ФЛЮДНЫЙ РЕЖИМ ОКИСЛЕННЫХ И ВОССТАНОВЛЕННЫХ ЗОЛОТОНОСНЫХ ГРАНИТОИДНЫХ СИСТЕМ — Успехи современного естествознания (научный журнал)

УДК 551.2, 551.14, 550.423

ОЦЕНКА ЛЕТУЧЕСТИ КИСЛОРОДА В ЛИТОСФЕРЕ ПО ДАННЫМ ДЛЯ РЕДКОЗЕМЕЛЬНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ В ЦИРКОНАХ ИЗ МАНТИЙНЫХ ПОРОД

Ю.А. Балашов1, Е.В. Мартынов1, 2

1Г еологический институт КНЦ РАН 2Апатитский филиал МГТУ

Аннотация

Представлена систематика данных по вариациям редкоземельных элементов и отношений Ce 4/Ce 3 и Eu 2//Eu 3 в цирконах из мантийных пород литосферы. Отмечается направленное уменьшение для Ce 4/Ce 3 и возрастание для Eu 2//Eu 3 от верхних частей к наиболее глубинным зонам литосферы, что отражает переход от окисленных к восстановительным режимам генерации пород в вертикальном разрезе литосферы и согласуется с аналогичной градацией летучести кислорода по петрологическому буферу FMQ. В модельном варианте проведена корреляция между геохимическими и петрологическими данными, что позволило выявить для верхней и нижней части литосферы контрастные самостоятельные тренды изменения летучести кислорода. Ключевые слова:

летучесть кислорода, геохимические и петрологические

Петрологический контроль вариаций летучести кислорода в литосфере

Значительный диапазон вариаций летучести кислорода по петрологическим данным влияет на перераспределение элементов с переменной валентностью (Бе, Ей, V, Сг, Се…) в породах, породообразующих, второстепенных и акцессорных минералах мантии. Количественная оценка диапазона изменения данных по кислороду до сих пор ограничивалась лишь использованием петрологического буфера FMQ (оливин-ортопироксен-шпинель) и его более глубинных эквиваленов. Буфер FMQ является базовым для регистрации изменения /О2 в интервале приблизительно от 4 до -6 значений по /О2, что соответствует направленному снижению летучести кислорода с ростом

глубины и температуры мантийных пород литосферы [1-16 и др.]. Современная шкала, основанная на экспериментальных и теоретических данных, включает окисленные режимы (ОН-, Н2О) в верхних частях литосферы и наиболее восстановительные (с участием Н, С,) в глубинных зонах литосферы [12]. Однако подобная систематика по кислороду является по существу модельной, так как не приводит более строго границ между верхними и нижними зонами литосферы, а также не учитывает данные по геохронологии и тектонике.

Обширная информация получена по ~125 вертикальным разрезам для кимберлитовых трубкок Якутии, Африки, С. Америки и Балтики [1-4] на базе вариациий данных по буферу FMQ. Практически это тождественно интервалу петрологической шкалы для всей мощности литосфры и свидетельствует об ее вертикальной зональности. В таблице 1 показан пример типизации для ряда трубок Якутии: охвачена вся мощность литосферы, в породах которой отмечены изменения значений FMQ в ильменитах (Пт) и хромитах (с^от), а также для включений хромитов в алмазах (сНгЛпс1и). Важнейший результат — доказазана реальность вертикальной зональности литосферы. Выявлено также от 7 до 12 горизонтов по термобарометрическим данным для отдельных минералов, что соответствует более сложному строению литосферы, ослажненному тектоническими факторами. Данные по летучести кислорода для наиболее глубинных перидотитов по хромитовым включениям в алмазах указывают на резко восстановительные режимы (от -4 до -6.5 по шкале буфера FMQ).

Корневые зоны литосферы в настоящее время некоторыми исследователями рас-сматриваются как реликты наиболее древней суб-континентальной деплетирован-ной архейской мантия — (SCLM). Подобная гео-хронологическая трактовка отражает эволюцию соотношения петрогенных элементов (СаО, А1203, MgO …) в ряду Архей-Протерзой-Фанерозой. К этому следует добавить варианты более молодого

мантийная литосфера, факторы.

преобразования (мантийный метасоматоз.) в нижних и верхних частях мантийной литосферы [17-23]. Это отмечается появлением эклогитов [24], пироксенитов, меймечитов, Сибирских траппов [15]. Для последних фиксирована повышенная фугитивность по буферу FMQ до 2 и выше [14]. В ряде работ подчеркивается изменение состава отдельных минералов (гранаты, пироксены и др.), что рассматривается во многих случаях как признак воздействия потока из астеносферы.

