Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Образование и преобразование циркона в полиметаморфических комплексах

ВАК РФ 25.00.09, Геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых

Автореферат диссертации по теме "Образование и преобразование циркона в полиметаморфических комплексах"

На правах рукописи

Каулина Татьяна Владимировна

ОБРАЗОВАНИЕ И ПРЕОБРАЗОВАНИЕ ЦИРКОНА В ПОЛИМЕТАМОРФИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСАХ

Специальность: 25.00.09 - геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых

Афтореферат диссертации на соискание учёной степени доктора геолого-минералогических наук

4845336

1 2 МАЙ 2011

Апатиты 2011

4845336

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

Научный консультант: академик РАН, доктор геолого-

минералогических наук, профессор Митрофанов Феликс Петрович

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук

Бибикова Елена Владимировна

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

Защита состоится 25 мая 2011 г. в 14 часов на заседании диссертационного довета Д 002.047.01 при Институте геологии и геохронологии докембрия РАН (ИГГД РАН) Адрес: 199034, Санкт-Петербург, наб. Макарова, д. 2

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 002.047.01

Тел.: (812) 328-03-62, Факс: (812) 328-48-01. E-mail: dis.sovet@ipgg.ru

доктор геолого-минералогических наук Володичев Олег Иванович

доктор геолого-минералогических наук Скублов Сергей Геннадьевич

Автореферат разослан

апреля 2011 года

Ученый секретарь

диссертационного совета Д 002.047.01,

кандидат геолого-минералогических наук Т.П. I

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 Р-Т-1 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 методом 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 и-РЬ методами датирования и детальными геолого-петрологическими 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 и-РЬ и 5т-Кс1 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 Центрально-индийской 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 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 грану-литовой, эклогитовой и амфиболитовой фаций метаморфизма.

Методы исследования и фактический материал

Изучение метаморфогенного циркона было проведено на примере высоко-метаморфизованных пород Беломорского подвижного пояса (эклогитоподобные породы и эклогиты района Широкой и Узкой Сапмы, Чалмозера (Ёнский 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 изотопно-геохронологическое изучение. Химический состав циркона изучался на электронно-зондовом ренгеновском микроанализаторе Сашеса 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 RÔNTEC (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 ФТИ-АН 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 МАТ-262 (ГИ КНЦ РАН, Апатиты), так и локальным U-Th-Pb методом на масс-спектрометре 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.

Изотопно-геохронологические исследования включают 136 и-РЬ определений возраста циркона методом изотопного разбавления, 75 измерений возраста циркона на 8НШМР-Н, 40 - ЬА-ЮРМБ. 54 измерения и-РЬ возраста группы граната, 33 - рутила и титанита, 59 Бт-Ш и 22 ЯЬ-Бг определений возраста породообразующих минералов и породы в целом. Проведено определение содержания редкоземельных и редких элементов для 250 кристаллов циркона и граната (на ионном микрозонде Сатеса 1М8-4Р и методом ЬА-ЮРМБ).

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 метаморфогениого циркона при гранулитовом и амфиболитовом метаморфизме, определен механизм роста циркона в этих условиях и его точное место в Р-ТЧ 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 700 млн. лет приводит к нарушению и-РЬ и Бт-Ис! 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 гра-нулитовой 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 реперных 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 метаморфогениого циркона из флюида при эклогитовом и амфиболитовом метаморфизме происходит синхронно со сдвиговыми деформациями.

Отличительной чертой метаморфогенного циркона в этих условиях является сек-ториальность, 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 стехиометриче-скому; 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 415 наименований.

Во «Введении» рассматривается 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 грану-литового, эклогитового и амфиболитового метаморфизма, а также условий перекристаллизации циркона.

В главе II «Образование циркона при метаморфизме гранулитовой фации» рассматриваются типы метаморфического циркона, образующегося при гра-нулитовом 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. Нера-довскому, С.Г. Симакину, Е.В. Потапову, С.Л. Преснякову, И.Н. Капитонову - за помощью при выполнении аналитических работ, а также O.A. Беляеву, А.Н. Кони-лову и A.A. 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 п-ова.

Исследования выполнялись при финансовой поддержке Российского Фонда Фундаментальных исследований (инициативные проекты: 01-05-64218, 04-0564059, 07-05-00759)

ОБОСНОВАНИЕ ЗАЩИЩАЕМЫХ ПОЛОЖЕНИЙ

1. Обосновано образование двух реперных типов циркона, характерных для гранулитовых кшплексов. Рост циркона первого типа начинается па стадии изотермической декомпрессии и связан с образованием расплава, рост циркона второго типа связан с регрессивным этапам грапулитового метаморфизма.

Во всех описанных в литературе гранулитовых комплексах метаморфоген-ный циркон представлен кристаллами практически одного облика - изометрич-ными 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

7

al., 1986; Williams et al., 1996; Hanchar and Miller, 1993). Чтобы определить место циркона в Р-Т эволюции метаморфизма надо знать либо время образования ана-тектического 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 Р-Т 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 гранули-тового 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.

Лапландский гранулитовый пояс

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 ррш), 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 1 ООО ррш) 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 гранули-товым. 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 гранулито-вых 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 ррт) или домены в цирконе первого типа (например, Harley and Kelly, 2007; Hermann et al., 2001; Tichomirova et al., 2005; Friedl et al., 2003), образование которых рассматривается как результат перекристаллизации первичного циркона при взаимодействии с расплавом или флюидом (Tichomirova 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 секториальность, 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 гранули-товых 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 пока-

9

дам Тан-3 силлиманит-гранат-биотитовый гнейс

0 01 I—»-■-'-1-1-1-1-1-1-1-1, I-1->.

Il Cl Рг Nd Sm Eu GO Ть Dy Но сг Tm tt> Lu

Ce Pr Nn Sm Eu Gd "Ri ty Ho Ei Tm Yb Ui

MU-1 За основной гранулит (метагаббродиорит)

La Ce Рг Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Vb Lu

Рис. 1. Внутреннее строение гранупитового и постгранулитового циркона в режиме катодолюминесценции и характер распределения РЗЭ, нормированных к хондриту (по McDonough and Sun, 1995) в цирконе и гранате изученных пород ЛГП и Центральной Индии.

зывают, 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 эвге-дральная ростовая зональность, но часто циркон демонстрирует тусклое свечение катодолюминесценции, связанное с метамиктностью структуры, вызванной высоким содержанием урана (рис. 1).

Распределение РЗЭ

Циркон первоготипа 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 (DHREB(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 Се (Се/Се*=31-60) и отрицательной Eu (Eu/Eu*=0.2-0.7) аномалией при общем высоком содержание РЗЭ (500-1500 ррт) (рис. 1), что согласуется с отсутствием граната в парагенезисе (Opx+Cpx+Am+Pl+Qlz).

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). To 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 O.A. Беляева пиковые параметры метаморфизма достигали 860-960°С 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: 850-880 и 790-840°С, соответственно, что согласуется с петрологическими данными по температурам гранулитового метаморфизма этого района (780-860°С -Daly, Bogdanova, 1991; Перчук и др., 1999; Беляев, Петров, 2002).

Условия роста циркона

Большая часть исследователей приходит к выводу, что в условиях гранули-товой 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 рести-те 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 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).

Обычнаяреакцииплавленияпригранулитовомметаморфизмекоровыхпород: Bt + PI + 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 гранулито-вого метаморфизма из такого расплава происходит на стадии изотерммической декомпрессии при снижении давления до 6 кбар.

Изучение включений в цирконе кислых гранулитов р-на Явр-Падос показали, что в гранулитовом цирконе встречаются полифазные включения Kfs+Qt:, а также Kfs+Qtz+Pl и включения Bt (Лялина, 2001). То есть, образование циркона происходило одновременно с образованием парагенезиса Grt + Bt + PI + 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; Перчу к и др., 1999). Вывод о начале декомпрессии в это время подтверждают и результаты Sm-Nd датирования. Изохрона, построенная по минералам из гранат-амфиболового гнейса этого района (Каулина и др., 2005) определяет возраст 1922±9 млн. лет. Согласно данным Л.Л. Перчука (Перчук и др., 1999), центральные части клинопироксе-на 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 880-950°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 растворения 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 (Merilainen, 1976) - в пироксе-новых 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 поро-

13

дах показывают одинаково невысокие его содержания: 12-18 ррт в гранате и 11-24 ррт 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 - шри-ланкит (Ti,ZrO(i). 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 Арке (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). Бадде-леит интерпретируется как продукт распада ильменита (при субсолидус-ном 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 вмешать значительные количества циркония. С метаморфизмом гранулитовой фации бадделеит,

Рис. 2. Кайма мелких кристаллов циркона, маркирующих бывшую границу зерна ильменита, замещенного рутилом.

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 Арке предполагается по следующей реакции: 2Zr02 (/M)+4FeTiO, (в //ш)+02 = 2Ti,ZrOft {SIk) + 2Fe,0, (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 (< 20 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 отмечается ильменит вместе с магнетитом. Всё это 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 ТЮ2 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, рести-тизации и метасоматоза (Barbey, Raith, 1990; Козлов, Козлова, 1998; Бибикова и др., 1993; Ранний докембрий..., 2005). Процессы плавления, выраженные в миг-матизации 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 среди езернистые 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 пост-гранулитовый (изометричный коричневый). В другой пробе (7/206) помимо двух первых типов появляется еще один тип циркона - дипирамидальнопризматиче-ского 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 гранули-

тового циркона 1917±2 млн. лет, что в пределах ошибки аналогично возрасту гранулитового циркона междуречья Яурийоки-Падос. Средний 207РЬ/206РЬ возраст этого же циркона, определенный методом ЬА-ЮРМБ - 1907±2 млн. лет. В данном случае мы склонны больше ориентироваться на данные классического метода, поскольку в связи с большой ошибкой измерения отношения 207РЬ/235и, ошибка определения 11-РЬ возраста методом ЬА-1СРМ8 может быть значительной. В пробе 10/106 средний 207РЬ/20бРЬ возраст гранулитового циркона, определенный методом ЬА-1СР-М8 - 1901 ±8 млн. лет. По-

7/206 Сг1 лейкогранит

1-диатектический

2-гранулитовый

3-постгранулитовый

1

2 3

Рис. 3. Распределение РЗЭ в цирконе из плагио-лейкогранитов (диатектитов) района р. Лотты. Изображение циркона во вторичных электронах и в режиме катодолюминесценции.

10/106 ^ ^ ¿'О

7/206 ° /

О

-о

7/206

О

0 200 400 600 800 1000 1200 II, РРГП

Рис. 4. Диаграмма распределения гранулитового и постгранулитового циркона в зависимости от содержания и и ТИ/Ь' отношения.

_ грянули ювыи

""""""""" скольку данные получены одним

А "гранулитовые* ядра

□ диатектический методом, даже если в этой пробе,

• ХфНанУ™,о,ый как и в 7/206 возраст несколько зао >~«м нижен, можно говорить о длительном проявлении процессов диа-тексиса в пределах ЛГП.

Темно-коричневый циркон обогащен ураном (630-1300 ррш) и имеет низкие Ъх!Ш (38-40) и особенно ТЬ/и (0.02-0.25) отношения, как и весь постгранули-товый циркон. По повышенному содержанию и, У и редких земель и низкому ТЬ/и отношению пост-гранулитовый циркон схож с цирконами гранитов (Бибикова, 1989) и резко отличается от гранулитовых (рис.4). Средний 207РЬ/20Г'РЬ возраст коричневого циркона (ЬА-ЮРМБ)- 1911+2 млн. лет.

Дипирамидально-призматический циркон представлен розоватыми прозрачными кристаллами с вершинной частью, образованной острой дипирамидой {311}. Циркон содержит умеренные количества и (250-350 ррт) и имеет достаточно высокие ТЬ/и отношения (0.37-0.42). На диаграмме и-ТЬ/и (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. и-РЬ возраст этого циркона 1915±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 яркости катодолюминесценции, содержанию РЗЭ и возрасту (от 3.04 до 1.97 млрд. лет).

Температура кристаллизации гранулитового изометричного циркона в обеих пробах лейкогранита - в пределах 801-856° С, температура кристаллизации ди-пирамидального циркона - 801-826° С. Перекрывание температурного интервала, так же, как и возрастного, свидетельствует об образовании 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 дипирамидально-призматический 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 пост-гранулитовой 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 С02 при постграну-литовых преобразованиях (Нерович, 1999) и преимущественном переносе урана (в виде U022+) 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 С02 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 С02 флюиды не могут переносить элементы-примеси, количество которых отвечало бы составу коричневого циркона.

Скорее всего, образование этого циркона связано с синметаморфическим гра-нитообразованием в высокотемпературных комплексах, где значительная часть ретроградных флюидов по ряду геохимических признаков является постмагма-

тическими 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.

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 ортопироксе-новые и силлиманитовые гнейсы высоких давлений - 1912±2 млн. лет (ЮвШвуп е! а1., 1999; Кислицын, 2001). Заключительные стадии гранулитового метаморфизма выразились в широко проявленном диафторезе 1909-1902 млн. лет назад, зафиксированном образованием высокоуранового циркона (Каулина и др., 2005). Суммируя наши данные по междуречью Яурийоки-Падос, району реки Лотгы, 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 Колвицко-Умбинской зоны происходила массовая кристаллизация циркона с невысоким содержанием и (129-409) и повышенными ТЬ/и (0.25-0.64) и Тг!Ш (46-52) отношениями (Бибикова и др., 1993; КлэШвуп е1 а1., 1999; Каулина и др. 2004; 2005; Нерович, Баянова, 2007).

Следующий этап кристаллизации циркона в этих структурах имел место 1910-1902 млн. лет назад на стадии регрессивных постгранулитовых преобразований, когда были образованы коричневые короткопризматические кристаллы циркона с высоким содержанием и (600-1300 ррт) и низким ТЬ/и отношением (Митрофанов и др., 1993; Нерович, 1999; Каулина, 1999, 2009; Каулина и др., 2004, 2005; Фриш и др., 1995; аеЬоу^ку е1 а1., 2001).

