским гранитам за- фиксированы в ИМБ. Палингенные ми- кроклиновые граниты и мигматиты в ВМБ, ПМБ, БМБ представлены житомирскими (возраст 2,09—2,04 млрд лет) и бердичев- скими (возраст 2,04 млрд лет), в РТМБ — уманскими (возраст 2,05—1,99 млрд лет), в Восточном Приазовье — анадольскими (возраст 2,03—2,04 млрд лет) [Понома- ренко и др., 2014]. Палингенные грани- ты отсутствуют (или не выведены на по- верхность) только в центральной части СПМБ. В ККЗ скважиной СГ-8 помимо плагиогранитов, возраст которых состав- ляет 2,81—3,07 млрд лет, в гданцевской и глееватской свитах вскрыты плагиоклаз- микроклиновые анатектические граниты, возраст которых 1,87—2,02 млрд лет [Кри- ворожская..., 2011]. Воздействие флюида приводит к интенсивной микроклиниза- ции днепропетровских гранитоидов, окру- жающих ККЗ — образуются ингулецкие и саксаганские. Это значит, что под большей частью УЩ около 2,0 млрд лет в коре существо- вал очаг плавления. В Западном Приазовье он не выведен на поверхность. Продук- ты его деятельности залегают в виде не- правильной формы тел среди архейских кристаллосланцев (возраст 2,74 млрд лет [Петрологія..., 2011]) в Салтычанском бло- ке. В эндербитах Мангушского блока при- сутствуют цирконы двух генераций: 2,73 и 2,16 млрд лет. На поверхности находятся архейские толщи, испытавшие за мещение вследствие проникновения, замещения рас- плавами (флюидами). Ус ло вия Т=620÷730 °С и Р=0,43÷0,6 ГПа [Пет ро логія…, 2011]. Учи- тывая точность опреде ле ния (а, возможно, и неравномерный прогрев), очевидно на- ложение комплекса преобразований. Ар- хейская толща подвергается метаморфизму с привнесением вещества. Этот процесс задокументирован на Ва сильковском участке ОПШЗ [Lobach- Zhuchenko et al., 2014]. Здесь не позднее 2,3 млрд лет назад начинается накопление осадков, которое длится до 2,1 млрд лет (самый древний циркон 2,08 млрд лет). Первое преобразование пород проис- ходит 2,1 млрд лет назад при Р >0,85 ГПа и Т=600 °С. Проявлено в формировании вы со ко гли но зе мис тых гнейсов с гранатом с высокомагнезиальным более древним ядром и высококальциевой более молодой каймой, которая обрастает кордиеритом (до 30 %), биотитом, плагиоклазом (анор- Т а б л и ц а 4. Глубина дифференциации расплавов при формировании Но во ук раин- ского и Хлебодаровского массивов и палингенных гранитов [Петрологія…, 2011] (цифры — изотопный возраст (млрд лет) по работе [Геохронология…, 2008]) Ингульский мегаблок ЛАГ, км Восточное Приазовье ЛАГ, км Новоукраинский массив Хлебодаровский массив Основные породы габбро-монцонитовой формации 2,037 50 Габбро, габбро-сиениты 50 Кварцевые монцониты, сиениты, пироксеновые граниты 2,036—2,025 50 Гиперстеновые и двупироксеновые кварцевые сиениты 50 Граниты гранат-биотитовые известково- щелочные 2,04—2,02 20 Биотит-роговообманковые, пироксенсодержащие граниты 2,02 20 Гранитизация Граниты кировоградские 2,04—1,97 20 Граниты анадольские 2,08 20 ПЕРИОДИЗАЦИЯ И ХАРАКТЕРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ГЛУБИННЫХ ПРОЦЕССОВ В ... Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 65 тит 35 %), силлиманитом, кордиеритом, калиевым полевым шпатом и кварцем. К 2,0 млрд лет температура изменяется незначительно (до 650 °С), давление па- дает до 0,6 ГПа, а затем до 0,58 ГПа при 740 °С. На следующем этапе образуется ансамбль высокомагнезиального граната и биотита. Он является индикатором по- вышения температуры до 800 °С. Затем появляется ансамбль калиевого полевого шпата, плагиоклаза (анортит 35 %) и квар- ца, который характеризует понижение давления (парциального флюида или сня- тие горизонтальных на пря же ний) от 0,85 до 0,65 ГПа. А ансамбль кордиерита, био- тита и граната образован при тем пе ра ту ре 675—600°С и давлении 0,33—0,4 ГПа. Связь с плюмовым процессом подтверждается син хро нным появлением ультрабазитов, расплавы которых имеют мантийный ис- точник. Фик си руется четкая связь между тектоническими нагрузками, прогревом и привнесением вещества, т. е. температура и давление являются независимыми пере- менными, не пропорциональными глубине [Семененко, 1990]. После гранитизации в ВМБ, БМБ, ИМБ образуются массивы анортозитов — гра- нитов рапакиви. Дифференциация рас- плавов, из которых образуются породы КП и КНП в западной центральной частях УЩ, происходит по близким схемам (табл. 5). В породах КП и КНП содержание же- леза очень высоко, оно находится в двух- валентной форме. Ультраосновные породы (гарцбургиты) КНП содержат близкие ко- личества SiO2 и FeO, а в троктолитах воз- растает содержание глинозема и кальция за счет плагиоклаза, количество которого достигает 30 %. Титан образует магмати- ческие месторождения. Состав маг ма ти- чес ких комплексов свидетельствует об удержании воды и кальция в расплаве, дифференциация которого протекает под корой, что и приводит к образованию анортозитов. На это указывают и высо- кие концентрации двухвалентного желе- за, тогда как на присутствие фтора — обо- гащение расплавов глиноземом. Однако щелочность повышена несущественно, так как на ликвидусе расплавов, диффе- ренцированных на границе кора—мантия, образуется плагиоклаз, в основных поро- дах отсутствует отрицательная аномалия европия (он двухвалентен и может заме- щать кальций в плагиоклазе), что говорит о нейтральной среде и присутствии воды. Карбонатная (возможно, гидрокарбонат- Т а б л и ц а 5. Глубина дифференциации расплавов при формировании Корсунь- Новомиргородского плутона и Октябрьского массива (цифры изотопный возраст (млрд лет) по работе [Геохронология…, 2008]) Ингульский мегаблок ЛАГ, км Восточное Приазовье ЛАГ, км Корсунь-Новомиргородский плутон Октябрьский массив Расслоенные анортозиты, габбро- анортозиты 1,72—1,76 50 Щелочные сиениты с реликтовым оливином (фаялитом) 50 Жильные нориты, монцониты 1,75 50 Щелочные сиениты, амфибол-пироксеновые 1,79 100 Рапакиви 1,75 Дайковые граниты, пегматиты 20 — — Альбититы с ураном — Эгирин-альбитовые, нефелиновые сиениты. Мариуполиты 100 — — Нефелиновые твейтозиты-сиениты 100 О. В. УСЕНКО 66 Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 ная) фаза, вероятно, также присутствует. По меридиональным и субширотным разломным зонам происходит вынесение расплавов из очагов плавления, распола- гающихся под корой и в коре. Однако сам факт многократного пополнения очага (пульсирующий плюм), вероятно, указы- вает на значительную глубину их проник- новения. В пределах Кочеровской площади меж- ду Звиздаль-Залесской и Брусиловской зо нами разломов описаны проявления па леопротерозойского карбонатитового вул канизма, ореолы фенитизации, что, по всей видимости, служило основанием для ее описания как Немировско-Ко че- ров ской шовной зоны в работе [Геолого- гео физическая…, 2008]. Эти разломы об - ра зованы 1,85 млрд лет назад [Гинтов, 2014], тогда как шовные зоны образуются ра нее — на рубеже архея и протерозоя и от личаются обязательным наличием ЖКС и ЖКК формаций. В Восточном Приазовье после грани- тизации образуется ОМ щелочных пород. Это многофазный массив, а не расслоенная интрузия, так как в процессе кристалли- зационной дифференциации остаточный расплав обогащается кремнеземом, тогда как в ОМ от раних фаз к поздним увели- чивается щелочность и глиноземистость, а содержание кремнезема сокращается. В состав ОМ входят ультрабазиты, плагио- клазовые пироксениты, щелочные сиени- ты с реликтовым фаялитом, т. е. породы, расплавы которых дифференцированы в разных окислительно-восстановительных обстановках. На за клю чи тельных этапах его формирования образуются нефелино- вые сиениты и мариуполиты (эгирин-аль- би то вые нефелиновые сиениты), что обя- зательно связано не только с пополнением глубинного источника, но и с увеличением глубины его размещения. Минеральный состав. Метаморфиче- ские породы тетеревской серии представ- Т а б л и ц а 6. Предполагаемая корреляция стратиграфических единиц и ги по те ти- чес кое протекание плюмовых процессов (изменение размещения ЛАГ) в событии 2,3—1,65 млрд лет назад Время, млрд лет назад ЛАГ, км Ингульский блок ЛАГ, км ОПШЗ, ЧКК ЗП 1,65 — 100 Щелочные сиенты — 20 Альбититы с ураном — — Садовая свита 1,8 20 ↑ 50 КНП Граниты рапакиви Анортозиты, габбро 50 Бефориситы, фоскориты Оливинит- мельтейгиты — 100 ? 50 Альвикиты-ийолит- мельтейгиты 2,0 20 20 ↑ 50 Кировоградские граниты Граниты НУМ Габбро-монцониты 20 50 Щелочные граниты Твейтозит- пироксениты, щелочные сиениты Дибровская свита — 100 — 100 Эссекситы Канадиты Севиты 2,3 150 200 — 150 200 Щелочные пироксениты ПЕРИОДИЗАЦИЯ И ХАРАКТЕРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ГЛУБИННЫХ ПРОЦЕССОВ В ... Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 67 лены высокоглиноземистыми разновидно- стями с карбонатом и графитом. Фиксиру- ется широкое развитие карбонатных толщ, сложенных доломитом и кальцитом, при- сущее только этому плюмовому событию. В состав габбро НУМ входят высоко- железистые пироксены, основные плаги- оклазы, ильменит. Монцониты сложены кварцем, плигиоклазом и калиевым поле- вым шпатом. В составе палингенных гра- нитов помимо плагиоклаза впервые велика доля калиевого полевого шпата (до 60 %). В составе массивов КП и КНП анортози- ты составляют 70—80 % основных пород, представлены породы, сложенные лабра- дором. Некоторые разновидности содер- жат до 13 % ильменита и до 10 % апатита. Развит железистый оливин (f 99). Не менее экзотична структура и текстура пород. В анортозитах наблюдается расслоенность и разделение на фазы. В гранитах рапа- киви часты овоиды микроклина, иногда окруженные альбитовыми каймами. И в ИМБ, и в ВМБ граниты рапакиви сопро- вождаются литий-фтористыми гранитами. В ИМБ распространены редкометалльные пегматиты со сподуменом, петалитом, а также пегматиты с U-Та-Nb минерализа- цией и урановорудные альбититы. В ВМБ пегматиты содержат кристаллы берилла и топаза. Содержание флюорита на отдель- ных участках достигает 35—56 %, берилла 0,5 %. Присутствуют молибден-воль фра- мо вые диопсидовые скарны, оловоносные гранат-диопсидовые скарны, танталонос- ные пег ма титы, мусковит-микроклиновые пегматиты с Li, Rb, Сs минерализацией. В ВМБ залегают россыпные месторождения ильменита промышленного масштаба. Оливины перидотитов и габбро ОМ — хризолит и марганцовистый фаялит, при- сутствуют титан-авгит и ортопироксены. В нефелиновых сиенитах содержится до 30 % нефелина, эгирин и гастингсит. В породах развиты содалит и канкринит, бритолит, пирохлор, бадделеит, бастнезит и другие минералы-концентраторы редких и рассе- янных элементов. Циркон, сфен, флюорит являются акцессорными минералами. Химический состав пород. В метамор- фических толщах впервые появляются мощные карбонатные пачки. Магматиче- ские породы массивов габбро-монцонитов характеризуются повышенными содержа- ниями титана, глинозема, двухвалентного железа, кальция и щелочей. С этими маг- матическими комплексами связаны место- рождения золота и титана. Существенную часть территории УЩ слагают неперемещенные граниты с ми- кроклином. Литий-фтористые граниты и редкоме- талльные пегматиты обогащены элемен- тами, спо соб ны ми изоморфно замещать калий (Li, Rb) и переносимыми в виде фто- ридных комплексов (Nb, Та). После грани- тизации образуются альбититы с ураном, что свидетельствует о повышении доли на- трия в гидротермальных растворах. Уран активен в составе карбонатных комплек- сов, но для образования уранитита и бран- нерита необходимо его восстановление в присутствии воды. Такие месторождения, образующиеся при смешении карбонатно- фторидно-натриевых флюидов и водных фторидно-калиевых, окружают массивы и плутоны. Карбонатиты и ореолы фенитизации формирующиеся в западной части щита накануне гранитизации и после нее, связа- ны с активностью карбонатных (фторидно- карбонатно-натриевых флюидов). Химический состав пород мариупо- литовой группы ОМ своеобразен. Они являются наиболее богатыми щелочами (сильно пересыщены Na2O (9—12 мас. %) и K2O (1—5 мас. %)). На заключительных этапах появляются альбит-содалитовые метасоматиты. Их образование связано с остаточными расплавами и растворами с SO3 (до 0,25 мас. % ), F (до 0,35 мас. %), Cl (до 0,4 мас. %). Характерно обогащение Zr, Nb, TR (Ce), Sc, Th, Mo и др. Минеральный и химический состав по род блоков свидетельствует о высокой активности углекислого флюида, появляю- щегося накануне гранитизации. Сама гра- нитизация возможна только при участии водных флюидов с хлором. Фиксируется влияние хлоридно-калиевых флюидов, О. В. УСЕНКО 68 Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 Т а б л и ц а 7 . С оп ос та вл ен ие п ро яв ле ни й ак ти ви за ци й (д оп лю м ов ы х и пл ю м ов ы х со бы ти й) А кт ви ви - за ци я М аг м ат ич ес ки е по ро ды Гр ан ит ы (н еп ер м ещ ен ны е) М ет ам ор ф ич ес ки е ос ад оч ны е по ро ды С тр ук ту ра Ж ел ез ис ты е по ро ды Ч ер ны е сл ан цы 3, 8— 3, 3 П ер ид от ит ы , а м ф иб ол ит ы Э нд ер би ты Гр ан то ди ор ит - то на ли т- тр он дь ем ит ы — — — — 3, 2— 2, 8 К ом ат ии ты (с ер пе нт ин ит ы ), ам ф иб ол ит ы (с пи ли ты ) З К С То на ли ты , тр он дь ем ит ы , гр ан од ио ри ты (Т ТГ ф ор м ац ия ) Х ло ри т- ак ти но ли то вы е сл ан цы , к ар бо на тн ы е пл ас ты : бр ей не ри ты . Э пи до т- ка рб он ат -к ва рц - би от ит -х ло ри то вы е сл ан цы Гр ан ит ог не йс ов ы е ку по ла с вк лю че ни ям и ам ф иб ол ит ов и ам ф иб ол -б ио ти то вы х гн ей со в, о кр уж ен ны е ЗК С Ву лк ан ог ен но - сл ан це ва я ф ор м ац ия О тс ут - ст ву ю т 2, 7— 2, 3 П ик ри ты и зм ен ен ны е и ам ф иб ол ит ы П ла ги ог ра ни ты и кв ар це вы е гр ан ит ы (2 ,4 5) , м ал о ра сп ро ст ра не ны Би от ит -г ип ер ст ен ов ы е, ам ф иб ол ов ы е, а м ф иб ол - би от ит ов ы е, г ра на т- би от ит ов ы е и гр ан ат - ко рд ие ри т- би от ит ов ы е гн ей сы Вы чл ен ен ие ш ов ны х зо н (2 ,6 5— 2, 45 м лр д ле т на за д) , ра зд ел ен ие н а м ег аб ло ки и ш ов ны е зо ны Ж ел ез ис то - кр ем ни ст о- сл ан це ва я ф ор м ац ия П оя вл я- ю тс я 2, 3— 1, 65 М ас си вы г аб бр о- м он цо ни то в- тр ах ит ои дн ы х гр ан ит ов А м ф иб ол ит ы У ль тр аб аз ит ы К ар бо на ти ты М ас си вы ан ор то зи то в- гр ан ит ов ра па ки ви М ик ро кл ин ов ы е гр ан ит ы (2 ,0 ) М ра м ор ы , к ал ьц иф ир ы , гр аф ит -б ио ти то вы е, гр ан ат -б ио ти то вы е, пи ро кс ен ов ы е гн ей сы с ко рд ие ри то м , с ил ли м ан ти ом , кр ис та лл ос ла нц ы б ио ти т- ам ф иб ол ов ы е, а м ф иб ол ит ы О бр аз ов ан ие р аз ло м ны х зо н, г ор из он та ль ны е и ве рт ик ал ьн ы е дв иж ен ия бо ль ш ой а м пл ит уд ы . Ра зл ом но -б ло ко ва я ст ру кт ур а Ж ел ез ис то - кр ем ни ст о- ка рб он ат на я ф ор м ац ия Ш ир ок о ра зв ит ы ПЕРИОДИЗАЦИЯ И ХАРАКТЕРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ГЛУБИННЫХ ПРОЦЕССОВ В ... Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 69 проявленное в обилии микроклина. По- сле гранитизация активны щелочные кар- бонатно-фторидно-натриевые флюиды. Территории, пространственно тяготею- щие к шовным зонам. Их расположение на данном этапе исследования оценивается по ареалам распространения ЖКК фор- мации. Первая территория тяготеет к ГШЗ, но захватывает Хащевато-Завальевский блок и продолжается на север, в РТМБ, где находятся месторождения Одесско- Белоцерковского железорудного района. Ко второй относится часть ИКШЗ — ККЗ. Третья охватывает, часть СПМБ (Конкско- Белозерскую структуру), северную часть ОПШЗ, распространяется на все Западное При азовье и Мангушский блок. Возмож- но, эта конфигурация существовала уже в предыдущей ак тивизации, так как породы ЖКС формации присутствуют не только в Гуляйпольской структуре и Корсакском блоке, но и в Сорокинской структуре. Метаморфическая толща. Взаимоотно- шения с более ранними толщами отчетли- во ус та нав ливаются в гданцевской свите криворожской серии. Она состоит из железисто-карбонатных пород (сидерит- кальцитовых, кварц-кальцитовых и др.), безрудных кварцитов, полосчатых желе- зистых силикатно-магнетитовых и магне- титовых руд. На них залегают кальцитовые и кальцит-доломитовые мраморы, слюди- стые сланцы и ультрабазиты, полосчатые силикатно-магнетитовые кварциты, глино- земистые и слюдисто-графитовые сланцы. Выше размещаются ультрабазиты и слю- дистые метапелитовые и метаалевроли- товые сланцы и силикатно-магнетитовые кварциты (описание приведено по работам [Железисто-кремнистые…, 1978; Страти- графические…, 1985]). Очевидна резкая смена тектонического режима, которая отражается в составе метаморфических пород. После гранитизации образуется глееватская свита. Отличительные осо- бенности ее состава — широкое разви- тие метапесчаников, метаконгломератов, кварцитов. Резко возрастает доля обломоч- ных пород, что однозначно объясняется тектоническими движениями, которые начинаются перед гранитизацией и про- должаются (многократно возобновляются) после 2,0 млрд лет. В бугской серии ГШЗ наряду с высоко- глиноземистыми породами и кристаллос- ланцами широко развиты мраморы и каль- цифиры, которые ассоциируют с графит- биотитовыми, гранат-биотитовыми, био- титовыми и пироксеновыми гнейсами, а также железистыми кварцитами. Переме- жаются с пироксенсодержащими гнейса- ми и кристаллосланцами. Породы сходного состава образуют дибровскую (нижнюю) и садовую (верхнюю) свиту в Западном Приазовье. Как метаморфические породы в ГШЗ описаны гондиты, залегающие среди гли- ноземистых гнейсов и двупироксеновых кристаллосланцев [Щербаков, 2005]. Они сложены оксидами марганца, родонитом, спессартином и глинистым веществом. Железистые породы гданцевской сви- ты относятся к ЖКК формации, которая также представлена ГШЗ и ПМБ. В составе гданцевской свиты ККЗ, вскрытой сква- жиной СГ-8, описаны гра фи тит-андалузит- биотитовые и графит-гра нат-биотитовые сланцы, графит-сил лимантит-битотитовые гнейсы и доломит-кальцитовые мраморы с диопсидом, флогопитом, актинолитом и сфеном, а также графитит-кальцит- доломитовые мраморы — совокупность обогащенных глиноземом и карбонатных пород, сложенных кальцитом и доломи- том. Важным признаком является и ши- рокое развитие графита. Общая мощность гданцевской свиты — 350 м. Значитель- но больше мощность глееватской свиты — 1,5 км, в которой шире представлены конгломераты и песчаники. Возраст этих свит 1,89—2,0 млрд лет [Криворожская…, 2011]. Согласно работам [Глубинное…, 2010; Железисто-кремнистые…, 1991], формирование гданцевской и глееватской свит в ИКШЗ, а также оскольской свиты в КМА, относящихся к ЖКК формации, начинается после 2,2 и продолжается до 2,05—1,9 млрд лет назад. В ГШЗ и Хащевато-Завальевском