WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!

На правах рукописи

Каулина Татьяна Владимировна ОБРАЗОВАНИЕ И ПРЕОБРАЗОВАНИЕ ЦИРКОНА В ПОЛИМЕТАМОРФИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСАХ Специальность: 25.00.09 - геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Апатиты 2011

Работа выполнена в Учреждении Российской академии наук Геологическом институте Кольского научного центра РАН (ГИ КНЦ РАН)

Научный консультант: академик РАН, доктор геологоминералогических наук, профессор Митрофанов Феликс Петрович

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук Бибикова Елена Владимировна доктор геолого-минералогических наук Володичев Олег Иванович доктор геолого-минералогических наук Скублов Сергей Геннадьевич

Ведущая организация: Санкт-Петербургский Государственный Университет, геологический факультет (С-ПбГУ)

Защита состоится 25 мая 2011 г. в 14.00 часов на заседании Диссертационного Совета Д.002.047.01 при Институте геологии и геохронологии докембрия РАН (ИГГД РАН) Адрес: 199034, Санкт-Петербург, наб. Макарова, д.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института геологии и геохронологии докембрия РАН Отзывы направлять по адресу: 199034, Санкт-Петербург, наб. Макарова, д. 2, ученому секретарю диссертационного совета Д. 002.047.Тел.: (812) 328-03-62, Факс: (812) 328-48-01. E-mail: dis.sovet@ipgg.ru Автореферат разослан________апреля_ 2011 года

Ученый секретарь диссертационного совета Д. 002.047.01, кандидат геолого-минералогических наук Т.П. Щеглова ВВЕДЕНИЕ Важным условием разработки геодинамических моделей является оценка времени и продолжительности проявления эпизодов метаморфизма. Основная проблема датирования метаморфических комплексов заключается в неоднозначной привязке геохронологических данных к петрологически полученному P-T-t тренду. Во многих случаях циркон является единственным геохронометром, пригодным для датирования высокотемпературных полиметаморфических процессов. Благодаря быстрому развитию минералого-геохимических методов исследования акцессорных минералов (изучение внутреннего строения кристаллов методами катодолюминесценции, в обратно-рассеянных (отраженных) электронах, изучение содержания и распределения элементов примесей в отдельных зонах индивида) появляется возможность получить необходимую информацию об условиях генезиса циркона. Все это в комплексе с локальными U-Pb методами датирования и детальными геологопетрологическими данными, позволяет делать выводы о связи роста циркона с определенными процессами, реакциями и термодинамическими условиями.

В настоящее время в зарубежной литературе накоплен огромный объем данных, касающихся условий формирования метаморфогенного циркона. Тем не менее, выявленные закономерности носят скорее статистический, нежели детерминированный характер.

Дополнительная информация может быть получена с привлечением результатов кристаллогенетических исследований, перспективность и необходимость использования которых в качестве основы для интерпретаций процессов минералообразования представляются очевидными.

В данной работе, на основе анализа литературных данных, касающихся генезиса циркона при метаморфизме и исследований циркона из геологически и петрологически хорошо изученных высокометаморфизованных комплексов Кольского полуострова выявлены общие закономерности и механизмы образования, роста и преобразования циркона в условиях полиметаморфизма.

Актуальность выбранной темы Работа связана с актуальной проблемой современной геологии – реконструкцией термальной и барической истории подвижных поясов, что помимо геологических и петрологических исследований подразумевает корректную интерпретацию геохронологических данных. В связи с этим, важное значение приобретает понимание процессов, определяющих рост и преобразование циркона при метаморфизме, а также поведение U-Pb и Sm-Nd систем минералов-геохронометров в зависимости от параметров и длительности метаморфических процессов.

Цели 1) Выявление общих закономерностей и механизмов образования циркона в процессах метаморфизма.

2) Определение влияния процессов полиметаморфизма на поведение изотопных систем минералов-геохронометров в зависимости от температуры метаморфизма, длительности процессов, скорости остывания и воздействия флюида.

Задачи исследования 1. Обобщить петрологические, геохимические и геохронологические данные по исследуемым породным комплексам: гранулитам Лапландского пояса и Центральноиндийской тектонической зоны; анортозитам и амфиболитам пояса Тана; друзитам, эклогитам и эклогитоподобным породам Беломорского пояса.

2. Провести детальные микрозондовые исследования циркона с выделением характерных типов, включающие информацию о составе минеральных включений и распределении элементов-примесей.

3. Определить U-Pb возраст циркона и разных участков кристаллов циркона, отвечающих стадиям его образования и преобразования.

4. Провести изотопно-геохронологическое датирование минералов с разными температурами закрытия изотопных систем (циркон, группа граната, рутил, титанит, клинопироксен) U-Pb и Sm-Nd методами для определения термальной истории исследуемых комплексов.

5. Обобщить оригинальные и литературные данные с целью выявления общих закономерностей образования метаморфогенного циркона в условиях гранулитовой, эклогитовой и амфиболитовой фаций метаморфизма.

Методы исследования и фактический материал Изучение метаморфогенного циркона было проведено на примере высокометаморфизованных пород Беломорского подвижного пояса (эклогитоподобные породы и эклогиты района Широкой и Узкой Салмы, Чалмозера (нский район) и друзиты СЗ Беломорья); Лапландского гранулитового пояса и пояса Тана (бассейн реки Лотты, междуречье Яурийоки-Падос, Колвицко-Умбинская зона), а также Центрально-индийской тектонической зоны - структур, в которых отмечено неоднократное проявление процессов метаморфизма.

Для циркона проведено комплексное минералогическое, геохимическое и изотопногеохронологическое изучение. Химический состав циркона изучался на электроннозондовом ренгеновском микроанализаторе Cameca MS-46 (ГИ КНЦ РАН, Апатиты).

Анатомия кристаллов циркона изучалась в отраженных электронах и методом катодолюминесценции, состав включений определялся с помощью сканирующего электронного микроскопа LEO 1450 с энергодисперсионным спектрометром RNTEC (ГИ КНЦ РАН, Апатиты) и электронного микроскопа Jeol JSM-6480LV с приставками для локального рентгеноспектрального энергодисперсионного и волнового микроанализа (МГУ, Москва). Определение состава редкоземельных элементов в цирконе проводился в Ярославском филиале ФТИАН на ионном микрозонде Cameca IMS-4F и в Центре Изотопных Исследований ВСЕГЕИ им. А.П. Карпинского (Санкт-Петербург) методом LA-ICPMS.

Датирование циркона проводилось как классическим U-Pb методом на масс-спектрометре Finnigan MAT-262 (ГИ КНЦ РАН, Апатиты), так и локальным U-Th-Pb методом на массспектрометре вторичных ионов SHRIMP-II (ЦИИ ВСЕГЕИ) и на ионном микрозонде Cameca IMS 1270 (NORDSIM) в Музее естественной истории (Стокгольм, Швеция).

Изучен циркон из 63 геохронологических проб. Проведены исследования химического состава и внутреннего строения более 500 кристаллов циркона. Изотопногеохронологические исследования включали 136 U-Pb определений возраста циркона методом изотопного разбавления, 75 измерений возраста циркона методом SHRIMP-II, 40 – LА-ICPMS. 54 измерения U-Pb возраста группы граната, 33 - рутила и титанита, 59 Sm-Nd и 22 Rb-Sr определений возраста породообразующих минералов и породы в целом. Проведено определение содержания редкоземельных и редких элементов для 250 кристаллов циркона и граната (на ионном микрозонде Cameca IMS-4F и методом LA-ICPMS).

Новизна и научная значимость 1. Впервые для определенных условий метаморфизма обосновано образование реперных типов циркона на основе комплексного минералогического, геохимического и изотопно-геохронологического изучения циркона из разновозрастных полиметаморфических комплексов, отвечающих разным геодинамическим обстановкам.

2. Впервые выявлены общие закономерности образования и преобразования метаморфогенного циркона при гранулитовом и амфиболитовом метаморфизме, определен механизм роста циркона в этих условиях и его точное место в Р-Т-t эволюции пород.

3. Впервые полностью хронометрирована метаморфическая эволюция Лапландского гранулитового пояса от 1.97 до 1.72 млрд. лет 4. Впервые показано, что длительность высокотемпературных процессов более 7миллионов лет приводит к нарушению U-Pb и Sm-Nd систем минералов при температурах ниже температур закрытия, определенных экспериментально.

Практическое значение 1. Разработанные минералого-геохимические критерии соответствия образования и преобразования циркона определённым геологическим процессам могут быть использованы в геохронологических лабораториях и способствовать правильной интерпретации получаемых возрастных данных.

2. Результаты исследований могут быть использованы при реконструкции эволюции метаморфизма полиметаморфических комплексов.

3. Геохронологическое обоснование возраста метаморфических пород гранулитовой и эклогитовой фации может быть использовано при оценке потенциальной алмазоносности.

4. Изучение вторичных структур в цирконе, обусловленных флюидным воздействием, повышает эффективность научного прогнозирования месторождений полезных ископаемых (золото, уран и др.), генетически связанных с гидротермальными процессами.

Защищаемые положения 1. Обосновано образование двух основных типов циркона, характерных для гранулитовых комплексов. Рост циркона первого типа начинается на стадии изотермической декомпрессии и связан с образованием расплава, рост циркона второго типа связан с регрессивным этапом гранулитового метаморфизма.

2. Рост метаморфогенного циркона из флюида при эклогитовом и амфиболитовом метаморфизме происходит синхронно со сдвиговыми деформациями. Отличительной чертой метаморфогенного циркона в этих условиях является секториальность, связанная с быстроменяющимися условиями роста.

3. Особенности морфологии и состава метаморфогенных цирконов обусловлены количеством флюида (расплава): при высокой флюидонасыщенности (высокой степени плавления) - состав циркона приближается к стехиометрическому; при уменьшении объема флюида (расплава) - определяется сосуществующим парагенезисом минералов.

4. Под воздействием гидротермальных растворов и флюидов в кристаллах циркона образуются структуры, являющиеся продуктами метасоматического замещения, что позволяет интерпретировать геохронологические данные, используя основные принципы изоморфного метасоматического замещения.

Апробация работы Материалы диссертации опубликованы в 3-х монографиях и 49 научных статьях (11 в рецензируемых журналах). Результаты работы докладывались на 37 совещаниях, в том числе 11 международных: рабочие совещания по проекту SVEKOLAPKO и EVROPROBE 1998, 1999, 2000, 2001; Международная конференция «Early Precambrian: genesis and evolution of the continental crust (Москва) 1999; Международная конференция по росту коры в докембрии и тектонизму (PCGT-I, PCGT-II, Индия) 2005, 2009; 7-я Международная эклогитовая конференция 2005 (Сеггау, Австрия); Генеральная ассамблея Европейского Геосоюза (EUG) 1999, 2006, 2010.

Построение работы Работа объемом 270 стр. машинописного текста состоит из 5 глав, введения и заключения, содержит 14 таблиц и 65 рисунков. Список литературы содержит 4наименований.

Во "Введении" приводится актуальность проблемы, научная значимость, объекты и методы исследования.

Глава I "Основные процессы образования и преобразования метаморфического циркона - современные представления" включает литературные данные, касающиеся морфологии и геохимии циркона, образующегося в условиях гранулитового, эклогитового и амфиболитового метаморфизма, а также условий перекристаллизации циркона.

В главе II «Образование циркона при метаморфизме гранулитовой фации» рассматриваются типы метаморфического циркона, образующегося при гранулитовом метаморфизме на примере Лапландских гранулитов и гранулитов Центрально-индийской тектонической зоны В главе III «Эклогиты и эклогитоподобные породы Кольского полуострова» рассмотрены процессы роста и изменения циркона в эклогитоподобных породах района Широкой и Узкой Салмы и в эклогитах Чалмозера.

В главе IV «Образование циркона в условиях амфиболитового метаморфизма в породах основного состава» рассмотрено образование метаморфогенного циркона в основных породах: друзитах СЗ Беломорья, анортозитах и амфиболитах пояса Тана (Кольский полуостров).

В главе V «Метасоматические замещения в цирконе» рассмотрены процессы перекристаллизации, происходящие в цирконе под воздействием водных растворов и флюидов на примере циркона из микроклиновых гранитов пояса Тана, метаосадков Кейвского блока и эклогитоподобных пород Узкой Салмы (Кольский полуостров).

В "Заключении" представлены основные результаты и выводы данной работы.

Автор глубоко благодарен всем коллегам, которые помогали при написании работы:

Академику РАН Ф.П. Митрофанову, профессору Ю.А. Балашову – за консультации и замечания при обсуждении рукописи; Н.Е. Козловой, Т.Б. Баяновой, В.В. Балаганскому, В.

Матреничеву, М.В. Минцу, Л.И. Нерович, Ю. Плоткиной, М.Ю. Синай, А.И. Щипанскому В.О. Япаскурту – за плодотворные научные дискуссии; Е.В. Апанасевич, Е.Э. Савченко, Л.И.

Лялиной, Л.И. Коваль, Ю.Н. Нерадовскому, С.Г. Симакину, Е.В. Потапову, С.Л. Преснякову, И.Н. Капитонову – за помощью при выполнении аналитических работ, а также О.А.

Беляеву, А.Н. Конилову и А.А. Щипанскому - за любезно предоставленные геологические материалы. Автор глубоко признателен А.Э. Гликину и В.Д. Франке, которые привили автору любовь к изучению роста кристаллов, а также М.Н. Богдановой и М.М. Ефимову, под чьим руководством автор начинал изучать геологию Кольского полуострова.

Исследования выполнялись при финансовой поддержке Российского Фонда Фундаментальных исследований (инициативные проекты: 01-05-64218, 04-05-64059, 07-0500759) ОБОСНОВАНИЕ ЗАЩИЩАЕМЫХ ПОЛОЖЕНИЙ 1. Обосновано образование двух основных типов циркона, характерных для гранулитовых комплексов. Рост циркона первого типа начинается на стадии изотермической декомпрессии и связан с образованием расплава, рост циркона второго типа связан с регрессивным этапом гранулитового метаморфизма.

Во всех описанных в литературе гранулитовых комплексах метаморфогенный циркон представлен кристаллами практически одного облика - изометричными или округлыми с алмазным блеском и высокой прозрачностью (Тугаринов, Бибикова 1980; Краснобаев, 1986;

Бибикова и др., 1993; Schaltegger et al., 1999; Vavra et al., 1999; Degeling et al., 2001 и др.). Их описывают как «многоплоскостные сферические», изометричные многогранные или в форме «футбольного мяча» (Vavra et al. 1996). Кристаллы бесцветны или слабоокрашены в розовые тона. Обычно, гранулитовый циркон отличается низким содержанием элементов-примесей, в том числе U, Th (< 100 ppm) и Hf (< 1%) (Краснобаев, 1986; Бибикова, 1989; Bibikova et al., 1991, Krogh et al., 1983), что обусловливает его высокую кристалличность и характерную конкордантность изотопных возрастов (Бибикова и др., 1993).

Считается, что в условиях гранулитовой фации новый циркон может образоваться либо в субсолидусных условиях при твердофазных метаморфических реакциях, либо в результате анатексиса (Schaltegger et al., 1999, Rubatto et al., 2001; Whitehouse and Platt, 2003; Kelly et al., 2002; Kelly and Harley, 2005; Black et al., 1986; Williams et al., 1996; Hanchar and Miller, 1993).

Чтобы определить место циркона в Р-Т эволюции метаморфизма надо знать либо время образования анатектического расплава, либо соотнести субсолидусный рост циркона с определенной метаморфической реакцией (Fraser et al., 1997; Pan, 1997; Degeling et al., 2001;

Kelly and Harley, 2005). Это существенно для интерпретации U-Pb возраста.