Сравнение температур кристаллизации исследованного гранулитового циркона с температурами метаморфизма пород, полученными по общепринятым геотермометрам, показывает, что они хорошо согласуются и Т1 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 12 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 ам-фиболитовам 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 и (50-100 ррт) и низким ТЬ/и от-

ношением (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 Арке (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+Qt: (Prg, Phn, Am, C:o, Rt). На наличие свободной флюидной фазы указывают развитые внутри и вдоль трещин водные минералы (фенгит, кли-ноцоизит, 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 сопровождается процессом измельчения зерен в результате деформации, повышая тем самым кинетику метаморфических реакций и способствуя пластическим деформациям. Количество эклогитов в Берген Арке, 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 пара-генезисов ограничены наличием или доступностью флюида (Rubatto et al., 1998; Philippot and Seiverstone, 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 условиях дифференциального стресса.

Явное сосуществование циркона, омфацита и граната в эклогитах позволяет легко связать возраст циркона с метаморфическими давлениями и температурами (например, Rubatto, Herman, 2003). Однако остаются некоторые неопределенности в отношении точного толкования полученного возраста (Carswell et al., 2003). Многие исследователи считают, что поскольку циркон является продуктом экло-гитизации, 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 иНРтеррейнов, 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 п-ове в последние годы эклогиты были описаны в Ёнском районе БПП (районе Широкой и Узкой Салмы и Чалмозера) (Konilov et al., 2004, 2005; Щипанский и др., 2005; Щипанский, 2009).

Енский район БПП

Эклогиты Чалмозера

Эклогиты в районе Чалмозера обнаружены в карьере месторождения керамических пегматитов Куру-Ваара, расположенном в 35 км к востоку от г. Ков-дор. В карьере развиты тоналит-трондъемитовые гнейсы с заключенными в них тектоническими линзами эклогитов. В настоящее время детальные геолого-петролого-геохронологические исследования пород карьера проведены A.A. Щи-панским 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 а).

Было проведено изотопно-геохимическое исследование и датирование циркона, граната и рутила из проб южных и северных эклогитов, любезно предоставленных A.A. 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 порфи-робласты, 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 Срх + PI + НЫ + Qtz с акцессорным рутилом и апатитом, реликты омфацита (Jd = 29-31%) (данные A.A. 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 секториальность, в том числе похожую насекториальность с рисунком «елочкой», описанную для гранулитового циркона. Такого рода внутреннее строение вкупе с изометричным обликом порой затрудняет определение принадлежности циркона к эклогитовому или гранулито-вому метаморфизму. Характерным отличием эклогитового циркона является его состав: низкое Th/U отношение (< 0.05), низкое общее содержание редких земель (10-176 ррт), 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 Рг 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., 2002). Разные минералы группы эпидота имеют несколько различающиеся кристаллохимиче-ские 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 содержа-

ние. 5. Циркон из эклогитов Куру-Ваары (вид в катодолюминесценции и отраженных электронах и распределение РЗЭ в цирконе и гранате из эклогитов).

21

нию Ti, равкы 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 ррш), 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.

22

La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Vb Lu

Рис. 6. Внутреннее строение циркона из гранатита (в отраженных электронах и в режиме катодолюминесценции) с отмеченными точками анализа и график распределения РЗЭ, нормированных к хондриту (по McDonough and Sun, 1995) для циркона и граната.

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 < 50 ррт), но обогащены Hf (2.1 -2.6 % Hf20) 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 значительно различаются по величине l76Hf/177Hf отношения (Natapov et al., 2005). Наблюдаемый разброс в отношениях l7f'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 Ей аномалия (рис. 6), что, возможно, говорит о росте циркона при распаде плагиоклаза. Согласно петрологическим данным В.В. Я паску рта, синхронно с ростом граната происходил рост НЫ-Pl кайм за счет Срх-Р1 симплектитов при метаморфизме гранат-амфиболитовой и амфибо-литовой фаций. То есть, в нашем случае, обогащение циркона Ей связано с ростом за счет Срх-Р1 симплектитов, что сопровождалось развитием роговой обманки и уменьшением количества плагиоклаза (хотя плагиоклаз остается в парагенезисе) при сравнительно окислительных условиях.

Согласованность Sm-Nd возрастов минералов (Grt, Срх, Ihn), имеющих разные T,jiiKpSm-Nd системы, показывает, что ко 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 Широко-Салминскую сдвиговую зону (Ба-лаганский, 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 рас-сланцевания 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 дру-зитовых структур начинается на проградном этапе метаморфизма, когда между магматическими пироксенами и плагиоклазом образуются Cpx+Grt+Qtz и Grt+Qtz(+/-Hbl) каймы при Т = 670-700° С, Р = 6-8 кбар (Ларикова, 2000, 2001) или при Т = 726±9 0 С и Р = 10.5 кбар (Алексеев и др., 1999). На ретроградном этапе образуются НЫ+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 габброно-риты 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 1850-1870 млн. 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 северозападного 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 10000 нормированных (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).

Рис. 7. Распределение РЗЭ для циркона из габброноритов и габброанортозитов полуострова Толстик(а) и амфиболизированных габброноритов о-ва Кривой (б).

Содержание элементов-примесей и распределение РЗЭ в цирконе второго типа показывает, что он также имеет «магматическое» распределение РЗЭ и высокие ТЬ/и отношения (1.1-1.3), характерные для магматического циркона из основных пород (Неатап й а!.. 1990) (рис. 7). Можно сделать вывод о магматическом генезисе циркона обоих типов, хотя они отличаются по содержанию и и ТЬ (и - 900-1000 и 300-400 ррт; ТЬ - 1100 и 300-500 ррт, для первого и второго типа, соответственно). В габброидах, где не отмечен циркон первого типа, циркон второго типа содержит больше урана (до 1500 ррт) (Лобач-Жученко и др., 1993; 1995; Бибикова и др., 2004). Температура кристаллизации циркона по содержанию Т1 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 810, и ТЮГ

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 ррш - в три раза меньше, чем в габброноритах) и более выраженной отрицательной европие-вой аномалии, поскольку весь Ей входит в плагиоклаз. Отмечаются характерные для циркона из анортозитов пониженные содержания Th и U (70-118 и 53-63 ррт) при высоких Th/U отношениях (1.3-1.9) (например, Doig, 1991; van Breemen and Higgins, 1993; Ashwal etal., 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.

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 амфиболиза-ции, 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 рас-сланцованном габбронорите появляются новый тип циркона - бесцветные изоме-тричные 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 ррш, 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 ррш урана, и соответственно очень низкое Th/U отношение (0.01-0.02), что отмечалось Д. Рубатто, как характерный признак метаморфогенного циркона (Rubatto, 2002). Наблюдаются невысокие содержания иттрия (230-318 ррш) и РЗЭ (165-234 ррш). Рисунок распределения РЗЭ отличается от магматического в плане общего обеднения РЗЭ и пониженными Се и Ей аномалиями, при общем обогащении тяжелыми РЗЭ (рис. 7). Таким образом, распределение РЗЭ циркона отражает /"/-содержащий (отрицательная аномалия Ей) безгранатовый (обогащение тяжелыми РЗЭ) парагенезис, характерный для амфиболитовой фации метаморфизма. Уменьшение Ей аномалии может быть связано с окислительными условиями. Температура кри-

сталлизации циркона 630-636°С согласуется с температурами метаморфизма ам-фиболитовой 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 ЛТП. Мощность тела от 600 до 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 плагиоклаз-клинопироксен-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 700-695° С 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 короткопризма-тическими 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 слабоизме-ненных анортозитах и всего лишь около 5% в полосчатых анортозитах, где циркон

Анортозиты Явроэерского массива

00д|—I-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1_

La Се Рт NO Sm Eu Gd IE Dy Ho Er Tm Yb Lu

Рис. 8. Распределение РЗЭ в цирконе из анортозитов Явроэерского массива (CL и SEM фото цирконов).

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 катодолюми-несценции подтверждает наличие двойников, и показывает помимо эвгедраль-ной 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 Ей аномалия. Возможно, ее наличие связано с заниженным содержанием Gd и Dy и тогда можно, скорее, говорить об отсутствии Ей минимума. С другой стороны, положительная Ей аномалия кроме циркона из гранатитов Узкой Салмы отмечена также и в цирконе Grt-Cpx прослоев в метаультрабазитах (Скублов и др., 2010). Скорее всего, положительная Ей аномалия может появляться в цирконе, образующемся при распаде плагиоклаза, когда высвобождается большое количество Ей, 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 (1929-1925 млн. 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 субсоли-дусных 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 - 880-9130 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, опреде-

ленные 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 Si02 (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 постгранули-тового 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 по составу кристаллы циркона отражают меняющийся состав флюида.

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 ррт. Катодолюминесценция показывает сек-ториальность с неровными границами секторов.

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±8 млн. лет (Каулина, 1999). В нем также низкое содержание РЗЭ (ЕРЗЭ = 50-62 ррт), но выше содержания U (300-350) и Th -150 ррт). В катодолюминесценции отмечается секториальность и лоскутная зональность. Распределение РЗЭ аналогично распределению в цирконе из амфиболизированных габ-броноритов 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

I, О Pr .W s*> Fu Gd Tb n, Иг, Гг Tpi VI, Lu In Сл P- Nd Ял. F.i № n № fr Tm Yb

Рис. 9. Распределение РЗЭ в цирконе из амфиболитов (а) и амфиболизированной ультраосновной дайки (б) (SEM и CL фото цирконов).

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 габбро-анортозитовых массивах (Митрофанов и др., 1993; Митрофанов, Неро-вич, 2003; Нерович, 1999).

Все изученные кристаллы метаморфогенного циркона в амфиболитовой и эклогитовой (а также гранулитовой) фации метаморфизма обладают секториаль-ностью. Появление секториальности, а также «лоскутной» зональности и двойни-кования, которые рассматриваются как автодеформационные дефекты, является признаком неравновесных условий минералообразования (Стрикленд-Констэбл, 1971; Козлова, 1972; Пунин, 2000). Секториальность напрямую связана с изоме-тричностью 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, 1992, 1994) 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 флюидонасыщенно-сти (высокой степени плавления) - состав циркона приближается к стехи-ометрическому; при уменьшении объема флюида (расплава) - определяется сосуществующим парагенезисом минералов.

Изучение морфологии метаморфогенных цирконов гранулитовой, эклогито-вой 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 анизометрич-ный габитус. Это хорошо видно на примере циркона из габброанортозитов Явро-зерского 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 элементов-примесей 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 изометрич-ных, 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

Рис. 10. Диаграмма содержания некоторых редких элементов в цирконе (значения нормированы на примитивную мантию (Carlson. 2003).

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 № и РЬ. 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, ам-фиболитовый 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 амфибо-литовой 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, поскольку как уже отмечалось, в гранулитовом и амфиболитовом цирконе величина ТЬ/и 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 ТИ наблюдаются в цирконе, образовавшемся при экло-гитовом метаморфизме. Следовательно, низкое ТИ/и отношение, в комплексе с распределением РЗЭ, может служить признаком эклогитового

Рис. 11. Распределение циркона разного генезиса в зависимости от величины европиевой аномалии и отношения нормированных Рг и N(1.

циркона. Снижение Th/U отношения в цирконе из пород эклогитовой фации может быть связано с кристаллизацией алланита, что подтверждается положительной корреляцией между Th и Се 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 С02, 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 метасо-матическими 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, формирующих 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 Са, А1 и Fe, и выносится радиогенный РЬ. Во втором случае в цирконе с неповрежденной кристаллической структурой подобные внутренние изменения происходят путем процесса растворения-переосаждения при взаимодействии с водными флюидами. Прореагировавшие области обычно имеют более низкое содержание примесей, могут содержать микронные поры и включения урановых, торие-вых 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 кристал-логенетические механизмы процессов реализуются при различных Р-Т параметрах. Модельные эксперименты проводились на примере более 100 водосолевых систем «кристалл - раствор». Исследованы системы, отличающиеся физико-химическими 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 водо-солевых 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 про-

цессах 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. 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 ррш), 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 Ва, Sr, Ti,

36

легких и средних редких земель. Появляются Са, Мп 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 Се (Се/Се* = 64-69) и отрицательной Ей аномалиями (Eu/Eu* = 0.01-0.1) (рис. 11), тогда как обогащение темных зон легкими редкими землями с уменьшением Се 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).

Рис. 12. Циркон из микроклинового гранита пояса Тана: фото в отраженных электронах с точками анализа и график распределения редкоземельных элементов для этих участков циркона.

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 - Невский 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 SiO,, U, Th и Hf. Обогащение флюида этими элементами приводит к кристаллизации новой цирконовой фазы. Новая кристаллическая фаза занимает меньший объем по сравнению с растворя-

ющейся 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 ме-таосадках Кейвского блока: кианитовых сланцах и кварцитах червуртской свиты, мусковит-кварцевых сланцах выхчуртской свиты и биотит-мусковит-кварцевых сланцах песцовотундровской свиты.

Катодолюминесценция показывает, 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 и и ненарушенной

Рис. 13. Циркон из метаосадков Кейвского блока: а - фото в катодолюминесценции с точками И-РЬ датирования; б - \J-Pb возраст этих участков циркона; в - диаграмма распределения ядер и кагш циркона по содержанию и и ТИ/и отношению.

кристаллической структурой имеют возраст 2.63-2.73 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 ррш), 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 ррт) 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 6) 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 и 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 400-4500 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 ррт) приводит к метамиктизации его структуры, что проявляется в слабом свечении этих участков в катодолюминесценции. Под воздействием флюидов аморфные участки замещаются кристаллическими (яркая ка-тодолюминесценция). 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. 136), 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.

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. 14а). Это: I - светлая внутренняя зона, обогащенная минеральными включениями, 11 - зона аналогичная первой, но с более мелкими включениями, III-у частей ссохранившейся ростовой эвгедральной зональностью, IV - темные зоны без включений, V - кайма и VI - «заплатки» - участки, аналогичные по составу каймам, но расположенные внутри зерен. Центральные зоны 1 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 1 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. 14а).

Рис. 14. Циркон из Ре-'П габбро и гранатита: а - фото в отраженных электронах цирконов Ре-Л габбро с 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 ТИ/11 отношения в зонах циркона в зависимости от возраста.

