Изотопно-геохимическая систематика и геодинамические обстановки формирования позднеархейских тоналит-трондъемитовых комплексов в разрезе Кольской сверхглубокой скважины и обрамлении печенгской структуры

Изотопно-геохимическая систематика и геодинамические обстановки формирования позднеархейских тоналит-трондъемитовых комплексов в разрезе Кольской сверхглубокой скважины и обрамлении Печенгской структуры

О.М. Туркина1, В.Р. Ветрин2

1 Институт геологии СО РАН, Новосибирск Геологический институт КНЦРАН, Апатиты

Аннотация. По геологическим, геофизическим, петрологическим и изотопно-геохронологическим данным архейский комплекс в разрезе Кольской сверхглубокой скважины (СГ-3) сопоставим с амфиболит-гнейсовыми комплексами гранит-зеленокаменной области Сванвик-Нейденского сегмента Кольско-Норвежского блока. Плагиогнейсы тоналит-трондьемитового состава, являющиеся одним из главных компонентов архейского комплекса СГ-3 и окружения скважины, включают два типа. Плагиогнейсы типа А в различной степени обеднены тяжелыми лантаноидами и имеют eNd в диапазоне от +2 до +0.5. Плагиогнейсы типа Б обогащены тяжелыми РЗЭ, некогерентными редкими элементами и характеризуются отрицательными значениями eNd, что свидетельствует о контаминации первичного расплава древним коровым материалом. Амфиболиты, ассоциирующие с плагиогнейсами, по редкоэлементному составу близки толеитовым базальтам современных океанических плато и архейских зеленокаменных поясов. Согласно экспериментальным данным, тоналит-трондьемитовые расплавы, соответствующие плагиогнейсам типа А и Б и в различной степени обедненные тяжелыми лантаноидами, формировались при плавлении метабазитов при Р > 10-15 и < 8 кбар соответственно. Модельные метабазитовые источники тоналит-трондьемитовых расплавов, исходных для плагиогнейсов типа А, по распределению редких элементов и их индикаторным отношениям сопоставимы с современными базальтами океанических плато и архейскими базальтами плюмового происхождения. Низкая магнезиальность плагиогнейсов исключает вклад мантийных перидотитов в их образование, и, следовательно, не согласуется с плавлением субдуцирующей океанической плиты. Вариации редкоэлементного и изотопного состава плагиогнейсов скорее указывают на образование тоналит-трондьемитовых расплавов на различных уровнях утолщенной мафической коры, включающей гетерогенный по редкоэлементному и изотопному составу метабазальтовый материал. Особенности состава амфиболитов и модельных метабазитовых источников тоналит-трондьемитовых расплавов свидетельствует о том, что формирование утолщенной коры могло быть обусловлено аккрецией океанических плато.

Abstract. By geological, geophysical, petrological and isotopic-geochronological data the Archaean complex in the SG-3 section correlates with amphibolite-gneiss complexes of the granite-greenstone area of the Svanvik-Neiden segment located in the Kola-Norwegian block. Plagiogneisses of tonalite-trondhjemite composition, being one of the major components of the SG-3 Archaean complex and the borehole surroundings, include two types. Plagiogneisses of type A are depleted in heavy lanthanoids to a different degree and their eNd ranges from +2 to +0.5. Plagiogneisses of type B are rich in HREE, incompatible trace elements and are characterized by negative eNd values which is evidence of contamination of the primary melt by the ancient crust material. Amphibolites associated with plagiogneisses are close to tholeiitic basalts of modern oceanic plateaus and Archaean greenstone belts in the trace element composition. By the experimental data, tonalite-trondhjemite melts corresponding to plagiogneisses of types A and B and depleted in heavy lanthanoids to a different degree, formed during metabasic rocks melting at Р > 10-15 and < 8 kbar respectively. Model metabasite sources of tonalite-trondhjemite melts that are initial for plagiogneisses of type A are comparable with basalts of modern oceanic plateaus and Archaean basalts of plume origin in the trace element patterns and their indicator ratios. Low Mg# of plagiogneisses excludes the contribution of mantle peridotites in their formation and, hence, does not correlate with subduction oceanic plate. Variations of trace element and isotopic composition of plagiogneisses more likely point to formation of tonalite-trondhjemite melts at different levels of the thickened mafic crust which includes metabasalt material that is heterogeneous in trace element and isotopic composition. The composition peculiarities of amphibolites and model metabasite sources of tonalite-trondhjemite melts suggest that formation of the thickened crust might be caused by accretion of oceanic plateaus.

1. Введение

Поздний архей (3.1-2.7 млрд лет) был главным периодом роста континентальной коры Балтийского щита (Gaal, Gorbatschev, 1987). В этот период произошло формирование преобладающего объема пород тоналит-трондьемит-гранодиоритового состава (ТТГ). Следовательно, изучение состава ТТГ, или "серых гнейсов" (Трондьемиты..., 1983), их генезиса и тектонических обстановок имеет важное значение для реконструкции процессов формирования ранней коры региона и понимания специфики архейской геодинамики. В пределах Кольско-Норвежского террейна позднеархейские ТТГ вскрыты Кольской сверхглубокой скважиной (СГ-3) в интервале 6842-12262 м, и на поверхности обнажены, главным образом, в северо-западном обрамлении Печенгской структуры, на территории Северной Норвегии.

Предполагается, что ведущим процессом образования ТТГ было дегидратационное плавление архейских толеитов, превращенных в гранатсодержащие амфиболиты или эклогиты (Arth, Hanson, 1975; Martin, 1987; Drummond, Defant, 1990; Rapp, Watson, 1995), но геодинамические обстановки формирования остаются дискуссионными. Архейские ТТГ по составу во многом сходны с кайнозойскими адакитами - низкокалиевыми вулканитами среднего и кислого состава, широко распространенными на тихоокеанском побережье Америки и в ряде других регионов (Martin, 1999). В рамках существующих моделей образование адакитов объясняется плавлением "молодой" и горячей океанической коры, погружающейся в зоне субдукции, где геотермический градиент близок к архейскому (Drummond, Defant, 1990; Martin, 1994; 1999). Наряду с субдукционной, ряд моделей предполагает образование ТТГ путем плавления метабазитового источника в нижней коре, связанного с андерплейтингом расплавов и/или подъемом мантийных плюмов (Щипанский, Подладчиков, 1991; Atherton, Petford, 1993; Condie, 1994; Barnes et al, 1996; de Wit, 1998; Vetrin et al., 1999). В рамках субдукционной модели выплавление ТТГ происходит в узком диапазоне Р-Т условий из источника, подобного базальтам типа NMORB, и в этом случае породы обнаруживают признаки (повышенную магнезиальность) взаимодействия первичного расплава с перидотитами мантийного клина (Stern, Kilian, 1996; Rapp et al., 1999; Martin, 1999). Альтернативная модель допускает плавление в нижнекоровых условиях источника, представленного различными типами базитов, в том числе сходных с базальтами, которые, судя по содержанию петрогенных и редких элементов, связаны с плюмовым магматизмом. В рамках этой модели поднимающиеся расплавы не взаимодействуют с мантийными перидотитами (Smithies, 2000).