бло- ке железные руды силикат-магнетитовые О. В. УСЕНКО 70 Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 и карбонат-маг нетитовые [Ярощук, 1983]. Возраст эвлизитов села Завалье — 1,91 млрд лет [Гео хронология…, 2008]. Среди си- ли кат-магнетитовых преобладают желе- зис тые кварциты (итабириты) в центре пластов, которые в местах выклинивания сменяются кварц-силикатными гли но зе- мис то-железисто-кремнистыми сланцами. Подобные руды представлены в РТМБ и Западном Приазовье, где пачки, содержа- щие железистые пласты, залегают в по лях развития гранитов и мигматитов. Кар бо- нат-магнетитовые руды ГШЗ состоят из оли вина, магнетита и карбоната, содержат пи роксены, амфиболы, серпентин, флого- пит и шпинель. Карбонаты — кальцит и до- ло мит, оливин — форстерит. Восстановление первичного генезиса пород ЖКК формации Хащевато-За валь- ев ского района Побужья и ГШЗ неодно- знач но вследствие сложности геологичес- кого строения. Одним из наиболее важных и нерешенных вопросов является более де- тальное разделение неоархейского и па - леопротерозойского событий. На поверх- ности находятся породы, много раз под- вер гавшиеся метаморфическим преобра- зо ваниям в условиях гранулитовой фации и продукты неоднократного анатекти- ческого плавления [Венидиктов 1986, Щер - баков, 2005]. По мнению автора, карбонат- магнетитовые руды с оливином Молдов- ского месторождения — эруптивные брек- чии. Подобное мнение высказано и в ра- боте [Ентин и др., 2015]. Сходство железистых пород ГШЗ и ККЗ наблюдается в общем химическом составе. Оно не абсолютное. Соотношение кремне- зема и карбоната в ККЗ несколько сдви- нуто в сторону преобладания кремнезема, существенно меньше степень наложенно- го метаморфизма. Однако общий состав, широкое развитие доломита и кальцита, перемежающихся с кварцитами, в том числе железистыми, широкое развитие пород, обогащенных глиноземом, графи- та, а также тесная связь с ультрабазитами — особенности, присущие исключительно ЖКК формации. Породы гданцевской свиты несомненно осадочные, но, по мнению автора, эксга- ляционная (хемогенная и туфовая) состав- ляющая осадочных пород откладывается из глубинного флюида, вулканического стекла и пепла на дне морского бассейна. Другими словами, породы гданцевской свиты ККЗ представляют собой эксгаля- ционные осадки и вулканогенные магма- тические породы, которые по проницае- мым зонам выносятся на поверхность, а затем подвергаются уплотнению и ме- таморфическим преобразованиям. При метаморфизме пород гданцевской свиты в условиях, соответствующих гранулито- вой фации, могли образоваться породы, сходные с ЖКК формацией ГШЗ. Однако оливин не может образоваться при мета- морфизме в РТ-условиях коры, что указы- вает на другой способ вынесения распла- вов, флюидов и ксенокристаллов из слоев плавления близкого состава. В случае ККЗ карбонатно-хлоридно-силикатные флюи- ды, обогащенные железом, выносятся сна- чала вместе с расплавом, а затем концен- трируются в гидротермальных растворах, которые разгружаются на дне морского бассейна. В Среднем Побужье отделяют- ся непосредственно от слоя плавления в виде карбонатно-силикатных флюидов- расплавов с ксенокристаллами (оливин, диопсид и др.), образуя на поверхности эруптивные брекчии. В Западном Приазо- вье в это время образуется Черниговский комплекс карбонатитов (магматический) и железистые породы дибровской свиты аналогичного состава и строения. Магматические породы. В ГШЗ в этом плюмовом событии широко представле- ны ультрабазиты, состав которых близок к коматиитовому стандарту (содержание MgО ~22—32 %, FеОt ~10 %, SiО2 ~40 %). Возраст пород Капитанского массива яв- ляется предметом дис кус сии, однако ав- тор согласен с мнением, высказанным в работе [Геолого-геофизическая…, 2008], — 2,0 млрд лет. В отличие от коматиитов ЗКС в них нет хлорита, они находятся в ас- социации с глиноземистыми кварцитами с силлиманитом, кордиеритом, гранатом, ги пер стеном, сульфидами и апоперидо- титовыми офикальцифирами. Ассоциа- ПЕРИОДИЗАЦИЯ И ХАРАКТЕРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ГЛУБИННЫХ ПРОЦЕССОВ В ... Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 71 ция с хромитовыми рудами указывает на глубинный источник расплава (высокий окислительный потенциал), тогда как кри- сталлизация происходила при высоком по- тенциале СО2, а не воды, что характерно только для этого времени. Их появление может быть синхронно с появлением мельтейгитов Черниговского комплекса карбонатитов (ЧКК) в Западном Приазовье. В нем присутствуют карбона- титы и уль тра ще лоч ные ультрабазиты, которые ассоциируют с породами, обра- зованными из фторидно-глиноземнистых, фосфатных и других флюидов-расплавов. Карбонатиты на 90 % сложены кальцитом и доломитом, в отдельных разновидностях пород доля оливина достигает 25 %, маг- нетита — 20 % (в бефорситах). Все сили- катные породы содержат нефелин. Они образованы при разделении расплава на две (и более) несмесимые фазы. Присут- ствуют фоскориты, породообразующим минералом которых является апатит. Особенности минерального и химиче- ского состава, как и на блоках, отражены в существенной доле карбонатных по- род, сложенных доломитом и кальцитом, а также в широком развитии кварцитов, углистых сланцев и графитовых гнейсов. Для территорий, пространственно тяго- теющих к шовным зонам, характерны вулканиты ультраосновного (коматиито- вого), щелочно-ультраосновного состава и карбонатиты. В ЧКК фосфаты образу- ют собственную «магматическую» фазу, а в ГШЗ присутствуют гондиты, в которых содержание МnО составляет 32 %. Актив- ность (высокие концентрации) СО2 и F — определяют состав акцессорной мине- рализации ЧКК, набор редких элементов, которыми обогащены обе фазы. Са, Sr, B, a, Ce экстрагируются преимущественно в карбонатную фазу в щелочной среде. Zr, Nb, Ta, TR (Ce, La, Nd) могут попасть в рас- плав только вследствие растворения в при- сутствии HF и об ра зо ва ния комплексных соединений с фтором, в составе которых они и переносятся к кровле астеносфе- ры. В породах ЧКК породообразующими являются щелочные пироксены и амфи- болы, альбит, нефелин, кальцит, апатит, магнетит, ильменит. Среди акцессорных помимо графита и сфена присутствуют гатчетолит, ниобиевый рутил, монацит, циркон, пирохлор, колумбит, цериевый фергюссонит, бадделеит. В это время образуются месторождения графита, а углеводороды в виде жидких включений представлены в магматических породах ЧКК. В ЧКК и ОМ активны элементы, под- вижные в составе фторидных комплексов в при сут ст вии СО2. Присутствие нефели- на отражает дефицит кремнезема и воды в магматических рас пла вах, образую- щихся после гранитизации. Наблюдается обратная корреляция поведения железа и кальция, которые концентрируются в карбонатной фазе, и прямая — глинозема и натрия, активных в присутствии фтора. Дифференциация расплавов в щелочной среде приводит к снижению количества MgO (до 14 мас. %) даже в ультраоснов- ных (щелочно-ультраосновных) расплавах. Тектонический режим. Целью данной работы является выявление и сопоставле- ние особенностей проявления плюмовых событий. Однако можно обозначить самые очевидные следствия. Это плюмовое событие характеризует- ся совершенно специфическим тектони- ческим ре жи мом «пульсирующего плюма» [Гинтов, 2014] с постоянно возобновляю- щейся магматической и гидротермальной активностью. Он проявлен как на блоках, так и в шовных зонах. Во время гранитизации слой, содержа- щий расплав, существовал под всем щитом (кроме СПМБ?). Кристаллическая часть коры представляла собой жесткие блоки, разделенные разломами, под которыми на глубине не более 20 км размещался слой плавления. Каждый современный мега- блок состоял из нескольких блоков. На запад и восток от СПМБ эти блоки нахо- дились над слоем частичного плавления, мощность которого была близка (превы- шала) мощность самих блоков. Блоки и шовные зоны были разделены разломами, уходящими глубоко в мантии, что предпо- О. В. УСЕНКО 72 Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 лагает их относительную подвижность. В современном строении УЩ отчетливо про- явлена плейт-тектоническая составляю- щая этого плюмового события: спрединг по разломной зоне Херсон—Смоленск и субдукция и смятие вплоть до образования чешуй в ИКШЗ и ГШЗ [Гинтов, 2014]. Дви- жение плит длится от 2,0 до 1,65 млрд лет, а суммарные за активизацию вертикаль- ные и горизонтальные смещения блоков составляют 20 км [Щербаков, 2005]. Состав глубинных флюидов. Накану- не и в процессе глобальной гранитизации плалеопротерозоя отчетливо проявле- но влияние водных хлоридно-калиевых флюидов с нейтральной и слабощелоч- ной реакцией. В это время образуются и карбонатные пачки, что свидетельствует о несмесимости. Однако еще более спец- ифические комплексы пород появляются после гранитизации. В массивах анорто- зитов одна фаза обогащена карбонатным (гидрокарбоантым) с фтором и натрием флюидом (в нее из расплава экстрагирует- ся глинозем), другая — водным (с хлором, кальцием и калием) флюидом, кальций (его часть) и кремнезем остаются в водно- силикатном расплаве. Однако в составе самих массивов и сопутствующих пегма- титах и метасоматитах не фиксируется резкого разделения на фазы вследствие несмесимости, хотя по многим приз на- кам устанавливается присутствие