Л зона i (с включениями)

* -зона 11 (с мелкими включениями) • ) £

♦ юна Ш (с первичной зональностью) о зона IV (переходною состава) О зона V (кайма) О кайма (циркон из гранатита)

Л

° о о а °

О Д,_%_О Т. млрд. лег

Fe-Ti габбро

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. 14в) (обогащение тяжелыми РЗЭ по сравнению с легкими с положительной Се и отрицательной Ей 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 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 цирко-новых кайм и преобразованию внутренних областей первичных зерен циркона. Выравнивание составов привело к промежуточным изотопным возрастам. Это хорошо видно на графике в координатах 207РЬ/206РЬ 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; Срх, Rt, Cal, Ms, Ар, Ttn, Ер, Py, Gn, Zm; и полифазные включения: Ab + Cal, Rt + Qtz, Срх + Ер, Ap + Ms + Cal, Ttn + Qtz + Cal + Ap + Ep, Py + Ap, Ep + Qtz, Ttn + Qtz + Rt + Cal (рис. 14 a). 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. 146), 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. 146).

Возраст кайм 1891±17 млн. лет (Natapov et al., 2005). Ядерные зоны и каймы циркона из гранатигов также хорошо ложатся в общую картину на графике 207РЬ/206РЬ

возраст - ТЬ/и отношение, иллюстрирующем процесс изменения исходного циркона с образованием кайм (рис. 14 г).

Включения в ядрах зерен циркона представлены Qtz, Р1, Ер, НЫ. 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. 1-Н 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. 146). 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. 146). 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 для флюидов зоне.

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.

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 метаосад-ками 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 ме-тасоматическое 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 содержа-

ния 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., Кони-лов А.Н., Злобин В.Л., Каулина Т.В. Строение и эволюция коры юго-востока Фен-носкандинавского 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%).

Konilov A.N., Shchipansky A.A., Mints M.V., Dokukina K.A., Kaulina T.V., Bayanova T.B., Natapov L.M., Belousova E.A., Griffin W.L. and O'Reilly S.Y. The Salma eclogites of the Belomorian Province, Russia: HP/UHP metamorphism through the subduction of Mesoarchean oceanic crust // in: Ultrahigh pressure metamorphism: 25 years after the discovery of coesite and diamond (Eds.: Dobrzhinetskaya L.F., Faryad S.F., Wallis S., Cuthberg S.). 2011. P. 623-670 (вклад Т.В. Каулиной - 10%).

Минц М.В., Сулейманов А.К., Бабаянц П.С., Белоусова Е.А., Блох Ю.И., Богина М.М., Буш В.А., Докукина К. А., Заможняя Н.Г., Злобин В.Л., Каулина Т.В., Конилов А.Н., Михайлов В.О., Натапов Л.М., Пийп В.Б., Ступак В.М., Тихоцкий С.А., Трусов A.A., Филиппова И.Б., Шур Д.Ю. 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 Беломоро-Лапландского пояса Балтийского щита (Колвицкая зона) // ДАН. 1996. Т. 350. №5. С. 665-668 (вклад Т.В. Каулиной - 40%).

44

Каулина Т.В., Богданова M.H. Новые U-Pb изотопные данные для процессов магматизма и метаморфизма северо-западного Беломорья // ДАН. 1999. Т. 366. №5. С. 677-679 (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. 597-603 (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 Колвиц-кого пояса и Умбинского блока (юго-восточная ветвь Лапландского гранулитово-го 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 A.B., 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. 370-375 (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 KaulinaT.V. Mesoarchean Subduction Processes: 2.87 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 A.H., 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. 776-781 (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 п-ов): 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. Метасоматические замещения и изотопные соотношения в кристаллах циркона и кристалллогенетические модели // 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 O.A., Апанасевич Е.А., Деленицин A.A., 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 п-ова. 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 п-ова. Апатиты. 2005. С.60-64.

Каулина Т.В., Деленицин A.A., Беляев O.A., Козлова Н.Е., Апанасевич Е.А. Датирование процессов метаморфизма в зоне сочленения пояса Тана и Лапландского гранулитового пояса (Кольский п-ов): U-Pb, Sm-Nd и Rb-Sr данные. Материалы II Российской конференции по изотопной геохронологии. 25-27 ноября 2003 г. С-Петербург. 2003. С. 189-193.

Kaulina T.V., Belyaev O.A., Apanasevich Е.А. 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 T.B., Зозуля Д.Р., Деленицин A.A., 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 C.B., Щипанский A.A., Япаскурт В.О. Архейские эклогиты Беломорского пояса: результаты U-Pb и Sm-Nd датирования граната и U-Th-Pb (SHRIMP) датирования циркона // Труды всесоюзной научной конференции «Геология и минерагения Кольского региона», Апатиты. 2007. С. 229-233.

Kaulina 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 (PCGT-2009). Abstract Volume. February 24-28. 2009. Jhansi. India. P. 94-98.

Каулина T.B., 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. С-Петербург. 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 п-ов): геохимические особенности, состав включений и возраст циркона. Материалы научной конференции «Гранит-зеленокаменные системы архея и их поздние аналоги». Петрозаводск. 2009. С. 69-72.

Отпечатано в отделе ОНИР ГИ КНЦ РАН 184209 г. Апатиты, ул. Ферсмана, д. 14 Тел./факс (81555)77329

Тираж 120 экз.

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Каулина, Татьяна Владимировна

Введение.

Глава I. Основные процессы образования и преобразования метаморфического циркона - современные представления.

1. Циркон, образующийся в условиях высоких температур метаморфизма гранулитовой фации.

1.1 Морфология и внутреннее строение.

1.2 Содержание элементов-примесей.

1.3 Распределение редкоземельных элементов в цирконе.

1.4 Условия роста гранулитового циркона.

1.5 Источники 7л при гранулитовом метаморфизме.

1.6 Что отражает Ц-РЬ возраст гранулитового циркона или место циркона в Р-Т эволюции породы.

1.7 Перекристаллизация и отжиг циркона в условиях высоких температур.

2. Циркон, образующийся в условиях метаморфизма эклогитовой фации.

2.1. Комплексы сверхвысоких давлений.

2.2. Комплексы высоких давлений.

2.2.1 Распределение редкоземельных элементов в цирконе.

2.2.2 Рост циркона из флюида при эклогитовом метаморфизме.

2.2.3 Что отражает и~РЬ возраст циркона эклогитовой фации.

2.2.4 Отличие эклогитового циркона от других типов циркона, растущих из флюида.

3. Процессы перекристаллизации и замещения в цирконе в присутствии водных флюидов.

3.1 Перекристаллизация метамиктного циркона по механизму твердофазной диффузии.

3.2 Перекристаллизация циркона по механизму растворения — переосаждения.

3.3. Перекристаллизация циркона в присутствии расплава.

Резюме.

Глава И. Образование циркона при метаморфизме гранулитовой фации.

1. Лапландские гранулиты.

1.2. Междуречье Яурийоки-Падос.

1.2.1 Морфология и внутреннее строение циркона.

1.2.2 Распределение РЗЭ.

1.2.3 Температура кристаллизации циркона.

1.2.4 Условия роста циркона.

1.2.5 Источник 7х.

1.3 Район реки Лотты.

1.3.1. Геохимические особенности циркона.

2. Термохронология ЛГП.

2.1. Междуречье Яурийоки-Падос.

2.2. Колвицко-Умбинская зона.

3. Гранулиты центральной Индии.

3.2. Датирование метаморфических минералов.

Резюме.

Глава III. Эклогиты и эклогитоподобные породы Кольского полуострова.

1. Эклогитоподобные тела проливов Широкой и Узкой Салмы.

1.1 Широкая Салма.

1.2 Узкая Салма.

1.2.1. Геохимические особенности циркона в Ре-Т1 базитах.

1.2.2. Геохимические особенности циркона в гранатитах.

1.3. и-РЬ и 8т-Ш возраст граната.

2. Район Чалмозера.

2.1. Геохимия циркона.

3. Термохронология комплексов.

3.1. Эклогитоподобные породы Широкой и Узкой Салмы.

3.2. Эклогиты Чалмозера.

3.3. ТТГ гнейсы обрамления.

Резюме.

Глава IV. Образование циркона в условиях амфиболитового метаморфизма в породах основного состава.

1. Северо-западное Беломорье.

1.1. Габброиды полуострова Холстик.

1.2. Остров Кривой, Ковдинский архипелаг Белого моря.

2. Пояс Тана, Яврозерский район.

2.1. Анортозиты Яврозерского массива.

2.2. Амфиболиты.

2.3. Ультрабазиты.

3. Геохимические обобщения.

Резюме.

Глава V. Метасоматические замещения в цирконе.

1. Внутреннее строение зерен циркона и их возраст.

1.1. Циркон из микроклиновых гранитов района озера Явр (пояс

Тана).

1.2 Циркон из метаморфизованных осадков района хребта Серповидного (Кейвский блок).

1.3 Циркон из эклогитоподобных пород района Узкой Салмы.

2. Модельные эксперименты.

3. Сопоставления и генетические модели.

3.1 Циркон из микроклиновых гранитов района озера Явр.

3.2. Циркон из метаосадков района хребта Серповидного.

3.3. Циркон из эклогитоподобных пород района Узкой Салмы.

Резюме.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Образование и преобразование циркона в полиметаморфических комплексах"

Важным условием для разработки геодинамических моделей является оценка времени и продолжительности проявления эпизодов метаморфизма и связанных с ними метасоматических процессов. Основная проблема датирования метаморфических и, особенно, полиметаморфических комплексов заключается в неоднозначной привязке геохронологических данных к петрологически полученному P-T-t тренду. В высокотемпературных комплексах, значительная часть эволюции которых проходит при температуре выше 800°С, методы датирования (обычно Rb-Sr и Sm-Nd) метаморфических минералов, участвующих в минеральных реакциях, не подходят в связи с относительно низкими температурами закрытия изотопных систем в них. В настоящее время используется U-Pb метод датирования граната (Mezger et al., 1989; Burton and O'Nions, 1991; DeWolf et al., 1996), силлиманита, клинопироксена и др. (Левченков и др., 2003). Тем не менее, датирование этих минералов U-Pb методом не всегда возможно именно в полиметаморфических комплексах, когда происходит неоднократный рост минерала, а низкие содержания урана не позволяют датировать отдельные зоны локальным методом. Поэтому, во многих случаях циркон является единственным геохронометром, пригодным для датирования высокотемпературных полиметаморфических процессов. Разные зоны циркона могут отражать всю историю метаморфической эволюции породы, и одной из задач при изучении метаморфических комплексов является определение условий образования циркона и его места в P-T-t истории породы. Циркон не участвует ни в одной минеральной реакции, с помощью которой можно определить изменение термодинамических параметров метаморфизма, поэтому достаточно трудно выявить процессы, контролирующие рост метаморфогенного циркона. К тому же, в полиметаморфических породах обычно присутствуют цирконы нескольких генераций, отвечающих разным процессам и условиям.

Благодаря быстрому развитию минералого-геохимических методов исследования акцессорных минералов (изучение внутреннего строения в катодолюминесценции и отраженных электронах, изучение содержания и распределения элементов примесей в отдельных зонах минерала) появляется возможность получить необходимую информацию об условиях генезиса циркона.

Помимо изучения морфологии и структуры зерен циркона и определения содержания индикаторных для циркона элементов и их соотношений (U, Th/U, Hf, Y), широкое развитие получили методы исследования содержания и распределения редкоземельных элементов между цирконом и сосуществующими минералами. Также появилась возможность рассчитывать температуру кристаллизации циркона по содержанию в нем Ti (Watson et al., 2006; Harrison et al., 2007). Все это в комплексе с локальными U-Pb методами датирования и детальными геолого-петрологическими данными, позволяет делать выводы о связи роста циркона с определенными процессами, реакциями и термодинамическими условиями. Таким образом, микроструктурные характеристики и микроанализ циркона, наряду с выявлением минеральных равновесий и распределением микропримесей между цирконом и соседними силикатными минералами, обеспечивают понимание факторов, контролирующих изменения и рост циркона.

В настоящее время, особенно в зарубежной литературе, накоплен огромный объем данных, касающихся условий формирования метаморфогенного циркона. При высокотемпературном метаморфизме гранулитовой фации рост циркона обычно связывают либо с субсолидусными метаморфическими реакциями с участием Zr-содержащих силикатов (Frazer et al., 1997, Degeling et al., 2001; Möller et al., 2003), либо с кристаллизацией из расплава, образовавшегося в результате парциального плавления (например, Vavra et al., 1996, 1999; Rubatto, 2002; Whitehouse and Platt, 2003). При высокобарическом метаморфизме рост циркона в кислых гнейсах эклогитовой фации обычно связан с процессами частичного плавления (Hermann et al., 2001, Liu et al., 2004 и др.). В породах основного состава — эклогитах рост метаморфогенного циркона происходит обычно из водного флюида одновременно с гранатом, что выражается в специфическом характере распределения редкоземельных элементов в цирконе (например, Rubatto and Hermann, 2003). Существующий в породе циркон может быть частично или полностью перекристаллизован либо в результате твердофазной диффузии и высокотемпературного отжига (Schaltegger et al., 1999; Hoskin and Black, 2000), либо под воздействием флюидов (Pidgeon et al., 1998; Möller et al., 2002; Geisler et al., 2007).

Тем не менее, несмотря на большой объем данных, касающихся образования циркона при метаморфизме разных параметров, выявленные закономерности носят скорее статистический, нежели детерминированный характер. Поскольку, несмотря на детальные петролого-геохронологические исследования, не всегда удается привязать образование-преобразование циркона к петрографически доказанным субсолидусным минеральным реакциям с участием других силикатных фаз или с образованием расплава. 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, проведена попытка выявить общие закономерности и механизмы образования и роста 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 высокометаморфизованных комплексах, с длительными и сложными историями, изотопные возрасты, определенные по циркону не всегда однозначно интерпретируются, поскольку до сих пор не установлены процессы, контролирующие рост метаморфогенного циркона.

В ходе выполнения работы решались актуальные вопросы образования и преобразования циркона в полиметаморфических комплексах, а также влияния полиметаморфизма на изотопные системы минералов-геохронометров. Полученные результаты помогли выявить возможности и ограничения и-РЬ, Бш-Кс! и ЯЬ-Бг изотопных систем минералов-геохронометров при датировании полиметаморфических комплексов, выбирать оптимальные способы датирования и корректно проводить интерпретацию полученных геохронологических данных с привязкой возрастов к конкретным Р-Т параметрам метаморфизма.