Целью данного исследования является: (1) анализ редкоэлементного и изотопного состава ТТГ и ассоциирующих с ними амфиболитов и (2) разработка наиболее вероятной модели генезиса этих пород.

2. Геологическая позиция и породные ассоциации

В соответствии с геологическими, геофизическими и изотопно-геохронологическими данными, архейский комплекс в разрезе Кольской сверхглубокой скважины (СГ-3) сопоставим с амфиболито-гнейсовыми комплексами гранит-зеленокаменной области Сванвик-Нейденского сегмента Кольско-Норвежского террейна (Ветрин и др., 2002; 2003). Преобладающие породные ассоциации Сванвик-Нейденского сегмента представлены "серыми гнейсами", которые переслаиваются с амфиболитами, слюдистыми сланцами и железистыми кварцитами. Эти породы, имевшие первично вулканогенно-осадочное происхождение, выделены в составе гарсио комплекса и пространственно ассоциируют с одно- и многофазными тоналит-трондьемитовыми интрузиями варангер, сванвик и киркенес комплексов. Для пород тоналит-трондьемитового состава U-Pb возраст составляет 2.8-2.84 млрд лет (Levchenkov et al., 1995).

В архейском комплексе СГ-3 преобладают плагиогнейсы дацит-риодацитового состава (~45 %), чередующиеся с гнейсами, содержащими глиноземистые минералы (~20 %). Протолиты этих гнейсов соответствуют кислым вулканитам и осадочным породам аргиллит-алевролитового состава. Важной составляющей разреза (~30 %) являются амфиболиты и железистые кварциты. В нижней части архейского комплекса СГ-3 (глубже 11708 м) расположено тело гранитоидов тоналит-трондьемитового состава с реликтовыми включениями амфиболитов - шфиболит-тоналит-трондьемитовый комплекс (АТТК). Методами Sm-Nd и U-Pb датирования модельный возраст протолитов гнейсов оценивается в 2950-2850 млн лет, и время кристаллизации гранитоидов АТТК - в 2835-2832 млн лет (Timmerman, Daly, 1995; Чен и др., 1998).

Аналитические методы

Петрогенные, редкоземельные (РЗЭ), высокозарядные (ВЗЭ) и другие редкие элементы определены методами ICP-MS, ICP (Центр петрографических и геохимических исследований (CRPG-CNRS), Нанси, Франция, 32 образца), и масс-спектрометрическим, ИНАА, РФА методами в Аналитическом Центре Объединенного института геологии, геофизики и минералогии СО РАН, Новосибирск и Геологическом институте КНЦ РАН, Апатиты (30 образцов). Изотопный анализ Sm, Nd и определение изотопного состава He проведены в лаборатории геохронологии Геологического института КНЦ РАН, Апатиты по методикам, опубликованным ранее (Каменский и др., 1984; Икорский, Каменский, 1998; Гоголь и др., 2000).

3. Геохимия

Петрогенные и редкие элементы

Детальная характеристика распределения петрогенных и редких элементов в "серых гнейсах", обнаженных на поверхности, и из разреза СГ-3 приведена в более ранних публикациях (Ветрин и др., 2002; 2003; УеМп е( а1., 2002), поэтому здесь рассматриваются только главные особенности их состава.

По петрохимическому составу биотитовые плагиогнейсы из архейского комплекса СГ-3 (табл. 1) и гарсио комплекса (табл. 2) соответствуют низкокалиевым риодацитам (трондьемитам) и реже дацитам (тоналитам). Большинство плагиогнейсов обнаруживают все характерные черты архейских ТТГ серий, такие, как повышенное содержание А1203 (>15 % при БЮ2 = 70 %), низкое К20/Ыа20, высокое содержание СаО. Состав плагиогнейсов изменяется от преобладающих высокоглиноземистых до менее распространенных низкоглиноземистых ТТГ, которые различаются и по содержанию редких элементов. Первый тип (А) в различной степени обеднен тяжелыми РЗЭ и характеризуется сильно или умеренно фракционированным распределением РЗЭ (Ьа/УЬ)п = 12-88) со слабой положительной аномалией Ей или без нее, что является типичным для архейских ТТГ. Мультиэлементные спектры имеют крутой наклон, все породы обогащены крупноионными литофильными элементами (КИЛЭ) и легкими РЗЭ и обнаруживают отчетливые отрицательные аномалии ЫЬ, Т1, Р (рис. 1а). Подобные петрохимический и редкоэлементный состав имеют также трондьемиты комплексов варангер и сванвик (табл. 2).