Таблица 1

Вариации значений FMQ для /О2 в кимберлитах Якутии [1-4]

Трубка Район Г лубина (кЬаг) Минерал Интервал FMQ

Удачная Якутия 40-71 ііт 0.5 // -2

12-72 сЫгот 1// -3.5

50-65 сЫг.тс1и -2 // -3.5

Міг Якутия 18-63 ііт 0.5// -2

53-65 сЫгот -2.0 // -5

40-70 сЫг.тс1и -2 // -6

Sytykanskaya Якутия 20-65 ііт -0.5 // -2.5

20-75 сЫгот 0 // -4.5

60-70 сЫг.тс1и -1.7 // -4

Ау№а1 Якутия 38-66 ііт -0.2 // -1.6

15-55 сЫгот -1 // -3

55-75 сЫгот -1 // -6.5

50-65 сЫг.тс1и -2 // -4

Komsomolskaya Якутия 27-65 ііт -0.5 // 1.5

50-65 сЫг.тс1и -2 // -4

ІШетайопІпауа Якутия 40-65 ііт -1 // -2

15-67 сЫгот 0 // -6

55-60 сЫг.тс1и -2 // -5

Буфер FMQ был использован также для ориентировочной оценки влияния кислорода на вторичные процессы преобразования основных пород и перидотитов в верхних частях литосферы, где отмечены повышенные значения по буферу FMQ от 0 до 1.7 для перидотитовых ксенолитов с признаками интенсивного метасоматоза [5, 17, 23]. Но наиболее интересные результаты были получены для процессов гранитизации метагаббро-норитов Беломорской серии [16], для которых обнаружено возрастание Д1о§ /О2 по буферу FMQ от -1 до 4. При этом нельзя пренебрегать окислительным эффектом, связанным с последовательным наращиванием коры в контакте с кислородом атмосферы, особенно важным благодаря развитию органогенной компоненты коры и атмосферы в геологическом времени. Это согласуется с ростом окислительного потенциала в верхних частях литосферы, что не противоречит ее общей вертикальной зональности, но по масштабам изменения летучести кислорода резко превышает установленный на сегодня уровень мантийных вариаций по буферу FMQ. Вторичные геохимические преобразования в верхних частях литосферы еще слабо изучены по сравнению с глубинными [15, 16 и др.]. Вместе с тем остаются открытыми глобальные проблемы ранней дифференциации и гомогенизации на стадиях конденсации и аккреции Земли и эволюции состава и генерации мантийных магм с более глубинных зон мантии и в пограничных зонах перехода от континентальных к океаническим (субдукция).

Приложение геохимии редкоземельных элементов в цирконах к анализу гетерогенности литосферы

Перспективы применения других методов для идентификации режимов летучести кислорода пока практически не использованы. В данной работе сделана попытка приложения редкоземельных элементов для анализа эволюции окислительно-восстановительных условий в мантийных породах на базе вариаций отношения Се 4/Се 3 и Еи 2/Еи 3 для цирконов разного генезиса и проведена корреляция с петрологическим буфером FMQ.

Среди акцессорных минералов литосферы особого внимания заслуживают цирконы, поскольку для них типично присутствие среди редкоземельных элементов (РЗЭ) положительных аномалий для Се и отрицательных для Еи. Как уже указывалось [25-27], две формы валентности (Се 4 и Се 3) присутствуют как изоморфная примесь в структурах цирконов из различных типов пород. Это позволило предполагать, что их

отношение регистрирует реальный уровень летучести кислорода при образовании цирконов, который должен соответствовать петрологическим параметрам /02 исходного расплава или раствора. Однако до сих пор прямые доказательства этого для мантийных пород в литературе отсутствуют, хотя для Се экспериментально уже доказана реальность подобного разделения Се в растворах [28].

Расчет данных для Се 4/Се 3 цирконов опубликован в работах [25, 26]. Оценка содержания и отношений Се 4/Се 3 производилась по нормированным по хондритам С1 [29]: Се3п = 0.5 ^ап Ргп ), Се 4п = Сеп — Се3п. Ошибка относительно других типов расчета в среднем составила 5%, что не превышает ошибок в данных при определении других РЗЭ. Для пары Еи2/Еи3 также использованы нормированные по хондритам данные, из которых Еи3п = Еи*= 0.5 х ^тп Gdn), а Еи 2п = Еип.