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, воздействия флюида.

Задачи исследования

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

2. Провести детальное микрозондовое исследование циркона с выделением характерных типов, включающее информацию о составе минеральных включений и распределении элементов-примесей для определения генезиса циркона и для интерпретации датируемых процессов, с расчетом температуры кристаллизации циркона по содержанию Ти

3. Определить и~РЬ возраст реперных типов цирконов 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) ТГ-РЬ и 8т-Ыс1 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 основе высокометаморфизованных пород Беломорского подвижного пояса,

Лапландского гранулитового пояса и пояса Тана, а также Центрально-индийской тектонической зоны, представляющих собой структуры, в которых отмечено неоднократное проявление процессов метаморфизма. В Беломорском поясе в Енском районе были исследованы архейские эклогитоподобные породы и эклогиты района Широкой и Узкой Салмы, и Чалмозера, которые являются уникальными природными объектами, относящимися к начальным этапам развития пояса. В них не только чередуются процессы высоких давлений и температур, но и представлен весь диапазон метаморфических событий от архея до протерозоя. Также были изучены друзиты полуострова Толстик и острова Кривой Ковдинского архипелага (СЗ Беломорье). В Беломорском подвижном поясе более детально, чем где бы то ни было исследованы закономерности распределения минеральных фаций метаморфических пород, выявленных при составлении специализированных карт (Фации, 1990), термодинамические условия и РТ-тренды эволюции.

Для Лапландского гранулитового пояса и пояса Тана геохронологические исследования проводились в центральной части ЛГП (бассейн реки Лотты), в зоне сочленения ЛГП с подстилающим его поясом Тана (междуречье Яурийоки-Падос, район оз. Явр) и в Колвицко-Умбинской зоне (район Порьей губы Кандалакшского залива).

В Центрально-индийской тектонической зоне проявлено несколько этапов метаморфизма. В отличие от Лапландских гранулитов, где самое мощное высокотемпературное событие практически стерло записи о более низкотемпературных предыдущих процессах, в Центрально-индийской тектонической зоне сохраняется информация о предыдущих событиях, что фиксируется как Sm-Nd, так и Rb-Sr системами (Roy et al., 2006). При этом метаморфические процессы разнесены во времени, в отличие от Лапландских гранулитов, в которых все события укладываются в относительно узкий возрастной интервал, поэтому Центрально-индийская тектоническая зона представляет собой удачный объект исследования влияния полиметаморфических процессов на изотопные системы.

Для циркона проведено комплексное минералогическое, геохимическое и изотопно-геохронологическое изучение. Химический состав циркона изучался на электронно-зондовом микроанализаторе Cameca MS-46 (ГИ КНЦ РАН, Апатиты). Анатомия кристаллов циркона в отраженных электронах и методом катодолюминесценции, а также состав изучались с помощью сканирующего электронного микроскопа LEO 1450 с энергодисперсионным спектрометром RÔNTEC (ГИ КНЦ РАН, Апатиты) и электронного микроскопа Jeol JSM-6480LV с приставками для локального рентгеноспектрального энергодисперсионного и волнового микроанализа (МГУ, Москва). Определение содержания редких земель 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 МАТ-262 (ГИ КНЦ РАН, Апатиты), так и локальным U-Th-Pb методом на масс-спектрометре вторичных ионов SHRIMP-II (ЦИИ ВСЕГЕИ) и на ионном микрозонде Cameca IMS 1270 (NORDSIM) в Музее естественной истории (Стокгольм, Швеция).

Изучен циркон и минералы из 63 геохронологических проб. Проведены исследования химического состава и внутреннего строения более 500 кристаллов циркона. Изотопно-геохронологические исследования включали 136 U-Pb определений возраста циркона методом изотопного разбавления, 75 измерений возраста циркона методом SHRIMP-II, 40 - LA-ICPMS. 54 измерения U-Pb возраста минералов 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 минералов группы граната (на ионном микрозонде Сатеса 1М8-4Р и методом ЬА-ГСРМБ).

Новизна и научная значимость

1. Впервые для определенных условий метаморфизма обосновано образование основных 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-ТЧ эволюции пород.

3. Впервые, на основе использования разных изотопных систем и минералов полностью хронометрирована метаморфическая эволюция Лапландского гранулитового пояса от 1.97 до 1.72 млрд. лет

4. Впервые показано, что длительность высокотемпературных процессов более 700 миллионов лет приводит к нарушению Ц-РЬ и Зт-Ш 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 различных 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, связанное с флюидным воздействием повышает эффективность научного прогнозирования генетически связанных с гидротермальными процессами месторождений полезных ископаемых (золото, уран и др.).

5. Полученные новые геохронологические данные для Центрально-индийской тектонической зоны могут существенно дополнить региональную шкалу последовательности эндогенных процессов и быть использованы при составлении новых геологических карт Центрально-Индийского щита.

Диссертационная работа направлена на решение кардинальных вопросов восстановление истории развития подвижных поясов, расположенных на границах между крупными областями коры континентального типа, что является важным составляющим звеном одной из актуальных проблем современной геологии - эволюции земной коры в раннем докембрии.

Обоснование геохимических и морфологических особенностей циркона, образующегося в условиях полиметаморфизма, представляет собой фундаментальную основу для корректной интерпретации геохронологических данных.

Защищаемые положения

1. Обосновано образование двух реперных 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 SYEKOLAPKO 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-1I, Индия) 2005, 2009; Генеральная ассамблея Европейского Геосоюза (EUG) 1999, 2006, 2010; 7-я Международная эклогитовая конференция 2005 (Сеггау. Австрия).

Построение работы

Работа объемом 270 стр. машинописного текста состоит из 5 глав, введения и заключения, содержит 14 таблиц и 65 рисунков. Список литературы составляет 415 наименований.

Используемые методы

U-Pb классический анализ минералов

Химическое разложение минералов и выделение U и РЬ проводилось по методу Т. Кроу [Krogh, 1973]. Концентрации U и РЬ определялись

208 035 методом изотопного разбавления со смешанным Pb-" U трассером на масс-спектрометрах МИ-1201Т и семиканальном масс-спектрометре Finnigan-MAT-262 (PRQ). Уран наносился вместе со свинцом на одинарную Re ленточку с Н3РО4 и силикагелем. Измерения проводились при температурах 1300°С и 1500°С для свинца и урана соответственно. Холостое загрязнение составляло менее 0.3 нг для свинца и 0.05 нг для урана. Координаты точек и параметры изохрон определялись по программе K.P. Людвига [Ludwig, 1999], на основе принятых констант распада урана (Steiger and Jaeger, 1976). Ошибка воспроизводимости U/Pb отношений -0.5%.

Sm-Nd метод

Бт-Ш изотопные исследования были выполнены для пород в целом и породообразующих минералов в ГИ КНЦ РАН (г. Апатиты).

Определения содержания Sm и Nd проводилось методом изотопного разбавления. Измерения изотопного состава неодима и концентраций Sm и Nd проводились на семиканальном твердофазном масс-спектрометре Finnigan - МАТ 262 (RPQ) в статическом двухленточном режиме с использованием рениевых и танталовых лент. Погрешность изотопного состава неодима в стандарте La Jolla = 0.511857±7 (п=7) не превышает 0.003 % (2а). Ошибка в 147Sm/144Nd отношениях составляет 0.3% (2а) - среднее значение из 7 измерений в стандарте BCR. Холостое внутрилабораторное загрязнение по Nd равно 0.3 нг и по Sm равно 0.06 нг. Изотопные отношения были нормализованы по отношению 146Nd/144Nd=0.7219, а затем пересчитаны на отношение 143Nd/l44Nd в стандарте La Jolla = 0.511857.

Модельный возраст рассчитан по отношению к деплетированной мантии с возрастом 4.56 млрд. лет и современными параметрами l47Sm/144Nd=0.2135, 143Nd/ 144Nd=0.513151 (Goldstein, Jacobsen, 1988);

Rb-Sr метод

Концентрации Rb и Sr определялись методом изотопного разбавления,

85 84 используя смешанный трассер Rb/ Sr. Выделение Rb и Sr проводили методом элюентной хроматографии на смоле «Dowex» 50x8. В качестве элюента использовали 1.5N и 2.3N НС1. Объем смолы в использованных колонках ~ 7 см3 и ~ 4см J. Выделенные фракции Rb и Sr упаривали досуха, а затем обрабатывали несколькими каплями HN03. Изотопный состав Sr и определение содержаний Rb и Sr проводили на масс-спектрометре МИ-1201-Т в двухленточном режиме на рениевых и танталовых лентах. На ленты подготовленные пробы наносились в нитратной форме. Изотопный состав Sr во всех измеренных образцах был нормализован к величине, рекомендованной NBS для стандарта SRM-987, равной 0.71034. Погрешности изотопного состава (95%-ный доверительный интервал) Sr не превышают 0.04%, определения Rb-Sr отношений - 1.5%. Холостое внутрилабораторное загрязнение по Rb равно 2.5 нг и по Sr- 1.2 нг. В расчете возрастов использовались принятые величины констант распада по (Steiger and Jäger, 1977).

Микрозонд Сашеса IMS-4F

Анализ микропримесей РЗЭ в цирконах осуществлялся методом вторично-ионной масс-спектрометрии (ионного зонда) на приборе Сашеса IMS-4F в Ярославском филиале ФТИАН. Подробно методика измерений приведена в (Smirnov et al., 1995; Федотова и др., 2008).

Первичный пучок ионов 0"2 фокусировался в пятно диаметром 20-30 мкм. Интенсивность тока бомбардирующих ионов составляла 5-8 нА. Область сбора вторичных ионов ограничивалась полем зрения, задаваемым полевой диафрагмой, и составляла 25 мкм в диаметре. Время накопления варьировалось в зависимости от интенсивности сигнала и определялось автоматическим контролем статистики в процессе накопления. Максимальное время накопления для одного элемента в каждом цикле не превышало 30 сек. Метод энергетической фильтрации, используемый для подавления молекулярных и кластерных ионов, реализовывался подачей на образец смещения -100 В, при этом энергетическая щель ограничивалась величиной в 50 эВ. Таким образом, на детектор попадали вторичные ионы с энергиями в диапазоне 75-125 эВ. Абсолютные концентрации каждого элемента вычислялись из измеренных интенсивностей положительных одноатомных вторичных ионов элементов, нормированных на интенсивность вторичных ионов кремния 30Si+ с использованием коэффициентов относительной чувствительности. Калибровочные кривые строились с использованием известных стандартов хорошо аттестованных стандартов образцов (Jochum et al., 2000). Концентрации Si)2 в каждой точке определялись независимо методом электронного зонда. Процедура вычитания применялась для очистки сигнала 15jEu+, 174Yb+, l38Gd+, I67Er+, 138Ba+, 139La+, 140Ce+, 141Pr+, Sm+ от интерференции изобарных ионов ZrSiO и ZrSi02 (Hinton, Upton, 1991) и оксидов легких редких земель.

LA-ICPMS анализ

Анализ редкоземельных элементов в цирконах выполнен в центре изотопных исследований ВСЕГЕИ им. А.П.Карпинского, с помощью одноколлекторного ICP-MS <Element-2> в комбинации с системой лазерного пробоотбора (лазерной абляции) LA-DUV-193, оснащенной эксимерным лазером СОМРЕХ-Ю2. В процессе каждого анализа измеряется следующий спектр элементов: Zr (внутренний стандарт), Ва (для необходимого контроля возможных наложенний от его оксидов,), Се, Pr, Nd, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Dy, Ho, Er, Tm, Yb, и Lu. Опорным пиком служит изотоп 9lZr. Он служит в качестве внутреннего стандарта, концентрация которого известна из стехиометрической формулы циркона (в любом случае его концентрация уточнялась посредством микрозондового анализа исследуемых зерен циркона) и на который нормализуются все измеряемые элементы. Обработка полученных данных осуществляется с использованием программы MS Excel, где измеренные интенсивности линий редкоземельных элементов пересчитываются в концентрации в ррт и далее нормализуются к составу хондрита. Типичные параметры работы системы лазерного пробоотбора при определении редкоземльных элеметов в цирконе: диаметр пучка лазера (размер пятна на поверхности пробы) 50-100 мкм, глубина кратера 30-50 мкм, частота повтора лазерных импульсов 3-15 Герц, газ носитель - аргон, поток газа через абляционную ячейку ~ 1 литра в минуту, продолжительность абляции 45 сек - 2 минуты. В качестве концентрационного стандарта используется международные стандарты

NIST-610 - NIST 613 (стекло), в качестве контрольных стандартных образцов используются международные стандарты циркона 91500 и Temora.

Возрастные датировки с использованием U-Pb изотопной системы в зернах цирконов методом LA-ICPMS выполнены на многоколлекторном масс-спектрометре с ионизацией в индуктивно связанной плазме (ICP-MS) Neptune. Конфигурация коллекторов позволяла одновременно регистрировать изотопы 202Hg, 204Pb+204Hg, 206Pb, 207Pb, 232Th, 235U, 23 8U. При измерениях были использованы оригинальные методики коррекции масс-дискриминации и изобарного наложения Hg. Типичный диаметр лазерного пятна составлял 40-50 мкм, глубина кратера ~ 30 мкм. В качестве стандартов использовались международные стандарты цирконов Temora и 91500.

U-Th-Pb анализ на масс-спектрометре SHRIMP-II

U-Pb датирование цирконов осуществлялось на ионном микрозонде SHRIMP-II в Центре Изотопных Исследований ВСЕГЕИ им. А.П. Карпинского.

Отобранные вручную зерна цирконов были имплантированы в эпоксидную смолу вместе с зернами цирконовых стандартов TEMORA и 91500. Далее зерна цирконов были сошлифованы и приполированы приблизительно на половину своей толщины. Для выбора участков (точек) датирования на поверхности зерен использовались оптические (в проходящем и отраженном свете) и катодолюминесцентные изображения, отражающие внутреннюю структуру и зональность цирконов.