В циркон-содержащих породах, наиболее очевидный источник Zr - существующий циркон. Потенциальный механизм для роста нового циркона - растворение имеющегося циркона в процессе парциального плавления (Watson and Harrison, 1983) и рост нового циркона в ходе кристаллизации расплава (Roberts and Finger, 1997; Frazer et al., 1997; Hokada and Harley, 2004). В этом случае, новый рост циркона должен сопровождаться признаками растворения существующих зерен, что часто отмечается в виде округления-растворения ядер циркона предшествующей генерации (Shaltegger et al., 1999; Vavra et al., 1996, 1999;

Tichomirova et al., 2005). Источником Zr могут быть и другие минералы, например гранат, роговая обманка, пироксен или ильменит, которые содержат достаточно Zr (Frazer et al., 1997, Degeling et al., 2001; Kelly and Harley, 2005; Farges et al., 1994; Moller et al., 2003;

Bingen et al., 2001). Считается, что при разрушении биотита высвобождался Zr, адсорбированный на его гранях (Vavra et al., 1996). Не вполне ясен механизм переноса Zr к месту роста циркона, поскольку перенос вещества до места кристаллизации происходит на незначительные расстояния – порядка нескольких мм до 1 см (Walter and Wood, 1984) или циркон при твердофазной реакции должен расти рядом с распадающимся минералом (например, Bingen et al. 2001).

Широко распространено мнение, что возраст циркона при гранулитовом метаморфизме отражает пик P-T условий, поскольку циркон имеет высокую температуру закрытия U-Pb системы. Но многие авторы указывают на ошибочность этого представления (например, Roberts and Finger, 1997; Whitehouse and Platt, 2003), не говоря уже о том, что температурный пик метаморфизма может не совпадать с пиком давления. Предполагается, что некоторый рост циркона в субсолидусных условиях может происходить на проградной стадии гранулитового метаморфизма (возможно вблизи пиковых условий) за счет процессов растворения-переосаждения или при распаде Zr-содержащих фаз (Harley, 2002; Carson et al., 2002). Больше доказательств приводится в пользу роста циркона из анатектических расплавов при декомпрессии (Roberts and Finger, 1997; Degeling et al., 2001;Whitehouse and Platt, 2003; Kelly and Harley, 2005).

Ниже приведены результаты изучения циркона из Лапландских гранулитов и гранулитов Центральной Индии. В Лапландском гранулитовом поясе петрологогеохронологические исследования проведены в междуречье Яурийоки-Падос (зона сочленения ЛГП с поясом Тана), в центральной части пояса - в бассейне р. Лотты, а также в его юго-восточной ветви – в районе Порьей Губы.

Междуречье Яурийоки-Падос Изучены кислые гранулиты - силлиманит-гранат-биотитовые гнейсы (пробы Тан-3 и КГ-1); основные гранулиты: амфибол-двупироксеновые кристаллосланцы из прослоя в кислых гранулитах (ОГ-1) и биотит-двупироксеновые кристаллосланцы (Тан-4) из толщи основных гранулитов, а также гранат-амфиболовые гнейсы пояса Тана (Тан-2).

Морфология и внутреннее строение циркона Во всех пробах отмечено два типа метаморфогенного циркона. Первый представлен округлыми или изометричными до субидиоморфно-призматических (в основных гранулитах) крупными розоватыми кристаллами с алмазным блеском и высокой прозрачностью (рис. 1, а). Циркон этого типа характеризуется низкими содержаниями урана (< 150 ppm), высокими Th/U и Zr/Hf отношениями (0.6-0.7 и 42-49, соответственно). Второй тип циркона представлен изометричными или короткопризматическими коричневыми кристаллами с высоким содержанием урана (до 1000 ppm) и низким Th/U отношением (<0.2). Циркон этой генерации образует как самостоятельные кристаллы, так и оболочки на кристаллах циркона первого типа. Эти две разновидности циркона часто встречаются в породах, метаморфизованных в условиях гранулитовой фации.

Как отмечалось выше, циркон первого типа считается типичным гранулитовым.

Характерные для него невысокие содержания урана и высокие Th/U и Zr/Hf отношения связываются с минимальным количеством элементов-примесей при кристаллизации в условиях высоких температур и давлений гранулитовой фации (Краснобаев, 1986; Бибикова, 1989; Бибикова и др., 1993). Циркон второго типа характерен для заключительного регрессивного этапа эволюции гранулитовых поясов разного возраста (Бибикова, 1989;

Краснобаев, 1986; Нерович, 1999; Бибикова и др., 2004). В зарубежной литературе циркон второго типа изучен мало, он не выделяется в отдельный морфологический тип, а описывается как высокоурановые каймы (U ~ 1200 -1400 ppm) или домены в цирконе первого типа (например, Harley and Kelly, 2007; Hermann et al., 2001; Tiсhomirova et al., 2005;

Friedl et al., 2003), образование которых рассматривается как результат перекристаллизации первичного циркона при взаимодействии с расплавом или флюидом (Tiсhomirova et al., 2005;

McLelland et al. 2001).

Возраст циркона первого типа во всех изученных пробах - 1915 ± 3 млн. лет (Каулина, 2002; Каулина и др., 2005). Возраст циркона второго типа – 1909-1904 млн. лет (Каулина, 1999; Каулина и др., 2004, 2005).

При катодолюминесцентном исследовании и в отраженных электронах в цирконе первого типа (собственно гранулитовом) видна тонкая ростовая зональность и специфическая секториальная зональность, с зигзагообразными границами между секторами роста, впервые описанная Г. Ваврой (Vavra et al., 1996) как зональность «с елочным узором» (рис. 1). Такой тип зональности объясняется резкими колебаниями скоростей роста граней кристалла при высоких температурах и пересыщениях, когда растущая грань переходит от состояния атомно-гладкой к атомно-шероховатой, соответственно вызывая переход от послойного к более быстрому адсорбционному механизму роста и обратно (Sunagawa, 1978;

Чернов и др., 1980). С высокой температурой связана и изометричная форма гранулитовых цирконов. Обычно равновесная форма кристаллов образована гранями, растущими наиболее медленно. С увеличением температуры (и пересыщения) плоские грани с простыми индексами становятся атомно шероховатыми, в конце концов, равновесная форма кристаллов будет почти сферической за исключением отдельных небольших плоских участков (Чернов и др., 1980). Общие закономерности зависимости формы кристаллов от температуры и пересыщения показывают, что область таких условий (когда скорости роста всех граней кристалла близки – область пересечения кинетических кривых роста граней) достаточно узкая (Трейвус, 1988; Трейвус, Франке, 1995), поскольку при дальнейшем повышении температуры форма кристалла опять переходит от изометричной к более простой (с меньшим числом граней).

В цирконе второго типа (постгранулитовом) обычно четко проявлена эвгедральная ростовая зональность, но часто циркон демонстрирует тусклое свечение в катодолюминесценции, связанное с метамиктностью структуры, вызванной высоким содержанием урана (рис. 1).

Распределение РЗЭ Циркон первого типа в кислых гранулитах (проба Тан-3) имеет плоский спектр распределения тяжелых РЗЭ (рис. 1), что обычно говорит о росте совместно с гранатом (Schaltegger et al. 1999; Rubatto 2002; Rubatto and Hermann 2003; Whitehouse and Platt 2003).

Равновесие между этими двумя минералами подтверждается также близким к единице коэффициентом распределения (DHREE(Zrn/Grt = 0,9-1,3)) тяжелых РЗЭ между цирконом и гранатом, что свидетельствует об образовании циркона в породе одновременно с парагенезисом Grt+Qtz+Pl+Kfs+Bt+Sill+Rt.

Характер распределения РЗЭ в цирконе из основных гранулитов сходен с распределением РЗЭ в магматическом цирконе: крутой наклон линии распределения РЗЭ с повышением содержания тяжелых РЗЭ (Yb/Gd(n) =32-70) и четко выраженной положительной Ce (Ce/Ce*=31-60) и отрицательной Eu (Eu/Eu*=0.2-0.7) аномалией при общем высоком содержание РЗЭ (500-1500 ppm) (рис. 1), что согласуется с отсутствием граната в парагенезисе (Opx+Cpx+Am+Pl+Qtz).

Метаморфический циркон, растущий в равновесии с анатектическим расплавом, по составу и распределению редкоземельных элементов может не отличаться от магматического и, по мнению некоторых авторов, такой циркон может считаться «магматическим» по определению (например, Hoskin and Black, 2000). С другой стороны, описан гранулитовый циркон, растущий из расплава, который обеднен средними редкоземельными элементами (Rubatto et al., 2001; Rubatto, 2002). То есть, результирующий РЗЭ рисунок может отклоняться от типичных магматических распределений в зависимости от состава и объема расплава (Whitehouse and Kamber, 2003) и сосуществующего парагенезиса (Rubatto, 2002; Whitehouse and Platt, 2003).

Распределение РЗЭ в разных зернах постгранулитового циркона меняется от подобного магматическому (в зернах с хорошо проявленной зональностью) до менее фракционированного с обогащением легкими РЗЭ в более метамиктных зернах и доменах (рис. 1).

Температура кристаллизации циркона Недавние исследования (Watson et al., 2006; Harrison et al., 2007) показали, что перераспределение Ti между цирконом и рутилом при их совместном росте в кислых расплавах является функцией температуры, и содержание Ti в цирконе может являться индикатором температуры кристаллизации. На основе экспериментов Ватсон с соавторами разработали термометр «Ti-in-zircon» (Watson et al., 2006).

По содержанию Ti определена температура кристаллизации гранулитового циркона.

Для циркона из кислых и основных гранулитов (проба Тан-3 и ОГ-1) получены температуры кристаллизации 880-950°С и 940-970°С, соответственно. Максимальные температуры метаморфизма, определенные для этого района В.И. Фонаревым с соавторами - 925-890 °С, для пород основного состава 950-970°С (Фонарев и др., 1994; Фонарев, Крейлен, 1995). По данным О.А. Беляева пиковые параметры метаморфизма достигали 860-960оС и 12-14 кбар.

Температуры кристаллизации циркона в основных гранулитах и гранат-амфиболовых гнейсах зоны сочленения ЛГП и пояса Тана в районе Яурийоки-Падос несколько ниже: 850880 и 790-840°С, соответственно, что согласуется с петрологическими данными по температурам гранулитового метаморфизма этого района (780-860оС - Daly, Bogdanova, 1991; Перчук и др., 1999; Беляев, Петров, 2002).

Условия роста циркона Большая часть исследователей приходит к выводу, что в условиях гранулитовой фации новый циркон растет из анатектического расплава (Schaltegger et al., 1999, Rubatto et al., 2001;

Vavra et al., 1996; 1999; Whitehouse and Platt, 2003; Kelly et al., 2002; Kelly and Harley, 2005).

Во-первых, циркон в лейкосомах и рестите близок по морфологии и геохимическим характеристикам (Vavra et al., 1996, Vavra et al., 1999), во-вторых, именно наличие расплава обеспечивает «дальний перенос» элементов и приводит к равновесному распределение РЗЭ между цирконом и расплавом. Более того, появление расплава является главным фактором, контролирующим перераспределение РЗЭ, Y, Th и U между акцессориями и главными фазами (Bea and Montero, 1999). Объем расплава, образующегося в каждом конкретном случае, зависит от степени плавления породы. Есть основания считать, что межгранулярный расплав в условиях гранулитовой фации присутствует всегда, что соответствует температурам и давлениям этой фации (Судовиков, 1964). Наличие тонкой межгранулярной пленки расплава уже приводит к равновесному распределение РЗЭ между цирконом и расплавом и распределению РЗЭ, сходному с магматическим цирконом (Schaltegger et al., 1999). О небольшом объеме расплава, в котором растет циркон, говорит положение детритовых ядер (или центров роста), расположенных не в центре, а ближе к краю нового зерна (Vavra et al., 1996) (например, основные гранулиты, рис. 1). Небольшой объем расплава может отражаться также в криволинейных формах кристаллов циркона, как, например, в Центральная Индия Рис.1. Внутреннее строение гранулитового и постгранулитового циркона в катодолюминесценции и характер распределения РЗЭ, нормированных к хондриту (по McDonough and Sun, 1995) в цирконе и гранате изученных пород ЛГП и Центральной Индии основных гранулитах Центральной Индии (рис. 1), в отличие от хорошо ограненных кристаллов в кислых и основных гранулитах ЛГП.

Присутствие расплава подтверждается расположением большей части зерен циркона в интерстициях. Известно, что небольшое количество силикатного расплава в породе, как правило, собирается на краях (ребрах) зерен с образованием трубочек обычно тригональной призматической формы (Watson et al., 1989), что является результатом минимизации межфазной энергии. Это означает, что хотя 71% отдельных зерен циркона заключены в главные фазы (преимущественно в биотите и гранате), это, как правило, очень мелкие кристаллы. А 70% массы циркона (и, следовательно, 70% всех содержащихся в цирконе элементов), содержится в цирконах, располагающихся по границам зерен (Watson et al., 1989).

Обычная реакции плавления при гранулитовом метаморфизме коровых пород: Bt + Pl + Qtz => Crd/Grt + Opx + Kfs + расплав. Модельные расчеты, основанные на экспериментальных данных по растворимости Zr (Roberts and Finger, 1997; Watson, Harrison, 1984), показали, что рост циркона в условиях гранулитового метаморфизма из такого расплава происходит на стадии изотерммической декомпрессии при снижении давления до кбар.

Изучение включений в цирконе кислых гранулитов р-на Явр-Падос показали, что в гранулитовом цирконе встречаются полифазные включения Kfs+Qtz, а также Kfs+Qtz+Pl и включения Bt (Лялина, 2001). То есть, образование циркона происходило одновременно с образованием парагенезиса Grt + Bt + Pl + Sil + Qtz(± Kfs). По петрологическим данным Л.Л.Перчука, рост граната и силлиманита происходил на стадии изотермической декомпрессии в условиях гранулитовой фации с падением давления до 6.5 кбар (Беляев, Петров, 2002; Перчук и др., 1999). Вывод о начале декомпрессии в это время подтверждают и результаты Sm-Nd датирования. Изохрона, построенная по минералам из гранатамфиболового гнейса этого района (Каулина и др., 2005) определяет возраст 1922±9 млн. лет.

Согласно данным Л.Л. Перчука (Перчук и др., 1999), центральные части клинопироксена в гранат-клинопироксен-амфиболовом гнейсе содержат до 10% жадеитового компонента, а оболочки около 2%. Это говорит о снижении давления при росте клинопироксена от 12-10 кб до 5-6 кб. Таким образом, рост гранулитового циркона в изученных породах происходил из анатектического расплава на стадии изотермической декомпрессии при температурах 880950°С и снижении давления до 6.5 кбар. Изучение циркона из основных гранулитов пояса Рамакона-Катанги (Центральная Индия) показало, что рассчитанные по содержанию Ti температуры кристаллизации циркона - 730-734°С также согласуются с температурами начала декомпрессии (до 4-5 кбар и 750°С), а не с пиковыми условиями метаморфизма (775°С и 10,5 кбар).

Что касается циркона второго типа, то многочисленные наблюдения показывают, что его рост начинается при переходе к амфиболитовой фации метаморфизма. Температуры кристаллизации циркона этого типа (по содержанию Ti) в районе Яурийоки-Падос согласуются с петрологическими данными, согласно которым, за изотермической декомпрессией сразу следовало изобарическое остывание со снижением температуры от 725° до 657°С (Перчук и др., 1999).