В данной работе рассчитаны концентрации Се 4, Се 3, Ей 3 и Ей 2 и вариации их отношений из ксенолитов трубки Хромур и кимберлитов трубок Мир, Радиоволновая, Интеркосмос, Подснежная, Ореховая, Айкхал, Аномалии Ш-9, К-52, К-53, К-62, 163, Дианга, Скипер биригиндит (Якутия), Орапа, Джваненг (Боствана), Весселтон, Бюлтфонтен, Секаменг, Мохае, Де Биирс, Лейсистер, Монастери, Ноенипут, Дайка 170, Кимберлей Пуул (Ю. Африка), Тимбер Крик (Австралия), а также для цирконов из лампроитов Аргайал (Австралия), Кировоградского блока (Украина) и Паназерского комплекса (Ц. Карелия) [30-34]. Эти данные характеризуют разноглубинные зоны мантийной литосферы, в большинстве они соответствуют изменению от 30 до 65-75 кЬаг при соответствующем росте температуры.

По всей информации интенсивная перекристаллизация цирконов с резким увеличением отношения Се 4/Се 3, скорее всего, соответствуют наложенным (вторичным) цирконам. Резко повышенные отношения регистрируются также в щелочных породах и их цирконах (рис. 1, 2). Ориентировочно это может рассматриваться как отражение воздействия коровой контаминации [35] в верхних этажах мантийной литосферы и на границе мантия-кора.

Рис. 1. Вариации отношения Ce 4/ Ce в цирконах из некоторых кимберлитов и лампроитов как отражение исходных магматических процессов и наложенного (вторичного) преобразования Два типа цирконов (Blue and Yellou) из ряда трубок Ю. Африки рассчитано по [30, 33]

Обращает на себя внимание интенсивность изменения Ce 4/Ce3, которая превышает четыре порядка. Подобный диапазон является уникальным по степени вариаций и максимальным по уровню Ce4/Ce 3. Так, например, для перидотитовых ксенолитов из лампроитов Хромур диапазон вариаций Ce4/Ce 3 соответствует изменениям от 23 до 2.9, для сиенитовых пегматитов Норвегии диапазон Ce4/Ce3 составляет вариации от 506 до 149, а для мантийных карбонатитов Ковдора от 1.36 до 0.14. Вместе с тем в ряде случаев отмечена обратная картина, когда вторичные цирконы фиксируют снижение летучести кислорода [26]. Это, вероятно, соответствует разнообразию процессов в магматических и вторичных цирконах в зависимости от источников расплавов, пересыщенных РЗЭ и летучими компонентами (плюмовые ассоциации), что требует особого рассмотрения.

Рис. 2. Ce 4/Ce s вариации в цирконах щелочных пород и пегматитов (по данным [30])

Если обратиться к статистике ( рис. 3-5), то вариации Се 4/Се 3 в кимберлитах соответствуют диапазону от 16.4 до 0.01, в лампроитах — от 27.3 до 0.01 и базальтах-долеритах — от 26 до 0.01. Очевидна аналогия в характере фракционирования церия: резко повышенные отношения, отвечающие оптимальной окисленности по кислороду, существенно сдвинуты до уровня, близкого к коровым образованиям, или к верхним зонам мантийной литосферы. Напротив, минимальные отношения указывают на ничтожную долю Се4 в цирконах, что определенно свидетельствует о резко восстановительной обстановке их образования. Подобная трактовка строго соответствует современным модельным петрологическим схемам вертикальной зональности литосферы, базирущимся на обобщении по буферу FMQ [12 и др.].

Рис. 3. Контрастность вариаций Ce 4/Ce 3 и Eu 2/Eu 3 в цирконах кимберлитов

В этой свяи самостоятельный интерес представляет отношение Еи 2/Еи 3 в цирконах, которое отражает степень восстановленности природной мантийной или коровой системы, что по существу соответствует также летучести кислорода и может использоваться для петрологических построений. Как видно из рисунков 3-5, в подавляющей массе мантийных пород отношения Еи 2/Еи 3 в цирконах характеризуются небольшим диапазоном изменений: в кимберлитах от 7.13 до 0.15 , в лампроитах от 0.96 до 0.03 и в базальтах от 1 до 0.07. При этом максимальные отношения регистрируются в цирконах из наиболее глубинных частей литосферы, если ориентироваться на синхронные с ними минимальные значения для Се 4/Се 3. Если исходить из общей петрологической схемы вертикальной зональности летучести кислорода, то минимальные значения по Еи2/Еи3 должны отмечаться в самых верхних частях

литосферы, а максимальные внизу, где должен господствовать Ей2. Этот эффект действительно обнаружен в ряде цирконов из кимберлитов (рис. 3).

Рис. 4. Контрастность вариаций Ce 4/Ce 3 и Eu 2/Eu 3 в цирконах из лампроитов

Рис. 5. Контрастность вариаций Ce 4/Ce 3 и Eu 2/Eu 3 в цирконах из базальтов и долеритов

Подобное аномальное изменение согласуется с обратной тенденцией для Ce4/Ce3. Как видно из рисунков 3-5, для мантийных пород строго соблюдается именно такая закономерность. Очевидно также, что данные по церию более информативны (больший интервал вариаций, чем по европию). Ясно, что для глубинных горизонтов кимберлитов литосферы наблюдаются участки с резко повышенным отношением Eu 2/Eu3, что согласуется с петрологическими заключениями об ожидании подобного режима летучести кислорода в условиях резкого дефицита H2O при избытке водорода [12, 35].