Измерения U-Pb отношений на SHRIMP-II проводились по методике, описанной в статье Williams (1998). Интенсивность первичного пучка молекулярных отрицательно заряженных ионов кислорода составляла 4 нА, диаметр пятна (кратера) составлял 15-30 мкм. Обработка полученных данных осуществлялась с использованием программы SQUID (Ludwig, 2000). U-Pb отношения нормализовались на значение 0.0668, приписанное стандартному циркону TEMORA, что соответствует возрасту этого циркона 416.75 млн лет (Black and Kamo, 2003). Воспроизводимость SHRIMP анализа отношения 238U/206Pb, оцененная по стандартам TEMORA и циркон-91500, составляет порядка 0.5-2%. Построение графиков с конкордией проводилось с применением программы ISOPLOT/EX (Ludwig, 2000).

Благодарности

Автор глубоко благодарен всем коллегам, которые помогали при написании работы: Академику РАН Ф.П. Митрофанову, д.г.-м.н, профессору Ю.А. Балашову — за консультации и замечания при обсуждении рукописи; Т.Б. Баяновой, Н.Е. Козловой, В.О. Япаскурту, М.Ю. Синай, М.В. Минцу, Л.И. Нерович, В.В. Балаганскому, А.И. Щипанскому - 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 помощь при выполнении аналитических работ, а также O.A. Беляеву, А.Н. Конилову и A.A. 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: 01-0564218, 04-05-64059, 07-05-00759)

Заключение Диссертация по теме "Геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых", Каулина, Татьяна Владимировна

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Проведенное в работе исследование позволило систематизировать данные, касающиеся образования циркона в условиях метаморфизма разных температур и давлений и вывести общие закономерности образования и преобразования циркона в условиях гранулитовой, эклогитовой и амфиболитовой фаций. Морфология и внутреннее строение циркона, а также содержание элементов-примесей позволяет определить возможные механизмы образования и преобразования циркона в условиях наложенных процессов метаморфизма.

При гранулитовом метаморфизме циркон в основном кристаллизуется из расплава, что подтверждается содержанием и распределением в нём элементов-примесей, сходным с магматическим цирконом.

При росте циркона в условиях перехода от магматического расплава к условиям гранулитового метаморфизма результирующее содержание и распределение РЗЭ в цирконе отражает конкурентное распределение элементов между цирконом и сосуществующими минералами.

Рост циркона при эклогитовом и амфиболитовом метаморфизме контролируется метаморфическим флюидом в зонах сдвиговых деформаций.

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

Отличительной чертой метаморфогенного ' циркона является секториальность, связанная с быстроменяющимися нестационарными условиями роста при метаморфизме. - . .

Можно сделать вывод, что при метаморфизме циркон образуется из расплава или флюида, образование циркона при твердофазных метаморфических реакциях является довольно редким случаем. При этом образуются мелкие зерна циркона (до 20 мкм), которые можно не принимать в расчет, поскольку их невозможно использовать при геохронологических исследованиях.

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.

Сочетание U-Pb геохронологии in situ с детальным микроструктурным и микроэлементным анализом циркона в петрографическом контексте и использование новых микропримесных термометров, таких как содержание Ti в цирконе и Zr в других минералах, является оптимальным подходом к определению детальной температурно-временной эволюции метаморфических комплексов. Необходимо отметить, что температуры, определенные по содержанию Ti для гранулитовых цирконов, хорошо согласуются с температурами метаморфизма, определенными с помощью общепринятых геотермометров. Температуры кристаллизации циркона, рассчитанные для основных пород, могут быть занижены, что связано с пониженной активностью SiCb и TiCb.

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

Изучение влияния процессов полиметаморфизма на температуры закрытия Sm-Nd и Rb-Sr систем минералов-геохронометров показало,- что кратковременные по геологическим меркам события (до 20 млн. лет) не приводят к перестройке изотопных систем.

Полученные изотопно-геохронологические данные для архейских пород Широкой и Узкой Салмы и Чалмозера подтверждают возможность длительного нахождения архейских пород на глубине при высокой температуре.

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Каулина, Татьяна Владимировна, Апатиты

1. Азимов П.Я. Поведение циркона в флюидных метаморфических системах: устойчивость и условия образования // Материалы молодежной X1. конференции памяти К.О. Кратца. Петрозаводск. 2003. С. 8-10.

2. Алексеев Н.Л. Реакционные структуры интрузивных и метаморфических пород как индикаторы направленности процессов метаморфизма (на примере Кандалакшско-Колвицкой зоны, Балтийский щит). Автореф. дисс. . канд. геол.-мин. наук. СПб. 1997. 26 с.

3. Астафьев Б.Ю., Воинова O.A., Лохов К.И., Матуков Д.И., Прасолов Э.М., Прилепский Э.Б., Богомолов Е.С. Возраст и генезис раннедокембрийской графитовой минерализации Лапландского пояса (Кольский полуостров) // Отечественная геология. 2006. №4. С. 75-82.

4. Афанасьева E.H., Михайлов В.А., Былинская' Л.В., Липнер A.A., Серов Л.В. Ураноносность Кольского полуострова. Информационный сборник «Материалы по геологии месторождений урана, редких и . ^. редкоземельных металлов». М.: ВИМС. 2009. вып. 153. С. 18-26.

5. Балаганский B.B. Главные этапы тектонического развития северо-Востока Балтийского щита в палеопротерозое. Автореф. дис. .д-ра геол.-мин. наук. С-Пб.: 2002. 32 с.

6. Балаганский В.В., Глазнев В.Н., Осипенко Л.Г. Раннепротерозойская эволюция северо-востока Балтийского щита: террейновый анализ // Геотектоника. 1998. № 2. С. 16-28.

7. Балаганский В.В., Кудряшов Н.М., Балашов Ю.А., Апанасевич Е.А., Ганнибал Л.Ф., Левкович Н.В. О возрасте друзитового массива Жумчужный, северо-западное Беломорье: U-Pb-изотопные данные и геологические следствия // Геохимия. 1997. № 2. С. 158-168.

8. Балаганский В.В., Минц М.В., Дейли Дж.С. Палеопротерозойский Лапландско-Кольский ороген // Строение и динамика литосферы Восточной Европы: результаты исследований по программам ЕВРОПРОБы. М.: ГЕОКАРТ-ГЕОС. 2006. С. 142-155.

9. Балаганский В.В., Богданова М.Н., Козлова Н.Е. Структурно-метаморфическая эволюция северо-западного Беломорья. Апатиты. КФ АН СССР. 1986. 100 с.

10. Балтыбаев Ш. К., Левченков O.A., Левский Л.К. Свекофенский пояс Фенноскандии: пространственно-временная корреляция раннепротерозойских эндогенных процессов. С-Пб.: Наука. 2009. 327 с.

11. Баянова Т.Б. Возраст реперных геологических комплексов Кольского региона и длительность процессов магматизма. СПб: Наука. 2004. 174 с.

12. Беляев К.Д. Новые данные о структуре, геологии и металлогении гранулитовой формации Кольского полуострова // Проблемы магматизма Балтийского щита. JL Наука. 1971. С. 218-225.

13. Беляев O.A., Петров В.П. Метаморфическая история северо-восточной части балтийского щита // Материалы международного (X Всероссийского петрографического совещания «Петрография XXI века». 2005. Т.З. С. 45-47.

14. Беляев O.A., Петров В.П. Новые аспекты в изучении истории метаморфизма и метаморфической структуры докембрия северо-восточной части Балтийского щита // Геология и полезные ископаемые Кольского полуострова. Апатиты. 2002. С. 195-208.

15. Бибикова E.B. U-Pb геохронология ранних этапов развития древних щитов,- М.: Наука, 1989. 180 с.

16. Бибикова Е.В., Богданова C.B., Глебовицкий В.А., Клайссон С., Щельд Т. Этапы эволюции Беломорского подвижного пояса по данным U-РЬ цирконовой геохронологии (ионный микрозонд NORDSIM) // Петрология. 2004. Т. 12. №3. С. 227-244.

17. Бибикова Е.В., Быков И.В., Ивлиев А.И., Грачева Т.В., Шилобреева С.Н. Связь структурных превращений и нарушений U-Pb изотопной системы в цирконах, подвергшихся воздействию расплава // Геохимия. 1998. № 1. С. 44-51.

18. Бибикова Е.В., Мельников В.Ф., Авакян К.Н. Лапландские гранулиты: петрология, геохимия и изотопный возраст. Петрология. 1993. Т. 1. №2. С.215-235.

19. Бибикова Е.В., Шельд Т., Богданова C.B., Другова Г.М., Лобач-Жученко С.Б. Геохронология беломорид: интерпретация многостадийной геологической истории//Геохимия. 19936. № 10. С. 1393-1411.

20. Богданова М.Н., Ефимов М.М., Богданова C.B. Периодизация эндогенных процессов в мигматизированных комплексах северозападного Беломорья // Строение и метаморфическая эволюция главных структурных зон Балтийского щита. Апатиты. 1987. С.25-34.

21. Ветрин В.Р., Баянова Т.Б., Каменский И.Л., Икорский C.B. U-Pb-возраст и изотопная геохимия гелия в породах и минералах Лицко-Арагубского диорит-гранитного комплекса (Кольский полуостров) // ДАН. 2002. Т.387. № 1. С.85-89.

22. Ветрин В.Р. Неоархейский анорогенный магматизм Кейвской структуры: возраст, геохимия, петрогенезис // Материалы научной сессии, поев. Дню Российской науки. Апатиты. 2010. С. 17-26.

23. Виноградов Л.А., Богданова М.Н., Ефимов М.М. Гранулитовый пояс Кольского полуострова. Л. Наука. 1980. 208 с.

24. Володичев O.A., Слабунов А.И., Бибикова Е.В., Конилов А.Н., Кузенко Т.П. Архейские эклогиты Беломорского подвижного пояса, Балтийский щит//Петрология. 2004. Т. 12. №6. С.609-631.

25. Волошин A.B., Пахомовский Я.А. Минералы и эволюция минералообразования в амазонитовых пегматитах Кольского полуострова. 1986. Л.: Наука. 168 с.

26. Вревский А.Б. Петрология коматиитов, изотопно-геохимическая эволюция верхней мантии и геодинамика архейских зеленокаменных поясов. Автореф. докт. дис. СПб., 2000. 37 с.

27. Геологическая карта Кольского региона (северо-восточная часть Балтийского щита). Масштаб 1:500 000. (Ф.П.Митрофанов гл. ред.). Геологический институт Кол. НЦ РАН. Апатиты. 1996. "

28. Глебовицкий В.А. Тектоника и региональный метаморфизм раннего докембрия восточной части Балтийского щита // Регион, геол. и металлоген. 1993. № 1. С. 7-24.

29. Глебовицкий В.А., Саморукова Л.М., Седова И.С., A.M. Федосеенко // Геохимия цирконов анатектической и диатектической стадий формирования мигматитов Северо-Западного Приладожья. ДАН. 2008. Т.420. №6. с. 813817.

30. Гликин А.Э. Полиминерально-метасоматический кристаллогенез. СПб.: Нева, 2004. 318 с.

31. Гликин А.Э., Синай М.Ю. Морфолого-генетическая классификация продуктов замещения кристаллов // ЗВМО. 1991. В. 1. С. 38-43.

32. Гликин А.Э., Синай М.Ю. Экспериментальное изучение генезиса монокристальных псевдоморфоз // ЗВМО. 1983. В. 6. С. 742-748.

33. Горяинов П.М., Иванюк Г.Ю. Самоорганизация минеральных систем. М.: Геос, 2001.312 с.

34. Добрецов Н.Л. Процессы коллизии в палеозойских складчатых областях Азии и механизмы эксгумации // Петрология. 2000. Т. 8. № 5. С. 451-476.

35. Другова Г.М., Скублов С.Г. Зональные гранаты гнейсов как результат неоднократного высокотемпературного метаморфизма в Лапландском гранулитовом поясе // Зап. ВМО. 2000. № 6. С. 79-87.

36. Зингер Т.Ф. Морфогенетическая эволюция циркона в, полиметаморфических породах // Доклады РАН. 1993. Т. 331, № 4. С. 452455.

37. Карта минеральных фаций метаморфических пород восточной части Балтийского щита. Ред. В.А.Глебовицкий .СПб.: Росгеолком. ВСЕГЕИ. 1992.

38. 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.

39. Каулина Т.В., Апанасевич Е.А. Микроклиновые граниты пояса Танаэлв: проблемы датирования // Геология и геоэкология Фенноскандия, северо-запада и центра России. Материалы XI молодежной научной конференции памяти К.О.Кратца, Петрозаводск. 2000. С. 28-31.

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. 677-679.

41. Каулина Т.В., Богданова М.Н. Основные этапы развития северозападного Беломорья: U-Pb изотопные данные. // Литосфера, Минск, 2000, №12, с. 85-98.

42. 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. 597-603.

43. Кислицын Р.В. Возраст и кинематика тектонических движений в ядре раннепротерозойского Лапландско-Кольского орогена. Автореф. дисс. . канд. геол.-мин. наук. СПб. 2001. 22 с.

44. Кожевников В.Н., Скублов С.Г. Детритовые цирконы из архейских кварцитов маткалахтинского зеленокаменного пояса, Карельский кратон: гидротермальные изменения, минеральные включения, изотопные возрасты // ДАН. 2010. Т. 430. № 5. С. 681-685.

45. Козлов Н.Е., Иванов A.A., Нерович Л.И. Лапландский гранулитовый пояс первичная природа и развитие. Апатиты: Изд. КНЦ АН СССР, 1990. 172 с.

46. Козлов Н.Е., Козлова Н.Е. О генезисе гранатовых плагиогранитоидов Лапландского гранулитового пояса // Вестник МГТУ. 1998. Т 1. № 3. С.43-52.

47. Козлова Н.Е., Балаганский В.В., Богданова М.Н., Реженова С.А. Структурно-петрологическое изучение ортопироксен-силлиманитовой ассоциациилапландских гранулитов. Изв. АН СССР. сер. геол. 1991. N 4. С. 66-76.

48. Козлова Н.Е., Реженова С.А. Термобарометрия основных пород южного тектонического контакта Лапландского гранулитового пояса (Кольский полуостров) // Зап. ВМО. 1998. № 4. С. 51-57.

49. Козлова О.Г. Рост и морфология кристаллов. М: Изд. Моск. Ун-та. 1972. 303 с.

50. Козловский В.М. Эклогитизация базитов в зонах тектонических деформаций // Материалы конференции «Физико-химические факторы петро- и рудогенеза: новые рубежи». Москва. 2009. С. 187-190.