карбо- натных и фторидно-натриевых флюидов. Пред полагается, что под корой и в коре происходит смешение остаточных и глу- бинных расплавов и флюидов. В шовных зонах процесс протекает иначе. На начальных этапах (накануне и в процессе гранитизации) происходит вы - несение водно-хлоридно-калиевых (с крем- неземом) растворов-флюидов, обо га щен- ных железом. Одновременно присутству- ют и карбонатно-фторидно-нат рие вые, что приводит к разделению на не сколько несмесимых фаз. Образование кар бо нат- ных осадочных толщ и формирование ЧКК начинается до гранитизации. Од- на ко доля водных хлоридно-силикатных флюи дов еще существе нна, так как желе- зистые пласты — силикат-магнетитовые. После гранитизации в ГШЗ образуются ультрабазиты с хромом, ассоциирующие с кальцифирами. Глубина формирования расплавов, в которых подвижны магний и хром, не менее 250 км. Поступление глу- бинных расплавов на поверхность проис- ходит многократно. Создается впечатле- ние, что источники вещества (слой плавле- ния, питающий магматизм) располагаются глубже, чем в предыдущей активизации. В ГШЗ образуются не только карбонат- ные пласты, но и железисто-карбонатные руды. Полностью подтверждается пред- положение, высказанное в работе [Бор- дунов, 1983], что содовые растворы и известково-кремнистые эксгаляции как спутники карбонатитов являются источ- ником известково-кремнистого осадкона- копления, объемы которого намного пре- восходят интрузивные тела карбонатитов. Карбонат-магнетитовые руды и карбона- титы — следствие деления на несмесимые фазы. Особенности пород ЧКК и ОМ объясня- ются не только большим количеством угле- кислого флюида. Он присутствовал и при дифференциации расплавов ЗКС. Однако тогда не происходило его взрывообразного отделения, так как сопутствующими флю- идами были водные с хлором. В рассматри- ваемом плюмовом событии важнейшим признаком является высокая активность фтора, влияние которого на всех уровнях приводит к появлению собственной фазы, обогащенной натрием и глиноземом, а так- же появлению нефелина в магматических породах. На блоках, как и в шовных зонах, по- сле 2,0 млрд лет происходит вынесение глубинных сухих щелочных карбонатных флюидов. Различия в составе магматиче- ских комплексов объясняются различием геодинамического процесса. Как и в про- шлом событии, под территориями, про- странственно тяготеющими к шовным зонам, преобладает вынесение глубинных расплавов и флюидов в короткие проме- жутки времени, тогда как на блоках про- исходит многократное пополнение очагов ПЕРИОДИЗАЦИЯ И ХАРАКТЕРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ГЛУБИННЫХ ПРОЦЕССОВ В ... Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 73 плавления, располагающихся под корой и в коре. Резкая смена состава глубинных флюи- дов фикси руется накануне гранитизации образованием мощных пачек кальцитовых и доломитовых пород. Однако она еще бо- лее проявлена после гранитизации. В это время многократно возобновляются тек- то ни ческие движения. После гранитиза- ции можно проследить различия между западной частью УЩ. В западной на про- тяжении глубинной разломной зоны, об- разованной Немировским, Брусиловским и Звиздаль-Залесским разломами, наряду с анортозитами образуются и карбонати- ты (ореолы фенитизации), как в шовных зонах. С тектоническим швом Херсон— Смоленск связано формирование КНП, тогда как с Грузско-Еланчикской разлом- ной зоной — ОМ, в состав которого вхо- дят нефелиновые сиениты и мариуполиты. Это разделение наследуется в девоне при образовании Днепровско-Донецкого ав- лакогена, где совмещаются Притпятский прогиб, развивающийся как трапповая провинция, рифт Днепровско-Донецкой впадины и складчатая область Донбасса. Выводы. Периодичность, установлен- ная на кратонах мира, отчетливо выра- женна и на УЩ, а магматические и текто- нические процессы, проявленные на по- верхности, сопоставляются с глобальными этапами формирования коры и мантии. Наличие дополнительной информации о составе метаморфических и магмати- ческих пород позволяет подтвердить су- ществование общего геодина ми ческого режима до 2,8 млрд лет и отсутствие плю- мовых событий и плитовой тектоники до 2,7 млрд лет вследствие пластичного состо- яния большей части коры и относительно невысокой температуры солидуса мантии, включающей легкоплавкую компоненту. Формирование сублитосферной мантии приходится на период 3,0—2,7 млрд лет назад. В это время происходит и образо- вание коры, состав которой кардинально отличается от состава мантии. Вследствие вынесения базальтоидной компоненты и флюида состав мантии приближается к пе- ридотиту, а в составе коры увеличивается количество плагиоклаза и кварца. После 2,7 млрд лет происходит деление территории на два больших блока. Грани- тизация в центральной части УЩ прояв- лена 2,5 млрд лет назад. После этого тер- ритория УЩ делится на блоки и шовные зоны. Исключение составляет центральная часть СПМБ. Состав метаморфических и магма- тических комплексов, образующихся в плюмовом событии 2,7—2,3 млрд лет на- зад, а также общее тектоническое строе- ние совершенно отличны от архейских гранит-зеленокаменных областей. Ме- таморфические толщи блоков и шовных зон имеют сходные особенности. Фик- сируется резкое увеличение доли хемо- генно (эксгаляционно)-осадочных пород относительно вулканогенных, измене- ние состава магматических комплексов (смена коматиитов пикритами, пород ТТГ формации — плагиогранитами), широкое развитие измененных базальтов (ам фи бо- ли тов), реже пикритов. Увеличение доли глинозема и появление графита, а также ритмичное строение ме таморфических толщ отражает общее снижение окисли- тельного потенциала по сравнению с ар- хеем. Но не менее четко обозначаются и различия, главное из которых — присут- ствие пород ЖКС формации в шовных зо- нах. В шовных зонах преобладают породы и минералы, образование которых требует более высокого окислительного потенциа- ла, что объясняет подвижность железа и присутствие европия. Следующий плюмовый процесс прояв- лен как этап формирования (преобразова- ния) и коры, и мантии на всех кратонах. В строении УЩ обнаружены несомненные признаки плитовотектонических процес- сов. Максимальные по амплитуде движе- ния происходили 2,0—1,8 млрд лет назад. На всей территории УЩ фиксируется общее снижение окислительного потен- циала, щелочность расплавов и флюидов резко возрастает после гранитизации, охватывающей весь щит. Широко пред- ставлены карбонатные породы, сложен- О. В. УСЕНКО 74 Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 Артеменко Г. В. Новые геохронологические данные по Сурской зеленокаменной струк- туре. Минерал. журн. 1998. Т. 20. № 2. С. 74— 81. Беляцкий Б. В., Родионов Н. В., Антонов А. В., Сергеев С. А. Цирконы с возрастами 3,98—3,63 млрд лет — показатели процес- сов в древнейшей континентальной коре восточно-Антарктического щита (Земля Эндерби). Доклады РАН. 2011. Т. 438. № 4. С. 510—514. Бобров О. Б., Степанюк Л. М., Сергєєв С. А., Прес няков С. Л. Метатоналіти дніпро пет- ровсь кого комплексу та вікові етапи їх фор- мування (геологічна позиція, склад, резуль- та ти Shrimp радіології). Збірка наукових праць УкрДГРІ. 2008. № 1. С. 9—24. Богатиков О. А., Коваленко В. И., Шарков Е. В. Магматизм, тектоника и геодинамика Зем- ли: Связь во времени и в пространстве. Мо- сква: Наука, 2010. 606 с. Бордунов И. Н. Криворожско-Курская эвгео- синклиналь. Киев: Наук. думка, 1983. 304 с. ные кальцитом и доломитом, карбонатиты. Метаморфические преобразования проте- кают с преобладанием СО2 флюидов. На блоках образуются глубинные раз- ломные зоны, накапливаются экс га ля ци- он но-осадочные толщи, массивы монцо- нитов и калиевых гранитов, с которых на- чинается образование глобального слоя плавления в коре (2,08—2,04 млрд лет на- зад). С ними связаны месторождения зо- лота. Формируются массивы анортозитов гранитов рапакиви и связанные с ними месторождения титана, редкометалльных пегматитов, ураноносных альбититов (1,8—1,74 млрд лет назад). В шовных зонах образуются комплек- сы карбонатитов, ореолы фенитизации. С ними связана редкометалльная минерали- зация и включения углеводородов, пред- ставлены фос фат ные и марганцовистые породы. В них происходит накопление мощных толщ кальцифиров (до ло митовых и кальцитовых). Отличительной чертой этого плюмового события является и по- явление ультрабазитов, состав которых приближается к коматиитовому стандар- ту, с которыми связаны хромитовые рудо- проявления. В шовных зонах обязательно присутствует ЖКК формация. Все три выделенные активизации ха- рактеризуются совершенно специфи- чески ми ме та мор фическими и магматичес- кими фор мациями. Наличие трех разновид- ностей метаморфических толщ, каждой из которых присущи собственные струк- тур но-вещественные характеристики, оп ределяет выделение архейского этапа фор мирования гранит-зеленокаменных областей до 2,8 млрд лет и двух плюмовых событий в период 2,7—1,65 млрд лет. Эти события проявлены на всех кратонах мира и зафиксированы как этапы образования и преобразования не только поверхности, но также нижней коры и верхней мантии. Список литературы Венидиктов В. М. Полициклическое развитие гранулитовой фации. Киев: Наук. думка, 1986. 