Источник Zr Предполагается, что новообразованный циркон растет за счет плавления уже существовавшего в породе циркона, но наблюдения показывают, что в основных гранулитах, где нет предшествующего магматического циркона, количество новообразованного циркона в несколько раз больше, чем в кислых, и он не содержит ядер. По данным Мерилайнена (Merilinen, 1976) – в пироксеновых гнейсах ЛГП акцессориев в три раза больше, чем в кондалитах. Считается также, что источником Zr может быть биотит (Vavra et al., 1999) или гранат (Frazer et al., 1997, Degeling et al., 2001). Но, поскольку в кислых гранулитах циркон растет вместе с гранатом, последний не может служить источником для роста циркона. В основных гранулитах ОГ-1 вообще не отмечено граната. Кроме того, измерения содержания Zr в гранате и биотите в данных породах показывают одинаково невысокие его содержания:

12-18 ppm в гранате и 11-24 ppm в биотите. Возможен и привнос Zr, поскольку, по многим данным (Бибикова и др., 1993; В. О. Япаскурт, неопубликованные данные), метаморфизм в ЛГП носил аллохимический характер. С точки зрения Ф. Беа, обогащение расплава несовместимыми элементами, в том числе и Zr идет за счет акцессорных минералов и зависит от участия в реакциях биотита, как основного вмещающего акцессории минерала.

Там, где биотит является реагентом реакций, продуцирующих расплав, заключенные в биотите акцессории становятся легкодоступными и насыщают расплав, даже при небольшой степени плавления (Bea et al., 1994).

Изучение шлифов в отраженных электронах позволило сделать дополнительные выводы об условиях образования циркона.

В кислых гранулитах округлые зерна циркона отмечены в виде включений в кварце и гранате. Кроме циркона, обнаружена еще одна цирконовая фаза - шриланкит (Ti2ZrO6).

Мелкие зерна рутила, иногда в сростках с цирконом и монацитом отмечены в виде включений в гранате. Крупные зерна рутила развиваются по ильмениту, что говорит об окислительной обстановке. Об этом же свидетельствует появление гематита наряду с сохранившимся магнетитом.

Обнаружена цепочка мелких (5-20 мкм) кристаллов циркона вдоль края зерна рутила (рис. 2). В некоторых местах цепочка кристаллов циркона отходит от края зерна рутила, в некоторых местах проходит в пределах зерна, то есть, циркон образовался по контуру зерна ильменита, который впоследствии был замещен рутилом с некоторым смещением границ.

Аналогичная картина была описана в гранулитах Берген Аркс (Bingen et al., 2001), где наблюдаются прерывистые короны, состоящие из округлых или плоских, размером ~ 10 мкм, кристаллов циркона вдоль наружного края зерен ильменита. Также отмечены мелкие зерна бадделеита и шриланкита вокруг ильменита, заключенного в полевом шпате или пироксене (где не было доступа кремнезема). Бадделеит интерпретируется как продукт распада ильменита (при субсолидусном остывании магматической интрузии), в то время как шриланкит и цирконовые короны вокруг ильменита образовались как продукты реакции в гранулитовой фации метаморфизма. Описанные структуры предполагают, что ильменит был одним из основных источников Zr для формирования метаморфического циркона, поскольку решетка ильменита может вмещать значительные количества циркония. С метаморфизмом гранулитовой фации бадделеит, в ответ на повысившуюся активность кремнезема во время метаморфизма (Bingen et al., 2001), переходит в циркон, хотя может частично сохраняться. Образование шриланкита в гранулитах Берген Аркс предполагается по следующей реакции: 2ZrO2 (Bdl)+ 4FeTiO3 (в Ilm) +O= 2Ti2ZrO6 (Slk) + 2Fe2O3 (в Ilm) (Bingen et al., 2001).

В данном случае образование мелкого циркона, связано с начальными стадиями метаморфизма гранулитовой фации и преобразованиями в субсолидусных условиях. Размер зерен циркона (< мкм) затрудняет их геохимическое и геохронологическое изучение. При дальнейшем развитии процессов метаморфизма, эти мелкие зерна могут служить затравками для роста новых зерен циркона, либо, как считает Г. Вавра – быть источником вещества для роста более крупных зерен по механизму Оствальдова созревания (Vavra et al., 1996, 1999).

В основных гранулитах сохраняется бадделеит и Рис. 2. Кайма мелких кристаллов циркона, маркирующих бывшую границу отмечается ильменит вместе с магнетитом. Всё это зерна ильменита, замещенного рутилом свидетельствует о том, что порода преобразована в меньшей степени, чем кислые гранулиты.

Для циркона из основных гранулитов, расчет температур по содержанию Ti дает приблизительные оценки температур кристаллизации. Поскольку, если вмещающая циркон порода насыщена ильменитом, а не рутилом, содержание Ti в этом цирконе отражает уменьшенную активность TiO2 в расплаве и рассчитанные температуры кристаллизации циркона могут быть занижены (Watson et al., 2006).

Район реки Лотты В породах ЛГП широко развиты синметаморфические процессы частичного плавления с образованием мигматитов, анатектит- и диатектит-гранитов, реститизации и метасоматоза (Barbey, Raith, 1990; Козлов, Козлова, 1998; Бибикова и др., 1993; Ранний докембрий…, 2005). Процессы плавления, выраженные в мигматизации и формировании жил анатектичестких гранитов на участках развития более основных метаморфитов, достигают высоких ступеней с формированием диатектических плагиогранитоидов по более кислым метаморфитам. В районе реки Лотты развиты жилы и крупные тела гранатовых плагиогранитоидов, которые, согласно исследованиям, образовались в результате диатексиса из субстрата, отвечающего по составу кислым гранулитам (Козлов, Козлова, 1998; Вревский, 2000; Ранний докембрий…, 2005).

Гранатовые плагиолейкограниты - диатектиты представляет собой массивные среднезернистые породы с гипидиоморфнозернистой структурой, главными минералами которой являются плагиоклаз, калиевый полевой шпат, кварц и гранат.

Геохимические особенности циркона В пробе плагиогранитов (10/106) циркон представлен двумя известными типами:

гранулитовый (изометричный бесцветный с алмазным блеском) и постгранулитовый (изометричный коричневый). В другой пробе (7/206) помимо двух первых типов появляется еще один тип циркона - дипирамидальнопризматического габитуса (рис. 3). Гранулитовый циркон характеризуется повышенными Th/U (0,18-0,64) и Zr/Hf (46-52) отношениями, в нем отмечены полифазные включения Kfs+Qtz. Температура кристаллизации циркона по содержанию Ti - 830-850°С также отвечает условиям гранулитовой фации. Обеднение циркона тяжелыми РЗЭ (Yb/Gd(n) = 1-6) отражает рост в присутствии граната (рис. 3).

Возраст гранулитового циркона 1917±2 млн. лет, что в пределах ошибки аналогично 2возрасту гранулитового циркона междуречья Яурийоки-Падос. Средний Pb/206Pb возраст этого же циркона, определенный методом LA-ICPMS - 1907±2 млн. лет. В данном случае мы склонны больше ориентироваться на данные классического метода, поскольку в связи с большой ошибкой измерения отношения 207Pb/235U, ошибка определения U-Pb возраста 2методом LA-ICPMS может быть значительной. В пробе 10/106 средний Pb/206Pb возраст гранулитового циркона, определенный методом LA-ICP-MS - 1901±8 млн. лет. Поскольку данные получены одним методом, даже если в этой пробе, как и в 7/206 возраст несколько занижен, можно говорить о длительном проявлении процессов диатексиса в пределах ЛГП.

Темно-коричневый циркон обогащен ураном (630-1300 ppm) и имеет низкие Zr/Hf (3840) и особенно Th/U (0,02-0,25) отношения, как и весь постгранулитовый циркон. По повышенному содержанию U, Y и редких земель и низкому Th/U отношению постгранулитовый циркон схож с цирконами гранитов (Бибикова, 1989) и резко отличается 2от гранулитовых (рис. 4). Средний Pb/206Pb возраст коричневого циркона (LA-ICPMS) – 1911+2 млн. лет.

Дипирамидально-призматический циркон представлен розоватыми прозрачными кристаллами с вершинной частью, образованной острой дипирамидой {311}. Циркон содержит умеренные количества U (250-350 ppm) и имеет достаточно высокие Th/U отношения (0,37-0,42). На диаграмме U-Th/U (рис. 4) он попадает в поле магматического циркона из эндербитов, при этом он лежит рядом с полем гранулитового циркона. Все это согласуется с кристаллизацией циркона из расплава при диатексисе в условиях гранулитового метаморфизма. U-Pb возраст этого циркона1915±2 млн. лет.

По распределению редкоземельных элементов дипирамидально-призматический диатектический циркон при общем рисунке РЗЭ, свойственном магматическому циркону, имеет повышенное содержанием легких РЗЭ (рис. 3), что характерно для циркона лейкосом (Глебовицкий и др., 2008). Такое обогащение в лейкосомах связывается с обогащением остаточного расплава легкими РЗЭ. По содержание редкоземельных элементов и Y этот циркон занимает промежуточную позицию между магматическим (в эндербитах) и гранулитовым.

Практически все кристаллы циркона первого и второго типов, размером более 200 мкм содержат ядра. Ядра отличаются по свечению в катодолюминесценции, содержанию РЗЭ и возрасту (от 3.04 до 1.97 млрд. лет).

Температура кристаллизации гранулитового изометричного циркона в обеих пробах лейкогранита - в пределах 801-856С, температура кристаллизации дипирамидального циркона – 801-826С. Перекрывание температурного интервала, так же, как и возрастного, свидетельствует об образования этих типов циркона в течение одного процесса.

Дипирамидально-призматический циркон содержит такие же включения (Kfs, Sill и Qtz), что и изометричный, то есть образовался одновременно с образованием силлиманита и присутствием в парагенезисе калиевого полевого шпата. Цирконы близки по геохимическим характеристикам (рис. 3,4). То есть, изометричный и дипирамидальнопризматический циркон в диатектических лейкогранитах кристаллизуются из расплава, образовавшегося в результате диатектиса. Поскольку, температура кристаллизации гранулитового и дипирамидально-призматического циркона одинаковая, вероятно, на изменение морфологии влияет пересыщение, что в данном случае связано с разным объемом расплава.

Более низкая температура кристаллизации коричневого циркона 690-732 °С и присутствие в нем включений амфибола подтверждают его образование на постгранулитовой стадии при снижении параметров метаморфизма. Как уже отмечалось, распределение редких земель в цирконе этого типа зависит от степени кристалличности его структуры и может не отражать условия его кристаллизации, а иметь вторичный, характер, связанный с метамиктными изменениями.

Образование этого циркона связывается с активностью CO2 при постгранулитовых преобразованиях (Нерович, 1999) и преимущественном переносе урана (в виде UO22+) углекислым флюидом (Тугаринов, Бибикова, 1980). Также образование циркона этого типа объясняется ростом в процессе мигматизации в условиях амфиболитовой фации, когда водно-солевой флюид способствует миграции урана (Бибикова и др., 2004). Результаты экспериментов (Cullers et al. 1973; Meen et al. 1989; Webster et al. 1989) показывают весьма ограниченную растворимость РЗЭ в богатых CO2 флюидах в условиях высокой температуры, что не согласуется с обычно высоким содержанием РЗЭ в постгранулитовом цирконе.

Разбавление водного флюида углекислотой может привести к значительному уменьшению растворимости минералов и, следовательно, уменьшению концентрации элементов в растворе (Walter and Wood, 1984). То есть, богатые CO2 флюиды не могут переносить элементы-примеси, количество которых отвечало бы составу коричневого циркона.

Скорее всего, образование этого циркона связано с синметаморфическим гранитообразованием в высокотемпературных комплексах, где значительная часть ретроградных флюидов по ряду геохимических признаков является постмагматическими флюидами, отделившимися от зоны гранитизации и циркулирующими в окружающих породах (Кориковский, 1989), что подтверждается сходным распределением РЗЭ и близким химическим составом постгранулитового циркона с цирконом из гранитов.

Рис. 3. Распределение РЗЭ в цирконе из Рис. 4. Диаграмма распределения плагиолейкогранитов (диатектитов) района гранулитового и постгранулитового р. Лотты. Изображение циркона во циркона в зависимости от содержания U вторичных электронах и в и Th/U отношения катодолюминесценции В породах Умбинского блока в юго-восточной ветви ЛГП (район Порьей губы Белого моря) возраст гранулитового циркона в лейконоритах о-ва Кривой - 1915±7 млн. лет (Каулина и др., 2005) согласуется с данными Р.В. Кислицына по возрасту циркона в высокотемпературной лейкосоме, секущей ортопироксеновые и силлиманитовые гнейсы высоких давлений - 1912±2 млн. лет (Kislitsyn et al., 1999; Кислицын, 2001). Заключительные стадии гранулитового метаморфизма выразились в широко проявленном диафторезе 19091902 млн. лет назад, зафиксированном образованием высокоуранового циркона (Каулина и др., 2005).

Суммируя наши данные по междуречью Яурийоки-Падос, району реки Лотты, району Порьей Губы и известные литературные данные, можно сказать, что 1918-1915 млн. лет назад в условиях гранулитового метаморфизма в породах ЛГП, пояса Тана и КолвицкоУмбинской зоны происходила массовая кристаллизация циркона с невысоким содержанием U (129-409) и повышенными Th/U (0.25-0.64) и Zr/Hf (46-52) отношениями (Бибикова и др., 1993; Kislitsyn et al., 1999; Каулина и др. 2004; 2005; Нерович, Баянова, 2007).

Следующий этап кристаллизации циркона в этих структурах имел место 1910-19млн. лет назад на стадии регрессивных постгранулитовых преобразований, когда были образованы коричневые короткопризматические кристаллы циркона с высоким содержанием U (600-1300 ppm) и низким Th/U отношением (Митрофанов и др., 1993; Нерович, 1999;

Каулина, 1999, 2009; Каулина и др., 2004, 2005; Фриш и др., 1995; Glebovitsky et al., 2001).

Сравнение температур кристаллизации исследованного гранулитового циркона с температурами метаморфизма пород, полученными по общепринятым геотермометрам, показывает, что они хорошо согласуются и Ti термометр может быть использован для определения температур кристаллизации высокотемпературных цирконов.

Обзор литературных данных для гранулитовых комплексов показывает, что, несмотря на большие вариации температур и давлений метаморфизма (от 950 до 750°С и от 4.5 до кбар), морфология и геохимические черты гранулитового и постгранулитового цирконов во всех описанных комплексах одинакова. То есть, индикаторные характеристики циркона, образующегося при гранулитовом метаморфизме не зависят от возраста метаморфизма, вариаций РТ-параметров и геодинамических обстановок образования гранулитовых поясов.

2. Рост метаморфогенного циркона из флюида при эклогитовом и амфиболитовом метаморфизме происходит синхронно со сдвиговыми деформациями. Отличительной чертой метаморфогенного циркона в этих условиях является секториальность, связанная с быстроменяющимися нестационарными условиями роста.

Породы эклогитовой фации обычно содержат округлый или изометричный малозональный циркон с низким содержанием U (50 - 100 ppm) и низким Th/U отношением (Rubatto, 2002; Carswell et al., 2003; Rubatto and Hermann, 2003; Bingen et al., 2004). Схожими характеристиками часто обладает и циркон гранулитовой фации, что затрудняет генетическую идентификацию циркона в полиметаморфических комплексах. Циркон из эклогитов иногда содержит включения граната, омфацита и рутила, что однозначно определяет его рост в условиях эклогитовой фации метаморфизма (Rubatto et al., 1998;

Rubatto and Hermann, 2003; Carswell et al., 2003). В большинстве же случаев для определения генезиса циркона из эклогитов в отсутствии включений используется содержание в нем элементов-примесей (U, Th, РЗЭ).

Геологические исследования эклогитовых комплексов показывают, что флюид играет основную роль при метаморфизме эклогитовой фации. Ярким примером является метаморфический комплекс Берген Аркс (юго-западная Норвегия), где полевые наблюдения показывают, что эклогитизация безводного протолита (анортозитов и гранулитов) проявлена лишь на участках проникновения флюида (Austrheim, 1987; Jamtveit et al., 1990, 2000; Bingen et al., 2001, 2004). Флюид запускает минеральные реакции, приводящие к образованию эклогитового парагенезиса Grt+Omp+Qtz (Prg, Phn, Am, Czо, Rt). На наличие свободной флюидной фазы указывают развитые внутри и вдоль трещин водные минералы (фенгит, клиноцоизит, амфибол), развивающиеся вместе с гранатом и омфацитом (Austrheim et al., 1997), а также исследования флюидных включений (Andersen et al., 1991).