Таблица 1. Содержание петрогенных

Компоненты СГ-3 Комплекс гарсио

Плагиогнейсы типа А Плагиогнейсы типа Б Амфиболиты

44895 45001-3 36305 39866-6 39288-6 30085/1 34944 55-8 65-9

бЮ2 68.81 69.97 69.65 71.47 71.94 65.31 70.38 47.53 49.66

ТЮ2 0.5 0.39 0.28 0.43 0.19 0.81 0.57 0.81 0.87

А1203 15.66 15.23 16.18 14.72 15.65 16.98 15.15 15.25 13.7

Ге203* 3.70 3.26 2.74 2.60 2.0 4.75 2.40 13.32 14.79

МпО 0.05 - - 0.04 - 0.04 0.01 0.21 0.23

1.15 1.01 0.87 0.75 0.5 1.43 0.97 8.13 6.14

Са0 3.86 3.95 2.83 2.93 3.06 2.06 2.11 10.1 10.48

Ыа20 3.45 4.01 5.45 4.31 5.11 5.5 5.1 2.29 2.33

К20 1.35 1.24 1.23 1.19 1.0 1.55 1.75 1.04 0.94

Р205 - 0.13 0.09 0.08 0.09 0.24 0.13 0.09 0.1

ппп - 0.62 0.5 0.89 0.25 0.87 0.91 1.09 0.58

ЯЬ 113 61 81 51 51 50 80 39 17

Ва - 382 326 - 133 140 310 134 101

Бг 247 249 441 433 300 90 300 138 105

Ьа 13.33 22.8 10.1 35.99 5.5 65 44 1.9 2.9

Се 36.09 40.0 18.8 76.56 9.1 140 68 5.5 7.4

Рг - 4.0 2.0 - 0.9 - - 0.9 1.1

Ш 11.91 12.3 7.4 25.71 3.3 - - 4.6 6.1

Бт 2.12 1.7 1.4 4.71 0.6 5.8 2.9 1.7 2.1

Ей 1.87 0.70 0.44 2.00 0.51 1.4 0.93 0.70 0.79

оа 1.79 1.0 1.1 1.98 0.5 - - 2.35 2.7

ТЬ - 0.13 0.19 - 0.06 0.78 0.3 0.39 0.45

Ву 1.326 0.65 0.94 0.920 0.26 - - 2.59 3.2

Но - 0.11 0.18 - 0.04 - - 0.57 0.73

Ег 0.617 0.28 0.46 0.353 0.12 - - 1.59 2.2

Тт - 0.04 0.06 - 0.01 - - 0.28 0.34

УЬ 0.486 0.29 0.34 0.292 0.10 1.2 0.86 1.74 2.3

Ьи 0.072 0.05 0.05 0.042 0.02 0.18 0.13 0.27 0.36

гг 168 185 116 178 94 200 100 41 52

НГ - 4.0 2.8 - 2.7 - - 1.13 1.5

Та - 0.26 0.23 - 0.14 - - 0.16 0.22

ЫЬ <7 4.4 2.9 <7 3.9 10 3 1.7 2.2

У <6 3.2 5.1 <6 1.3 - - 18.0 21.8

(Ьа/УЬ)п 18.5 52.4 20.2 83.1 36.1 36.5 34.5 0.7 0.9

Mg# 0.38 0.38 0.38 0.34 0.33 0.37 0.44 0.65 0.50

Примечание: прочерк - нет данных. Ее^з* - железо общее. (Ьа/УЬ)п - отношение, нормированное по хондриту (ВоупГоп, 1984). - магнезиальный номер.

a ш 36305

67-4

, , - о-. - 67-6 56-]

Rb Ва ТЬ Nb La Ce Sr Nd P Hf 5m Eu Ti Gd Tb Y Yb Lu

Kb Ba Th Nb La Ce Sr Nd l1 HF Sm Lu Ti Gd Tb Y Yb Lu

Рис. 1. Распределение редких элементов для плагиогнейсов из СГ-3 и гарсио комплекса. Гнейсы типа А

Таблица 2. Содержание петрогенных (мас. %) и редких (г/т) элементов в представительных образцах плагиогнейсов Сванвик-Нейденского сегмента

Компоненты Гарсио комплекс Варангер комплекс Сванвик комплекс

Гнейсы типа А Гнейсы типа Б Гнейсы типа А Гнейсы типа А

67-4 56-1 65-1 65-15 1/98 76-1 70/99 115/99 111-1

SiO2 68.31 68.14 73.85 68.52 69.83 71.39 68.07 68.83 69.57

TiO2 0.18 0.41 0.44 0.77 0.42 0.25 0.345 0.354 0.26

AI2O3 17.49 15.68 12.74 14.44 15.15 15.33 15.99 16.69 16.26

Fe2O3* 2.18 3.93 4.14 5.37 3.61 2.46 2.78 3.2 2.45

MnO - 0.04 - 0.07 0.04 < п.о. 0.044 0.047 < п.о.

MgO 0.88 1.24 0.58 1.54 1.24 0.65 1.78 1.33 0.8

CaO 3.85 4.14 2.48 3.25 2.46 2.75 3.34 3.56 3.37

Na2O 5.1 3.99 3.83 3.24 4.55 4.5 6.15 3.73 4.87

K2O 1.48 1.43 1.3 1.88 1.68 1.99 1.38 1.55 1.38

P2O5 0.1 0.13 0.08 0.13 0.08 0.12 0.03 0.099 0.12

ппп 0.28 0.7 0.39 0.89 0.69 0.37 0.22 0.7 0.74

Rb 41 57 75 96 - 85 54 75.7 52

Ba 519 432 416 - 100 497 300 400 344

Sr 547 345 153.5 275 - 262 400 766 605

La 17.21 27.86 38.92 30.33 63 21.5 15.0 27.5 25.3

Ce 33.22 47.34 80.33 64.44 110 41.3 30.0 48 48.8

Pr 3.46 5.26 9.43 - - 4.4 - - 5.4

Nd 12.07 17.30 33.41 28.13 38 15.3 11.0 19 18.5

Sm 1.63 2.80 5.47 5.331 6.2 2.3 1.5 3.1 2.4

Eu 0.62 0.78 1.39 3.487 1 0.69 0.71 0.75 0.75

Gd 1.10 2.06 3.90 5.02 3.4 1.81 1.2 1.9 1.60

Tb 0.14 0.29 0.51 - 0.54 0.22 0.17 0.19 0.21

Dy 0.61 1.45 2.32 4.563 1.15 - - 0.94

Ho 0.08 0.25 0.39 - - 0.17 - - 0.15

Er 0.23 0.62 1.06 2.808 0.47 - - 0.38

Tm 0.03 0.09 0.15 - - 0.05 0.06 - 0.06

Yb 0.16 0.60 0.95 2.785 1.5 0.36 0.32 0.45 0.35

Lu 0.02 0.08 0.16 0.438 0.21 0.06 0.05 0.053 0.05

Zr 85 154 454 275 - 141 150 149 131

Hf 2.4 3.68 10.7 - 3.8 3.60 4.3 4 2.98

Ta 0.20 0.48 0.16 - 0.5 0.30 0.30 0.35 0.34

Nb 3.2 5.0 5.2 10 - 4.3 3.7 2.75 3.3

Y 2.3 7.4 10.7 22 - 5.1 5.4 4.3 4.3

(La/Yb)n 72.1 31.5 27.5 7.3 28.3 40.1 31.6 41.2 48.7

Mg# 0.44 0.38 0.22 0.36 0.40 0.44 0.57 0.45 0.39

Примечание: < п.о. - концентрации ниже порога обнаружения.

Существенно менее распространенные плагиогнейсы второго типа (Б) установлены в гарсио комплексе и в верхней части разреза СГ-3. В сравнении с гнейсами первого типа с тем же содержанием 8Ю2, они обогащены Бе, Т1, РЗЭ и ВЗЭ и обеднены 8г (табл. 1, 2). Распределение редкоземельных элементов для плагиогнейсов слабо фракционированное ((Ьа/УЪ)п = 7-37), что резко отличает их от типичных высокоглиноземистых ТТГ серий архея. Мультиэлементные спектры пород более пологие с

-65.9 .—о-32/99

-65-16 - -о- -55-8

Г-

- -

Th

Yb l.u

отрицательными аномалиями не только Nb, Ti, P, но и Sr (рис. 1б). Различия составов двух типов плагиогнейсов скорее могут быть связаны с вариациями условий парциального плавления и/или состава их источников, чем с фракционной кристаллизацией одного и того же исходного расплава.