267 с. Верхогляд В. М., Скобелев В. М. Изотопный возраст субвулканизма района г. Новоград- Волынский (северо-западная часть Украин- ского щита). Геохимия и рудообразование. 1995. Вып. 21. С. 47—56. Геология осадочно-вулканогенных формаций Украинского щита. Под ред. Н. П. Семенен- ко. Киев: Наук. думка, 1967. 380 с. Геолого-геофизическая модель Голованевской шовной зоны Украинского щита. Под ред. А. В. Анциферова. Донецк: Вебер, 2008. 308 с. Геохронология раннего докембрия Украинско- го щита. Архей. Под ред. Н. П. Щербака. Киев: Наук. думка, 2005. 244 с. Геохронология раннего докембрия Украинско- го щита. Протерозой. Под ред. Н. П. Щерба- ка. Киев: Наук. думка, 2008. 240 с. Гинтов О. Б. Схема периодизации этапов раз- ПЕРИОДИЗАЦИЯ И ХАРАКТЕРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ГЛУБИННЫХ ПРОЦЕССОВ В ... Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 75 ломообразования в земной коре Украин- ского щита — новые данные и следствия. Геофиз. журн. 2014. Т. 36. № 1. С. 3—18. Глубинное строение, эволюция и полезные ископаемые раннедокембрийского фунда- мента Восточно-Европейской платформы: Интерпретация материалов по опорному профилю 1-ЕВ, профилям 4В и ТАТСЕЙС. Т. 2. Гл. ред. серии А. Ф. Морозов. Москва: ГЕОКАРТ:ГЕОС, 2010. 400 с. Ентин В. А., Гинтов О. Б., Мычак С. В., Юшин А. А. Структура Молдовского же- лезорудного месторождения (Украинский щит) по геолого-геофизическим данным и его возможная эндогенная природа. Геофиз. журн. 2015. Т. 37. № 4. С. 3—18. Железисто-кремнистые формации докембрия европейской части СССР. Генезис желез- ных руд. Отв. ред. В. М. Кравченко, Д. А. Ку- лик. Киев: Наук. думка, 1991. 216 с. Железисто-кремнистые формации Украин- ского щита. Т. 1. Отв. ред. Н. П. Семененко. Киев: Наук. думка, 1978. 328 с. Каулина Т. В. Образование и преобразование циркона в полиметаморфических комплек- сах. Апатиты: Изд-во Кольского научного центра РАН, 2010. 144 с. Криворожская сверхглубокая скважина СГ-8. Под ред. Е. М. Шеремета. Донецк: Ноулидж, 2011. 555 с. Кутас Р. И. Тепловая эволюция и формирова- ние докембрийской земной коры. Збірка наук. праць: Еволюція докембрійських гранітоїдів і пов’язаних з ними корисних ко- палин у зв’язку з енергетикою Землі та ета- пами її тектоно-магматичної активізації. Київ: УкрДГРІ, 2008. С. 90—96. Литасов К. Д., Шацкий А. Ф. Состав и строение ядра Земли Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2016, 304 с. Лобач-Жученко С. Б. Древние кратоны — воз- раст, строение, состав, геодинамика. Мине- рал. журн. 2014. Т. 36. № 2. С. 61—70. Лобач-Жученко С. Б. Степанюк Л. М., По- номаренко А. Н., Балаганский В. В., Серге- ев С. А., Пресняков С. Л. Возраст цирконов из эндербито-гнейсов Среднего Побужья (Днестровско-Бугский мегаблок Украинско- го щита). Минерал. журн. 2011. Т. 33. № 1. С. 3—14. Лобач-Жученко С. Б., Балаганский В. В., Бал- тыбаев Ш. К., Степанюк Л. М., Пономарен- ко А. Н., Лохов К. И., Корешкова М. Ю., Юр- ченко А. В, Егорова Ю. С., Сукач В. В., Береж- ная Н. Г., Богомолов Е. С. Этапы формирова- ния побужского гранулитового комплекса по данным изотопно-геохронологических исследований (Среднее Побужье, Уркаин- ский щит). Минерал. журн. 2013. Т. 35. № 4. С. 86—98. Лобковский Л. И., Никишин А. М., Хаин В. Е. Современные проблемы геотектоники и геодинамики Москва: Науч. мир, 2004. 611 с. Металлические и неметаллические полезные ископаемые Украины. Т. 1. Металлические полезные ископаемые. Под ред. Н. П. Щер- бака. Киев-Львов: Центр Европы, 2005. 785 с. Орса В. И. Гранитообразование в докемб рии Среднеприднепровской гранит-зелено ка- мен ной области. Киев: Наук. думка, 1988. 202 с. Пашкевич И. К., Бакаржиева М. И. Мафические дайки Ингульского мегаблока (Украинский щит): связь поверхностных и глубинных структур литосферы, разломная тектони- ка и геодинамика. Геофиз. журн. 2016. Т. 38. № 5. С. 49—66. Петрологія і геохімія чарнокитоїдів Ук раїн сь- ко го щита. Відп ред. О. М. Пономаренко. Ки їв: Наук. думка, 2011. 216 с. Пономаренко А. Н., Степанюк Л. М., Шумлян- ский Л. В. Геохронология и геодинамика па- леопротерозоя Украинского щита. Минерал. журн. 2014. Т. 36. № 2. С. 48—58. Рябчиков И. Д., Когарко Л. Н. Физико-хи ми- чес кие параметры материала глубинных мантийных плюмов. Геология и геофизика. 2016. Т. 57. № 5. С. 874—888. doi: 10.15372/ GiG20160504. Семененко Н. П. Кислородно-водородная мо- дель Земли. Киев: Наук. думка, 1990. 248 с. Старостенко В. И., Лукин А. Е., Цветкова Т. А., Шумлянская Л. А. Геофлюиды и современ- ное проявление активизации Ингульского мегаблока Украинского щита. Геофиз. журн. 2014. Т. 36. № 5. С. 2—25. О. В. УСЕНКО 76 Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 Стратиграфические разрезы докембрия Укра- инского щита. Под ред. К. Е. Есипчука. Киев: Наук. думка, 1985. 168 с. Ультрабазитовые формации центральной ча- сти Украинского щита. Под ред. Н. П. Семе- ненко. Киев: Наук. думка. 1979. 412 с. Усенко О. В. Формирование расплавов: геоди- намический процесс и физико-химические взаимодействия. Киев: Наук. думка, 2014. 240 с. Усенко О. В. Эволюция расплавов и флюидов в процессе формирования коры и мантии в палеопротерозое (2,2—1,75 млрд лет назад). Стратиграфия и магматизм. Геофиз. журн. 2017. Т. 39. № 2. С. 56—95. doi: http://dx.doi. org/10.24028/gzh.0203-3100.v39i2.2017.97383. Усенко О. В. Эволюция расплавов и флюидов как отражение формирования коры и ман- тии на примере Среднеприднепровско- го мегаблока Украинского щита. Архей. Геофиз. журн. 2016a. Т. 38. № 2. С. 35—56. doi: https://doi.org/10.24028/gzh.0203-3100. v38i2.2016.107764. Усенко О. В. Эволюция расплавов и флюидов в процессе формирования коры и мантии в неоархее—палеопротерозое. Стратиграфи- ческие следствия. Геофиз. журн. 2016б. Т. 38. № 6. С. 40—63. doi: https://doi.org/10.24028/ gzh.0203-3100.v38i6.2016.91961. Шацкий В. С., Бузлукова Л. В., Ягоутц Э., Коз- менко О. А., Митюхин С. И. Строение и эво- люция нижней коры Далдын-Алакитского района Якутской алмазоносной провинции (по данным изучения ксенолитов). Геология и геофизика. 2005. Т. 46. № 12. С. 1273—1289. Щербаков И. Б. Петрология Украинского щита. Львов: ЗуКЦ, 2005. 366 с. Ярощук М. А. Железорудные формации Бе- лоц ерковско-Одесской металлогенической зоны. Киев: Наук. думка, 1983. 224 с. Arndt N., Lesher C. M., 2004. Komatiite. In: En- cyclopedia of Geology. Elsevier, P. 260—268. Bekker A., Slack J. F., Planavsky N., Krapež B., Hofmann A., Konhauser K. O., Rouxel O. J., 2010. Iron formation: The sedimentary product of a complex interplay among mantle, tectonic, oceanic, and biospheric processes. Economic Geology 105(3), 467—508. doi:10.2113/gsecon- geo.105.3.467. Belousova E. A., Kostitsyn Y. A., Griffin W. L., Begg G. C., O’Reilly S. Y., Pearson N. J., 2010. The growth of the continental crust: con- straints from zircon Hf-isotope data. Lithos 119, 457—466. https://doi.org/10.1016/j.lith- os.2010.07.024. Boyd F. R., Pearson D. J., Hoal K. O., Hoal B. J., Nixon P. H., Kingston M. J., Mertzman S. A., 2004. Garnet lherzolites from Louwrensia, Namibia: bulk composition and P/T relations. Lithos 77, 573—592. https://doi.org/10.1016/j. lithos.2004.03.010. Campbell I. H., Griffiths R. W., 2014. Did the for- mation of D″ cause the Archaean–Proterozoic transition? Earth Planet. Sci. Lett. 388, 1—8. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2013.11.048. Carlson R. W., Pearson D. G., James D. E., 2005. Physical, chemical and chronological cha- racteristics of continental mantle. Rev. Geophys. 43, RG1001, 1—24. http://dx.doi. org/10.1029/2004RG000156. Cavosie A. J., Valley J. W., Wilde S. A., 2007. The oldest terrestrial mineral record: A review of 4400 to 4000 Ma detrital zircons from the Jack Hills, Western Australia. In: M. J. van Kranen- donk, R. H. Smithies, V. C. Bennett (eds.) Earth’s Oldest Rocks: Developments in Precambrian Geology. Vol. 15. London: Elsevier, P. 91—111. Сondie K. C., 2011. Earth and evolving planetary system. Elsevier, 574 p. Condie K. C., Davaille A., Aster R. C., Arndt N., 2015. Upstairs-downstairs: supercontinents and large igneous provinces, are they related? Int. Geol. Rev. 57, 1341—1348. http://dx.doi.or g/10.1080/00206814.2014.963170. Ernst R. E., Buchan K. L., 2003. Recognizing man- tle plumes in the geological record. Ann. Rev. Earth Planet. Sci. 31, 469—523. https://doi. org/10.1146/annurev.earth.31.100901.145500. Ernst W. G., Sleep N. H., Tsujimori T., 2016. Plate- tectonic evolution of the Earth: bottom-up and top-down mantle circulation. Can. J. Earth Sci. 53, 1103—1120. dx.doi.org/10.1139/cjes-2015- 0126. Glikson A. Y., 1993. Asteroids and early Precam- brian crustal evolution. Earth Sci. Rev. 35, 285—319. doi: 10.1016/0012-8252(93)90041-5. Green D. Н., Falloon T. J., Eggins S. M., Yaxley G. M., 2001. Primary magmas and mantle tem- ПЕРИОДИЗАЦИЯ И ХАРАКТЕРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ГЛУБИННЫХ ПРОЦЕССОВ В ... Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 77 peratures. Eur. J. Mineral. 