Значительные изменения Ce4/Ce3 в кимберлитах, лампроитах и базальтах указывают на отчетливую зависимость от вариаций окислительно-восстановительных режимов образования цирконов в вертикальном разрезе литосферы, что согласуется с выше отмеченными петрологическими построениями. Это определенно свидетельствует о вероятности существования корреляции вариаций Ce4/Ce3 с петрологическими буферами.

Вместе с тем для глубинных цирконов в ряде случаев отмечаются очень низкие Се 4/Се 3, вплоть до отрицательных, значения (рис. 3-5). Наиболее вероятно, что подобные случаи обусловлены пониженной концентрацией легких лантаноидов (повышенная аналитическая ошибка для анализа Се?), хотя это не противоречит общей тенденции снижения Се4/Се3 в глубинных цирконах.

Рис. 6. Цирконы из кимберлитов с дефицитом церия

Рис. 7. Цирконы из кимберлитов с дефицитом церия и резким избытком европия

Таким образом, совместная информация по изменению отношений Се4/Се3 и Еи2/Еи3 может рассматриваться как самостоятельное геохимическое обоснование существования гетерогенности по кислороду в вертикальном разрезе литосферы.

Поскольку соотношение (Се 4/Се 3 << Еи 2/Еи 3) оптимально проявлено в цирконах из кимберлитов (рис. 3), можно уверенно утверждать, что именно для них впервые обнаружено в нижних частях литосферы чрезвычайно резкое преобладание восстановительных условий по летучести кислорода.

Корреляция летучести кислорода между нормализованным значениями по буферу FMQ и отношению Се 4/Се 3 в цирконах мантийных пород литосферы

Простейший вариант сопоставления данных по шкале FMQ и изменений отношения Се 4/Се 3 можно представить как результат прямой зависимости от единого фактора — летучести кислорода. По FMQ фиксируется интервал от -6 до 4 по Л^ /О2. Из рисунков 3-5 для отношения Се 4/Се 3 («геохимического буфера» — «СеВ») возможна детализация по типам пород: в кимберлитах от < 0.01 до 16.4 (п = 155)

в лампроитах от <0.01 до 27.3 (п = 51)

в перидотитовых ксенолитах от 1.04 до 34.3 (п = 16)

в базальтах и долеритах от <0.01 до 26 (п = 33)

Несмотря на разницу в числе анализов, различию авторского материала и возможных вариаций в точности анализа, для рассматриваемых петрологических типов пород наблюдаются достаточно сходные пределы изменения отношения Се 4/Се 3 в цирконах (нами далее использован диапазон от 34 до 0.01 для геохимического буфера), что включает совокупность разностей с повышенными значениями по СеВ (предположительно контаминированными коровыми компонентами).

Рис. 8. Номализованное соотношение лентучести кислорода между буфером FMQ и Ce 4/Ce 3 цирконов для верхней части литосферы. Полином степени 2: lg(f(O2)) = -1.6973(lg(Ce 4/Ce 3))2 7.7954(lg(Ce 4/Ce 3))-3.9254 с индикатором адекватности В?=0.9977

Итак, имеются две самостятельные системы измерения летучести кислорода для литосферы с очевидной неопределенностью для корреляции между ними. Казалось бы, что возможно найти выход из этого, если известны средние оценки по обоим буферам для литосферы. Однако и это отсутствует, так как нулевое значение по буферу FMQ лишь отражает верхнюю границу существования неизмененных мантийных перидотитов. Но и это лишь условно, так как поле около 0±1 заполнено «слабо и сильно измененными перидотитами» [5]. Более того, для гранатовых ульрамафических ксенолитов из кимберлитов Ю. Африки в полях графита — алмаза установлено смещение A Log / O2 по буферу FMQ примерно до уровня 1.9-2.4 и более [20], который соответствует главной массе «неизмененных» перидотитов. Таким образом, пониженная летучесть более определенно фиксирует средние мантийные соотношения по кислороду между исходными и измененными породами. Учитывая сказанное, мы попытались использовать разные варианты оценок, базируясь на общем диапазоне данных по обоим буферам, охватывающим вертикальную мощность всей литосферы в пределах:

{ нижняя граница ~ 75 kbar; Ce 4/Ce 3 = 0.01 и его Log = -2; FMQ= -6; верхняя граница ~15 kbar; Ce 4/Ce 3 = 34.3 и его Log = 1.535; FMQ = 4 }.