Гнейсы из обнажений на поверхности и архейского комплекса СГ-3 пространственно ассоциируют с амфиболитами. Следует отметить, что преобладающая часть амфиболитов из архейской части разреза СГ-3 имеет раннепротерозойское время образования и по составу сопоставима с метабазальтами печенгской серии (Ветрин и др., 2002). Амфиболиты комплекса гарсио, переслаивающиеся с плагиогнейсами, имеют позднеархейский возраст. По содержанию петрогенных компонентов они соответствуют железистым толеитовым базальтам (табл. 1) и имеют субгоризонтальные редкоземельные спектры с варьирующим обеднением легкими РЗЭ ((La/Yb)n = 0.7-1.2). За исключением наиболее мобильных крупноионных литофильных элементов (КИЛЭ), амфиболиты

характеризуются плоскими

мультиэлементными спектрами и

отношениями немобильных редких элементов, близкими к значениям для примитивной мантии (рис. 2). В этом отношении амфиболиты сходны с современными базальтами океанических плато, например, плато Онтонг Джава и Аруба (Mahoney et al, 1993; White et al., 1999).

Sm-Nd изотопная систематика

Изучение Sm-Nd изотопного состава пород выявило существенное различие между двумя типами гнейсов (табл. 3). Гнейсы типа А характеризуются величинами eNd, варьирующими от +2.8 до +0.5, тогда как породы типа Б имеют близкие отрицательные значения eNd: от -0.6 до -1.0 (рис. 3). Для всех типов плагиогнейсов характерен узкий диапазон отношений 147Sm/144Nd (0.08-0.14), в целом близких к среднекоровой величине этого отношения (0.12). Линейная связь между 147Sm/144Nd и 143Nd/144Nd для пород А и Б типов не может быть результатом смешения компонентов с различным Sm/Nd отношением, поскольку разные типы плагиогнейсов не группируются в отдельных частях тренда (рис. 3б). Близость возрастных значений, установленных при датировании U-Pb методом по циркону, с модельным возрастом плагиогнейсов указывает на источник с короткой коровой предысторией. Амфиболиты, чередующиеся с плагиогнейсами в комплексе гарсио, имеют величину eNd от + 2.2 до + 3.3 для возраста 2840 млн лет. Эти данные показывают, что амфиболиты образовались при плавлении менее истощенного мантийного резервуара в сравнении с позднеархейской деплетированной мантией по модели (Goldstein, Jacobsen, 1988).

Для плагиогнейсов типа Б характерны низкие отрицательные величины eNd, что может отражать либо плавление относительно долгоживущего корового источника, либо контаминацию расплавов материалом более древней коры. Вклад корового компонента в образование гнейсов согласуется с их обогащением несовместимыми редкими элементами, такими как Th, легкие РЗЭ и Zr. Эти породы имеют наиболее древний модельный возраст (среднее 3135 млн лет).

Nb La Се Nd Sr Sm ИГ Eu Ti Cd ТЬ 1

Рис. 2. Мультиэлементные спектры для амфиболитов гарсио комплекса

143Nd/144Nd - 147Sm/144Nd

и eNd - 1/Nd

Рис. 3. Диаграммы е№ - возраст (а),

для плагиогнейсов и амфиболитов

1-2 - гнейсы типа А с высокой (1) и низкой (2) величиной еШ. 3 - гнейсы типа Б; 4 - амфиболиты. БМ - деплетированная мантия, СНИЯ - однородный хондритовый резервуар, иС - верхняя кора с модельным возрастом 3.2 млрд лет

Таблица 3. Концентрации Sm, Nd, He и изотопный состав плагиогнейсов и амфиболитов

№№ образца Комплекс Sm, (г/т) Nd, (г/т) —Sm 144Nd 144Nd Т, млн лет eNd TDM млн лет 4He, 10-6 см3/г 4He/3He, 107

Плагиогнейсы

39288-6 СГ-3 0.78 4.08 0.1153 0.511165+/-4 2830 0.9 3056 18.8 3.70

28 то же 1.94 12.63 0.0929 0.510736+/-16 2830 0.7 3029 31.5 3.03

46a " 2.02 14.52 0.0839 0.510562+/-14 2830 0.6 3022 16.6 2.94

48 " 2.4 13.74 0.1055 0.511043+/-12 2830 2.1 2953 63.8 3.23

65-1 гарсио 6.41 38.97 0.09948 0.510934+/-3 2840 2.3 2943 0.17 0.71

67-4 то же 1.08 6.93 0.09416 0.510755+/-2 2840 0.8 3037 0.10 0.50

56-1 " 2.18 11.5 0.11486 0.511242+/-4 2840 2.7 2928 0.12 0.30

65-15 " 5.2 24.5 0.12841 0.511329+/-15 2840 -0.6 3236 0.67 1.08

1/98 " 4.7 37.1 0.0767 0.510407+/-22 2753 -1.0 3034 0.54 1.00

76-1 варангер 1.91 12.17 0.09494 0.510776+/-4 2810 0.5 3029 0.08 1.00

111-1 сванвик 2.15 15.25 0.08521 0.510617+/-5 2825 1.1 2988 0.31 1.05

109/99 то же 2.34 9.85 0.1436 0.511703+/-6 2825 1.1 3131 0.17 1.39

115/99 " 2.24 16.5 0.08199 0.510568+/-10 2825 1.4 2948 0.14 1.00

Амфиболиты

55-8 гарсио 1.66 4.87 0.20591 0.512922+/-38 2840 2.2 4487

65-9 то же 2.04 6.1 0.20272 0.512920+/-6 2840 3.3 3212

Примечание: измерения изотопного состава Sm и Nd выполнены на масс-спектрометре Finnigan MAT-262, аналитик А.А. Деленицин. Изотопный состав He определен на масс-спектрометре МИ-1201, аналитик И.Л. Каменский. Измеренные значения 143Nd/144Nd стандартов были La Jolla 0.511833+/-6 (n = 11) и JiNdl = 0.512078±5 (n = 10). При расчете величин sNd и модельного возраста T(DM) использованы современные значения для однородного хондритового резервуара (CHUR) (143Nd/144Nd = 0.512638, 147Sm/144Nd = 0.1967) по (Jacobsen, Wasserburg, 1984) и деплетированной мантии (DM) (143Nd/144Nd = 0.513151, 147Sm/144Nd = 0.2136) по (Goldstein, Jacobsen, 1988).