Многочисленные исследования эклогитовых ассоциаций показывают тесную связь между деформациями и химическими/минералогическими изменениями (Beach, 1980;

Kerrick et al., 1977; Borges and White, 1980; Brodie, 1980, 1981; Philippot, Keinast, 1989).

Сдвиговые зоны, как правило, считаются открытыми системами, в которых увеличение содержания летучих компонентов и образование водных минералов взаимодействует с процессом измельчения зерен в результате деформации, повышая тем самым кинетику метаморфических реакций и способствуя пластическим деформациям. Количество эклогитов в Берген Аркс, по сравнению с неизмененным протолитом, напрямую связано со сдвиговыми деформациями, поскольку в сдвиговых зонах образуются дополнительные трещины, расширяющие область проникновения флюида (Austrheim, 1987; Jamtveit et al., 2000).

Исследования других эклогитовых комплексов петрологическими и изотопными методами также свидетельствуют, что метаморфические реакции, ведущие к стабилизации как высокобарных, так и ультравысокобарных эклогитовых парагенезисов ограничены наличием или доступностью флюида (Rubatto et al., 1998; Philippot and Selverstone, 1991;

Nadeau et al., 1993; Rubatto and Hermann, 2003; Carswell et al., 2001; Engvik et al., 2000; Wain et al., 2001). Часто отмечаемые кристаллографические и морфологические ориентировки омфацита указывают на кристаллизацию этого минерала в присутствии дифференциального стресса.

Явное сосуществование циркона, омфацита и граната в эклогитах позволяет легко связать возраст циркона с метаморфических давлениях и температурах (например, Rubatto, Herman, 2003), остаются, некоторые неопределенности в отношении точного толкования полученного возраста (Carswell et al., 2003). Многие исследователи считают, что поскольку циркон является продуктом эклогитизации, его U-Pb возраст интерпретируется как время протекания эклогит-формирующих реакций в присутствии флюидной фазы. То есть, это возраст взаимодействия флюид-порода, которое не обязательно происходит при максимальных Р-Т условиях (например, Bingen et al., 2004; Carswell et al., 2003). С другой стороны, интервал времени между максимальным давлением и температурой и притоком флюида, способствующего росту высокобарических минералов, скорее всего, короткий - в пределах ошибки получаемого U-Pb возраста циркона (Carswell et al., 2003). Это подтверждается моделированием процессов субдукции и исследованиями UHP террейнов, которые показывают, что временной интервал между пиком метаморфизма и подъемом пород на коровый уровень примерно 10-12 млн. лет (Shatsky et al., 1999; Перчук, 2003;

Kaneko et al., 2003).

На Кольском полуострове в последние годы эклогиты были описаны в нском районе БПП (районе Широкой и Узкой Салмы и Чалмозера) (Konilov et al., 2004, 2005;

Щипанский и др., 2005; Щипанский, 2009).

нский район БПП Эклогиты Чалмозера Эклогиты в районе Чалмозера обнаружены в карьере месторождения керамических пегматитов Куру-Ваара, расположенном в 35 км к востоку от г. Ковдор. В карьере развиты тоналит-трондъемитовые гнейсы с заключенными в них тектоническими линзами эклогитов.

В настоящее время детальные геолого-петролого-геохронологические исследования пород карьера проведены А.А. Щипанским с соавторами и, на основе полевых наблюдений, ими выделено два типа эклогитов: «южные» - крупнозернистые ретроградно измененные породы и «северные» - мелкозернистые эклогиты хорошей сохранности (Щипанский, 2009;

Щипанский и др., 2011). Пиковые условия эклогитового метаморфизма оцениваются в 750 780°С, ~ 14 – 14.5 кбар для южных эклогитов и ~ 680-720°С, ~12 кбар для северных.

Датирование циркона из эклогитов, проведенное А.А.Щипанским и С.Г.Скубловым показало архейский возраст протолита эклогитов – 2.87 млрд. лет. Эклогитовый метаморфизм выразился в образовании цирконовых кайм возраста 1907±11 млн. лет, представленных типично эклогитовым по геохимическим чертам цирконом (Скублов и др., 2010).

Было проведено изотопно-геохимическое исследование и датирование циркона, граната и рутила из проб южных и северных эклогитов, любезно предоставленных А.А.

Щипанским.

Северные неизмененные эклогиты сложены в основном омфацитом (Jd=21%) и гранатом, также присутствует амфибол, кварц и рутил. Омфацит представлен призматическими зернами без симплектитов. Гранат образует округлые порфиробласты, внутри которых часто встречаются включения кварца, амфибола, рутила, циркона, в крупных порфиробластах отмечены включения клинопироксена. Крупные зерна рутила развиваются по ильмениту. Южные ретроградно измененные эклогиты представлены ассоциацией Grt + авгитовый Cpx + Pl + Hbl + Qtz с акцессорным рутилом и апатитом, реликты омфацита (Jd=29-31%) (данные А.А. Щипанского).

Геохимия циркона Метаморфический циркон в пробах эклогитов южной и северной части представлен изометричными и короткопризматическими прозрачными кристаллами (и их обломками), размером 75-250 мкм. В катодолюминесценции и отраженных электронах видно, что циркон демонстрирует секториальную зональность, в том числе похожую на зональность «елочкой», описанную для гранулитового циркона. Такого рода внутреннее строение вкупе с изометричным обликом порой затрудняет определение принадлежности циркона к эклогитовому или гранулитовому метаморфизму. Характерным отличием эклогитового циркона является его состав: низкое Th/U отношение (< 0.05), низкое общее содержание редких земель (10-176 ppm), обеднение тяжелыми редкими землями и отсутствием Eu аномалии (рис. 5), что отражает сосуществующий парагенезис с гранатом и без плагиоклаза Grt+Omf+Qtz+Rt. Замещение ильменита рутилом обычно свидетельствует о повышении активности кислорода, что также может способствовать уменьшению Eu аномалии в цирконе. Низкое содержание легких редких земель, особенно Pr и Nd, также как и низкое Th/U отношение может быть связано с совместной кристаллизацией с минералами группы эпидота. Минералы этой группы, включая алланит, стабильны в условиях эклогитовой фации и являются важными концентраторами Th и легких редких земель (Hermann, 2002; Zack et al., Рис. 5. Циркон из эклогитов Куру-Ваары (вид в катодолюминесценции и отраженных электронах и распределение РЗЭ в цирконе и гранате из эклогитов 2002). Разные минералы группы эпидота имеют несколько различающиеся кристаллохимические свойства; в ряду эпидот-алланит наиболее совместимым РЗЭ является La, в цоизите и клиноцоизите это Nd и Pr (Frei et al., 2003). Возможно, именно с присутствием цоизита, включения которого вместе с кварцем отмечены в зернах эклогитового циркона (Скублов и др., 2010), связана отрицательная Nd аномалия в исследованном цирконе (рис. 5). Таким образом, геохимические черты описанного циркона соответствуют циркону, растущему в условиях эклогитового метаморфизма из водного флюида совместно с гранатом, минералами группы эпидота; в сравнительно окислительных условиях, в отсутствии полевого шпата, из объема породы, не обедненной ранее Eu за счет фракционной кристаллизации полевого шпата (напр. Bingen et al., 2004; Rubatto, 2002;

Whitehouse and Platt, 2003; Sun et al., 2002). Температуры кристаллизации, определенные по содержанию Ti, равны 642-667 °С, что согласуется с полученными по циркону данными С.Г.

Скублова, но ниже значений температуры, полученных минеральной термометрией по данным А.А. Щипанского.

Гетерогенное строение многих зерен циркона в пробе затрудняло ее датирование классическим U-Pb методом, тем не менее, датирование двух фракций, выделенных методом поступенчатого растворения определило возраст 1899±9 млн. лет, что согласуется с данными, полученными С.Г. Скубловым для циркона этого типа (Скублов и др., 2010а).

На основе датирования метаморфических минералов U-Pb, Sm-Nd и Rb-Sr методами определена скорость остывания эклогитов Куру-Ваары, которая равна 2 °С/млн. лет. Такое медленное остывание не характерно для зон субдукции, что наводит на мысль об образовании эклогитовых парагенезисов скорее в результате синдеформационных метасоматических процессов, аналогичных описанным для базитовых даек (Козловский, Аранович, 2008; Козловский, 2009), нежели связанных с метаморфизмом погружением при субдукционно-коллизионных процессах.

Район Широкой и Узкой Салмы В районе проливов Широкая и Узкая Салма оз. Имандра описаны тела сильно амфиболизированных и ретроградно измененных эклогитоподобных пород. Наиболее крупное тело обнажается вдоль южного берега пролива Узкая Салма. Оно прослежено по простиранию на ~ 4 км при мощности около 500 м. Это массивные породы с переходами к гранат-клинопироксен-плагиоклазовым амфиболитам на контакте с ТТГ гнейсами. В мафической части разреза были выделены три породные разности: симплектитовые эклогиты с реликтами омфацита, рутил-содержащие Fe-Ti габбро и гранатиты (Konilov et al., 2004, 2005; Щипанский и др., 2005; Минц и др., 2010).

Изотопно-геохимическое изучение циркона из эклогитоподобных пород района Широкой и Узкой Салмы показало, что, несмотря на то, что исследователи выделяют здесь стадию эклогитового метаморфизма (Konilov et al., 2004, 2005; Щипанский и др., 2005; Минц и др., 2010), ни одну из изученных генераций циркона невозможно связать с этим процессом (Каулина и др., 2009, 2010). На основе датирования циркона был определен возраст протолита (2.89-2.94 млрд. лет (Минц и др., 2010; Каулина и др., 2010), этап гранулитового метаморфизма - 2.72 млрд. лет и заключительные регрессивные преобразования в условиях амфиболитовой фации 1.89 млрд. лет (Каулина и др., 2010).

Преобразования амфиболитовой фации привели к образованию метаморфических кайм на цирконах предыдущей генерации во всех изученных породах.

Геохимическая особенность кайм – низкое содержание всех элементов, особенно U и Th (<10 ppm), что затрудняет датирование. Каймы были подробно изучены в пробе гранатита, где они образуют самостоятельные зерна (рис. 6). Возраст кайм 1891±17 млн. лет (Natapov et al., 2005) отвечает заключительной стадии метаморфических преобразований эклогитоподобных пород, которую они испытали совместно с окружающими ТТГ гнейсами, содержащими метаморфические цирконы такого же возраста (1.89 млрд. лет – Бибикова и др., 2004).

Геохимические особенности циркона в гранатитах Гранатиты (породы, состоящими на 90% из граната и на 10% из кварца с заметным количеством рутила) образуют прослои и линзы в Fe-Ti габбро.

Циркон из гранатита представлен длиннопризматическими прозрачными кристаллами (рис. 6), содержащими ядра, сходные по составу с цирконом в Fe-Ti габбро. В процессе роста нового циркона происходит метасоматическое замещения ядер, что будет подробно рассмотрено в последнем разделе автореферата. Кристаллы циркона (каймы) полностью прозрачные, обеднены всеми элементами (Y, Yb < 90 ppm, U и Th < 10 ppm, сумма РЗЭ < ppm), но обогащены Hf (2.1-2.6% Hf2O) как и каймы во всех других пробах этого района, что дает возможность предположить, что циркон в гранатитах и каймы циркона в других пробах образовались в одних и тех же условиях. Циркон имеет плоский спектр распределения РЗЭ, характерный для роста одновременно с гранатом (Rubatto, 2002; Whitehouse and Platt, 2003).

О равновесии между цирконом и гранатом говорит и коэффициент распределения тяжелых РЗЭ циркон/гранат, близкий к единице. Низкие содержания РЗЭ в цирконе и гранате говорят о низком общем содержании РЗЭ в метаморфическом флюиде. Разные кристаллы циркона 1значительно различаются по величине Hf/177Hf отношения (Natapov et al., 2005).

1Наблюдаемый разброс в отношениях Hf/177Hf можно объяснить миграцией радиогенного Hf из граната, поскольку последний имеет высокое отношение Lu/Hf. Избыточный радиогенный гафний в цирконе также является индикатором средне-низкотемпературных флюидно-метасоматических процессов (Лохов и др., 2010). Обращает на себя внимание отсутствие, или даже положительная Eu аномалия (рис. 6), что, возможно, говорит о росте циркона при распаде плагиоклаза. Согласно петрологическим данным В.В. Япаскурта, синхронно с ростом граната происходил рост Hbl-Pl кайм за счет Cpx-Pl симплектитов при метаморфизме гранат-амфиболитовой и амфиболитовой фаций. То есть, в нашем случае, обогащение циркона Eu связано с ростом за счет Cpx-Pl симплектитов, что сопровождалось развитием роговой обманки и уменьшением количества плагиоклаза (хотя плагиоклаз остается в парагенезисе) при сравнительно окислительных условиях.

Согласованность Sm-Nd Рис. 6. Внутреннее строение циркона из гранатита (в возрастов минералов (Grt, Cpx, отраженных электронах и в режиме катодолюминесценции) с отмеченными точками анализа и график распределения РЗЭ, Ilm), имеющих разные Tзакр Smнормированных к хондриту (по McDonough and Sun, 1995) для Nd системы, показывает, что ко циркона и граната.

времени 1.87-1.89 млрд. лет температура пород была не выше 650-700 °С.

Гранатиты, вероятно, представляют собой наиболее измененные краевые участки Fe-Ti базитов, которые претерпели большую переработку в результате деформаций, вызванных коллизионными событиями конца палеопротерозоя – 1.89 млрд. лет. Развитие интенсивных сдвиговых деформаций, возникших при коллизии, позволило выделить здесь ШирокоСалминскую сдвиговую зону (Балаганский, 2001).

В амфиболитовой фации метаморфизма часто не наблюдается значительного роста циркона, в большинстве случаев образуются только тонкие обрастания на цирконе предыдущей генерации (Тугаринов, Бибикова, 1980; Бибикова, 1989; Tichomirova et al., 2003;

Bingen et al., 2001). Это связано с тем, что высвобождающийся при метаморфизме Zr может входить в состав амфибола, титанита и биотита, образующихся на стадии амфиболитового метаморфизма (Bingen et al., 2001; Frazer et al., 1997). Обычно новый циркон образуется в зонах мигматизации (Седова и др., 2009; Глебовицкий и др., 2008, 2010). Тем не менее, достаточно часто в породах основного и ультраосновного состава отмечается высокое содержание метаморфогенного циркона вне (или в отсутствии) зон мигматизации. Описана взаимосвязь между появлением новых типов циркона и степенью рассланцевания пород (Зингер, 1993; Zinger et al., 1996, 1999).

Северо-западное Беломорье Полуостров Толстик (западное побережье Кандалакшского залива) Габброиды полуострова Толстик, расположенного на западном побережье Кандалакшского залива относятся к друзитам Беломорья. Формирование друзитовых структур начинается на проградном этапе метаморфизма, когда между магматическими пироксенами и плагиоклазом образуются Cpx+Grt+Qtz и Grt+Qtz(+/-Hbl) каймы при T = 670-700°C, P = 6-8 кбар (Ларикова, 2000, 2001) или при T = 726±9°C и Р = 10,5 кбар (Алексеев и др., 1999). На ретроградном этапе образуются Hbl+Qtz или Hbl+Grt+Qtz каймы при Т = 580-490°С и Р = 4-5 кбар (Ларикова, 2000). К краям массива на ретроградной стадии габбро и габбронориты частично трансформируются в гранатовые амфиболиты (Ларикова, 2000). Состав корон и характер замещения свидетельствуют о существовании межгранулярного флюида (Ларикова, 2000, 2001). Возраст массива Толстик по результатам U-Pb датирования циркона 2.43-2.44 млрд. лет (Bogdanova, Bibikova, 1993; Каулина, Богданова, 2000). Возраст образования друзитовых кайм оценивается примерно в 1850-18млн. лет, исходя из результатов Sm-Nd датирования минералов, составляющих каймы (Алексеев и др., 1999).