Для расчета совокупность данных по вариациям Ce 4/Ce 3 предварительно была разбита на 60 статистичеки однородных групп [36], что полностью перекрывает весь диапазон вариаций по шкале FMQ. Использование методов регрессионного анализа для анализа данных в пространстве параметров «СеВ — буфер FMQ» позволило получить следующий результат.

Используя значение — 2.5 буфера FMQ как среднее, пограничное для разделения всей информации на две группы, мы обнаружили два типа соотношений по летучести кислорода (рис. 8 и 9) между верхней и нижней частями литосферы, различающимися по корреляции с вариациями редкоземельных элементов, что позволяет уверенно интерпритировать выявленное различие как достоверное доказательство существования геохимической и петрологической контрастности в вертикальном разрезе литосферы.

Этот результат согласуется с геохронологическими и петрологическими критериями по вертикальному разделению литосферы на верхнюю — молодую (протерозой-фанерозой) и нижнию -более древнюю, раннюю (архей) [18, 20].

Рис. 9. Номализованное соотношение лентучести кислорода между буфером FMQ и Ce 4/Ce 3

цирконов для нижней части литосферы.

Полином степени 2: Lg10(FMQ)=0.8014(Lg10(Ce 4/Ce 3))2 2.912(Lg10(Ce 4/Ce 3))-3.2564 с индикатором адекватности R2=0.9912

Заключение

Использование нового геохимического буфера представляется весьма перспективным для оценки различий в летучести кислорода в мантии и коре и внутри мантийного разреза литосферы, поскольку сопоставление летучести кислорода в обеих верхних оболочках, позволяет разделить исходные магматические и наложенные (вторичные) процессы генерации различных типов пород. В этой связи подчеркнем, что для нижних частей разреза литосферы за счет резко восстановительных условий характерно почти полное отсутствие Ce 4 и локальное проявление обогащенных Eu 2 цирконов. Эта уникальная особенность отчетливо проявлена в глубинных кимберлитовых системах. Для лампроитовых и базальтовых цирконов это отражается преимущественно по Ce4/Ce3.

Тем не менее, господство восстановительной обстановки подчеркивается по всем типам мантийных пород и указывает на усиленное воздействие глубинных восстановительных флюидных потоков в архее, что согласуется с петрологическими прогнозами и справедливо для докембрийской геохронологии литосферы. Вероятно, появление многочисленных признаков вторичной перекристаллизации мантийных ксенолитов может быть приурочено к разным P-T параметрам, отражающим влияние приповерхностных зон с корой, что потребует более детального рассмотрения их в ближайшем будущем. Здесь лишь уместно напомнить, что гарцбургитовые, лерцолитовые и пироксенитовые ксенолиты, испытавшие воздействие мантийного метасоматоза, содержат повышенные концентрации подвижных редких элементов (REE и др.) и отличаются резко повышенным отношением Ce4/Ce3.

Это не единственный вариант, так как геотектонические факторы (субдукция) периодически вносят «окисленный» материал на разные уровни литосферы и в более глубинные зоны мантии. Однако если существовали условия для торможения подобного взаимодействия, то открывается возможность для более строгой оценки параметров восстановительного потока из мантии. Обнаруженные для разных кимберлитовых трубок смещения значений FMQ в хромитовых ксенолитах (табл. 1) в сторону наиболее

резких отрицательных величин (от -3 до -6) преимущественно относятся к измерениям во включениях из алмазов. Подобный уникальный уровень «консервации» для фугитивности кислорода, скорее всего, близок к первичному восстановительному флюидному потоку из глубинной мантии, что соответствует петрологическим схемам для нижних частей литосферы.

Нельзя пренебрегать также тем, что формирование расслоенности на кору, мантию и ядро планеты включает серию процессов дифференциации и гомогенизации, что пока не учитывается в тектонических и петрологических моделях, хотя признаки существования этих процессов уже появляются [37, 38].

Особо следует остановиться на расшифровке контрастности летучести кислорода между верхней и нижней частями мантийной литосферы. Для цирконов верхней части мантийной литосферы отмечается отчетливое формирование в резко окисленной по кислороду обстановке. Это практически тождественно уровню летучести, наблюдаемому в древнейших детритовых цирконах хадея с возрастом около 4.3-4.4 млрд лет [40]: Ce4/Ce3 варьирует от 27.1 до 1.96 и Eu2/Eu3 — от