По величине eNd плагиогнейсы типа A обособляются в две группы (рис. 3). Фигуративные точки образцов первой группы с высокими значениями sNd близки к линии эволюции деплетированной мантии и перекрываются с величинами sNd для ассоциирующих амфиболитов, что согласуется с образованием плагиогнейсов из метабазитового источника, производного деплетированной мантии. Весь ряд значений eNd не может быть обусловлен различной степенью смешения с коровым материалом, так как гнейсы не обнаруживают отчетливой отрицательной корреляции между величиной eNd и 1/Nd (рис. 3в). Кроме того, гнейсы имеют близкий модельный возраст 2.95-3.06 млрд лет. В альтернативном варианте установленный ряд значений eNd для плагиогнейсов типа А можно объяснить образованием ТТГ при парциальном плавлении метабазитов с варьирующим изотопным составом Nd.

Геохимия изотопов гелия

Одним из показателей процессов мантийно-корового взаимодействия является отношение 4He/3He, величина которого составляет в породах нижней и верхней мантии (MORB) 0.55-104 и 8.9-104, соответственно, и достигает 5-107 в образованиях континентальной коры (Tolstikhin, Marty, 1998). Это позволяет оценить вклад мантийного гелия в породах, образованных за счет различных источников. Можно полагать, что в плагиогнейсах, образованных при кристаллизации частичных выплавок из пород мантийного генезиса, имевших короткое время пребывания в коре, сохраняется захваченный флюид, содержащий повышенные концентрации ювенильных компонентов. С целью проверки этого предположения были определены концентрации и изотопный состав гелия, выделенного методом дробления из флюидных включений в породах (Икорский, Каменский, 1998). Содержание гелия в плагиогнейсах из поверхностных комплексов колеблется в пределах (0.08-0.67) -10-6 г/см3, и величина отношения 4He/3He достигает (3-5) -106, что в 10-17 раз ниже величины этого отношения в породах верхней коры (табл. 3). Плагиогнейсы из архейского комплекса СГ-3, по сравнению с их аналогами на поверхности, характеризуются значительно более высокими концентрациями гелия (~ на 2 порядка), и более высокими значениями отношения 4He/3He - (2.9-3.7) -107. Наличие повышенных концентраций гелия в плагиогнейсах СГ-3 было обусловлено, вероятно, привносом радиогенного гелия в период протерозойского метаморфизма и гранитизации, в результате чего и произошло увеличение исходных, более низких значений отношения 4He/3He.

Наличие пониженных значений 4He/3He в плагиогнейсах с поверхности, не подвергавшихся процессам протерозойского метаморфизма и гранитизации, может рассматриваться как свидетельство небольшого вклада ювенильного 3He в состав захваченного флюида. Если это так, и концентрации

изотопов гелия во включениях не зависели от содержания и, ТЪ, Ы-элементов, генерирующих в породе радиогенные изотопы 4Не* и 3Не*, то следует ожидать отсутствия зависимостей между редкоэлементным составом пород и величиной отношения 4Не/3Не. Этому предположению противоречат выявленные обратные корреляционные связи между редкоэлементным составом выделенных геохимических типов плагиогнейсов и рассматриваемой величиной отношения изотопов гелия. Указанные зависимости отчетливо проявлены на графике еШ - 4Не/3Не (рис. 4), демонстрирующем рост величины отношения 4Не/3Не от относительно деплетированных плагиогнейсов типа А к породам группы Б, обогащенным некогерентными элементами. Следовательно, изотопный состав гелия во флюидных включениях был изменен в результате добавки радиогенных изотопов Не, образованных при распаде И и ТЪ. Таким образом, наиболее низкие значения отношения 4Не/3Не в гелии, выделенном из флюидных включений в породах группы А - (3-5) -106, могут рассматриваться лишь как верхний предел величины этого отношения в гелии, захваченном при кристаллизации расплавов.

3

Рис. 4. Диаграмма в координатах Не/ Не - еШ.

Треугольниками обозначены плагиогнейсы из разреза СГ-3, остальные условные обозначения см. рис. 3. Стрелкой показана эволюция изотопного состава гелия в гнейсах с различными значениями

-2

eNd * 9 А

\ г

\ °

\ о

\ °

"Не/3Не

10°

10'

10в

4. Обсуждение результатов Петрогенезис

В соответствие с экспериментальными данными (Rapp, Watson, 1995), расплавы тоналит-трондьемитового состава, соответствующие плагиогнейсам типа А, могут быть получены при парциальном плавлении метабазитового источника в равновесии с гранатсодержащим амфиболитовым реститом при Р > 10-15 кбар. Как уже отмечалось, гнейсы типа А в различной степени обеднены тяжелыми РЗЭ (Yb от 0.16 до 0.95 г/т). Отсутствие корреляции между уровнем концентраций тяжелых РЗЭ и содержанием MgO, FeO, CaO, отчасти, возможно, связанное и с перераспределением петрогенных элементов при метаморфизме и мигматизации, не позволяет объяснить наблюдаемый диапазон концентраций тяжелых лантаноидов фракционированием роговой обманки при кристаллизации одного и того же исходного расплава. Вариации в содержании тяжелых РЗЭ в тоналит-трондьемитовых расплавах могут отражать изменения минерального состава рестита, зависящего, главным образом, от Р-Т условий плавления. Поскольку содержание граната в рестите увеличивается с ростом температуры и давления (Rapp, Watson, 1995), это приводит к прогрессирующему обеднению расплава тяжелыми лантаноидами.

Более детальные ограничения на образование плагиогнейсов типа А могут быть получены при количественном моделировании редкоэлементного состава их базитового источника. Модель предполагает плавление толеит-базальтового источника в равновесии с плагиоклаз-клинопироксен-амфиболовым реститом, содержащим от 15 до 30 % граната. Коэффициенты распределения минерал/расплав соответствуют приведенным в работе (Martin, 1987) и обычно используются при моделировании генезиса ТТГ. Коэффициенты распределения рутил/расплав заимствованы из работы (Foley et al., 2000). Расчетные составы базитовых источников для тоналит-трондьемитовых расплавов, соответствующих плагиогнейсам типа А с различным содержанием тяжелых РЗЭ, изображены в виде мультиэлементных спектров на рис. 5. Модельные базитовые источники имеют практически субгоризонтальные мультиэлементные спектры на уровне 4-7 примитивно-мантийных концентраций. По редкоэлементному составу они близки к амфиболитам комплекса гарсио, ассоциирующим с плагиогнейсами. Генетическая связь плагиогнейсов типа А с породами мантийного генезиса подтверждается наличием в гнейсах небольшого количества ювенильного гелия.