13, 437—451. doi: 10.1127/0935-1221/2001/0013-0437. Green D. Н., Hibberson W. О., Kovács I., Rosen- thal А., 2010. Water and its influence on the lithosphere– asthenosphere boundary. Nature 467, 448—452. doi:10.1038/nature09369. Griffin W., Belousova E., O’Neill C., O’Reilly S. Y., Malkovets V., Pearson N., Spetsius S., Wil- de S., 2014. The world turns over: Hadean— Archean crust—mantle evolution. Lithos 189, 2—15. doi: 10.1016/j.lithos.2013.08.018. Harrison T. M, Schmitt A. K., McCulloch M. T., Lovera O. M., 2008. Early (>4,5 Ga) Forma- tion of Terrestrial Crust: Lu-Hf, 18O/16O, and Ti Thermometry Results for Hadean Zircons. Earth Planet. Sci. Lett. 268(3-4), 476—486. doi: 10.1016/j.epsl.2008.02.011. Herzberg C., Asimow P. D., Arndt N., Niu Y., Lesh- er C. M., Fitton J. G., Cheadle M. J., Saun- ders A. D., 2007. Temperatures in ambient man- tle and plumes: constraints from basalts, pi- crites and komatiites. Geochem. Geophys. Geo- syst. 8(2), 1—34. doi:10.1029/2006GC001390. Herzberg С., Rudnick R., 2012. Formation of cra- tonic lithosphere: An integrated thermal and petrological model. Lithos 149, 4—15. https:// doi.org/10.1016/j.lithos.2012.01.010. Hiess J., Bennett V. C., Nutman A. P., Williams I. S., 2009. In situ U-Pb, O and Hf isotopic com- positions of zircon and olivine from Eoar- chaean rocks, West Greenland: New insights to making old crust. Geochimica et Cosmo- chimica Acta 73, 4489—4516. doi:10.1016/j. gca.2009.04.019. Hinrichs K. U., 2002. Microbial fixation of methane carbon at 2,7 Ga: Was an anaerobic mechanism possible? Geochem. Geophys. Geosyst. 3(7), 1—10. doi: 10.1029/2001GC000286. Hofmann H. J., Grey K., Hickman A. H., Thor- pe R. I., 1999. Origin of 3,45 Ga coniform stro- matolites in Warrawoona Group, Western Aus- tralia. Geol. Soc. Am. Bull. 111, 1256—1262. doi: 10.1130/0016-7606(1999)111<1256:OOGCSI>2 .3.CO;2. Holden P., Lank P., Ireland T. R, Harrison T. M., Foster J. J., Bruce Z., 2009. Mass-spectromet- ric mining of Hadean zircons by automated SHRIMP multi-collector and single-collec- tor U/Pb zircon age dating: The first 100,000 grains. Int. J. Mass Spectrom. 206, 53—63. http: dx.doi.org/10.1016/j.ijms.2009.06.007. Holland H. D., 2002. Volcanic gases, black smo- kers, and the great oxidation event. Geochim. Cosmochim. Acta 66, 3811—3826. Ionov D. A., Carlson R. W., Doucet L. S., Golo- vin A. V., Oleinikov О. B., 2015. The age and his tory of the lithospheric mantle of the Si berian craton: Re-Os and PGE study of pe ridotite xenoliths from the Obnazhen- naya kimberlite. Earth Planet. Sci. Lett. 428, 108—119. doi: 10.1016/j.epsl.2015.07.007. Isley A. E., Abbott D. H., 2002. Implication for the temporal distribution of high-Mg magmas for mantle plume volcanism through time. J. Geol. 110, 141—158. Klein C., 2005. Some Precambrian banded iron for- mation (BIFs) from around the world: their age, geological setting, mineralogy, metamorphism, geochemistry and origin. American Mineralo- gist 90, 1473—1499. doi: 10.2138/am.2005.1871. Koreshkova M. Yu., Downes H., Nikitina L. P., Vla- dykin N. V., Larionov A. N., Sergeev S. A., 2009. Trace element and age characteristics of zir- cons in granulite xenoliths from the Udachna- ya kimberlite pipe, Siberia. Precambrian Res. 168, 197—212. https://doi.org/10.1016/j.pre- camres.2008.09.007. Liu J., Riches A. J. V., Pearson G., Luo Y., Kien- len B., Kjarsgaard B. A., Stachel Th., Arm- strong J. P., 2016. Age and evolution оf the deep Continental root beneath the central Rae craton, northern Canada. Precambrian Res. 272, 168—184. http://dx.doi.org/10.1016/j.pre- camres.2015.11.001 Liu D. Y., Nutman A. P., Compston W., Wu J. S., Shen Q. H., 1992. Remnants of 3800 Ma crust in the Chinese Part of the Sino-Ko- rean craton. Geology 20, 339—342. doi: 10.1130/0091-7613(1992)020<0339:ROMCIT> 2.3.CO;2 Lobach-Zhuchenko S. B., Balagansky V. V., Bal- tybaev Sh. K., Bibikova E. V., Chekulaev V. P., Yurchenko A. V., Arestova N. A., Artemen- ko G. V., Egorova Yu. S., Bogomolov E. S., Sergeev S. A., Skublov S. G., Presnyakov S. L., 2014. The Orekhov-Pavlograd zone, Ukrai- nian Shield: Milestones of its evolutionary history and constraints for tectonic models. О. В. УСЕНКО 78 Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 Periodization and specific features of deep processes in Precambrian by example of the Ukrainian shield © O. V. Usenko, 2017 Thorough information on geological structure of the Ukrainian shield (USh) allows to verify opinions existing nowadays that plume and plate tectonic activities are possible only after conclusive formation of sublithospheric mantle 2,8—2,55 Ga and plume episodes of Precambrian occurred 2,75—2,7, 2,45—2,4, 1,9, 1.8—1,75, 1,65 Ga ago. It can be proved nowadays that formation of the crust occurred before 4.0 Ga and plume events result in later transformation of not only crust but also of mantle. Isotope dating of the USh allows allocating of plume episodes in close-range time. Nevertheless these limits for the USh in many cases have connection with geological processes, because not detrite zircons are dated but those ones included in rocks. Individual episodes are united into lasting plume events (activizations) up to 3,2, 3,2—2,8, 2,7—2,3, 2,3—1,65 Ga. Precambrian Res. 252, 71—87. doi: 10.1016/j. precamres.2014.06.027. Maas R., Kinny P. D., Williams I. S., Froude D. O., Compston W., 1992. The Earth’s oldest known crust — a geochronological and geochemical study of 3900—4200 Ma old detrial zircons from Mt. Narryer and Jack Hills, Western Australia. Geochim. Cosmochim. Acta 56, 1281—1300. http: dx.doi.org/10.1016/0016-7037(92)90062- N. Nebel O., Rapp R. P., Yaxley G. M., 2014. The role of detrital zircons in Hadean crustal research. Lithos 190-191, 313—327. doi: 10.1016/j.lith- os.2013.12.010. Nutman А. Р., Friend С., Bennett V. С., 2001. Re- view of the oldest (4400–3600 Ma) geological and mineralogical record: Glimpses of the be- ginning. Episodes 24(2), 93—101. O’Neil J., Carlson R., Paquette J., Francis D., 2012. Formation age and metamorphic history of the Nuvvuagittuq Greenstone Belt. Precambrian Res. 220-221, 23—44. https://doi.org/10.1016/j. precamres.2012.07.009. O’Reilly S. Y., Griffin W. L., 2010. The continen- tal lithosphere-asthenosphere boundary: Can we sample it? Lithos 120, 1—13. doi:10.1016 j.lithos.2010.03.016. Peterson T. D., Pehrsson S., Skulski T., Sande- man H., 2010. Compilation of Sm-Nd Isotope Analyses of Igneous Suites, Western Churchill Province. Geological Survey of Canada, Open File 6439. doi: 10.4095/285360. Poller U., Gladkochub D., Donskaya T., Mazuk- abzov A., Sklyarov E., Todt W., 2005. Multistage magmatic and metamorphic evolution in the Southern Siberian Craton: Archean and Paleo- proterozoic zircon ages revealed by SHRIMP and TIMS. Precambrian Res. 136, 353—368. doi: 10.1016/j.precamres.2004.12.003. Presnal D. C., Gudfinnsson G. H., Walter M. G., 2002. Generation of mid-ocean ridge basalts at pressures from 1 to 7 GPa. Geochim. Cosmo- chim. Acta 66, 2073—2090. doi:10.1016/S0016- 7037(02)00890-6. Song B., Nutman A. P., Liu D., Wu J., 1996. 3800 to 2500 Ma crustal evolution in the Anshan area of Liaoning Province, northeastern Chi- na. Precambrian Res. 78, 79—94. https://doi. org/10.1016/0301-9268(95)00070-4. Valley J. W., Peck W. H., King E. M., Wilde S. A., 2002. A cool early Earth. Geology 30, 351—354. doi: https://doi.org/10.1130/0091-7613(2002) 030<0351:ACEE>2.0.CO;2. Walter M. J., 2005. Melt Extraction and Compo- sitional Variability in Mantle Lithosphere. In: The Mantle and Core. Ed. R. W. Carlson. Ox- ford: Elsevier Ltd. P. 363—394. Wyllie P. J., 1977. Effects of Н2О and СО2 on mag- ma generation in the crust and mantle. J. Geol. Soc. 134, 215—234. https://doi.org/10.1144/ gsjgs.134.2.0215. Wyllie P. J., Ryabchikov I. D., 2000. Volatile compo- nents, magmas, and critical fluids in upwelling mantle. J. Petrol. 41(7), 1195—1205. https://doi. org/10.1093/petrology/41.7.1195. ПЕРИОДИЗАЦИЯ И ХАРАКТЕРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ГЛУБИННЫХ ПРОЦЕССОВ В ... Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 79 Artemenko G. V., 1998. New geochronological data on the Sura greenstone structure. Miner- alogicheskiy zhurnal 20(2), 74—81 (in Russian). Belyatskiy B. V., Rodionov N. V., Antonov A. V., Ser- geyev S. A., 2011. Zirkons with ages 3.98-3.63 billion years — indicators of processes in the oldest continental crust of the East Antarctic Shield (Enderby Land). Doklady RAN 438(4), 510—514 (in Russian). Bobrov O. B., Stepanyuk L. M., Sergeyev S. A., Presnyakov S. L., 2008. Metatonalites of Dni- propetrovsk complex and age stages of their formation (geological position, composition, results of Shrimp radiology). Collection of sci- entific works of UkrDGRI (1), 9—24 (in Ukrai- nian). Bogatikov O. A., Kovalenko V. I., Sharkov E. V., 2010. Magmatism, tectonics and geodyna mics of the Earth: Relationship in time and space. Moscow: Nauka, 606 p. (in Russian). Bordunov I. N., 1983. Krivoy Rog-Kursk eugeo- synclines. Kiev: Naukova Dumka, 304 p. (in Russian). References Venidiktov V. M., 1986. Polycyclic development of granulite facies. Kiev: Naukova Dumka, 267 p. (in Russian). Verkhoglyad V. M., Skobelev V. M., 1995. Isotopic age subvolcanic district of Novograd Volyn (northwestern part of the Ukrainian shield). Geokhimiya i rudoobrazovaniye (is. 21), 47—56 (in Russian). Geology of sedimentary-volcanogenic formations of the Ukrainian shield, 1967. Ed. N. P. Sem- enenko. Kiev: Naukova Dumka, 380 