Морфологические и геохимические особенности циркона Циркон в пробе габброидов представлен двумя типами: желтовато-коричневыми, матовыми, короткопризматическими кристаллами, составляющими 5% пробы и бесцветными, длиннопризматическими кристаллами (или их обломками) с многочисленными продольными включениями непрозрачных минералов, составляющими 90% пробы (рис. 7). Возраст циркона первого типа - 2443±10 млн. лет, возраст циркона второго типа - 2410±3 млн. лет (Каулина, Богданова, 2000).

Циркон этих двух типов описан во многих друзитовых массивах северо-западного Беломорья (Балаганский и др., 1997; Лобач-Жученко и др., 1993; 1995). Циркон первого типа обычно рассматривался как магматический, что в нашем исследовании подтверждается «магматическим» рисунком распределения РЗЭ в нем с содержанием ТРЗЭ до 100нормированных (рис. 7). Циркон второго типа считался метаморфическим (Балаганский и др., 1997; Каулина, Богданова, 2000). Другие исследователи, хотя и не исключают возможность его метаморфогенного генезиса, считают этот тип циркона характерным для габбропегматитов (Лобач-Жученко и др., 1995) или «габбровым» - типичным для поздних стадий кристаллизации циркона в габбро (Бибикова и др., 2004).

Содержание элементов-примесей и распределение РЗЭ в цирконе второго типа показывает, что он также имеет «магматическое» распределение РЗЭ и высокие Th/U отношения (1,1-1,3), характерные для магматического циркона из основных пород (Heaman et al., 1990) (рис. 7). Можно сделать вывод о магматическом генезисе циркона обоих типов, хотя они отличаются по содержанию U и Th (U - 900-1000 и 300-400 ppm; Th - 1100 и 300500 ppm, для первого и второго типа, соответственно). В габброидах, где не отмечен циркон первого типа, циркон второго типа содержит больше урана (до 1500 ppm) (Лобач-Жученко и др., 1993; 1995; Бибикова и др., 2004). Температура кристаллизации циркона по содержанию Ti определена в 740-780 и 860-960 °С для первого и второго типа. Для первого типа циркона эти значения явно занижены, что связано с пониженной активностью SiO2 и TiO2.

Ранее считалось, что магматический циркон в породах основного состава образуется на заключительных стадиях кристаллизации. В данном случае, вероятно, происходит двухэтапное образование циркона – на начальной стадии кристаллизации (возможно в интрателлурических условиях) и на последующей, заключительной стадии. В любом случае, при одновременном присутствии обоих типов, разница в их возрасте, возможно, отражает длительность кристаллизации породы.

В габброанортозитах, обнажающихся на северной оконечности полуострова Толстик (мыс Верхний Наволок) магматический циркон представлен крупными (150-300 мкм) бесцветными или розоватыми короткопризматическими кристаллами с хорошо сохранившейся огранкой (призмы {100} и {110} и дипирамиды {111}, {311}) (рис. 7).

Возраст этого циркона - 2444+7 млн. лет (Каулина, Богданова, 2000). Магматический генезис циркона не вызывает сомнений благодаря наличию прекрасно проявленной эвгедральной тонкой зональности. Рисунок распределения РЗЭ в цирконе похож на рисунок в цирконе габброноритов (рис. 7). Отличие заключается в более низком общем содержании РЗЭ (400-500 ppm – в три раза меньше, чем в габброноритах) и более выраженной отрицательной европиевой аномалии, поскольку весь Eu входит в плагиоклаз. Отмечаются характерные для циркона из анортозитов пониженные содержания Th и U (70-118 и 53- ppm) при высоких Th/U отношениях (1,3-1,9)(например, Doig, 1991; van Breemen and Higgins, 1993; Ashwal et al., 1999).

Обращает на себя внимание отсутствие метаморфогенных цирконов в обоих массивах, по сравнению с массивами описанными далее, что связано, вероятно, с разной интенсивностью наложенных деформационных процессов.

а б Рис. 7. Распределение РЗЭ для циркона из габброноритов и габброанортозитов полуострова Толстик(а) и амфиболизированных габброноритов о-ва Кривой (б) Остров Кривой, Ковдинский архипелаг Белого моря Остров Кривой расположен в 6 км к юго-востоку от полуострова Толстик. Он сложен типичными для Беломорья полимигматизированными тоналитовыми гнейсами с будинированными телами оливиновых габброноритов с друзитовой структурой.

Магматические контакты сохраняются редко, чаще наблюдаются тектонические контакты, подчеркнутые зонами рассланцевания и амфиболизации, по которым проникают пегматитовые жилы, подвергшиеся также деформации и перекристаллизации (Каулина, Богданова, 1999).

Массивные оливиновые габбронориты содержат редкие зерна магматического циркона, аналогичного первому типу в габброноритах Толстика. В рассланцованном габбронорите появляются новый тип циркона - бесцветные изометричные кристаллы с алмазным блеском, размером 60-75 мкм (рис. 7). В краевой части массива, в зоне амфиболизации на контакте с пегматитовой жилой, размер этих кристаллов в амфиболизированном габбронорите достигает 100-125 мкм. По результатам U-Pb датирования, циркон в обеих пробах имеет близкие содержания урана 178-276 ppm, низкие Th/U отношения (0,1-0,2) и одинаковый возраст - 1916±4 млн. лет (Каулина, Богданова, 1999), отражающий широко проявленный в Беломорье свекофеннский метаморфизм (Бибикова и др., 2004).

Исследование содержания элементов примесей в цирконе на ионном зонде показало еще более низкие содержания Th (2-3 ppm) при 158-167 ppm урана, и соответственно очень низкое Th/U отношение (0.01-0.02), что отмечалось Д. Рубаттой, как характерный признак метаморфогенного циркона (Rubatto, 2002). Наблюдаются невысокие содержания мало иттрия (230-318 ppm) и РЗЭ (165-234 ppm). Рисунок распределения РЗЭ отличается от магматического в плане общего обеднения РЗЭ и пониженными Ce и Eu аномалиями, при общем обогащении тяжелыми РЗЭ (рис. 7). Таким образом, распределение РЗЭ циркона отражает Pl-содержащий (отрицательная аномалия Eu) безгранатовый (обогащение тяжелыми РЗЭ) парагенезис, характерный для амфиболитовой фации метаморфизма.

Уменьшение Eu аномалии может быть связано с окислительными условиями. Температура кристаллизации циркона 630-636 °С согласуется с температурами метаморфизма амфиболитовой фации.

Содержание циркона явно зависит от степени рассланцевания пород, его образование не только связано с присутствием флюида, что согласуется с невысоким содержанием элементов-примесей в цирконе, но и с наличием деформаций.

Пояс Тана Анортозиты Яврозерского массива В поясе Тана выделяются анортозиты двух возрастных групп: 2.45 млрд. лет:

Пыршин, Колвицкий и Кандалакшский (Митрофанов и др., 1993; Митрофанов, Нерович, 2003) и 1.91-2.1 млрд. лет: Васкайоки, Вулвара и Яврозерский (Bernard-Griffiths et al., 1984;

Нерович, 1999; Каулина и др., 2004).

Яврозерский массив представляет собой крупное пластовое тело, расположенное на границе между амфиболитами пояса Тана и кристаллосланцами ЛГП. Мощность тела от 6до 2 км при длине 17,5 км (Латышев, 1968). Контакты массива с вмещающими породами сильно тектонизированы и установить их первичную природу невозможно.

Анортозиты имеют преимущественно полосчатую текстуру с тонкими полосками Cpx+Amf+Grt. Изредка отмечается видимая массивная текстура. Краевые части тела рассланцованы сильнее, сланцеватость параллельна контактам с вмещающими породами и сланцеватости в них. В пределах массива наблюдаются переходы от мономинеральных анортозитов к габбро-анортозитам.

Магматический парагенезис фиксируется по реликтам магматического плагиоклаза.

Ильменит почти полностью замещен рутилом. От центра массива к краям наблюдается нарастание метаморфических преобразований. Плагиоклаз в наименее измененных анортозитах представлен 68-76% An, в более измененных - 57-70% An. Минеральные парагенезисы свидетельствуют о проявлении двух стадий метаморфизма: первая высокотемпературная (Cpx+Pl+Grt±Rt±Ttn) и последующая ретроградная (Pl+Am+Scp).

Голубовато-зеленый амфибол замещает клинопироксен и гранат, развивается в трещинках граната, плагиоклаз становится более кислым и частично замещается скаполитом.

Низкотемпературные изменения проявляются в серицитизации плагиоклаза и замещении амфибола хлоритом.

Параметры метаморфизма первой стадии, определенные по плагиоклазклинопироксен-гранатовому парагенезису - 750-800°С и 7.5-9 кбар или 790-810°С по данным В.И. Фонарева с соавторами (Минц и др., 1996), параметры ретроградной стадии 700–695С и 9–7.6 кбар (Минц и др., 1996).

В анортозитах встречаются четыре типа циркона, содержание которых меняется в зависимости от степени изменения пород от массивных анортозитов к рассланцованным.

Циркон первого типа представлен розовыми прозрачными короткопризматическими кристаллами, ограненными призмами {100}и {110} и дипирамидами {111}, {311}. Размер зерен от 100 до 300 мкм. Ребра и вершины часто сглажены, что придает кристаллам округлую форму. Часто образует двойники (рис. 8). Циркон этого типа составляет более 50% от общего количества циркона в слабоизмененных анортозитах и всего лишь около 5% в полосчатых анортозитах, где циркон мельче и кристаллы реже сохраняют огранку. Циркон второго типа составляет 20% в малоизмененных анортозитах и 10% в полосчатых. Он представлен удлиненными призматическими кристаллами, размером 75-150 мкм, редко достигая 250 мкм. Постепенные переходы от циркона первого типа ко второму позволяет отнести оба типа к одной генерации, возраст которой 1945±10 млн. лет (Каулина и др., 2004).

Эта генерация циркона рассматривалась как магматическая, на основе сходства по габитусу кристаллов, низкому содержанию U и Th (<100 ppm) и высокому Th/U отношению с магматическим цирконом из анортозитов Толстика. Аналогичный по морфологии и близкий по возрасту циркон описан также для анортозитов массива Васкайоки (Bernard-Griffiths et al., 1984) и Вулвара (Нерович, 1999). Циркон обеднен всеми элементами-примесями, сумма РЗЭ < 20 ppm, содержание Y - 10-30 ppm. Такие содержание в цирконе связаны, вероятно, с низкими содержаниями этих элементов в исходном расплаве, поскольку Яврозерские анортозиты наиболее лейкократовые из группы молодых анортозитов; в массиве Вулвара, например, аналогичные типы циркона содержат до 500 ppm U.

Третий тип циркона представлен бесцветными прозрачными удлиненными (Ку = 3-6) и часто уплощенными кристаллами размером 75-150 мкм. Содержание циркона этого типа увеличивается в полосчатых анортозитах до 35% по сравнению с 15-20% в неизмененных анортозитах. В этом цирконе на порядок выше содержания Th и U (40-50 и 200-400 ppm, соответственно), повышается содержание Y и редких земель (40-70 и 30-40, соответственно).

Возраст циркона 1917±4 млн. лет.

Четвертый тип составляют коричневые длинно- и короткопризматические кристаллы.

Их количество достигает 50% в полосчатых анортозитах и всего 5% в неизмененных. В них еще выше содержания U, Th, Y (сотни ppm) и понижается Th/U отношение. По содержанию элементов-примесей и возрасту (1902±14 млн. лет) этот циркон соответствует типичному постгранулитовому, описанному в породах ЛГП и во всех анортозитовых массивах поясов Тана и Колвицкого (Bernard-Griffiths et al., 1984; Митрофанов и др., 1993; Митрофанов, Нерович, 2003; Нерович, 1999).

Изучение кристаллов циркона первого и второго типов методом катодолюминесценции подтверждает наличие двойников, и показывает помимо эвгедральной зональности, секториальность и специфическую «лоскутную» зональность (Corfu et al., 2003). Эти признаки могут говорить о нестабильных условиях роста при постоянно меняющемся пересыщении расплава (Стрикленд-Констэбл, 1971; Козлова, 1972).

При общем низком содержании РЗЭ цирконы обеднены средними и тяжелыми РЗЭ. В них, также как и в гранатитах Узкой Салмы, проявлена несвойственная циркону положительная Eu аномалия. Возможно, ее наличие связано с заниженным содержанием Gd и Dy и тогда можно, скорее, говорить об отсутствии Eu минимума. С другой стороны, положительная Eu аномалия кроме циркона из гранатитов Узкой Салмы отмечена также и в цирконе Grt-Cpx Рис. 8. Распределение РЗЭ в цирконе из анортозитов Яврозерского массива прослоев в метаультрабазитах (Скублов и др., 2010). Скорее всего, положительная Eu аномалия может появляться в цирконе, образующемся при распаде плагиоклаза, когда высвобождается большое количество Eu, который в окислительных условиях становится трехвалентным, создавая, таким образом, избыток европия в цирконе. В данном случае, положительная европиевая аномалия может являться свидетельством роста циркона при распаде магматического плагиоклаза, а обеднение средними и тяжелыми РЗЭ - совместным ростом с гранатом. Окислительные условия подтверждаются замещением магматического ильменита рутилом. То есть, рост циркона происходил на стадии смены магматического парагенезиса метаморфическим Cpx+Pl+Grt+Ttn+Ap. При этом, габитус циркона и участки эвгедральной зональности характерны для стадии магматической кристаллизации анортозитов. Скорее всего, причина в условиях кристаллизации самого анортозитового массива. Известно, что образование анортозитов тесно связано с гранулитовыми комплексами (например, Ashwal, 1993). Результаты датирования U-Pb, Sm-Nd и Rb-Sr методами анортозитов Васкайоки и вмещающих пород, а также полевые наблюдения показывают, что завершающая стадия магматической кристаллизации массива сопровождалась гранулитовым метаморфизмом высоких давлений (Barbey, Raith, 1990;

Bernard-Griffiths et al., 1984; Marker, 1985). Возраст циркона из анортозитов Яврозерского массива (1945±10 млн. лет) и время начала гранулитового метаморфизма в ЛГП (1929-19млн. лет – Бибикова и др., 1993; Нерович, Баянова, 2007) подтверждают этот вывод.

Существовал очень небольшой разрыв во времени между магматической кристаллизацией и началом метаморфизма.

Максимальные температуры начала кристаллизации анортозитов 1250-1300°С (Ленников, 1979). По петрологическим данным, гранат-клинопироксеновые парагенезисы в метагаббро кристаллизовались в субсолидусных условиях сразу же после солидификации расплава при Т = 988–1096°С и Р = 11 кбар (Козлова, Реженова, 1998). Температуры гранулитового метаморфизма, определенные по вмещающим кристаллосланцам – 880-913°С.

Кристаллизация массива, возможно, не была полностью завершена к моменту гранулитового метаморфизма. При этом, либо циркон еще продолжал расти и происходило разделение элементов-примесей между цирконом и метаморфическими минералами, либо уменьшение содержания тяжелых РЗЭ в цирконе связано с более высокими скоростями их диффузии по сравнению с легкими (напр., Cherniak et al., 1997). Содержание U и Th в любом случае не меняется, поскольку только циркон является концентратором этих элементов и скорость диффузии U и Th на 3-5 порядков медленнее, чем РЗЭ. Температуры кристаллизации циркона, определенные по содержанию Ti (730-760 °С) явно занижены по сравнению с температурами кристаллизации анортозитовой магмы и параметрами гранулитового метаморфизма. Такое занижение температуры в цирконе из пород основного состава связано с пониженной активностью SiO2 (Ferry, 2006; Fu et al., 2005).