51. Козловский В.М., Аранович Л.Я. Геолого-структурные условия эклогитизации палеопротерозойских базитовых даек восточной части Беломорского подвижного пояса // Геотектоника, 2008, №4. С. 70-84.

52. Кориковский С.П. Проградные преобразования умеренно-барических амфиболитов //Петрология. 2009. Т. 17. № 4. С. 339-355.

53. Краснобаев A.A. Циркон как индикатор геологических процессов. М.:Наука. 1986. 146 с.

54. Краснобаев A.A., Кузнецов Г.П., Давыдов В.А. Возраст и происхождение гнейсов Челябинского комплекса // ДАН. 1998. Т360. №3. С.386-389

55. Крылова М.Д. Геолого-геохимическая эволюция лапландского гранулитового комплекса. Л. Наука. 1983. 160 с.

56. Крючкова Л.Ю., Гликин А.Э., Волошин А.Э., Ковалев С.И. Кинетико-морфологические явления роста и изоморфного замещения смешанных кристаллов в растворах (на примере ряда (Co,Ni)(NH4)2(S04)2-6H20) // ЗВМО. 2002. № 3. С. 62-77.

57. Кудряшов Н.М., Балаганский В.В., Апанасевич Е.А., Рюнгенен Г.И. U-Pb возраст габброноритов массива Жемчужный: следствия для палеопротерозойской истории развития Беломорского подвижного пояса // Геохимия. 1999. № 3. С. 324-327.

58. Ларикова Т.Л. Формирование друзитовых (коронарных) структур вокруг оливина и ортопироксена при метаморфизме габброидов северного Беломорья, Карелия // Петрология. 2000. Т. 8. № 4. С. 430-448.

59. Ларикова Т.Л. Формирование коронарных структур при метаморфизме Беломорских габброидов: особенности зональности корон // Вестн. Воронеж, ун-та. Геология. 2001. Вып. 11. С. 132-143.

60. Латышев Л.Н. Основные черты геологии и тектоники свиты "корва". Отчет по теме. 1968. 283 с.

61. Левский Л.К., Морозова И.М., Левченков O.A., Байкова B.C., Богомолов Е.С. Изотопно-геохронологические системы в метаморфических породах (о-в Поньгома, Беломорский подвижный пояс) // Геохимия. 2009. № 3. с. 227-244.

62. Левченков O.A., Гайдамако И.М., Макеев А.Ф., Яковлева С.З., Клепинин C.B., Зингер Т.Ф., Комаров А.Н., Левский Л.К. Геохимическая и возрастная гетерогенность сфенов из ортогнейсов района о. Поньгом-Наволок // Геохимия. 2000. № 5. С. 467-476.

63. Левченков O.A., Ризванова Н.Г., Маслеников A.B., Макеев А.Ф., Безмен Н.И., Левский А.К. Особенности кинетики потерь свинца и урана метамиктным цирконом при различных Р-Т-Х-условиях Геохимия. 1998. №11. С. 1115-1122.

64. Ленников A.M. Анортозиты юга Алданского щита и его складчатого обрамления. М.: Наука. 1979. 162 с.

65. Лобач-Жученко С.Б., Бибикова Е.В., Другова Г.М. и др. Геохронология и петрология магматического комплекса Тупой губы северозападного Беломорья. Петрология. 1993. T.I. N.6. С.657-677.

66. Лялина Л.М. Твердофазные полиминеральные микровключения в гранатах и цирконе Лапландского гранулитового пояса. ЗВМО. 2001. №1. С 21-33.

67. Лялина Л.М., Зозуля Д.Р., Савченко Е.Э. Полистадийность кристаллизации циркона в редкоземельно-циркониевом месторождении Сахарйок, Кольский полуостров // ДАН. 2010. Т. 430. № 3. С. 371-376.

68. Макеев А.Ф. Радиационно-химические превращения цирконов и их применение в геохронологии. Л.: Наука. 1981. 64 с.

69. Маракушев A.A., Перчу к Л. Л. Термодинамическая модель флюидного режима Земли / Очерки физико-химической петрологии. М.: Наука. 1974. Вып. 4. С. 102-130.

70. 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. 776-781.

71. Митрофанов Ф.П. Современные проблемы докембрийской геологиикратонов // Литосфера. 2001. № 1. С. 5-14.

72. Митрофанов Ф.П., Баянова Т.Б. Геохронология пород и процессов в архейских доменах Кольской провинции Балтийского щита // Мшералопчний журнал. 2004. Т. 26. №3. С. 33-39.

73. Митрофанов Ф.П., Виноградов А.Н., Петров В.П. Магматизм, метаморфизм и металлогения главных геодинамических единиц Кольского коллизиона // Магматизм и геодинамика. Матер. 1-го Всеросс. петрограф, совещ. Кн. 1. Уфа. 1995. С.139-140.

74. Митрофанов Ф.П., Нерович Л.И. Время магматической кристаллизации и метаморфических преобразований автономных анортозитовых массивов Пыршин и Абварьский Лапландского гранулитового пояса // Петрология.2003. Т. 11. №4. С. 381-390.

75. Нерович Л.И. Петрология и геохронология анортозитов Лапландского гранулитового пояса. Автореф. дис. . канд. г.-м. наук. Апатиты.: ГИ КНЦ РАН, 1999. 23 с.

76. Нерович Л.И., Каулина Т.В., Зозуля Д.Р., Деленицин A.A., Жавков

77. Носырев И.В., Робул В.М., Орса В.И. Генерационный анализ акцессорного циркона. М: Наука. 1989. 203 с.

78. Основные черты геологии и тектоники свиты Корва. Апатиты: Фонды КНЦ РАН, 1968. 283 с.

79. Остапенко Г.Т., Таращан А.Н., Мицюк Б.М. Геотермобарометр рутил-кварц//Геохимия. 2007. № 5. С. 564-567.

80. Перчук А.Л. Петрология и минеральная хронометрия коровых эклогитов. Автореф. дисс. на соиск. уч. ст. д.г.- м.н. Москва. 2003. 42 с.

81. Перчук А.Л., Филипо П. Зарождение субдукции: запись в эклогитах Юкона//Петрология. 2000. №8. С. 1-21.

82. Перчук Л.Л., Кротов A.B. Петрология слюдистых сланцев пояса Тана в южном тектоническом обрамлении Лапландского гранулитового комплекса. //Петрология. 1998. Т.6. №2. С. 165-196.

83. Перчук Л.Л., Кротов A.B., Геря Т.В. Петрология амфиболитов пояса Тана и гранулитов Лапландского комплекса // Петрология. 1999. Т. 7. № 4.1. C. 165-196. i

84. Портнов В.Н., Чупрунов Е.В. Возникновение и рост кристаллов. М.:Физматлит. 2006. 328 с.

85. Прияткина Л.А., Шарков Е.В. Геология Лапландского глубинного разлома (Балтийский щит). Л.: Наука. 1979. 128 с.

86. Пунин Ю.О. Напряжения гетерометрии при неоднородном распределении примесей в кристаллах // Физика кристаллизации. Тверь: Изд. ТГУ, 1992. С. 86-97.

87. Пунин Ю.О. Структурно-ориентационная неустойчивость кристаллов при их росте // Журнал структурной химии. 1994. Т. 35. №5. С. 50-59.

88. Пунин Ю.О. Роль габитуса кристаллов в образовании автодеформационных дефектов // ЗВМО. 2000. № 6. С. 1-11.

89. Ранний докембрий Балтийского щита. Отв. ред. чл.-кор. РАН. В.А. Глебовицкий. 2005. С-Пб.: Наука. 711 с.

90. Ризванова Н.Г., Левченков O.A., Белоус А.Е. и др., Динамика взаимодействия циркона с гидротермальным углекислым флюидом // Геохимия. 1996. № 3. С. 253-263.

91. Русин А.И. Континентальный рифтовый и коллизионный метаморфизм орогенных областей // Мат-лы XXXII Тект.совещания. Том II. М.:ГЕОС. 1998. С. 136-138.

92. Седова И.С., Саморукова Л.М., Глебовицкий В.А., Скублов С.Г. Циркон в полимигматитах СЗ Приладожья: морфология и геохимия // Геохимия. 2009. № 10. С. 1050-1066.

93. Сейсмогеологическая модель литосферы Северной Европы: Лапландско-Печенгский район // Ред. Н.В. Шаров. Апатиты. КНЦ РАН. 1997. 226 с.

94. Симаков С.К. Образование и перекристаллизация алмазов в условиях верхней мантии // ДАН. 1988. Т.301. N 4. С. 951-954.

95. Симаков С.К. Физико-химические условия образования алмазоносных парагенезисов эклогитов. Автореф. дисс. соискание ученой степени д.г.-м.н. Москва. 2003.

96. Синай М.Ю., Гликин А.Э. Образование и эволюция твердых включений пойкилитовых кристаллов (на примере модельных систем). Тез. докл. XV Российского совещания по эксперимент, минералогии. Сыктывкар. 2005. С. 428-431.

97. Скублов С.Г., Астафьев Б.Ю., Марин Ю.Б., Гембицкая И.М., Левченков O.A. Первая находка церианита в цирконах из метасоматитов Терского зеленокаменного пояса (Балтийский щит) // ДАН. 2009а. Т. 428. № 1. С. 96-100.

98. Скублов С.Г., Балашов Ю.А., Марин Ю.Б., Березин A.B., Мельник А.Е., Падерин И.П. U-Pb возраст и геохимия цирконов из Салминских эклогитов (месторождение Куру-Ваара, Беломорский пояс) // ДАН. 2010а. Т. 432. №5. С. 1-9.

99. Скублов С.Г., Березин A.B., Марин Ю.Б., Ризванова Н.Г., Богомолов Е.С., Сергеева H.A., Васильева И.М., Гусева В.Ф. Комплексное изотопно-геохимическое (Sm-Nd, U-Pb) исследование Салминских эклогитов // ДАН. 20106. Т. 434. №6. С. 1-5.

100. Скублов С.Г., Левский Л.К., Марин Ю.Б., Гембицкая И.М., Азимов П.Я., Ларионов А.Н. Возраст, геохимия минералов и условия образования

101. Шуерецкого месторождения гранатов (Беломорский пояс) // ДАН. 2009. Т. 429. №5. С. 661-667.

102. Скублов С.Г., Лобач-Жученко С.Б., Гусева Н.С., Гембицкая И.М., Толмачева Е.В. Распределение редкоземельеых и редких элементов в цирконах из миаскитовых лампроитов панозерского комплекса центральной Карелии // Геохимия. 20096. № 9. С. 958-971.

103. Соленик А.И. Оценка РТ-условий высокотемпературной перекристаллизации автономных анортозитов Джугджура-Становой области // Изв АН СССР. Сер. геол. 1991. №1. С. 51-57.

104. Стрикленд-Констэбл Р.Ф. Кинетика и механизм кристаллизации. Л.: Недра. 1971. 310 с.

105. Травин В.В., Козлова Н.Е. Локальные сдвиговые деформации как причина эклогитизации (на примере структур Гридинской зоны меланжа, Беломорский подвижный пояс) // ДАН. 2005. Т.405. № 3. С. 1275-1279.

106. Трейвус Е.Б. Зависимость формы кристаллов от температуры и пересыщения раствора// ЗВМО. 1988. Вып. 4. С.401-411.

107. Трейвус Е.Б., Франке В.А. температурная инверсия в морфологической важности граней на кристаллах минералов // Записки РМО. 1995. №1. С.63-74.

108. Тугаринов А.И., Бибикова E.B. Геохронология Балтийского щита. М.: Наука, 1980. 132 с.

109. Федотова A.A., Бибикова Е.В., Симакин С.Г. Геохимия циркона (данные ионного микрозонда) как индикатор генезиса минерала при геохронологических исследованиях//Геохимия. 2008. №7. С. 1-18.

110. Филатова В.Т. Возможные геодинамические обстановки при формировании лапландских гранулитов (Кольский полуостров) // Российский геофизический журнал. 2000. С. 55-63.

111. Фонарев В.И., Графчиков A.A., Конилов А.Н. Экспериментальные исследования равновесий с минералами переменного состава и геологическая термобарометрия // Экспериментальные проблемы геологии. М.: Наука, 1994. С. 323-355.

112. Фонарев В.И., Крейлен Р. Доказательство полистадийности метаморфизма на основе изучения флюидных включений в породах Лапландского гранулитового пояса // Петрология. 1995. Т. 3. № 4. С. 379-396.

113. Фор Г. Основы изотопной геологии, Москва, «Мир», 1989. С. 590.

114. Фриш Т., Джексон Г. Д., Глебовицкий В. А. и др., U-Pb геохронология цирконов Колвицкого габбро-анортозитового комплекса, южная часть Кольского п-ова. Петрология. 1995. Т.З. N 3. С. 248-254.

115. Чернов A.A., Гиваргизов Е.И., Багдасаров Х.С. и др. Современная кристаллография. Т.З. М.: Наука, 1980. 408 с.

116. Щипанский A.A. Архейская океаническая кора: что субдуцировало? // Материалы научной конференции «Гранит-зеленокаменные системы архея и их поздние аналоги». Петрозаводск. 2009. С. 182-188

117. Япаскурт В.О., Плечов П.Ю., Котова Е.В., Черткова Н.В. Механизмы формирования и эволюции докембрийских «эклогитов» Беломорского подвижного пояса// Тез. докл. конф. "Ломоносовские чтения". М.: 2006.

118. Alexejev N., Huhma Н., Belyatsky В., Balagansky V. 1999. Sm-Nd Grt-WR ages on the Kolvitsa-Umba zone and Pongoma area, Belomorian-Lapland

119. Belt, Baltic Shield, Russia. Abstracts of the SVEKALAPKO workshop, 1821.11.1999. Lammi, Finland. P.l

120. Ashwal L.D. Anorthosites. Berlin: Springer-Verlag. 1993. 422 p.

121. Ashwal L.D., Tucker R.D., Zinner E.K. Slow cooling of deep crustal granulites and Pb-loss in zircon // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1999. Vol. 63. No. 18. P. 2839-2851.

122. Austrheim H. Eclogitization of lower crustal granulites by fluid migration through shear zones //Earth and Planetary Sci. Lett. 1986/87. Vol. 87. P. 221-232.