Рис. 5. Мультиэлементные спектры модельных базитовых источников для плагиогнейсов СГ-3 и гарсио комплекса (1-3). Для сравнения показан средний состав амфиболитов гарсио комплекса (4). При расчете приняты следующие минеральные составы реститов: Hb (16-44 %), Cpx (24-58 %), Pl (0-12 %),

Gar (14-30 %), Ru (0.5 %), где Hb - амфибол, Cpx -клинопироксен, Pl - плагиоклаз, Gar - гранат, Ru - рутил

Плагиогнейсы типа Б, обогащенные тяжелыми лантаноидами, в соответствии с экспериментальными данными (Beard, Lofgren, 1991; Rapp, Watson, 1995) могли быть образованы в равновесии с амфиболитовым реститом, не содержащим граната, при Р не более 8-10 кбар. Повышенные концентрации в плагиогнейсах несовместимых элементов (легкие РЗЭ, Th) предполагают либо плавление обогащенного этими элементами субстрата, либо их накопление в результате ассимиляции расплавом корового материала, что согласуется с отрицательными величинами eNd и повышенными значениями отношения 4He/3He в этих породах.

Для оценки вероятного вклада мантийных перидотитов в образование плагиогнейсов проведено сопоставление их состава с кислыми расплавами, экспериментально полученными из базитовых источников. При детальном анализе петрохимических данных было установлено (Smithies, 2000), что раннеархейские и большая часть позднеархейских ТТГ на диаграмме Mg# (магнезиальный номер) - SiO2 располагаются в низкомагнезиальной области с повышенным содержанием SiO2 и перекрывают поле экспериментально полученных расплавов из метабазитовых источников (Sen, Dunn, 1994; Rapp, Watson, 1995). Низкая магнезиальность характерна и для исследованных позднеархейских плагиогнейсов (рис. 6). Адакиты, напротив, резко отличаются по магнезиальному номеру (Mg# = 40-60) от экспериментально полученных расплавов (Mg# = 25-40). Как предполагается, повышенная магнезиальность адакитов является следствием взаимодействия первичных выплавок из метабазитов субдуцирующей плиты с перидотитами мантийного клина при перемещении расплава (Stern, Kilian, 1996; Yogodzinski, Kelemen, 1998). Низкий Mg# исследованных плагиогнейсов исключает вклад перидотитового мантийного источника в их образование, скорее они могли быть результатом плавления метабазитов в нижних частях утолщенной коры.

0.1

/ ГÜC

j ARCS J

afPM д QEM1AEB DMOAJA LC

О

Ol О 2  РМ • DM  EMI, ЕМ2, HIMU Л UC, LC  HIMU

Рис. 6. Диаграмма Mg# - SiO2 для плагиогнейсов и адакитов.

1 - экспериментально полученные тоналит-трондьемитовые

расплавы (Sen, Dunn, 1994; Rapp, Watson, 1995), 2-3 - плагиогнейсы из архейского комплекса СГ-3 (2) и

поверхностных комплексов

Рис. 7. Диаграмма La/Yb - Th/Ta для амфиболитов комплекса гарсио и модельных базитовых источников плагиогнейсов.

1 - амфиболиты, 2 - модельные базитовые источники тоналит-трондьемитовых расплавов. PM -примитивная мантия, DM - деплетированная мантия, EM1, EM2 и HIMU - обогащенные мантийные источники, UC и LC - верхняя и нижняя континентальная кора, OJP - базальты плато Онтонг Джава, ARCS - базальты островных дуг, по (Condie, 1994).

Геодинамические обстановки

При реконструкции геодинамических условий образования позднеархейских ТТГ должны найти

объяснение следующие данные:

1) пространственная ассоциация этих пород с позднеархейскими зеленокаменными поясами, для части которых предполагается образование в результате плюм-тектонических процессов;

2) различная степень обеднения плагиогнейсов тяжелыми лантаноидами, обусловленная, главным образом, изменением Р-Т условий образования расплавов;

3) широкие вариации изотопного состава Nd в плагиогнейсах, которые, наряду с различием концентраций некогерентных элементов в породах типов А и Б, могут отражать гетерогенность пород в области источника;

4) низкая магнезиальность гнейсов, ставящая под сомнение вклад перидотитового мантийного источника в их образование;

5) сходство редкоэлементного состава метабазитовых источников тоналит-трондьемитовых расплавов и амфиболитов, ассоциирующих с плагиогнейсами, с современными базальтами океанических плато и архейскими толеитами плюмового происхождения.

Вариации редкоэлементного и изотопного состава плагиогнейсов свидетельствуют о различии их источников. Как показано выше, установленный диапазон значений eNd для плагиогнейсов типа А не может быть обусловлен смешением с древним коровым компонентом, следовательно, он может отражать гетерогенность пород в области плавления. Имеющиеся данные по изотопному составу Nd коматиитовых базальтов Балтийского щита позволяют судить об особенностях позднеархейской мафической коры и ее мантийных источниках. Для позднего архея (3.0-2.75 млрд лет) выявлен ряд различных по изотопно-геохимическим характеристикам мантийных источников: от ультрадеплетированного (eNd = +4.4) и умеренно деплетированного (+2.5 и +1.5) до близкого к однородному хондритовому резервуару (+0.3) (Vrevsky et al., 1996). Этот диапазон значений eNd перекрывается с рядом величин, установленных для плагиогнейсов типа А (от +2.7 до +0.5). Таким образом, изотопные данные не противоречат возможности формирования плагиогнейсов за счет мафической коры, сформированной в позднем архее под действием мантийных плюмов, которые включали различный по изотопному составу материал. Базитовые источники плагиогнейсов типа А, так же как и ассоциирующие с гнейсами амфиболиты, обнаруживают сходство по редкоэлементному составу с современными базальтами океанических плато и характеризуются субгоризонтальными мультиэлементными спектрами (рис. 5). По индикаторным отношениям редких элементов - Th/Ta и La/Yb они варьируют в диапазоне величин между примитивной (PM) и деплетированной (DM) мантией (рис. 7), что согласуется с рядом значений eNd, указывающих на формирование кислых расплавов из метабазитов, производных в различной степени обедненных мантийных источников. По изотопно-геохимическим параметрам базальты, которые могли быть источником тоналит-трондьемитовых расплавов, близки к основным вулканитам позднеархейских зеленокаменных поясов плюмового происхождения, для которых характерны практически плоские мультиэлементные спектры, близкие к примитивно-мантийным отношения некогерентных редких элементов, и варьирующие значения eNd (от +0.5 до +3.5) (Polat et al, 1999).