0.015.до 0.12 [39, 25]. Подобные соотношения наблюдаются в тоналитах (3.813 млрд лет) и гранодиоритах (3.638 млрд лет) Гренландии [40]: для Ce 4/Ce 3 отмечается интервал от 34 до 0.5. Таким образом, в древнейших породах коры широко развиты цирконы с признаками генерации при высокой летучести кислорода. Вместе с тем нельзя не отметить, что в целом эта информация характеризует чрезвычайно сильную неоднородность по летучести кислорода для древних коровых систем. Это же отмечается и для цирконов в более молодых мантийных (рис. 1, 2) и коровых породах, включая и зоны субдукции [25, 27]. Таким образом, верхняя часть мантийной литосферы и перекрывающей коровой составляющей являются областью интенсивного взаимодействия с кислородом, источник которого, строго не установлен. Разные авторы обратились, прежде всего, к кислороду атмосферы, полагая, что его существование обусловлено прогрессивно возрастающей массой от хадея до современного состояния благодаря интенсификации биогенных процессов в геологическом времени [41-43]. Однако в самых древних породах и цирконах коры фиксировано интенсивное влияние кислорода, что не согласуется с моделями эволюции летучести кислорода в атмосфере [41-43] и заставляет искать другие источники: высокое содержание воды в верхних частях литосферы и эволюции потока «солнечного ветра» в геологическом времени [44, 45].

Авторы благодарны д.г.-м.н. И.В. Ащепкову за полезные замечания и поддержку работы и д.г.-м.н. Е.А. Белоусовой (Департамент земных и планетарных наук, Маскуари Университет, Сидней, Австралия) за предоставленные материалы по цирконам.

ЛИТЕРАТУРА

1. Application of the monomineral thermobarometers for the reconstruction of the mantle lithosphere structure / I.V. Ashchepkov, N.V. Vladykin, N.P. Pokhilenko, A.M. Logvinova, S.S. Kuligin, I.N. Pokhilenko, L.P. Malygina, N.V. Alymova, S.I. Mityukhin, M. Kopylova // Deep Seated magmatism its sources and plumes ( Ed. by Dr. N.V. Vladykin). Miass-Irkutsk. 2009. P. 99-117.

2. Composition and thermal snructure of mantle beneath the Western Part of Congo-Kasai cranon according to xenocrysts from Angola kimberlites / I. V. Ashchepkov, A. Y. Rotman, S. Nossyko, S. V. Somov, J. Shimupi, N. V. Vladykin, S. V. Palessky,

A.I. Saprykin, O.S. Khmelnikova // Deep Seated magmatism, its sources and plumes ( Ed. by Dr. N.V. Vladykin). Miass-Irkutsk. 2009. P. 159-181. 3. Plum interation and evolution of continental mantle lithosphere / I.V. Ashchepkov, N.P. Pokhilenko, N. V. Vladykin et al. // Deep-seated magmatism, its sources and plumes: Procedings of VIII International Workshop. Vladivostok-Irkutsk. 2008. P. 104-121. 4. Mir and International’naya kimberlite pipes — trace element geochemistry and thermobarometry of mantle minerals / I.V. Ashchepkov, N.V. Vladykin, A.Y. Rotman et al. // Deep-seated magmatism, its sources and plumes.Ulan-Ude. 2004. P. 194-208. 5. Ballhaus C. Redox states of lithospheric and asthenospheric upper mantle // Contrib.Mineral.Petrol. 1993. Vol. 114. P. 331-348. 6. Galimov E.M. Redox evolution of the Earth caused by a multi-stage formaton of its core // Earth Planet. Sci. Lett. 2005. Vol. 233. P. 263-276. 7. Ryabchikov I.D. Regime of volatile comphonents in the zones of diamond formation // Deep seated magmatism, its sources and plumes. Miass-Irkutsk. 2009. P. 80-86. 8. Галимов Э.М. Наращивание ядра Земли как источник ее внутренней энергии и фактор эволюции окислительно-восстановительного состояния мантии // Геохимия. 1998. № 8. С. 755-758. 9. Природа химической неоднородности континентальной литосферной мантии /

B.А. Глебовицкий, Л.П. Никитина, А.Б. Вревский и др. // Геохимия. 2009. № 9. С. 910-936. 10. Электрохимические определения собственной летучести кислорода кристаллов цирконов различного возраста / А.А. Кадик, Е.В. Жаркова, Е.В. Бибикова, М.А. Тронева // Геохимия. 1998. № 8. С. 854-860. 11. Кадик А.А. и др. Растворимость водорода и углерода в восстановленных магмах ранней мантии Земли / А.А. Кадик, Ю.А. Литвин, В.В. Колташев, Е.Б. Крюкова,