123. Austrheim H., Erambert M., Engvik A.K. Processing of crust in the root of the Caledonian continental collision zone: the role of eclogitization // Teconophysics. 1997. Vol. 273. P. 129-153.

124. Balashov Y.A., Mitrofanov F.P., Balagansky V.V. New geochronological data on Archaean rocks of the Kola Peninsula. In: Correlarion of Precambrian formations of the Kola-Karelian region and Finland. Apatity, Kola Sci. Center, 1992. P. 13-34.

125. Bancroft G.M., Metson J.B., Kresovich R.A. Leaching studies of natural and synthetic titanites using secondary ion mass-spectrometry //Geochim. et Cosmochim. Acta. 1987. V. 51. P.911-918.

126. Barbey P., Convert J., Moreau B. et al. Petrogenesis and evolution of an early Proterozoic collisional orogenic belt: The granulite belt of Lapland and the

127. Belomorides (Fennoscandia) // Bull.Geol.Soc. Finl. 1984. V. 56. Part 1-2. P. 161-188.

128. Barbey P., Raith M. The Granulite Belt of Lapland // Granulites and Crustal Evolution. Kluwer Academic Publishers. Netherlands. 1990. P. 111-132.

129. Bea F., Pereira M. D., and Stroh A. Mineral/leucosome traceelement partitioning in a peraluminous migmatite (a laser ablation-ICP-MS study) // Chem. Geol. 1994. Vol. 117. P. 291-312.

130. Beach A., Retrogressive metamorphic processes in shear zones with special reference to the kewisian complex// J. Struct. Geol. 1980. No 2 (1/2). P. 257-273.

131. Belousova E.A., Griffin W.L., O'Reilly S.Y., Fisher N.I. Igneous zircon: trace element composition as an indicator of source rock type // Contrib Mineral Petrol. 2002. Vol. 143. P. 602-622.

132. Belousova E.A., Griffin W.L., Pearson N.J. Trace element composition and cathodoluminescence properties of southern African kimberlitic zircons // Mineral Mag. 1998. No 62. P. 355-366.

133. Belousova E.A., Natapov L.M., Griffin V.W., O'Reilly S.Y. U-Pb Dating and Hf-isotope Analysis of Zircons from Salma Eclogites, Kola Peninsula, Russia (PART I). 2004. GEMOC Report IMP-2005/1/GEMOC.

134. Belyaev O.A, Kozlov N.E, Geology,geochemistry and metamorphism of the Lapland Granulite Belt and adjacent areas in. the Vuotso area, northern Finland // Geol.Surv. Finl. Report of Investigation. 1997. V. 138. 24 p.

135. Bernard-Griffiths J, Peucat J J, Postaire B, Vidal Ph, Convert J, Moreau B. Isotopic data (U-Pb, Rb-Sr, Pb-Pb and Sm-Nd) on mafic granulites from Finnish Lapland. // Precambr. Res. 1984. T. 23. P.325-348.

136. Berthelsen A., Marker M. Tectonics of the Kola collision suture and adjacent Archaean and Early Proterozoic terrains in the northeastern region of the Baltic Shield// Tectonophysics. 1996. V. 126. P. 31-55.

137. Bibikova E., Slabunov A., Volodichev O., Whitehouse M. The archaen eclogites of the Belomorian province, the Fennoscandian shield (Russia) // EGU-05. Geophysical Research Abstracts. 2005. V. 7. P. 02536

138. Bibikova E.V., Melnikov V.F., Mineev S.D. et al., Lapland granulites: isotope geochemistry and geochronology // Res. Terrae. 1991. Ser. A. No 5. P. 4.

139. Bingen B., Austrheim H., Whitehouse M.J., Davis W.J. Trace element signature and U-Pb geochronology of eclogite-facies zircon, Bergen Arcs, Caledonides of W Norway // Contrib Mineral Petrol. 2004. Vol. 147 P. 671-683.

140. Bjornerud M.G., Austrheim H., Lund M.G. Processes leading to eclogitization (densification) of subducted and technically buried crust // J GeophysRes. 2002. 107(B10):2252, 1-18. DOI 10.1029/2001JB000527

141. Black, L.P., Kamo, S.L. TEMORA 1: a new" zircon standard for U-Pb geochronology. Chemical Geology, 2003, 155-170.

142. Black L. P., Williams I. S. and Compston W. Four zircon ages from one rock: the history of a 3930 Ma-old granulite from Mount Sones, Enderby Land, Antarctica. Contributions to Mineralogy and Petrology. 1986. Vol. 94. P. 427437.

143. Bogdanova S.V., Bibikova E.V. The "Saamian" of the Belomorian Mobile Belt: new geochronological constraints // Precambrian Res. 1993. V. 64. No. 1/4. P. 131-152.

144. Borges F.S. and White S.H. Microstructural and chemical studies of sheared anorthosites, Roneval, South Harris// J. Struct. Geol. 1980. No 2 (1/2). P. 273-280.

145. Boundy T.M., Mezger K., Essene E.J. Temporal and tectonic evolution of the granulite-eclogite association from the Bergen Arcs, western Norway // Lithos. 1997. Vol. 39. P. 159-179.

146. Brodie K.H. Variation in amphibole and plagioclase composition with deformation // Tectonophysics. 1981. Vol. 78. P. 3 85- 402.

147. Brodie K.H. Variations in mineral chemistry across a shear zone in phlogopite peridotite // J. Struct. Geol. 1980. No 2 (1/ 2). P. 265-272.

148. Burton K.W., O. Nions R.K. High-resolution garnet chronometry and the rates of metamorphic processes // Earth Planet Sci Lett. 1991. Vol. 107. P. 649671.

149. Carson C.J., Ague J.J., Coath C.D. U-Pb geochronology from Tonagh Island, East Antarctica: implications for the timing of ultra-high temperature metamorphism in the Napier Complex // Precambrian Research 2002. Vol. 116. P. 237-263.

150. Carswell D.A., Tucker R.D., O'Brien P.J., Krogh T.E. Coesite microinclusions and the U/Pb age of zircons from the Hareidland Eclogite in the Western Gneiss Region of Norway // Lithos. 2003. Vol. 67. P. 181- 190.

151. Chalot-Prat F., Ganne J., Lombard A. No significant element transfer from the oceanic plate to the mantle wedge during subduction and exhumation of the Tethys lithosphere (Western Alps) // Lithos. 2003. Vol. 69. P. 69-103.

152. Cherniak D., Hanchar J.M., Watson E.B. Rare-earth diffusion in zircon //Chem. Geol. 1997. Vol. 134. P. 289-301.

153. Cherniak D.J. Lead diffusion in titanite and preliminary results on the effects of radiation damage on Pb transport. Chemical Geology. 1993. V 110. P. 177-194.

154. Cherniak D.J., Hanchar J.M., Watson E.B. Diffusion of tetravalent cations in zircon// Contrib Mineral Petrol. 1997. Vol. 127. P. 383-390.

155. Cherniak D.J., Lanford W.A., Ryerson F.J. Lead diffusion in apatite and zircon using ion implantation and Rutherford Backscattering techniques // Geochim Cosmochim Acta. 1991. Vol. 55. P. 1663-1673.

156. Cherniak D.J., Watson E.B. Pb Diffusion in zircon // Chem Geol. 2001. Vol. 172. P.5-24.

157. Cliff R.A., de Jong K., Rex D.C., Guise P.G. 1997. Evaluation of Rb-Sr hornblende dating of rocks from the Kola Peninsula: an alternative to 40Ar/39Ar where excess argon is present. Terra Nova. V. 9. Abs. Suppl. 1. P. 488.

158. Cohen A.S., O'Nions R.K., Siegenthaler R., Griffin W.L. Chronology of the pressure-temperature history recorded by a granulite terrain // Contrib Mineral Petrol. 1988. Vol. 98. P. 303-311.

159. Coleman R.G. and Erd R.C., Hydrozircon from the Wind River formation, Wyoming // U.S.A. Geol. Surv. Bull. 1961. 424-C. P. 297-300.

160. Coward M.P. Shear zones in the Precambrian crust of Southern Africa // J. Struct. Geology. 1980. V. 2. No. 1/2. P. 19-27.

161. Corfu F., Hanchar J.M., Hoskin P.W.O., Kinny P. Atlas of zircon textures. In: Hanchar J.M., Hoskin P.W.O (eds) Zircon. Reviews in Mineralogy & Geochemistry. 2003. Vol. 53. P. 469-500.

162. Cullers R.L., Medaris L.G., Haskin L.A. Experimental studies of the distribution of rare earths as trace elements among silicate minerals and liquids and water // Geochim Cosmochim Acta. 1973. Vol. 37. P. 1499-1512.

163. Dahl P.S. A crystal-chemical basis for Pb retention and fission-track annealing systematics in U-bearing minerals, with implications for geochronology//Earth Planetary Sci. Lett. 1997. 150. P. 277-290.

164. Daly J.S., Balagansky V.V., Timmerman M.J. et al. European Lithosphere Dynamics. Geological Society, London, Memoir 32. 2006. P. 579-598.

165. Daly J.S., Bogdanova S. Timing of metamorphism in the Lapland granulite belt, Finland, Res. Terrae, Ser. A, 1991. N 5. P.l 1.

166. Degeling H., Eggins S., Ellis D.J. Zr budgets for metamorphic reactions, and the formation of zircon from garnet breakdown // Mineral Mag. 2001. N65. P. 749-758

167. Dodson M.N. Closure temperature in cooling geochronological and petrological systems // Contrib. Miner. Petrol. 1973. V. 40. P. 259-274.

168. Doig R. U-Pb zircon dates of Morin anorthosite suite rocks Grenville Province, Quebec // Journal of Geology. 1991. V.99. P.729-738.

169. Engvik A.K., Austrheim H., Andersen T.B. Structural, mineralogical and petrophysical effects on deep crustal rocks of fluid-limited polymetamorphism, Western Gneiss Region, Norway // Journal of Geological Society (London). 2000. Vol. 157 P. 121- 134.

170. Eskola P. On the granulites of Lapland // Am. J. Sci. 1952. Bowen V. P. 133-171.

171. Essex R.M., Gromet L.P. U-Pb dating of prograde and retrograde titanite growth during the Scandian orogeny // Geology. 2000. Vol. 28. No. 5.' P. 419422.

172. Ewart A. and Griffin W. L. Application of proton-microprobe data to trace-element partitioning in volcanic rocks // Chemical Geology. 1994. Vol. 117. P. 251-284.

173. Ewing R.C., Haaker R.F., Lutze W. Leachability of zircon as a function of alpha dose. In: Lutze W (ed) Scientific Basis for Radioactive Waste ManagementV, Elsevier, Amsterdam, 1982. P. 389-397.

174. Ewing R.C., Meldrum A., Wang L., Weber W.J., Corrales L.R. Radiation effects in zircon. In: Hanchar JM, Hoskin PWO (eds) Zircon. Mineralogical Society of America Reviews in Mineralogy & Geochemistry. 2003. Vol. 53. P. 387-425.

175. Farges F., Brown G. E., Velde D. Structural environment of Zr in two inosilicates from Cameroon: Mineralogical and geochemical implications // American Mineralogist. 1994. Vol. 79. P. 838-847.

176. Ferry J.M. Reaction mechanism, physical condition and mass transfer during hydrothermal alteration of mica and feldspar in granitic rocks from south-central Maine, USA. Contrib.Mineral.Petrol. 1979. No 68. P. 125-139.

177. Ferry J.M. New thermodynamic analysis and calibration of the Ti-in-zircon and Zr-in-rutile geothermometers // Philadelphia Annual Meeting. 2006. Paper No. 95-3.

178. Fraser G., Ellis D., Eggins S. Zirconium abundance in granulite-facies minerals, with implications for zircon geochronology in high-grade rocks. Geology. 1997. N25. P. 607-610.

179. Frei D., Liebscher A., Wittenberg A., Shaw C.S.J. Crystal chemical controls on rare earth elements partitioning between epidote-group minerals and melts: an experimental and theoretical study. Contrib. Mineral. Petrol. 2003. Vol. 146. P. 192-204.

180. Friedl G., Cooke R., Finger F., McNaughton N.J., Fletcher I., U-Pb SHRIMP dating and trace element investigations on multiple zoned zircons from a South-Bohemian granulite // J. Czech Geol. Soc. 2003. Vol. 48. No 1-2. P. 51.

181. Frost B.R., Chamberlain K.R., Schumacher J.C. Sphene (titanite): phase relations and role as a geochronometer // Chemical geology. 2000. Vol. 172. P. 131-148.

182. Frost B.R., Lindsley D.N. Occurrence of iron-titanium oxide minerals in igneous rocks. Rev. Mineral. 1991. Vol. 25. P. 433-486.

183. Fu. B., Cavosie A.J., Clechenko C.C., Fournelle J., Kita N.T., Lackey J., Page F., Wilde S.A., Valley J.W. Ti-in-Zircon Thermometer: Preliminary Results // AGU, Fall Meeting 2005. abstract # V41F-1538.

184. Gaal G., Berthelsen A., Gorbatschev R. et al. Structure and composition of the Precambrian crust along the POLAR Profile in the northern Baltic Shield // Tectonophysics. 1989. V. 162. P. 1-25.

185. Ganguly J. and Turone M. Diffusion closure temperature and age of mineral with arbitrary exent of diffusion: theoretical formulation and application // Earth and Planetary Sci. Lett. 1999. V. 170. P. 131-140.

186. Ganguly J. and Turone M. Relationship between cooling rate and cooling age of a mineral: Theory and applications to meteorites // Meteoritics & Planetary Science. 2001. V. 36, N 1, P. 167-175.

187. Gebauer D., Schertl H-P., Brix M., Schreyer W. 35 Ma old ultrahigh-pressure metamorphism and evidence for very rapid exhumation in the Dora Maira Massif, Western Alps // Lithos. 1997. Vol. 41. P 5-24.

188. Geisler T., Burakov B., Yagovkina M., Garbuzov V., Zamoryanskaya M., Zirlin V., Nikolaeva L. Structural recovery of selfirradiated natural and 238Pu-doped zircon in an acidic solution at 175°C // Journal of Nuclear Materials. 2005. Vol. 336. P.22-30.

189. Geisler T., Pidgeon R.T., Kurtz R., van Bronswijk W., Schleicher H. Experimental hydrothermal alteration of partially metamict zircon // American Mineralogist. 2003a. Vol. 88. P. 1496-1513.