При снижении параметров метаморфизма начинают появляться новые типы циркона под воздействием метаморфического флюида в зонах рассланцевания. Образование длиннопризматических плоских кристаллов циркона возраста 1917 млн. лет, происходило уже при температуре около 650-700°С, поскольку такой же возраст - 1916±12 млн. лет - имеет коричневый титанит, температура закрытия U-Pb системы которого 650-700°С (Cherniak, 1993; Frost et al., 2000).

Температура кристаллизации около 700 °С определена и для постгранулитового циркона четвертого типа. То есть, в интервале от 1917 до 1902 млн. лет сохранялись изотермические условия. Остывание до 450-400°С произошло к 1875±5 млн. лет, как показывает возраст рутила из анортозитов и вмещающих амфиболитов и кристаллосланцев.

Таким образом, в анортозитах Яврозерского массива кристаллизация циркона продолжалась около 40 млн. лет. Разнообразие морфологических форм метаморфогенного циркона связано с изменением пересыщения в достаточно большом объеме флюида по мере понижения температуры метаморфизма. Разные составы циркона отражают меняющийся состав флюида.

б а Рис. 9. Распределение РЗЭ в цирконе из амфиболитов (а) и амфиболизированной ультраосновной дайки (б) Амфиболиты. Вмещающие анортозитовый массив амфиболиты представляют собой мелкозернистые породы, состоящие из зеленой роговой обманки, плагиоклаза, кварца и граната. Возраст протолита амфиболитов, определенный по редким зернам магматического циркона 2041±52 млн. лет (Каулина, 1999), возраст другой пробы амфиболитов этого района – 2101±21 млн. лет (Каулина и др., 2005), что согласуется с возрастом гранатовых габбро Беломорья (Степанова и др., 2003).

Основную часть пробы (90%) составляют изометричные бесцветные с алмазным блеском кристаллы циркона, размером 150-200 мкм. Возраст этого циркона 1893±38 млн. лет (Каулина, 1999). Присутствие граната сразу отражается в обеднении циркона ТРЗЭ (рис. 9, а). Небольшая европиевая аномалия при наличии плагиоклаза в парагенезисе может говорить об окислительной обстановке. Содержания U, Th и Y меньше 100 ppm. В катодолюминесценции видна секториальная зональность с неровными границами.

Ультрабазиты. Сходный по облику изометричный прозрачный бесцветный циркон (рис. 9, б) выделен из пробы металерцолита, образующего дайку в гранатовых амфиболитах.

Содержание циркона очень высокое для ультраосновной породы. Возраст циркона 1900±млн. лет (Каулина, 1999). В нем также низкое содержание РЗЭ (РЗЭ = 50-62 ppm), но выше содержания U (300-350) и Th ~150 ppm). В катодолюминесценции отмечается секториальная и лоскутная зональность. Распределение РЗЭ аналогично распределению в цирконе из амфиболизированных габброноритов острова Кривой и отражает безгранатовый парагенезис (рис. 9, б). Температура кристаллизации по содержанию Ti равна 705-762°С, что отвечает условиям амфиболитовой фации и совпадает с температурами метаморфизма окружающих пород в это время. Образование этого циркона, как и в других пробах, связано с проникновением флюида в зоны рассланцевания, что подтверждается корреляцией процентного содержания циркона в породах со степенью рассланцевания.

Наблюдения показывают, что существенный рост циркона приурочен к зонам сдвиговых деформаций. В региональном масштабе этот вывод подтверждается тем, что в габброноритах и габброанортозитах полуострова Толстик и в друзитах Беломорья не отмечен метаморфический циркон (Балаганский и др., 1997; Лобач-Жученко и др., 1993;

1995), а в поясах Тана и Колвицкий, представляющих собой коллизионные сутуры, то есть крупномасштабные сдвиговые зоны, метаморфический циркон (нескольких генераций) присутствует во всех габброанортозитовых массивах (Митрофанов и др., 1993; Митрофанов, Нерович, 2003; Нерович, 1999).

Все изученные кристаллы метаморфогенного циркона в амфиболитовой и эклогитовой (а также гранулитовой) фации метаморфизма обладают секториальностью.

Появление секториальности, а также «лоскутной» зональности и двойникования, которые рассматриваются как автодеформационные дефекты, является признаком неравновесных условий минералообразования (Стрикленд-Констэбл, 1971; Козлова, 1972; СтриклендКонстэбл, 1971; Козлова, 1972; Пунин, 2000). Секториальность напрямую связана с изометричностью кристаллов. За счет выравнивания скоростей роста появляются грани, которые раньше исчезали из морфологии в результате своего быстрого роста. Появившиеся грани имеют собственный атомарный рисунок и способность адсорбировать примеси, что приводит к секториальному распределению микро- и макрокомпонентов в объеме кристалла.

Соответственно изменяются величина и распределение внутренних напряжений гетерометрии (Пунин, 1992, 1994, 2000). При низкой пластичности кристалла, затрудняющей объемную автодеформацию, именно обособление субиндивидов (расщепление или двойникование) является основным механизмом релаксации внутренних напряжений (Пунин, 2000). Автодеформационные дефекты, как показано экспериментально (Пунин, 191994) и как следует из многочисленных минералогических наблюдений, крайне чувствительны к условиям минералообразования.

Таким образом, как и в породах эклогитовой фации, в амфиболитовой фации образование циркона контролируется флюидным режимом и приурочено к зонам сдвиговых деформаций. Вне сдвиговых деформаций объем флюида вероятно недостаточный, чтобы приводить к росту нового циркона.

3. Особенности морфологии и состава метаморфогенных цирконов обусловлены количеством флюида (расплава): при высокой флюидонасыщенности (высокой степени плавления) - состав циркона приближается к стехиометрическому; при уменьшении объема флюида (расплава) - определяется сосуществующим парагенезисом минералов.

Изучение морфологии метаморфогенных цирконов гранулитовой, эклогитовой и амфиболитовой фаций показывают, что они обладают многими сходными чертами, в частности изометричной формой кристаллов. Известно, что основным фактором, влияющим на габитус кристалла является соотношение температура/пересыщение. Как отмечалось выше, общие закономерности зависимости формы кристаллов от температуры и пересыщения показывают, что область таких условий (когда скорости роста всех граней кристалла близки – область пересечения кинетических кривых роста граней) достаточно узкая (Трейвус, 1988; Трейвус, Франке, 1995). Изменение габитуса кристаллов циркона в породах амфиболитовой фации при относительно небольшом интервале температур кристаллизации, главным образом, связана с изменением пересыщения. При увеличении пересыщения при заданной температуре кристаллы циркона приобретают анизометричный габитус. Это хорошо видно на примере циркона из габброанортозитов Яврозерского района, где в изотермических условиях с течением времени появляются разные по морфологии кристаллы циркона.

Образование секториальности кристаллов и неровных границ между секторами роста свидетельствует о нестационарности условий кристаллизации по сравнению с ростом из магматического расплава, где отмечается обычная для циркона эвгедральная зональность.

Нестационарность кристаллизации связана, скорее всего, с небольшими объемам (по сравнению с магматическим) расплава или флюида, где быстро меняется пересыщение. О небольшом объеме говорит и тот факт, что содержание примесей в цирконе (например, тяжелых РЗЭ) начинает зависть от сосуществующих минералов. При больших объемах расплава (при диатексисе) или флюида (постмагматический флюид), содержание элементовпримесей в цирконе и распределение РЗЭ аналогично магматическому.

По мнению многих авторов, поскольку метаморфический циркон в условиях гранулитовой фации растет в равновесии с анатектическим расплавом, он может не отличаться от магматического по составу и распределению редкоземельных элементов (например, Hoskin and Black, 2000). Тем не менее, часто результирующий РЗЭ рисунок откличается от типичных магматических распределений в зависимости объема расплава и начинает зависить от существующего парагенезиса.

Также может меняться гибитус и внутреннее строение циркона: как было показано, в диатектических плагиогранитах района реки Лотты, помимо изометричных, образуются кристаллы идиоморфной формы и помимо секториальности образуется обычная эвгедральная зональность.

Сравнение форм циркона по морфологии и содержанию элементов-примесей показывает, что в амфиболиовой фации более разнообразны условия, при которых образуется циркон. Это связано с большей флюидонасыщенностью пород, с большей циркуляцией метаморфических флюидов и расплавов, по сравнению с достаточно сухой гранулитовой фацией. Соответственно, образующийся циркон более разнообразен по морфологии и составу.

На рис. 10 представлены вариации содержания некоторых редких элементов, по которым отмечено наибольшее различие в кристаллах циркона в зависимости от условий образования циркона. Помимо представленных элементов (не считая РЗЭ) было определено содержание в цирконе Hf и Pb. Но их содержание примерно одинаково во всех изученных кристаллах циркона, поэтому они не были использованы в диаграмме. Видно, что по всем элементам образуется определенный ряд по степени их содержания в цирконе. Наиболее обогащен всеми этими элементами магматический циркон, затем постгранулитовый, гранулитовый, амфиболитовый и наименее всего – эклогитовый. Образование первых трех типов связано с расплавом, это относится и к постгранулитовому циркону, связанному с синметаморфическим гранитообразованием и растущим из постмагматического флюида.

Наиболее широкие вариации состава наблюдаются в цирконе амфиболитовой фации. Это говорит о том, что в условиях амфиболитовой фации шире диапазон условий, при которых может расти циркон.

Во всех фациях наибольшие вариации отмечаются в содержаниях тория и урана, Рис. 10. Диаграмма содержания некоторых редких элементов в цирконе (значения нормированы на примитивную мантию (Carlson, 2003) поскольку как уже отмечалось, в гранулитовом и амфиболитовом цирконе величина Th/U отношения может быть переменной, но поскольку она реагирует на условия кристаллизации, то совместно с другими геохимическими критериями может быть использована для определения генезиса циркона. Наиболее низкие содержания Th наблюдаются в цирконе, образовавшемся при эклогитовом метаморфизме. Следовательно, низкое Th/U отношение, в комплексе с распределением РЗЭ, может служить признаком эклогитового циркона.

Снижение Th/U отношения в цирконе из пород эклогитовой фации может быть связано с кристаллизацией алланита, что подтверждается положительной корреляцией между Th и Ce Рис. 11. Распределение циркона разного генезиса в зависимости от величины европиевой аномалии и отношения нормированных Pr и Nd в цирконе эклогитов.

Достаточно трудно найти универсальный геохимический критерий разделения циркона в зависимости от условий образования. Для пород гранулитовой фации помимо распределения РЗЭ удобно использовать диаграмму, предложенную Е.В. Бибиковой (1989) в координатах U-Th/U (рис. 4). Для пород амфиболитовой и эклогитовой фации часто наблюдается уменьшение содержания Nd, что приводит к увеличению в цирконе отношения (Pr/Nd)n. На диаграмме, построенной по величине европиевой аномалии и отношения (Pr/Nd)n циркон разного генезиса из основных пород (магматический, эклогитовый, амфиболитовый и образующийся при распаде плагиоклаза) образует собственные поля (рис.

11).

4. Под воздействием гидротермальных растворов и флюидов в кристаллах циркона образуются структуры, которые можно трактовать как продукты метасоматического замещения и использовать принципы механизма изоморфного замещения для интерпретации геохронологических данных.

Хотя циркон считается устойчивым минералом, известно также, что его растворимость повышается в присутствии воды, флюидов, обогащенных CO2, а также в щелочных растворах и магмах (Тугаринов, Бибикова, 1980; Ризванова и др., 1996; Liferovich et al., 2001; Watson and Harrison, 1983; Watson, 1996; Азимов, 2003). Способность циркона к изменению возрастает у кристаллов с нарушенной структурой: либо вследствие метамиктности (Макеев, 1981), либо механической трещиноватости или пластической деформации (Reddy et al., 2007). Кристаллы циркона с высокими концентрациями U и Th обычно более подвержены изменениям, поскольку автооблучение при радиоактивном распаде этих элементов со временем вызывает серьезное нарушение кристаллической структуры (Макеев, 1981; Ewing et al., 2003 и ссылки там).

За последние 20 лет, благодаря развитию методов исследования внутреннего строения минералов, специфические вторичные структуры изменения и перекристаллизации описаны в цирконе из многих пород (Corfu et al., 2003). Отмечаются зоны извилистой или фестончатой формы, срезающие первичную ростовую зональность, пятнистая структура, присутствие пористых и богатых включениями областей. Наличие таких структур означает, что первичные кристаллы циркона не всегда были в равновесии с окружающей средой.

Процессы изменения циркона с образованием подобных внутренних структур связывают обычно с метасоматическими процессами в породе (например, Краснобаев и др., 1998;

Скублов и др., 2009 а,б; Levskii et al., 2009; Кожевников, Скублов, 2010). На Кольском полуострове подобные структуры описаны в цирконе амазонитовых пегматитов Западных Кейв (Горяинов, Иванюк, 2001), в щелочных гранитах массива Сахарйок (Лялина, Зозуля, 2010) и Западно-Кейвском массиве (Ветрин, 2010), в сапфирин-содержащих породах Центрально-Кольской гранулито-гнейсовой области (Доливо-Добровольский, Астафьев, 2010).

Понимание процессов, производящих эти внутренние структуры, существенно для правильной интерпретации полученных U-Pb возрастов.

В настоящее время на основании экспериментальных исследований и изучения природного циркона предлагается два механизма образования подобных структур (Geisler et al., 2007 и ссылки там): (1) структурная и химическая перестройка путем твердофазного диффузионно-реакционного процесса и (2) изменение первичного циркона путем растворения-переосаждения. В первом случае в цирконе с нарушениями кристаллической структуры, вызванными автооблучением, структурные и химические изменения происходят в результате диффузионно-реакционных процессов в присутствии водных флюидов. Водные фазы распространяется внутрь и "катализирует" структурную перестройку. Развиваются поры наноразмеров, возрастает содержание растворимых элементов типа Ca, Al и Fe, и выносится радиогенный Pb. Во втором случае в цирконе с неповрежденной кристаллической структурой подобные внутренние изменения происходят путем процесса растворенияпереосаждения при взаимодействии с водными флюидами. Прореагировавшие области обычно имеют более низкое содержание примесей, могут содержать микронные поры и включения урановых, ториевых и иттриевых фаз, первоначально присутствующих в виде твердых растворов.

Для объяснения механизма образования вторичных структур в цирконе и реконструкции условий изменения кристаллов циркона привлечены данные экспериментального низкотемпературного моделирования процессов замещения монокристаллов, ведущихся в СПбГУ (Гликин, Синай, 1983, 1991, Гликин, 2004; Крючкова и др., 2002), что позволяет предложить унифицированный механизм образования вторичных структур в цирконе и рассматривать изменения циркона в рамках процесса изоморфного метасоматического замещения на основе проведения аналогий между природными и искусственными объектами. Проведение таких аналогий принципиально возможно в связи с тем, что одинаковые кристаллогенетические механизмы процессов реализуются при различных Р-Т параметрах. Модельные эксперименты проводились на примере более 1водосолевых систем «кристалл – раствор». Исследованы системы, отличающиеся физикохимическими параметрами: наличием/отсутствием эвтонических точек, изоморфизма фаз, образования нерастворимых компонентов и др. Большое количество изученных систем определено простотой методики экспериментов: исследуемый кристалл выдерживался в растворе второго компонента системы при комнатной температуре, наблюдение проводилось in situ под микроскопом, анализ фаз проводился оптическим и рентгеновским методами.