p. (in Rus- sian). Geological and geophysical model Golovanevsk suture zones of the Ukrainian Shield, 2008. Ed. A. V. Antsiferov. Donetsk: Weber, 308 p. (in Russian). Geochronology Early Precambrian of the Ukrai- nian Shield. Archaea, 2005. Ed. N. Shcherbak. Kiev: Naukova Dumka, 244 p. (in Russian). Geochronology Early Precambrian of the Ukrai- nian Shield. Proterozoic, 2008. Ed. N. Shcher- bak. Kiev: Naukova Dumka, 240 p. (in Russian). Special features of the structure of granite-greenstone area of the Middle Dnieper mega- block of the USh support the opinion that before 2,7 Ga thick sub-continental lithosphere consisted of refractory peridotite did not exist. Crystallizable layer consists of relatively low-melt minerals and is enriched by basaltoid component. The thickness of crystallized layer reduces up to 100 and 50 km in case of addition of reheated deep matter and increases during crystallization up to 150—200 km. Asthenosphere compulsory contains the melt diluted by silicate-aqueous-carbonate fluide. After 2,7 Ga subdivision of the area into two big blocks occurred. At the mark of the Archean and Proterozoic (2,5 Ga ago) the territory of Ukraine was subdivided into blocks and territories which spatially were drawn towards suture zones. The composition of the terrains allows supposing that at the mark of the Archean and Proterozoic exarticulation of tectonic units where plume processes went in different ways occurred. The following plume event (2,3—2,65 Ga ago) was manifested as a stage of transforma- tion of mantle and crust on all the cratons. In the structure of the USh obvious features of plate tectonic processes have been found. Movements maximal by amplitude occurred 2,0—1,8 Ga ago. During the process of this plume event abrupt change of composition of fluids and melts removed from the mantle occur. Granitization takes place with par- ticipation of aqueous chloride-potassium fluids. After granitization active dry carbonate- fluoride-sodium fluids became active. Removal of melts, fluids occurs by small portions and the regime of pulsating plume considerably specifies the composition of magmatic rocks and hydrothermal solutions. Key words: plume event, lithosphere-asthenosphere boundary, crust–mantle evolution, continental lithospheric mantle, banded iron formation, tonalite-trondhjemite-granodiorite formation, komatiite, anorthosites, аlkaline igneous rocks. О. В. УСЕНКО 80 Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 Gintov O. B., 2014. Scheme of faulting periodiza- tion in the Earth’s crust of the Ukrainian Shield — new data and consequences. Geofizicheskiy zhurnal 36(1), 3—18 (in Russian). Deep structure, evolution and minerals of the Ear- ly Precambrian basement of the East European Platform: Interpretation of materials based on the 1-EB profile, profiles 4B and TATSEYS, 2010. Vol. 2. Ch. Ed. series A. F. Morozov. Mos- cow: GEOKART: GEOS, 400 p. (in Russian). Entin V. A., Gintov O. B., Mychak S. V., Yushin A. F., 2015. The structure of the Moldovan iron ore deposit (Ukrainian shield) according geologi- cal and geophysical data and its possible en- dogenous nature. Geofizicheskiy zhurnal 37(4), 3—18 (in Russian). Ferruginous-siliceous formations of the Precam- brian of the European part of the USSR. The genesis of iron ores, 1991. Ed. V. M. Kravchen- ko, D. A. Kulik. Kiev: Naukova Dumka, 216 p. (in Russian). Ferruginous-siliceous formations of the Ukrainian shield, 1978. Ed. N. P. Semenenko. Vol. 1. Kiev: Naukova Dumka, 328 p. (in Russian). Kaulina T. V., 2010. Formation and transformation of zircon in polymetamorphic complexes. Apa- tity: Publ. House of the Kola Science Center of the Russian Academy of Sciences, 144 p. (in Russian). Krivoy Rog superdeep well SG-8, 2011. Ed. E. M. Sheremet. Donetsk: Noulidzh, 555 р. (in Russian). Kutas R. I., 2008. Thermal evolution and formation of the Precambrian earth's crust. Collection of scientific works: The evolution of Precambrian granitoids and associated minerals in connec- tion with the Earth's energy and the stages of its tectonic-magmatic activation. Kyiv: UkrDGRI, P. 90—96 (in Russian). Litasov K. D., Shatskiy A. F., 2016. Composition and structure of the core of the Earth Novosi- birsk: Publ. SB RAS, 304 p. (in Russian). Lobach-Zhuchenko S. B., 2014. Ancient cratons — age, structure, composition, geodynamics. Mineralogicheskiy zhurnal 36(2), 61—70 (in Russian). Lobach-Zhuchenko S. B., Stepanyuk L. M., Ponoma- renko A. N., Balaganskiy V. V., Sergeyev S. A., Presnyakov S. L., 2011. Age of zircons from the enderbite-gneisses of the Middle Bug River (the Dniester-Bug megablock of the Ukrainian shield). Mineralogicheskiy zhurnal 33(1), 3—14 (in Russian). Lobach-Zhuchenko S. B., Balaganskiy V. V., Bal- tybaev Sh. K., Stepanyuk L. M., Ponoma- renko A. N., Lokhov K. I., Koreshkova M. Yu., Yurchenko A. V, Yegorova Yu. S., Sukach V. V., Berezhnaya N. G., Bogomolov E. S., 2013. Stages of the Ust-Luga granulite complex formation from isotope-geochronological data (Middle Pobuzhye, Urkainskiy Shield). Mineralogiches- kiy zhurnal 35(4), 86—98 (in Russian). Lobkovskiy L. I., Nikishin A. M., Khain V. E., 2004. Modern problems of geotectonics and geo- dynamics. Moscow: Nauchnyy Mir, 611 р. (in Russian). Metallic and nonmetallic minerals of Ukraine, 2005. Vol. 1. Metallic minerals. Ed. N. Shcher- bak. Kiev-Lvov: Tsentr Yevropy, 785 p. (in Rus- sian). Orsa V. I., 1988. Granite formation in the Precam- brian of the Middle Pridneprovsky granite- greenstone region. Kiev: Naukova Dumka, 202 p. (in Russian). Pashkevich I. K., Bakarzhieva M. I., 2016. Mafic dykes of Ingul megablock (Ukrainian Shield): relationship of surface and deep structures of the lithosphere, fault tectonics and geody- namics. Geofizicheskiy zhurnal 38(5), 49—66 (in Russian). Petrology and Geochemistry charnockitoids Ukrainian Shield, 2011. Ed. O. M. Ponoma- renko. Kiev: Naukova Dumka, 216 p. (in Ukrai- nian). Ponomarenko A. N., Stepanyuk L. M., Shumlyan- skiy L. V., 2014. Geochronology and Geody- namics of the Paleoproterozoic of the Ukrai- nian Shield. Mineralogicheskiy zhurnal 36(2), 48—58 (in Russian). Ryabchikov I. D., Kogarko L. N., 2016. Physi- cochemical parameters of the material of deep mantle plumes. Geologiya i geofizika 57(5), 874—888 (in Russian). doi: 10.15372/ GiG20160504. Semenenko N. P., 1990. Oxygen-hydrogen model ПЕРИОДИЗАЦИЯ И ХАРАКТЕРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ГЛУБИННЫХ ПРОЦЕССОВ В ... Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 81 of the Earth. Kiev: Naukova Dumka, 248 p. (in Russian). Starostenko V. I., Lukin A. E., Tsvetkova T. A., Shym- lanskaya L. A., 2014. Geofluids and up-to-date display of activization Ingul megablock Ukrai- nian Shield. Geofizicheskiy zhurnal 36(5), 2—25 (in Russian). Stratigraphic sections of the Precambrian Ukrai- nian Shield, 1985. Ed. K. E. Esipchuk. Kiev: Naukova Dumka, 168 p. (in Russian). Ultrabasitic formations of the central part of the Ukrainian shield, 1979. Ed. N. P. Semenenko. Kiev: Naukova Dumka, 412 p. (in Russian). Usenko O. V., 2014. Forming Melts: geodynamic processes and physical and chemical interac- tions. Kiev: Naukova Dumka, 240 p. (in Rus- sian). Usenko O. V., 2017. Evolution of melts and fluids in the process of crust and mantle formation in paleoproterozoic (2,2—1,75 billion years ago). Stratigraphy and magmatism. Geo- fizicheskiy zhurnal 39(2), 56—95 (in Russian). doi: http://dx.doi.org/10.24028/gzh.0203-3100. v39i2.2017.97383. Usenko O. V., 2016a. Evolution of melts and fluids as a reflection of the crust and mantle forma- tion by the example of the Middle Dnieper megablock of the Ukrainian Shield. Archean. Geofizicheskiy zhurnal 38(2), 35—56 (in Rus- sian). doi: https://doi.org/10.24028/gzh.0203- 3100.v38i2.2016.107764. Usenko O. V., 2016b. Evolution of melts and fluids during the crust and mantle formation in Neo- Archean—Paleo-Proterozoic. Stratigraphic effects. Geofizicheskiy zhurnal 38(6), 40—63 (in Russian). doi: https://doi.org/10.24028/ gzh.0203-3100.v38i6.2016.91961. Shatskiy V. S., Buzlukova L. V., Yagutts E., Kozmen- ko O. A., Mityukhin S. I., 2005. The structure and evolution of the lower crust of the Daldyn- Alakit district of the Yakut diamondiferous province (according to xenolith study data). Geologiya i geofizika 46(12), 1273—1289 (in Russian). Shcherbakov I. B., 2005. Petrology of the Ukrainian shield. Lviv: ZuKTs, 366 p. (in Russian). Yaroshchuk M. A., 1983. Iron-ore formations of the Belotserkov-Odessa metallogenic zone. Kiev: Naukova Dumka, 224 p. (in Russian). Arndt N., Lesher C. M., 2004. Komatiite. In: Ency- clopedia of Geology. Elsevier, P. 260—268. Bekker A., Slack J. F., Planavsky N., Krapež B., Hof- mann A., Konhauser K. O., Rouxel O. J., 2010. Iron formation: The sedimentary product of a complex interplay among mantle, tectonic, oceanic, and biospheric processes. Economic Geology 105(3), 467—508. doi:10.2113/gsecon- geo.105.3.467. Belousova E. A., Kostitsyn Y. A., Griffin W. L., Begg G. C., O’Reilly S. Y., Pearson N. J., 2010. The growth of the continental crust: con- straints from zircon Hf-isotope data. Lithos 119, 457—466. https://doi.org/10.1016/j.lith- os.2010.07.024. Boyd F. R., Pearson D. J., Hoal K. O., Hoal B. J., Nixon P. H., Kingston M. J., Mertzman S. A., 2004. Garnet lherzolites from Louwrensia, Namibia: bulk composition and P/T relations. Lithos 77, 573—592. https://doi.org/10.1016/j. lithos.2004.03.010. Campbell I. H., Griffiths R. W., 2014. Did the for- mation of D″ cause the Archaean–Proterozoic transition? Earth Planet. Sci. Lett. 388, 1—8. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2013.11.048. Carlson R. W., Pearson D. G., James D. E., 2005. Physical, chemical and chronological cha- racteristics of continental mantle. Rev. Geophys. 43, RG1001, 1—24. http://dx.doi. org/10.1029/2004RG000156. Cavosie A. J., Valley J. W., Wilde S. A., 2007. The oldest terrestrial mineral record: A review of 4400 to 4000 Ma detrital zircons from the Jack Hills, Western Australia. In: M. J. van Kranen- donk, R. H. Smithies, V. C. Bennett (eds.) Earth’s Oldest Rocks: Developments in Precambrian Geology. Vol. 15. London: Elsevier, P. 91—111. Сondie K. C., 2011. Earth and evolving planetary system. Elsеvier, 574 p. Condie K. C., Davaille A., Aster R. C., Arndt N., 2015. Upstairs-downstairs: supercontinents and large igneous provinces, are they related? Int. Geol. Rev. 57, 1341—1348. http://dx.doi.or g/10.1080/00206814.2014.963170. Ernst R. E., Buchan K. L., 2003. Recognizing man- О. В. УСЕНКО 82 Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 tle plumes in the geological record. Ann. Rev. Earth Planet. Sci. 31, 469—523. https://doi. org/10.1146/annurev.earth.31.100901.145500. Ernst W. G., Sleep N. H., Tsujimori T., 2016. Plate- tectonic evolution of the Earth: bottom-up and top-down mantle circulation. Can. J. Earth Sci. 53, 1103—1120. dx.doi.org/10.1139/cjes-2015- 0126. Glikson A. Y., 1993. Asteroids and early Precam- brian crustal evolution. Earth Sci. Rev. 35, 285—319. doi: 10.1016/0012-8252(93)90041-5. Green D. Н., Falloon T. J., Eggins S. M., Yaxley G. M., 2001. Primary magmas and mantle tem- peratures. Eur. J. Mineral. 13, 437—451. doi: 10.1127/0935-1221/2001/0013-0437. Green D. Н., Hibberson W. О., Kovács I., Rosen- thal А., 2010. Water and its influence on the lithosphere– asthenosphere boundary. Nature 467, 448—452. doi:10.1038/nature09369. Griffin W., Belousova E., O’Neill C., O’Reilly S. Y., Malkovets V., Pearson N., Spetsius S., Wilde S., 2014. The world turns over: Hadean—Archean crust—mantle evolution. Lithos 189, 2—15. doi: 10.1016/j.lithos.2013.08.018. Harrison T. M, Schmitt A. K., McCulloch M. T., Lovera O. M., 2008. Early (>4,5 Ga) Forma- tion of Terrestrial Crust: Lu-Hf, 18O/16O, and Ti Thermometry Results for Hadean Zircons. Earth Planet. Sci. Lett. 268(3-4), 476—486. doi: 10.1016/j.epsl.2008.02.011. Herzberg C., Asimow P. D., Arndt N., Niu Y., Lesh- er C. M., Fitton J. G., Cheadle M. J., Saun- ders A. D., 2007. Temperatures in ambient man- tle and plumes: constraints from basalts, pi- crites and komatiites. Geochem. Geophys. Geo- syst. 8(2), 1—34. doi:10.1029/2006GC001390. Herzberg С., Rudnick R., 2012. Formation of cra- tonic lithosphere: An integrated thermal and petrological model. Lithos 149, 4—15. https:// doi.org/10.1016/j.lithos.2012.01.010. Hiess J., Bennett V. C., Nutman A. P., Williams I. S., 2009. In situ U-Pb, O and Hf isotopic com- positions of zircon and olivine from Eoar- chaean rocks, West Greenland: New insights to making old crust. Geochimica et Cosmo- chimica Acta 73, 4489—4516. doi:10.1016/j. gca.2009.04.019. Hinrichs K. U., 2002. Microbial fixation of methane carbon at 2.7 Ga: Was an anaerobic mechanism possible? Geochem. Geophys. Geosyst. 3(7), 1—10. doi: 10.1029/2001GC000286. Hofmann H. J., Grey K., Hickman A. H., Thor- pe R. I., 1999. Origin of 3,45 Ga coniform stro- matolites in Warrawoona Group, Western Aus- tralia. Geol. Soc. Am. Bull. 111, 1256—1262. doi: 10.1130/0016-7606(1999)111<1256:OOGCSI>2 .3.CO;2. Holden P., Lank P., Ireland T. R, Harrison T. M., Foster J. J., Bruce Z., 2009. Mass-spectromet- ric mining of Hadean zircons by automated SHRIMP multi-collector and single-collec- tor U/Pb zircon age dating: The first 100,000 grains. Int. J. Mass Spectrom. 206, 53—63. http: dx.doi.org/10.1016/j.ijms.2009.06.007. Holland H. D., 2002. Volcanic gases, black smo- kers, and the great oxidation event. Geochim. Cosmochim. Acta 66, 3811—3826. Ionov D. A., Carlson R. W., Doucet L. S., Go- lovin A. V., Oleinikov О. B., 2015. The age and history of the lithospheric mantle of the Siberian craton: Re-Os and PGE study of peridotite xenoliths from the Ob- nazhennaya kimberlite. Earth Planet. Sci. Lett. 428, 108—119. doi: 10.1016/j.epsl.2015.07.007. Isley A. E., Abbott D. H., 2002. Implication for the temporal distribution of high-Mg magmas for mantle plume volcanism through time. J. Geol. 110, 141—158. Klein C., 2005. Some Precambrian banded iron for- mation (BIFs) from around the world: their age, geological setting, mineralogy, metamorphism, geochemistry and origin. American Mineralo- gist 90, 1473—1499. doi: 10.2138/am.2005.1871. Koreshkova M. Yu., Downes H., Nikitina L. P., Vla- dykin N. V., Larionov A. N., Sergeev S. A., 2009. Trace element and age characteristics of zir- cons in granulite xenoliths from the Udachna- ya kimberlite pipe, Siberia. Precambrian Res. 168, 197—212. https://doi.org/10.1016/j.pre- camres.2008.09.007. Liu J., Riches A. J. V., Pearson G., Luo Y., Kien- len B., Kjarsgaard B. A., Stachel Th., Arm- strong J. P., 2016. Age and evolution оf the deep Continental root beneath the central Rae craton, northern Canada. Precambrian Res. 272, 168—184. http://dx.doi.org/10.1016/j.pre- camres.2015.11.001 ПЕРИОДИЗАЦИЯ И ХАРАКТЕРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ГЛУБИННЫХ ПРОЦЕССОВ В ... Геофизический журнал № 6, Т. 39, 2017 83 Liu D. Y., Nutman A. P., Compston W., Wu J. S., Shen Q. H., 1992. Remnants of 3800 Ma crust in the Chinese Part of the Sino-Ko- rean craton. Geology 20, 339—342. doi: 10.1130/0091-7613(1992)020<0339:ROMCIT> 2.3.CO;2 Lobach-Zhuchenko S. B., Balagansky V. V., Bal- tybaev Sh. K., Bibikova E. V., Chekulaev V. P., Yurchenko A. V., Arestova N. A., Artemen- ko G. V., Egorova Yu. S., Bogomolov E. S., Sergeev S. A., Skublov S. G., Presnyakov S. L., 2014. The Orekhov-Pavlograd zone, Ukrai- nian Shield: Milestones of its evolutionary history and constraints for tectonic models. Precambrian Res. 252, 71—87. doi: 10.1016/j. precamres.2014.06.027. Maas R., Kinny P. D., Williams I. S., Froude D. O., Compston W., 1992. The Earth’s oldest known crust — a geochronological and geochemical study of 3900—4200 Ma old detrial zircons from Mt. Narryer and Jack Hills, Western Australia. Geochim. Cosmochim. Acta 56, 1281—1300. http: dx.doi.org/10.1016/0016-7037(92)90062-N. Nebel O., Rapp R. P., Yaxley G. M., 2014. The role of detrital zircons in Hadean crustal research. Lithos 190-191, 313—327. doi: 10.1016/j.lith- os.2013.12.010. Nutman А. Р., Friend С., Bennett V. С., 2001. Re- view of the oldest (4400—3600 Ma) geologi- cal and mineralogical record: Glimpses of the beginning. Episodes 24(2), 93—101. O’Neil J., Carlson R., Paquette J., Francis D., 2012. Formation age and metamorphic histo- ry of the Nuvvuagittuq Greenstone Belt. Pre- cambrian Res. 220—221, 23—44. https://doi. org/10.1016/j.precamres.2012.07.009. O’Reilly S. Y., Griffin W. L., 2010. The continen- tal lithosphere-asthenosphere boundary: Can we sample it? Lithos 120, 1—13. doi:10.1016 j.lithos.2010.03.016. Peterson T. D., Pehrsson S., Skulski T., Sande- man H., 2010. Compilation of Sm-Nd Isotope Analyses of Igneous Suites, Western Churchill Province. Geological Survey of Canada, Open File 6439. doi: 10.4095/285360. Poller U., Gladkochub D., Donskaya T., Mazuk- abzov A., Sklyarov E., Todt W., 2005. Multistage magmatic and metamorphic evolution in the Southern Siberian Craton: Archean and Paleo- proterozoic zircon ages revealed by SHRIMP and TIMS. Precambrian Res. 136, 353—368. doi: 10.1016/j.precamres.2004.12.003. Presnal D. C., Gudfinnsson G. H., Walter M. G., 2002. Generation of mid-ocean ridge basalts at pressures from 1 to 7 GPa. Geochim. Cosmo- chim. Acta 66, 2073—2090. doi:10.1016/S0016- 7037(02)00890-6. Song B., Nutman A. P., Liu D., Wu J., 1996. 3800 to 2500 Ma crustal evolution in the Anshan area of Liaoning Province, northeastern Chi- na. Precambrian Res. 78, 79—94. https://doi. org/10.1016/0301-9268(95)00070-4. Valley J. W., Peck W. H., King E. M., Wilde S. A., 2002. A cool early Earth. Geology 30, 351—354. doi: https://doi.org/10.1130/0091-7613(2002) 030<0351:ACEE>2.0.CO;2. Walter M. J., 2005. Melt Extraction and Compo- sitional Variability in Mantle Lithosphere. In: The Mantle and Core. Ed. R. W. Carlson. Ox- ford: Elsevier Ltd. P. 363—394. Wyllie P. J., 1977. Effects of Н2О and СО2 on mag- ma generation in the crust and mantle. J. Geol. Soc. 134, 215—234. https://doi.org/10.1144/ gsjgs.134.2.0215. Wyllie P. J., Ryabchikov I. D., 2000. Volatile compo- nents, magmas, and critical fluids in upwelling mantle. J. Petrol. 41(7), 1195—1205. https://doi. org/10.1093/petrology/41.7.1195.

Периодизация и характерные особенности глубинных процессов в докембрии на примере Украинского щита

Репозитарії

Схожі ресурси