Низкая магнезиальность плагиогнейсов и, следовательно, отсутствие признаков взаимодействия тоналитовых расплавов с мантийными перидотитами не согласуется с их образованием в результате плавления субдуцирующей океанической плиты. Возможным способом избежать взаимодействия расплава с породами мантийного клина является пологая субдукция, или тектонический андерплейтинг, как это предполагалось в модели Аббота и Хофмана (Abbott, Hofman, 1984). Однако субдукционная модель предполагает плавление однородного базитового субстрата в узком диапазоне Р-Т условий. Например, позднеархейские адакиты, так же, как и ассоциирующие с ними базальты зеленокаменного пояса Вава, имеют узкий диапазон eNd (от +1.4 до +2.5), соответствующий деплетированному мантийному источнику (Polat, Kerrich, 2002).

Альтернативной модели пологой субдукции является модель плавления в основании мощной коры (> 35-40 км), сформированной в результате аккреции океанических плато (Smithies, Champion, 2000) или нагромождения и обдукции океанической коры (de Wit, 1998). Различная степень обеднения плагиогнейсов тяжелыми лантаноидами и их изотопная неоднородность скорее указывают на образование тоналитовых расплавов на различных уровнях утолщенной мафической коры, включающей гетерогенный по составу базальтовый материал. Выше было показано, что амфиболиты, ассоциирующие с плагиогнейсами, так же как и базитовые источники тоналитовых расплавов, по геохимическим особенностям обнаруживают сходство с вулканитами океанических плато, и, подобно современным аналогам, варьируют по изотопным и геохимическим характеристикам от производных как деплетированной, так и примитивной мантии. Принимая это во внимание, наиболее вероятным способом формирования позднеархейских плагиогнейсов могло быть плавление коры, образованной при аккреции океанического плато. Оценки коровой мощности архейских океанических плато, сделанные Р. Кентом с соавторами (Kent et al., 1996) с использованием модели адиабатического парциального плавления (McKenzie, Bickle, 1988) для вероятной мантийной температуры 1600°С, составляют порядка 43 км. Из этого следует, что нижние части коры океанических плато могли быть превращены в гранатсодержащие гранулиты или эклогиты, и, соответственно, могли реализоваться условия, необходимые для образования высокоглиноземистых ТТГ.

5. Выводы

Плагиогнейсы тоналит-трондьемитового (дацит-риодацитового) состава, являющиеся одним из главных компонентов архейской части разреза Кольской сверхглубокой скважины и Сванвик-Нейденского сегмента Кольско-Норвежского блока, включают два типа, различающиеся по распределению петрогенных и редких элементов и изотопному составу Nd. Плагиогнейсы типа А, относящиеся к высокоглиноземистым ТТГ, в различной степени обеднены тяжелыми лантаноидами, имеют eNd в диапазоне от +2.7 до +0.5 и характеризуются пониженными значениями отношения 4He/3He. Низкоглиноземистые плагиогнейсы типа Б обогащены тяжелыми РЗЭ и характеризуются отрицательными значениями eNd.

Различие изотопного состава и концентраций тяжелых РЗЭ позволяет предполагать, что рассматриваемые типы гнейсов образовались при различных Р-Т условиях из гетерогенного базитового материала. Их образование, по-видимому, не было связано с субдукционной обстановкой, скорее тоналит-трондьемитовые расплавы могли формироваться на различных уровнях утолщенной коры, включающей гетерогенный по составу метабазальтовый материал и образованной при аккреции океанических плато. Мафическая кора, служившая источником тоналит-трондьемитовых расплавов, была сформирована, вероятно, в результате подъема мантийного плюма и включала продукты плавления как в различной степени деплетированного, так и примитивного мантийных резервуаров.

Благодарности. Авторы благодарны А.А. Кременецкому (ИМГРЭ, г. Москва), Дж. Ладдену (Центр петрографических и геохимических исследований, г. Нанси, Франция), В.А. Боброву (ОИГГМ СО РАН, г. Новосибирск), О. Нордгюлену (Геологическая служба Норвегии, г. Трондхейм), А.А. Деленицину, И.Л. Каменскому (Геологический институт КНЦ РАН), Д.М. Губерману, Ю.П. Смирнову и Ю.Н. Яковлеву (НПЦ Кольская сверхглубокая) за полезное обсуждение результатов исследований и предоставленные аналитические и каменные материалы.

Исследования проводились при финансовой поддержке РФФИ (99-05-65158, 02-05-64394, 03-05-64936). Литература

Abbott D.H., Hoffman S.E. Archaean plate tectonics revisited: Heat flow, spreading rate and the age of subducting oceanic lithosphere and their effects on origin and evolution of continents. Tectonics, v.3, p.429-448, 1984.

Arth J.G., Hanson G.N. Geochemistry and origin of the Early Precambrian crust of north-eastern Minesota.

Geochem. Cosmochem. Acta, v.39, p.325-362, 1975. Atherton M.P., Petford N. Generation of sodium-rich magmas from newly underplated basaltic crust. Nature, v.362, p.144-146, 1993.

Barnes C.G., Petersen S.W., Kistler R.W., Murray R., Kays M.A. Source and tectonic implication of tonalite-

trondhjemite magmatism in the Klamath Mountains. Contrib. Mineral. Petrol, v.123, p.40-60, 1996. Beard J.S., Lofgren G.E. Dehydration melting and water-saturated melting of basaltic and andesitic greenstone

and amphibolites at 1, 3 and 6.9 kb. J. Petrol, v.32, p.465-501, 1991. Boynton W.V. Cosmochemistry of the rare earth elements: Meteorite studies. In: Rare earth element

geochemistry. Ed.: P. Henderson. Amsterdam, Elsevier, p.63-114, 1984. Condie K. Greenstones through time. Archaean Crustal Evolution, Elsevier, Amsterdam, p.85-120, 1994. De Wit M.J. On Archaean granites, greenstones, cratons and tectonics: Does the evidence demand a verdict?

Precambrian Res, v.91, p.181-226, 1998. Drummond M.S., Defant M.J. A model for trondhjemite-tonalite-dacite genesis and crustal growth via slab

melting: Archaean to modern comparisons. J. Geophys. Res, v.95, p.21503-21521, 1990. Foley S.F., Barth M.G., Jenner G.A. Rutile/melt partition coefficients for trace elements and an assessment of the influence of rutile on the trace element characteristics of subduction zone magmas. Geochim. Cosmochem. Acta, v.64, p.933-938, 2000. Gaal G., Gorbatschev R. An outline of the Precambrian evolution of the Baltic Shield. Precambrian Res, v.35, p.15-52, 1987.

Goldstein S.J., Jacobsen S.B. Nd and Sm isotopic systematics of rivers water suspensed material: Implications

for crustal evolution. Earth. Planet Sci. Lett, v.87, p.249-265, 1988. Jacobsen S.B., Wasserburg G.J. Sm-Nd evolution of chondrites and achondrites. Earth Planet. Sci. Lett., v.67, p.137-150, 1984.