Среди продуктов замещения, экспериментально полученных в модельных водосолевых системах, выделяются два больших класса – поликристаллические и монокристаллические. Во всех случаях движущей силой замещения является высаливание, когда растворение кристалла замещаемого компонента создает пересыщение относительно другого компонента и вызывает его кристаллизацию. При этом поликристаллические продукты образуются в системах с особыми (эвтоническими) точками и при отсутствии изоморфизма между компонентами, монокристаллические продукты – в системах изоморфных компонентов без особых точек.

Сравнение морфологии измененных кристаллов циркона с экспериментально полученными продуктами замещения позволяет делать выводы о процессах их образования.

Механизмы замещения внутри циркона, рассмотренные Т. Гейслером, сводятся к двум вышеназванным разновидностям процесса. Преобразование метамиктного циркона идет по механизму образования поликристаллических продуктов замещения – растворения аморфных участков и выпадения нового цирконового вещества в виде мельчайших кристалликов. Преобразование кристаллического циркона идет по механизму монокристаллического замещения: – растворение первичного циркона и кристаллизация нового цирконового вещества, отличающегося составом изоморфных примесей.

Экспериментально установлено, что включения могут быть заполнены как остаточным раствором, так и кристаллическими фазами – сингенетическими и постгенетическими (Синай, Гликин, 2005). При условиях отклонения системы от равновесия (например, при градиенте температуры) замещение может проходить на фоне роста или растворения объектов (Крючкова и др., 2002). Колебания температуры приводят к объединению и укрупнению включений, а, в предельном случае, к исчезновению «губчатой» зоны и образованию монокристаллического «футляра».

Таким образом, вторичные структуры в природных цирконах могут быть объяснены с позиций изоморфного замещения. В качестве признаков монокристаллического замещения можно рассматривать такие морфологические особенности, как наличие пористых «губчатых» зон, присутствие нескольких зон с разным количеством и размерами включений, извилистые границы между зонами, наличие монокристаллической оболочки вокруг пористого ядра. Очевидно, что во всех случаях процессы замещения обеспечиваются присутствием раствора, и возможен как привнос, так и вынос компонентов, в частности радиогенного свинца, что создает сложности в определении возраста U/Pb методом.

Ниже представлены результаты изучения циркона из различных пород Кольского полуострова: микроклиновых гранитов пояса Тана, осадков Кейвского блока и пород основного состава района Узкой Салмы. Циркон в каждом из участков имеет свое характерное внутреннее строение, свидетельствующее о вторичных изменениях минерала.

Циркон из микроклиновых гранитов района озера Явр (пояс Тана) Для пород пояса Тана характерны розовые плагиомикроклиновые граниты и гранитогнейсы, которые образуют линзы конкордантных тел в гранатовых амфиболитах.

Рис. 12. Циркон из микроклинового гранита пояса Тана: фото в отраженных электронах с точками анализа и график распределения редкоземельных элементов для этих участков циркона Циркон, выделенный из пробы мелко-среднезернистого микроклинового гранита в районе озера Явр, представлен короткопризматическими желто-коричневыми кристаллами, размером 150-300 мкм с высоким содержанием U (>3000 ppm), что характерно для калиевых гранитов. В проходящем свете (поляризационный микроскоп AMPLIVAL) зерна в основном мутные или с грубой зональностью, но в отраженных электронах хорошо различимо сложное внутреннее строение (рис. 12). Видны следующие зоны: основная часть кристалла, светлая в BSE (предположительно неизмененная), темная измененная зона (15-100 мкм), внешняя тонкая трещиноватая кайма (10-20 мкм). Разные по интенсивности свечения участки отличаются по химическому составу. В измененных зонах, по сравнению с основной частью, незначительно снижается содержание U, Th и Hf, уменьшается содержание Zr, и резко возрастает содержание Ba, Sr, Ti, легких и средних редких земель. Появляются Ca, Mn и Fe.

Кроме того, эти зоны содержат значительные количества воды.

Распределение редкоземельных элементов в светлых зонах соответствует характерному распределению в магматическом цирконе – обогащение тяжелыми редкими землями ((Yb/Gd)n=140-168) с высокой положительной Ce (Сe/Ce* = 64-69) и отрицательной Eu аномалиями (Eu/Eu* = 0.01-0.1) (рис. 11), тогда как обогащение темных зон легкими редкими землями с уменьшением Ce аномалии характерно для гидротермального циркона (Rubin et al., 1989; Hoskin, 2005; Rayner et al., 2005). По содержанию всех элементов оболочки кристаллов занимают промежуточное положение между их основной частью и зоной изменения (рис. 12).

Возраст неизмененных участков циркона около 2.30 млрд. лет (Каулина, Апанасевич, 2000). Возраст цирконовых кайм не определялся в связи с их малыми размерами. Подобные структуры наблюдались также в цирконе из молодых синдеформационных гранитов возраста 1.88 млрд. лет (Marker et al., 2000). Можно утверждать, что изменения циркона в обоих массивах произошли позднее 1.88 млрд. лет. Процесс может быть связан либо с флюидной активностью 1.75 млрд. лет назад, широко проявленной в породах Кольского полуострова (Rb-Sr и Ar-Ar данные – Левский и др., 2009; de Jong et al., 2000), либо с палеозойскими гидротермальными процессами – 450-480 млн. лет (Афанасьева и др., 2009).

Присутствие включений и пор в центральной части циркона и «проникновение» новой цирконовой оболочки внутрь первичного кристалла позволяет провести аналогию между исследуемым кристаллом и модельными продуктами метасоматического замещения, полученными экспериментально. Растворению и замещению подвергаются наиболее метамиктные участки. Замещение, вероятно, идет в два этапа: сначала наиболее нарушенные участки гидратируются и начинают растворяться, при этом в них из флюида поступают такие «неформульные» элементы, как Ca, Mn, Fe, легкие и средние редкоземельные элементы, а во флюид поступает некоторое количество Zr и SiО2, U, Th и Hf. Обогащение флюида этими элементами приводит к кристаллизации новой цирконовой фазы. Новая кристаллическая фаза занимает меньший объем по сравнению с растворяющейся аморфной, дефицит объема восполняется порами. Одинаковая кристаллографическая ориентировка зон и наличие пористой области в центре кристаллов свидетельствует о монокристаллическом замещении с дефицитом объема, характерном для систем с изоморфными компонентами (Гликин, Синай, 1991). Создается впечатление, что первый циркон представляет начальную стадию процесса – гидратацию и начало растворения метамиктных областей, а второй – конечный результат замещения с кристаллизацией новой пористой области. Образование кайм можно рассмотреть либо как последующее простое обрастание замещенного зерна, либо как замещение с избытком объема. Последнее более вероятно и подтверждается промежуточным химическим составом кайм (рис. 12). То есть, в процессе изменения циркона, механизм замещения менялся, что может быть обусловлено изменением соотношения растворимостей компонентов в ходе процесса (Крючкова и др., 2002). В целом, образование измененных зон (точки 2 и 2’, рис. 12) связано с поздними процессами метасоматического замещения их первичного вещества под воздействием флюида.

Циркон из метаморфизованных осадков района хребта Серповидного (Кейвский блок) Цирконы с измененной внутренней морфологией были обнаружены в метаосадках Кейвского блока: кианитовых сланцах и кварцитах червуртской свиты, мусковит-кварцевых сланцах выхчуртской свиты и биотит-мусковит-кварцевых сланцах песцовотундровской свиты.

В катодолюминесценции видно, что все кристаллы циркона, за исключением кристалла №1, содержат неизмененные (светлые) ядра с обычной ростовой зональностью и мозаичные (более темные) внешние зоны - каймы (рис. 13, а). Яркие в катодолюминесценции ядра с низким содержанием U и ненарушенной кристаллической структурой имеют возраст 2.632.73 млрд. лет (Marker, Kaulina, 2000). Надо отметить, что каймы образуются только на кристаллах циркона с низким содержанием урана, а в цирконе с повышенным содержанием урана (до 1000 ppm), как например зерно 1 на рис. 13, образуются новые внутренние области одновременно с образованием кайм на низкоурановых цирконах. Возраст неизмененных участков циркона типа №1 – 2.46 млрд. лет, возраст измененных участков – 1.76 млрд. лет (Marker, Kaulina, 2000). Каймы обогащены ураном (900-3000 ppm) и состоят из темных (вероятно аморфных) участков, перемежающимися со светлыми кристаллическими участками. При датировании на ионном микрозонде NORDSIM получен U-Pb возраст кайм - 1758±48 млн. лет. При этом для пяти датированных участков (точки 1-5 на рис. 13, б) получен конкордантный возраст, то есть вторичные изменения не привели к потерям радиогенного свинца. Дискордантность отмечается только в каймах с явными признаками растворения (изрезанные границы), в этих же участках обнаруживается более высокое содержание урана (точки 6,7 на рис. 13, а,б). Нижнее пересечение дискордии с конкордией около 490 млн. лет, скорее всего, отвечает времени потери радиогенного свинца в цирконе в связи с флюидным воздействием на него, которое и привело к образованию вторичных структур в каймах. Коррозия поверхности циркона также показывает, что минерал был подвержен влиянию флюидов (вероятно, агрессивных для циркона, щелочно-карбонатных растворов).

Дополнительно был определен возраст рутила из рассматриваемых пород. Он составил 1.93 млрд. лет, что дает возможность косвенно определить температуру флюида, воздействующего на циркон. Поскольку температура закрытия U-Pb системы рутила 400450°С (Mezger et al., 1991), возраст рутила обычно отражает время остывания пород до этой температуры. Следовательно, после 1.93 млрд. лет температура не поднималась выше 450 °С.

Механизм образования вторичных структур в этом цирконе аналогичен описанному для микроклиновых гранитов района Яврозера. Высокое содержание урана в цирконе (до 3000 ppm) приводит к метамиктизации его структуры, что проявляется в низком свечении этих участков в катодолюминесценции. Под воздействием флюидов аморфные участки замещаются кристаллическими (яркая люминесценция в катодолюминесценции). Поскольку, как и в предыдущем случае, замещение носит изохимический характер, возрастная информация сохраняется. Не отмечается даже выноса радиогенного свинца, кроме двух случаев (точки 6 и 7 на рис. 13, б), где процесс замещения сменялся прямым растворением. С учетом этих двух точек, возраст флюидного воздействия определяется по нижнему пересечению дискордии в 488 млн. лет, что может быть связано с палеозойскими щелочными интрузиями. Необходимо добавить, что метасоматические замещения проявлялись дважды: в цирконе возраста 2.46 млрд. лет они привели к образованию доменов возраста 1.76 млрд. лет, которые в дальнейшем уже не изменялись, а новообразованные в это время каймы перекристаллизовались при следующем флюидном/гидротермальном воздействии в 488 млн.

лет.

Рис. 13. Циркон из метаосадков Кейвского блока: а - фото в катодолюминесценции с точками U-Pb датирования; б - U-Pb возраст этих участков циркона; в – диаграмма распределения ядер и кайм циркона по содержанию U и Th/U отношению.

Подобные возрасты 1.7-1.76 млрд. лет получены для циркона Западно-Кейвского массива (Ветрин, 2010), а также отражены U-Pb системой титанита и Rb-Sr системой минералов из метавулканитов лебяжинской серии (Баянова, 2004).

Циркон из пород района Узкой Салмы (Ёнский район БПП) Циркон в пробе Fe-Ti габбро представлен короткопризматическими корродированными зернами с гетерогенным внутренним строением и множественными моно- и полифазными минеральными включениями. Изучение циркона в отраженных электронах в комплексе с микрозондовыми исследованиями позволило выделить в пределах зерен несколько зон и участков, отличающихся по строению и химическому составу (рис. 14, а). Это: I – светлая внутренняя зона, обогащенная минеральными включениями, II - зона аналогичная первой, но с более мелкими включениями, III – участки с сохранившейся ростовой эвгедральной зональностью, IV – темные зоны без включений, V – кайма и VI -«заплатки» - участки, аналогичные по составу каймам, но расположенные внутри зерен. Центральные зоны I и II обогащены Y и Yb, U и Th. В переходной зоне IV содержание этих элементов уменьшается, самое низкое их содержание отмечается в кайме и зоне VI. Также изменяются Zr/Hf и Th/U отношения, которые максимальны в зоне I и минимальны в каймах и «заплатках». Между светлыми участками с включениями (I) и темными без включений (IV) существуют либо плавные переходы (в большинстве случаев), либо резкие волнистые границы (рис. 14, а).

Признаками процесса метасоматического замещения является наличие «заплаток» во внутренних участках кристалла, отвечающих по составу каймам, а также характерное для метасоматического замещения выравнивание химического состава между первичным ядром и новообразованными каймами с формированием зон переходного состава (Гликин, Синай, 1991).

Высокое Th/U отношение (до 3.0) в зонах I-III, характерное для циркона из пород основного состава, позволяет говорить о первично-магматической природе исследуемого циркона, что также подтверждается характерным для магматического циркона распределением редкоземельных элементов в этих зонах (рис. 14, в) (обогащение тяжелыми РЗЭ по сравнению с легкими с положительной Ce и отрицательной Eu аномалиями). В остальных исследованных участках обнаруживается обогащение легкими РЗЭ, что характерно для гидротермального циркона и подтверждает преобразование периферийных участков кристаллов под воздействием гидротермального флюида.

Датирование разных участков циркона на масс-спектрометре SHRIMP-II показало, что Рис. 14. Циркон из Fe-Ti габбро и гранатита: а – фото в отраженных электронах цирконов Fe-Ti габбро c выделенными зонами (см. описание в тексте); б – фото цирконов гранатита в отраженных электронах и в режиме катодолюминесценции с точками анализа РЗЭ; в - графики распределения РЗЭ, нормированных к хондриту, для выделенных зон циркона из обеих проб; г - график изменения Th/U отношения в зонах циркона в зависимости от возраста.

точки, отвечающие выделенным участкам, распределяются вдоль дискордии с верхним пересечением 2.93 млрд. лет и нижним – 1.9 млрд. лет. Следовательно, все участки циркона образовались в результате двух процессов: магматической кристаллизации базитового расплава 2.93 млрд. лет назад и наложенного процесса 1.9 млрд. лет назад, который привел к образованию цирконовых кайм и преобразованию внутренних областей первичных зерен циркона. Выравнивание составов привело к промежуточным изотопным возрастам. Это 2хорошо видно на графике в координатах Pb/206Pb возраст - Th/U отношение, где Th/U отношение падает по мере изменения возраста от внутренних частей к оболочкам (рис. 14, г).

Исследуемый циркон содержит мономинеральные включения: Qtz, Pl; Cpx, Rt, Cal, Ms, Ap, Ttn, Ep, Py, Gn, Zrn; и полифазные включения: Ab + Cal, Rt + Qtz, Cpx + Ep, Ap + Ms + Cal, Ttn + Qtz + Cal + Ap + Ep, Py + Ap, Ep + Qtz, Ttn + Qtz + Rt + Cal (рис. 14, а).

Включения распределены в зернах циркона незакономерно и поэтому достаточно трудно привязать их к каким-либо этапам образования или преобразования породы. Некоторые из них, возможно, образовались на стадии магматической кристаллизации породы, другие включения относятся к ретроградным стадиям. Факты захвата включений, отвечающих разорванным во времени метаморфическим событиям, практически невозможно объяснить только процессом роста циркона.

Циркон в пробе гранатита представлен длиннопризматическими прозрачными кристаллами (рис. 14, б), состоящими из ядра с большим количеством включений, высоким содержанием Y и высоким Zr/Hf отношением (аналогично цирконам из Fe-Ti базита) и кайм, которые здесь составляют основной объем кристалла. Каймы обеднены Y, Yb, U и Th, но обогащены Hf и имеют, соответственно, низкие Zr/Hf отношения – 28-39. В некоторых кристаллах ядра можно идентифицировать только по скоплению включений, при этом Zr/Hf отношение в этих участках снижается до уровня кайм (рис. 14, б).