В.Г Плотниченко // Геохимия. 2006. № 1. С. 38-53. 12. Кадик А.А. Режим летучести кислорода в верхней мантии как отражение химической дифференциации планетарного вещества // Геохимия. 2006. № 1. С. 63-79. 13. Рябчиков ИД, Когарко Л.Н. Окислительно-восстановительный потенциал Хибинской магматической системы и генезис абиогенных углеводородов в щелочных плутонах // Геология рудных месторождений. 2009. Т. 51. № 6. С. 475-491. 14. Рябчиков И.Д. и др. Физико-химические условия магмаобразования в основании Сибирского плюма по данным исследования микровключений в меймечитах и щелочных пикритах Маймеча-Котуйской провинции / И.Д. Рябчиков, Л.Н. Когарко, И.П. Соловова // Петрология. 2009. Т. 17, № 3. С. 311-323. 15. Соболев А.В. и др. Петрология родоначалбных расплавов

и мантийных источников магм Сибирской трапповой провинции / А.В. Соболев, Д.В. Криволуцкая, Д.В. Кузьмин // Петрология. 2009. Т. 17, № 3. С. 276-310. 16. Ходоревская Л.И. Флюидный режим и закономерности поведения рудных редких и редкоземельных элементов при гранитизации метагаббро-норитов Беломорской серии (о. Горелый, Кандалакшская губа) // Петрология. 2009. Т. 17, № 4. С. 397-414. 17. Griffin W.L, Ryan C.G., Kaminky F.V., O’Reilly S.Y., Natapov L.M., Win T.T., Kinny P.D., Ilupin I.P. The Siberian lithosphere traverse: mantle terranes and the assembly of the Siberian Craton // Tectonophysics. 1999. Vol. 310. P. 1-35. 18. Griffin W. L. et. al. The origin and evolution of Archean lithospheric mantle / W.L Griffin, S.Y. O’Reilly, N. Abe, N. Aulbach, R.M. Davies, N.J. Pearson, BJ. Doyle, KiliK. // Precambrian Res. 2003. Vol. 127. P. 19-41. 19. Griffin W.L. et. al. Archean crustal evolution in the northern Yilgarn Craton: U-Pb and Hf-isotope evidence from detrital zircons / W.L. Griffin, EA. Belousova, S.R. Shee, N.J. Pearson, S.Y. O’Reilly// Precambian Res. 2004. Vol. 131. P. 231282. 20. McCammon C.A., Griffin W.I., Shee S.R. Oxidation during metasomatism in ultramafic xenoliths from the Wesselton kimberlite, South Africa: implications for the survival of diamond // Contrib. Mineral. Petrol. 2001. Vol. 141. P. 287-296. 21. Pearson

D.G., Shirey S.B., Bulanoa G.P., Carlson R.W, Milleodge H.J. Re-Os isotope measurements of single sulfide inclusions in a Siberian diamond and its nitrogen aggregation systematics // Geochim. Cosmochim. Acta. 1999. Vol. 63, № 5. P. 703-711. 22. Rubanova E V., Griffin W.L, O’Reilly S. Y. Origin of diamondites //Geochemistry of magmatic rocks. XXVII International Conf. School «Geochem. of Alkaline rocks». Abstr. / Moscow-Koktebel, Russia-Ukraina. September 9-16, 2022. P. 149-150. 23. Zheng J., Griffin W.L, O’Reily S.Y., Zhang M, Pearson N. Zircons in mantle xenoliths the Triassic Yangtze-Norh China continental collision // Earth Planet. Sci. Lett. 2006. Vol. 247, P. 130-142. 24. Burgess R, Turner G, Harris J.W. 0Ar-39Ar laser probe studies of clinopyroxene inclusions in eclogitic diamonds // Geochim.Cosmochim. Acta. 1992. Vol. 56. P. 389-402. 25. Балашов Ю.А., Скублов С.Г. Контрастность геохимии магматических и вторичных цирконов // Геохимия. 2022. № 6. С. 1-12. 26. Балашов Ю.А, Скублов С.Г Уникальные индикаторные возможности церия в цирконах разного генезиса // Физикохимические факторы петро- и рудогенеза: новые рубежи: материалы конференции, посвященной 110-летию со дня рождения акдемика Д.С. Коржинского. ИГЕМ РАН, Москва, 7-9 октября 2009 г. С. 67-70. 27. Ballard J.R., Palin J.M., CampballI.H. Ralative oxidadation state of magmas inferreddfrom Ce(IV)/Ce(III) in zircon: application to porphyry cooper deposits of northern Chile // Contrib.Mineral.Petrol. 2002. Vol. 144. P. 347-364. 28. Takahashi Y. et. al. A new method for the determination of Ce111/ Ceiv ratios in geological mateials: application for weathering, sedimentary and diagenetic processes / Y. Takahashi, H. Shimizu, H. Kagi, H. Yoshida, A Usui, M. Nomura // Earh Planet.Sic.Lett. 2000. Vol. 182. P. 201-207. 29. McDonough W.F., Sun S.-s. The composition of the Earth // Chem. Geology. 1995. Vol. 120. P. 223-253. 30. Belousova E.A. Trace elements in zircon and apatite: application to petrogenesis and mineral exploration. PhD Thesis, 2000, Macquarie University, Australia. 31. Яценко Г.М. и др. Распределение редкоземельных элементов в цирконах из минетт Кировоградского блока (Украина) / Г.М. Яценко, Б.С. Панов, Е.А. Белоусова, Ф.П. Леснов, У.Л. Гоиффин, Е.М. Сливко, А.И. Росихина// ДАН. 2000. Т. 370, № 4, С. 524-528. 32. Belousova E.A. et. al. Igneous zircon: trace element composition as an indicator of source rock type /