Kent R.W., Hardarson B.S., Saunders A.D., Storey M. Plateaux ancient and modern: Geochemical and

sedimentological perspectives on Archaean oceanic magmatism. Lithos, v.37, p.129-142, 1996. Levchenkov O.A., Levsky L.K., Nordgulen O., Dobrzhinetskaya L.F., Vetrin V.R., Cobbing J., Nilsson L.P., Sturt B.A. U-Pb zircon ages from Sorvaranger, Norway and the western part of the Kola Peninsula, Russia. Nor. Geol. Unders. Special. Publ., v.7, p.29-48, 1995. Mahoney J.J., Storey M., Duncan R.A., Spencer K.J., Pringle M. Geochemistry and geochronology of Leg 130 basement lavas: Nature and origin of the Ontong Java Plateau. Proc. Ocean Drilling Prog. Sci. Results, v.130, p.3-22, 1993. Martin H. Adakitic magmas: Modern analogues of Archaean granitoids. Lithos, v.46, p.411-429, 1999. Martin H. Petrogenesis of Archaean trondhjemites, tonalites, and granodiorites from eastern Finland: Major and

trace element geochemistry. J. Petrol, v.28, p.921-953, 1987. Martin H. The Archaean grey gneisses and the genesis of continental crust. Archaean Crustal Evolution, Elsevier, Amsterdam, p.205-259, 1994.

McKenzie D.P., Bickle M.J. The volume and composition of melt generated by extension of the lithosphere. J. Petrol, v.29, p.625-679, 1988.

Polat A., Kerrich R. Nd-isotope systematics of ~2.7 Ga adakites, magnesian andesites, and arc basalts, Superior Province: Evidence for shallow crustal recycling at Archaean subduction zones. Earth Planet. Sci. Lett., v.202, p.345-360, 2002.

Polat A., Kerrich R., Wyman D. Geochemical diversity in oceanic kimatiites and basalts from the late Archaean Wawa greenstone belts, Superior Province, Canada: Trace element and Nd isotope evidence for a heterogeneous mantle. Precambr. Res, v.94, p.139-173, 1999.

Rapp R.P., Shimizu N., Norman M.D., Applegate G.S. Reaction between slab-derived melts and peridotite in the mantle wedge: Experimental constraints at 3.8 Gpa. Chemical. Geol., v.160, p.335-356, 1999.

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

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

Smithies R.H. The Archaean tonalite-trondhjemite-granodiorite (TTG) series is not an analogue of Cenozoic adakite. Earth Planet. Sci. Lett, v.182, p.115-125, 2000.

Smithies R.H., Champion D.C. The Archaean high-Mg diorite suite: Link to tonalite-trondhjemite-granodiorite magmatism and implication for early Archaean crustal growth. J. Petrol, v.41, p. 1653-1671, 2000.

Stern C.R., Kilian R. Role of the subducted slab, mantle wedge and continental crust in the generation of adakites from the Andean Austral Volcanic Zone. Contrib. Mineral. Petrol., v.123, p.263-281, 1996.

Sun S.-S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes. In: Magmatism in the Ocean Basins. Ed.: A.D. Saunders, M.J. Norrys. Oxford, Geological Society Spec. Publ., v.42, p.313-345, 1989.

Timmerman M.J., Daly J.S. Sm-Nd evidence for late Archaean crust formation in the Lapland-Kola mobile belt, Kola Peninsula, Russia and Norway. Precambrian Res, v.72, p.97-107, 1995.

Tolstikhin I.N., Marty B. The evolution of terrestrial volatiles: A view from helium, neon, argon and nitrogen isotope modeling. Chemical geol, v.147, p.27-52, 1998.

Vetrin V.R., Turkina O.M., Ludden J. Petrology and geochemistry of rocks from the basement of the Pechenga paleorift. Russian J. Earth Sci, v.14, N 2, p.121-151, 2002.

Vetrin V.R., Turkina O.M., Nordgulen 0. Surface analogues of "grey gneiss" among the Archaean rocks in the Kola Superdeep Borehole (experience from petrologic-geochemical modelling of lower crust composition and conditions of formation of tonalite-trondhjemite rocks). Apatity, KSCRAS, 82 p., 1999.

Vrevsky A., Krimsky R., Svetov S. Isotopic (Nd, O) and geochemical (REE) heterogeneity of the Archaean mantle, Baltic Shield. Geol. Soc. Special Publ, N 112, p.43-54, 1996.

White R.V., Tarney J., Kerr A.C. Modification of an oceanic plateau, Aruba, Dutch Caribbean: Implication for the generation of continental crust. Lithos, v.46, p.43-68, 1999.

Yogodzinski G.M., Kelemen P.B. Slab melting in the Aleutians: Implications of an ion probe study of clinopyroxene in primitive adakite and basalt. Earth Planet. Sci. Lett., v.158, p.53-65, 1998.

Ветрин В.Р., Туркина О.М., Ладден Дж., Деленицин А.А. Корреляция и петрология пород фундамента Печенгского палеорифта. Геология и полезные ископаемые Кольского полуострова, т.2, c.208-230, 2002.

Ветрин В.Р., Туркина О.М., Ладден Дж., Деленицин А.А. Геохимия и реконструкция состава протолитов фундамента Печенгского палеорифта. Петрология, т.11, № 2, 2003.

Гоголь О.В., Шерстеникова О.Г., Деленицин А.А., Дьяков Н.С., Шарков И.В. Sm-Nd метод датирования на Finnigan-Mat 262. Изотопное датирование геологических процессов: новые методы и результаты. Тезисы докладов, М., ИГЕМРАН, c.115-116, 2000.

Икорский С.В., Каменский И. Л. Метод дробления горных пород и минералов в стеклянных ампулах при изотопных исследованиях благородных газов. 15-й симпозиум по геохимии изотопов. Тезисы докладов, М, c.115, 1998.

Каменский И.Л., Толстихин И.Н., Шарков И.В., Пушкарев Ю.Д. Первые результаты измерения изотопного состава гелия на однокаскадном масс-спектрометре МИ-1201. Геохимия, № 3, c.439-443, 1984.

Трондьемиты, дациты и связанные с ними породы. Под ред. Баркер Ф. М., Мир, 488 с., 1983.

Чен Д., Кроу Т.Е., Ветрин В.Р., Митрофанов Ф.П. U-Pb геохронология пород архейской части разреза Кольской сверхглубокой скважины. В кн.: Кольская сверхглубокая. М., МФ Технонефтегаз, c.59-70, 1998.

Щипанский А.А., Подладчиков Ю.Ю. "Стадные батолиты" как индикаторы мощной раннеархейской коры океанического типа. ДАН СССР, т.320, № 5, c.1212-1216, 1991.