Возраст кайм 1891±17 млн. лет (Natapov et al., 2005). Ядерные зоны и каймы циркона из 2гранатитов также хорошо ложатся в общую картину на графике Pb/206Pb возраст - Th/U отношение, иллюстрирующем процесс изменения исходного циркона с образованием кайм (рис. 14, г).

Включения в ядрах зерен циркона представлены Qtz, Pl, Ep, Hbl. Их образование можно соотнести с развитием в породе диопсид-плагиоклазового диафтореза и наложенного амфиболитового парагенезиса. По геолого-геохронологическим данным эти процессы происходили 2.7 и 1.9 млрд. лет назад, соответственно, тогда как образование исходного циркона (ядра) имело место 2.93 млрд. лет назад. Следовательно, захват включений происходил на стадии изменения первичного циркона, возможно также, что эти изменения были неоднократными.

Последовательность образования циркона в этих породах можно представить следующим образом: 1 - рост внутренних участков (см I-II на рис. 14, а), обогащенных включениями других минералов (захват твердофазных включений обычно связывается с быстрым ростом кристаллов); 2 - по мере уменьшения пересыщения или переохлаждения расплава условия роста приблизились к равновесным и образовалась внешняя (для первичных кристаллов) зональная призматическая оболочка (III); 3 - через какое-то время под воздействием гидротермальных флюидов началось растворение циркона с одновременным отложением нового цирконового вещества, т. е. метасоматическое замещение. Первой замещается внешняя часть кристаллов, что и объясняет ее плохую сохранность. Внутренняя область, составляющая основной объем кристалла сохранилась, хотя и подвергалась изменениям и кое-где полностью заместилась (рис. 14, б). Содержание элементов-примесей в первичном цирконе на порядок-два выше, чем в каймах, то есть первичный циркон был более растворим, и замещался более «чистым» веществом кайм.

В пробе гранатита хорошо видно, что рост новой метасоматической каймы шел за счет растворения существовавшего циркона. В отраженных электронах ядро по свечению сливается с оболочкой из-за выравнивания химических составов. В катодолюминесценции, напротив, четче выделяется ядро, и видна неоднородность самих кайм, в которых остаются «тени» первичных границ ядер, то есть, каймы частично наследуют внутреннее строение протокристалла (рис. 14, б). Одновременность погасания ядра и оболочки также свидетельствует о монокристаллическом замещении с избытком объема.

Более полное замещение циркона в гранатитах по сравнению с другими породами, связано, вероятно, с нахождением самих гранатитов в наиболее проницаемой зоне для флюидов.

Наличие многочисленных минеральных включений в ядрах циркона может являться свидетельством замещения с дефицитом объема, когда меньший объем новой фазы восполняется порами, которые потом могут заполняться другими минералами. Этот вывод подтверждается составом мономинеральных включений, которые относятся к разным стадиям преобразования породы. Возможно, что участки циркона с крупными включениями, являются результатом замещения с дефицитом объема.

В приведенном случае процессы замещения связаны с высоким содержанием примесей и нарушениями структуры исходного циркона, что приводит к растворению наиболее дефектных участков с одновременным ростом новообразованного более чистого циркона в других частях тех же зерен. Как и в примере с метаосадками Кейвского блока, в районе Узкой Салмы, в цирконе с меньшим содержанием урана и тория из ТТГ-гнейсов, подобных структур замещения не отмечено.

Процессы метасоматического замещения, скорее всего, играют гораздо большую роль в образовании полифазных кристаллов циркона, чем принято считать. Обрастание циркона новой генерацией можно, также, рассмотреть как метасоматическое замещение с «избытком объема» (Гликин, Синай, 1991). Процесс лимитируется твердофазной диффузией, за счет которой происходит обмен веществом между внутренними частями кристалла и его приповерхностной зоной, что приводит к изменению состава последней, нарушая равновесия с флюидом и продолжению роста новой фазы. Поскольку наиболее интенсивный рост идет у выходов дислокаций, в этих местах могут образовываться автоэпитаксиальные наросты.

Неполное обрастание циркона новой генерацией отмечалось, в частности, на зеленосланцевой стадии амфиболитового метаморфизма (Тугаринов, Бибикова, 1980).

Таким образом, под воздействием гидротермальных растворов и флюидов, в природных кристаллах циркона, образуются структуры, которые можно трактовать как продукты метасоматического замещения. Они узнаются по извилистым зонам, срезающим первичную ростовую зональность и проникающим внутрь «затекам» вещества внешних зон, а также по наличию пористых или богатых включениями областей.

Влияние водных флюидов на перестройку U-Pb системы циркона нужно учитывать при интерпретации U-Pb возрастов, полученных по вторичным областям циркона. В случае замещения метамиктного циркона без привноса нового цирконового вещества происходит замещение с дефицитом объема с образованием поликристаллических продуктов замещения, при котором сохраняется уран-свинцовый возраст исходного циркона, а нижнее пересечение дискордии с конкордией определяет время флюидного воздействия на них. При замещении за счет привноса нового вещества замещение циркона идет с образованием монокристаллических продуктов замещения. При этом могут образовываться зоны переходного состава, возраст которых не имеет геологического смысла.

В процессе замещения в зависимости от условий роста может происходить изменение соотношения растворимостей компонентов, что приводит к смене механизма замещения. То есть, замещения внутренних участков первичного циркона сменяется образованием обрастаний в течение одного процесса флюидного воздействия.

Литературные данные показывают, что подобные структуры замещения наиболее часто встречаются в цирконе из гранитоидов (Pidgeon, 1992; Vavra et al., 1999; Moller et al., 2003;

Rayner et al., 2005; Corfu et al., 2003 и ссылки там), что связано с повышенными содержаниями U, приводящими к метамиктности структуры. Фактическая степень нарушения структуры и подверженность флюидному воздействию будет зависеть от периода между кристаллизацией циркона и моментом флюидного воздействия на него, а также от термальной истории породы. К тому же не все поврежденные области в природном цирконе могут быть доступны для флюида. Также, структуры замещения часто отмечаются в цирконе из пород океанической коры (офиолитовые комплексы – Rubatto et al., 1998; Tomaschek et al., 2003; океанические габбро - Kaczmarek M.-A. et al., 2008;). Вероятно, это связано как с определенным составом циркона (высокие содержания Th, Y, ТРЗЭ) так и с гидротермальной деятельностью в условиях морского дна (например, Spandler et al., 2004; Grimes et al., 2009).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ Проведенное в работе исследование позволило систематизировать данные, касающиеся образования циркона в условиях метаморфизма разных температур и давлений, вывести общие закономерности роста и перекристаллизации циркона при полиметаморфизме, определить механизмы роста метаморфогенных цирконов в условиях гранулитовой, эклогитовой и амфиболитовой фаций метаморфизма, определить критерии различия метаморфогенных и магматогенных цирконов.

Разработанные минералого-геохимические критерии роста и преобразования циркона в определённых геологических процессах могут быть использованы в различных геохронологических лабораториях и способствовать правильной интерпретации получаемых геохронологических данных.

Список основных публикаций по теме диссертации Монографии Каулина Т.В. Образование и преобразование циркона в полиметаморфических комплексах. Апатиты: КНЦ РАН. 2010. 144 с.

Минц М.В., Берзин Р.Г., Сулейманов А.К., Заможняя Н.Г., Ступак В.М., Конилов А.Н., Злобин В.Л., Каулина Т.В. Строение и эволюция коры юго-востока Фенноскандинавского щита: интерпретация данных по профилю 4В: в кн. - Строение и динамика литосферы Восточной Европы: результаты исследований по программам ЕВРОПРОБЫ. М: ГЕОКАРТ: ГЕОС. 2006. 206-212 (вклад Т.В. Каулиной – 10%).

М.В. Минц, А.К. Сулейманов, П.С. Бабаянц, Е.А. Белоусова, Ю.И. Блох, М.М. Богина, В.А. Буш, К.А. Докукина, Н.Г. Заможняя, В.Л. Злобин, Т.В. Каулина, А.Н. Конилов, В.О.

Михайлов, Л.М. Натапов, В.Б. Пийп, В.М. Ступак, С.А. Тихоцкий, А.А. Трусов, И.Б.

Филиппова, Д.Ю. Шур. Глубинное строение, эволюция и полезные ископаемые раннедокембрийского фундамента Восточно-Европейской платформы: Интерпретация материалов по опорному профилю 1-ЕВ, профилям 4В и ТАТСЕЙС. Москва: ГЕОКАРТ, ГЕОС. 2011. В двух томах. 800 с (вклад Т.В. Каулиной – 10%).

Статьи в рецензируемых журналах Богданова М.Н., Ефимов М.М., Каулина Т.В. Геохронология заключительных этапов раннепротерозойского магматизма в коллизионном шве БеломороЛапландского пояса Балтийского щита (Колвицкая зона) // ДАН. 1996. Т. 350. N5. С. 665-6(вклад Т.В. Каулиной - 40%).

Каулина Т.В., Богданова М.Н. Новые U-Pb изотопные данные для процессов магматизма и метаморфизма северо-западного Беломорья // ДАН. 1999. Т. 366. №5. С. 677679 (вклад Т.В. Каулиной - 60%).

Каулина Т.В., Кислицын Р.В., Апанасевич Е.А., Заключительные этапы метаморфической эволюции пояса Танаэлв (Кольский регион Балтийского Щита) по результатам U-Pb датирования циркона, титанита и рутила // Геохимия. 2004. №6. С. 597-6(вклад Т.В. Каулиной – 70%).

Mints M.V., Kaulina T.V., Konilov A.N., Krotov A.V., and Stupak V.M. The thermal and geodynamic evolution of the Lapland granulite belt: implications on the thermal structure of the lower crust during granulite-facies metamorphism // Gondwana Research. 2007. V 12. No 3. P.

252-267 (вклад Т.В. Каулиной – 40%) Докукина К.А., Каулина Т.В., Конилов А.Н. Датирование реперных событий в истории докембрийских сложнодислоцированных комплексов (на примере Беломорской эклогитовой провинции) // ДАН. Т 425. №1. 2009. С. 83-88 (вклад Т.В. Каулиной – 40%).

Каулина Т.В. Заключительные стадии метаморфической эволюции Колвицкого пояса и Умбинского блока (юго-восточная ветвь Лапландского гранулитового пояса): U-Pb датирование циркона, титанита, рутила. Вестник МГТУ. 2009. Т.12, № 3. С. 386-393 (вклад Т.В. Каулиной – 100 %).

Докукина К.А., Баянова Т.Б., Каулина Т.В., Травин А.В., Конилов А.Н., Серов П.В.

Новые геохронологические данные для метаморфических и магматических пород района села Гридино (Беломорская эклогитовая провинция.) // ДАН. 2010. Т. 432. №3. С. 370-3(вклад Т.В. Каулиной – 30%).

Mints M.V., Belousova E.A., Konilov A.N., Natapov L.M., Shchipansky A.A., Griffin W.L., O’Reilly S.Y., Dokukina K.A., and Kaulina T.V.. Mesoarchean Subduction Processes: 2.Ga eclogites from the Kola Peninsula, Russia // Geology. 2010. V. 38. No 8. P. 739-742 (вклад Т.В. Каулиной – 10%).

Минц М.В., Конилов А.Н., Докукина К.А., Каулина Т.В., Белоусова Е.А., Натапов Л.М., Гриффин У.Л., О'Рейлли С. Беломорская эклогитовая провинция: уникальные свидетельства мезо-неоархейской субдукции и коллизии. ДАН. 2010. Т 434. № 6. С. 776-7(вклад Т.В. Каулиной – 20%).

Каулина Т.В., Япаскурт В.О., Пресняков С.С., Савченко Е.Э., Симакин С.Г.

Метаморфическая эволюция архейских эклогитоподобных пород района Широкой и Узкой Салмы (Кольский полуостров): геохимические особенности циркона, состав включений и возраст. Геохимия. 2010. № 9. С. 879-890 (вклад Т.В. Каулиной – 70%).

Каулина Т.В., Синай М.Ю., Савченко Е.Э. Метасоматическое замещение в цирконе:

природные объекты и кристаллогенетическое моделирование // Записки РМО. 2011. № 1. С.

36-48 (вклад Т.В. Каулиной – 70%).

Статьи в других изданиях и материалах конференций Каулина Т.В., Богданова М.Н. Основные этапы развития северо-западного Беломорья: U-Pb изотопные данные. // Литосфера. Минск. 2000. №12. С. 85-98.

Каулина Т.В., Беляев О.А., Апанасевич Е.А., Деленицин А.А., Жавков В.А., Козлова Н.Е., Серов П.А. Эволюция процессов метаморфизма в Лапландском гранулитовом поясе (ЛГП) и поясе Тана: U-Pb, Sm-Nd и Rb-Sr данные // В сб.: Новые данные по геологии и полезным ископаемым Кольского полуострова. Апатиты. 2005. С.34-53.

Каулина Т.В., Митрофанов Ф.П., Апанасевич Е.А., Жавков В.А., Дьяков С.Н., Шерстеникова О.Г. U-Pb датирование граната // В сб.: Новые данные по геологии и полезным ископаемым Кольского полуострова. Апатиты. 2005. С.60-64.

Каулина Т.В., Деленицин А.А.,Беляев О.А, Козлова Н.Е, Апанасевич Е.А.

Датирование процессов метаморфизма в зоне сочленения пояса Тана и Лапландского гранулитового пояса (Кольский полуостров): U-Pb, Sm-Nd и Rb-Sr данные. Материалы II Российской конференции по изотопной геохронологии. 25-27 ноября 2003 г. СанктПетербург. 2003.С.189-193.

Kaulina T.V., Belyaev O.A., Apanasevich E.A. Multistage metamorphic history of the Lapland Granulite and the Tanaelv belts: U-Pb, Sm-Nd and Rb-Sr data (NE Baltic Shield) - International Conference on Precambrian Continental Growth and Tectonism (PCGT-2005).

Abstract Volume. February 22-24, 2005, Jhansi, India. P. 267-271.

Нерович Л.И., Каулина Т.В., Зозуля Д.Р., Деленицин А.А., Жавков В.А.. Результаты комплексного исследования полиметаморфических анортозитов Лапландского гранулитового пояса, от петрографии к изотопным методам. Материалы Международного петрографического совещания “Петрография XXI века”. Апатиты 20-23 июня 2005. Т. III, С.206-208.

Каулина Т.В., Апанасевич Е.А., Савченко Е.Э., Сергеев С.А., Пресняков С.В., Щипанский А.А., Япаскурт В.О. Архейские эклогиты Беломорского пояса: результаты UPb и Sm-Nd датирования граната и U-Th-Pb (SHRIMP) датирования циркона // Труды всесоюзной научной конференции «Геология и минерагения Кольского региона», Апатиты.

2007. С. 229-2Kaulina T.V., Yapaskurt V.O., Savchenko E.A., Lialina L.M., Konilov A.N. Chronology of metamorphic evolution of Archean eclogites of the Salma area (the Kola Peninsula, NE Baltic Shield). International Conference on Precambrian Continental Growth and Tectonism (PCGT2009). Abstract Volume. February 24-28, 2009, Jhansi, India. P. 94-98.

Каулина Т.В., Симакин С.Г., Нерович Л.И. Рост циркона при гранулитовом метаморфизме. Материалы IV российской конференции по изотопной геохронологии.

Изотопные системы и время геологических процессов. Том I. 2-4 июня 2009 г., СанктПетербург. С. 225-228.

Каулина Т.В., Япаскурт В.О., Пресняков С.С., Симакин С.Г. Образование архейских эклогитоподобных пород района Широкой и Узкой Салмы (Кольский полуостров):

геохимические особенности, состав включений и возраст циркона. Материалы научной конференции «Гранит-зеленокаменные системы архея и их поздние аналоги». Петрозаводск.

2009. С.69-72.






© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.