E.A. Belousova, W.L. Griffin, S.Y. O’Reilly, N.I. Fisher// Contrib. Mineral. Petrol. 2002. Vol. 143. P. 602-622. 33. Belousova E.A. et. al. Trace element composition and catodoluminescence properties of southern African kimberlitic zircons / E.A. Belousova, W.L. Griffin, N.J. Pearson // Mineralogical Magazine. 1998. Vol. 62, № 3. P. 355-366. 34. Скублов С.Г. и др. Распределение редкоземельных и редких элементов в цирконах из миаскитовых лампроитов Панозерского комплекса Центральной Карелии / С.Г. Скублов, С.Б. Лобач-Жученко, Н.С. Гусева, И.М. Гембицкая, Е.В. Толмачева // Геохимия. 2009. № 9.

С. 958-971. 35. Balashov Yu.A. et. al. Ce 4/Ce 3 variations in magmatic and secondary zircons from alkaline rocks as a sign of differences in the oxygen fugacity / Yu.A. Balashov, E.V. Martynov, LG. Balashova // Intern. Conf. Moscow-Koktebel, Russia-Ukraina, September 9-16, 2022. P. 24-26. 36. Родионов Д.А. Статистические методы разграничения геологических объектов по комплексу признаков. М.: Недра, 1968. С. 36-48. 37. Balashov Yu.A. Evolution aspects of geochemical heterogeneity of the lithspphere // Deep seated magmatism, its sources and plumes. Miass-Irkutsk. 2009. P. 87-98. 38. Балашов Ю.А. Вертикальная геохимическая неоднородность литосферы // Комплексные геолого-геофизические модели древних щитов: тр. Всерос. науч. конф. Апатиты, 2009. С. 58-64. 39. Peck W.H. et. al. Oxygen isotope ratio and rare earth elements in 3.3 to 4.4 Ga zircons: Ion microprobe evidence for 618O continental crust and oceans in the Early Archean / W.H. Peck, J.W. Valley, S.W Wilde, C.M. Graham // Geochim.Cosmochim. Acta. 2001. Vol. 65, № 22. P. 4215-4229. 40. Whitehouse MJ, Kamber B.S. On the overabundance of light rare earth elements in terrestrial zircons and its implication for Earth’s earliest magmatic differentiation // Earth Planet. Scince Lett. 2002. Vol. 204, P. 333-346. 41. Добрецов Н.Л. и др. Ранние этапы эволюции геосферы и биосферы / Н.Л. Добрецов, Н.А. Колчанов, В.В. Суслов // Материалы совещания «Фундаментальные проблемы геотектоники». 2007. Т. 1. С. 225-226. 42. Добрецов Н.Л. О ранних стадиях зарождения и эволюции жизни // Информационный Вестник ВОГи С. 2005. Т. 9, № 1. С. 43-54. 43. Sorokhtin O.G. et. al. Theory of development of the Eart / O.G. Sorokhtin, G.V. Chilingar, N.O. Sorokhtin// Moskou-Izevsk, 2022. P. 1-751. 44. Бабушкина М.С. и др. Вода в структуре минералов мантийных перидотитов: связь с термальными и окислительно-восстановительными условиями в верхней мантии / М.С. Бабушкина, Л.П. Никитина, А.Г. Гончаров, Н.И. Пономарева // Записки РМО, 2009. CXXXVIII, № 1. C. 3-19. 45. Canuto V.M. et. al. The young Sun and the atmosphere and photochemistry of the early Earth / V.M. Canuto, J.S. Levine, T.R. Augustsson, C.L Imhoff, M.S. Giampapa// Nature. 1983. Vol. 305. Р. 281-286.

Сведения об авторах:

Балашов Юрий Андреевич — д.г.-м.н., профессор, г.н.с., e-mail: balashov@geoksc.apatity.ru Мартынов Евгений Васильевич — к.г.-м. н., с.н.с, e-mail: martynov@geoksc.apatity.ru