190. Geisler T., Schaltegger U., Tomaschek F. Re-equilibration of zircon in aqueous fluids and melts // Elements. 2007. No. 3. P. 43-50.

191. Gerya T.V., Stockhert B., Perchuk A.L. Exhumation of high-pressure metamorphic rocks in subduction channel: a numerical simulation // Tectonics. 2002. Vol. 21. No 6. art. no. 1056, P.6-1 6-19.

192. Gibbons W., Horak J. Alpine metamorphism of Hercynian hornblende granodiorite beneath the blueschist facies schistes lustres nappe of NE Corsica // J. Metamorph. Geol. 1984. V.2. P.95-113.

193. Green T. H. Experimental studies of trace-element partitioning applicable to igneous petrogenesis Sedona 16 years later// Chemical Geology. 1994. Vol. 117. P. 1-36.

194. Griffin W.L., Brueckner H.K. REE, Rb-Sr and Sm-Nd studies of Norwegian eclogites // Chem. Geol. 1985. Vol. 52. P. 249-271.

195. Goldstein S.J., Jacobsen S.B. Nd and Sr isotopic systematics of river water suspended material: implications for crustal evolution // Earth Planet. Sci. Lett. 1988. V. 87. P. 249-265.

196. Cullers R.L., Medaris L.G., Haskin L.A. Experimental studies of the distribution of rare earths as trace elements among silicate minerals and liquids and water // Geochim Cosmochim Acta. 1973. Vol. 37. P. 1499-1512.

197. Haggerty S. E. Diamond genesis in a multiply-constrained model // Nature. 1986. Vol. 320. P. 34-38.

198. Hanchar J.M., Miller C.F. Zircon zonation patterns as revealed by cathodoluminescence and backscattered electron images: implications for interpretation of complex crustal histories // Chem. Geol. 1993. Vol. 110. P. 1-13.

199. Harley S.L. and Kelly N.M. The impact of zircon-rgarnet REE distribution data on the interpretation of zircon U-Pb ages in complex high-grade terranes: An example from the Rauer Islands, East Antarctica // Chemical geology. 2007. Vol. 241. p. 62-87.

200. Harley S.L. Zircon-garnet REE distribution patterns and the behaviour of zircon during UHT metamorphism // International mineralogical association meeting, 2002. Edinburgh, abstract, P. 236.

201. Harley S.L., Kelly N.M. and Moller A. Zircon behaviour and the thermal histories of mountain chains // Elements. 2007. V. 3. P. 25-30.

202. Harrison T.M., Aikman A., Holden P., Walker A.M., McFarlane C., Rubatto D., Watson E.B. Testing the Ti-in-zircon thermometer. Eos Trans AGU. Program and abstract. 2005.

203. Harrison T.M., Watson E.B., Aikman A.B. Temperature spectra of zircon crystallization in plutonic rocks // Geology. 2007. V. 35. No 7. P. 635-638.

204. Heaman L.M., Bowins R., Crocket J. The chemical composition of igneous zircon suites: implications for geochemical tracer studies // Geochim Cosmochim Acta. 1990. No 54. P. 1597-1607.

205. Hensen B.J., Zhou B. Retention of isotopic memory in garnets partially broken down during an overprinting granulite-facies metamorphism: Implications for the Sm-Nd closure temperature// Geology. 1995. V. 23. P. 225.

206. Hermann J. Allanite: thorium and light rare earth element carrier in subducted crust// Chem. Geol. 2002. Vol. 192. P. 289-306.

207. Hermann J., Green D.H. Experimental constrains on fluid absent melting in deeply subducted crust. J. Conf. Abstr. 2000. 5(1). P. 48.

208. Hermann J., Rubatto D., Korsakov A., Shatsky V.S. Multiple zircon growth during fast ezhumation of diamondiferous, deeply subducted continental crust (Kokchetav Massif, Kazakhstan) // Contrib. Mineral. Petrol. 2001. Vol. 141. P. 6682.

209. Hinton, R.W., Upton, B.G.J. The chemistry of zircon: Variations within and between large crystals from syenite and alkali basalt xenoliths // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1991. V. 55. P. 3287-3302.

210. Hokada T., Harley S.L. Zircon growth in UHT leucosome: constraints from zircon-garnet rare earth element (REE) relations in Napier Complex, East

211. Antarctica. Journal of Mineralogical and Petrological Sciences. 2004. vol. 99. P. 180-190.

212. Hormann P.K., Raith M., Raase P. et al. The granulite complex of Finnish Lapland: petrology and metamorphic conditions in the Ivalojoki — Inarijarvi area // Geol. Surv. Finl. Bull. No. 308. 1980. 95 p.

213. Hoskin P.W.O. and Black L.P. Metamorphic zircon formation by solid-state recrystallization of protolith igneous zircon // J Metamor Geol. 2000. No 18. P. 423-439.

214. Hoskin P.W.O. and Schaltegger U. The Composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis // Reviews in mineralogy & geochemistry. 2003. V. 53. P. 27-62.

215. Hoskin P.W.O. Trace-element composition of hydrothermal zircon and the alteration of Hadean zircon from the Jack Hills, Australia // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2005. No. 69. P. 637-648

216. Hoskin P.W.O., Kinny P.D., Wyborn D. Chemistry of hydrothermal zircon: investigating timing and nature of water-rock interaction. In: Water-Rock Interaction, WRI-9. 1998. Arehart GB, Hulston JR (eds) AA Balkema, Rotterdam. P. 545-548.

217. Huhma H. Isotope studies on the Lapland Granulite Belt and adjacent areas // SVEKALAPKO workshop Abs. Lammi. 1996. P. 25-26.

218. Jamtveit B., Austrheim H., Malthe-Sorenssen A. Accelerated hydration ofthe Earth's deep crust induced by stress perturbations // Nature. 2000. V. 408. № 2. P. 75-78

219. Jamtveit B., Bucher-Nurminen K., Austrheim H. Fluid controlled eclogitization of granulites in deep crustal shear zones, Bergen arcs, Western Norway // Contrib Mineral Petrol. 1990. Vol. 104. P. 184-193.

220. Jochum K.P., Dingwell D.B., Rocholl A. et al., The preparation and preliminary characterisation of eight geological MPI-DING reference glasses for in-situ microanalysis // Geostandards Newsletter. 2000. V. 24. P. 87-133.

221. Kaczmarek M.-A., Mtintener O., Rubatto D. Trace element chemistry and U-Pb dating of zircons from oceanic gabbros and their relationship with whole rock composition (Lanzo, Italian Alps) // Contrib Mineral Petrol. 2008. Vol. 155. P. 295-312.

222. Kelly N.M and Harley S.L. An integrated microtextural and chemical approach to zircon geochronology: refining the Archaean history of the Napier Complex, east Antarctica // Contrib Mineral Petrol. 2005. No. 149. P. 57-84

223. Kelly N.M., Clarke G.L., Fanning C.M. A two-stage evolution of the Neoproterozoic Rayner Structural Episode: new U-Pb SHRIMP constraints fromthe Oygarden Group, Kemp Land, East Antarctica // Precambr Res. 2002. Vol. 116. P. 301-330.

224. Keppler, H., Wyllie, P. J., 1990. Role of fluids in transport and fractionation of uranium and thorium in magmatic processes. Nature 348, 531-533.

225. Kerrick R., Fyfe W.S., Gorman B.E. and Allison I. Local modification of rock chemistry//Contrib. Mineral. Petrol. 1977. Vol. 65. P. 183-190.

226. Konilov A.N., Shchipansky A.A., Mints M.V., Volodichev O.I. Petrology of eclogites of the Belomorian Province. 2004. 32 IGC Florence 2004. Abstracts. Part. 1. P. 108.

227. Kozlov N.E., Avedisyan A.A., Balashov Yu.A. et al. Some new aspects of geology, deep structure, geochemistry and geochronology of the Lapland Granulite Belt, Baltic Shield//Nor. Geol. Unders. Special Publ. 7. 1995. P. 157-166.

228. Kretz R. Symbols for rock-forming minerals // Amer. mineral. 1983. V 68. P.277-279.

229. Krill A. Svecokarelian trusting with termal inversion in the Karasjok-Levajok area of the Nothern Baltic Shield // NGU-BULL. 403. 1985. P.89-101.

230. Krill A., Bergh S., Lindahl I. et al. Rb-Sr, U-Pb and Sm-Nd isotopic dates from Precambrian rocks of Finnmark // NGU-BULL. 403.1985. P.37-54.

231. Krogh, T.E. A low-contamination method for hydrothermal decomposition of zircons and extraction of U and Pb for isotopic age determinations: Geochim. Et Cosmochim. Acta. 1973. 37, 485-494.

232. Krogh T.E., Davis G.L. Alteration in zircons and differential dissolution of altered and metamict zircon. Carnegie Institution Washington, Year Book. 1975. Vol. 74. P. 619-623.

233. Lee S.-G., Masuda A., Kim H.-S. An early Proterozoic leuco-granitic gneiss with the REE tetrad phenomenon // Chem. Geol. 1994. Vol. 114. P. 59-67.

234. Lee J.K.W., Williams I.S., Ellis D.J. Pb, U and Th diffusion in natural zircon //Nature. 1997. Vol. 390. P. 159-161.

235. Levchenkov O.A., Zinger T.F., Dook V.L. et al., U-Pb isotope ages of the Pongom-Navolok hyperstene diorite and hornblende granodiorite plutons, Baltic Shield, North Karelia. Abstacts of MAEGS 9, St.Petersburg. 1995. P. 63.

236. Levskii L. K., Skublov S. G., Gembitskaya I. M. Isotopic-Geochemical Study of Zircons from Metabasites of the Kontokki Dike Complex: Age of Regional Metamorphism in the Kostomuksha Structure // Petrology. 2009. Vol. 17. No. 7. P. 669-683.

237. Liferovich R., Laajoki K., Gehör S. Conventional geochronometers: natural instability evidences // Abstracts. 6th SVEKALAPKO Workshop. Lammi, Finland. 2001. P. 42.

238. Liou J. G., Ernst W. G., Ogasawara Y. Petrochemical and tectonic processes of UHP/HP Terranes II: Preface // J. metamorphic Geol. 2003. Vol. 21. P. 513514.

239. Liou J. G., Tsujimori T., Zhang R. Y., Katayama I., Maruyama S. Global UHP metamorphism and Continental Subduction/Collision: The Himalayan Model // International Geology Review. 2004. Vol. 46. P. 1-27.

240. Liu F., Xu Z., Xue H. Tracing the protolith, UHP metamorphism, and exhumation ages of orthogneiss from the SW Sulu terrane (eastern China): SHRIMP U-Pb dating of mineral inclusion-bearing zircons // Lithos. 2004. Vol. 78. P. 411 -429.

241. Ludwig, K.R., 1999. User 's manual for Isoplot/Ex, Version 2.10, A geochronological toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geochronology Center Special Publication No. la, 2455 Ridge Road, Berkeley CA 94709, USA.

242. Ludwig, K.R., 2000. SQUID 1.00, A User's Manual; Berkeley Geochronology Center Special Publication. No.2, 2455 Ridge Road, Berkeley, CA 94709, USA.

243. Lumpkin G.L., Ewing R.C. Alpha-decay damage in minerals of the pyrochlore group // Phys Chem Minerals. 1988. Vol. 16. P. 2-20.

244. Manhes G., Allegre C.J., Provost A. U-Th-Pb systematics of the eucrite "Juvinas"; precise age determinations of evidence for the exotic lead // Geochim Cosmochim Acta. 1984. 48. P. 2247-2264.

245. Marker M. Early Proterozoic (c. 2000-1900 Ma) crustal structure of the northeastern Baltic Shield: tectonic division and tectogenesis // Nor. Geol. Unders. 1985. V. 403. P. 55-74.

246. Marker M., Kaulina T. New constraints for the evolution of the Keivy supracrustal belt, central Kola Peninsula, from recent U-Pb single zircon dating at NORDSIM. // Abstracts. 5th SVEKALAPKO Workshop. Lammi, Finland. 2000. P. 52

247. Martin L.A.J., Duchene S., Deloule E., Vanderhaeghe O. Mibility of trace elements and oxyden in zircon during metamorphism: consequence for geochemical tracing // Earth and Planetary Sci. Lett. 2008. Vol. 267. P. 161-174.

248. Maruyama S., Liou J. G., and Terabayashi M. Blueschists and eclogites of the world, and their exhumation // International Geology Review. 1996. Vol. 38. P. 485-594.

249. Mattinson J.M. Geochronology of high-pressure-low-temperature Franciscan metabasites: a new approach using the U-Pb system. // Geol Soc Am Mem. 1986.164. P. 95-105.

250. McCallum, I. S. and Charette, M. P. Zr and Nb partition coefficients: implications of the genesis of mare basalts, KREEP, and sea floor basalts // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1978. Vol. 42. P. 859-869.

251. McDonough W.F. and Sun S.-s. The composition of the Earth // Chemical Geology. 1995. Vol. 120. P. 223-253.

252. McLelland J., Hamilton M., Selleck B., McLelland J., Walker D., Orrell S. Zircon U-Pb geochronology of the Ottawan Orogeny, Adirondack Highlands, New York: Regional and tectonic implications // Precambrian Res. 2001. Vol. 109. P. 39-72.

253. McLelland J.M., Whitney P.R. The origin of garnet in the anorthosite-charnockite suite of the Adirondack // Contrib. Miner.Petrol. 1977. V.60. P. 161181.

254. Meen J.K., Eggler D.H., Ayers J.C. Experimental evidence for very low solubility of rare-earth elements in C02-rich fluids at mantle conditions // Nature. 1989. Vol. 340. P. 301-303.

255. Meldrum A., Boatner L.A., Weber W.J., Ewing R.C. Radiation damage in zircon and monazite // Geochim Cosmochim Acta. 1998. Vol. 62. P. 2509-2520.

256. Merilainen K. The granulite complex and adjacent rocks in Lapland, northern Finland// Geol. Surv. Finl. Bull. 1976. No. 281. 129 p.

257. Mezger K., Hanson G. N., Bohlen S.R. U-Pb systematics of garnet: dating of the growth of garnet in the Late Archean Pikwitonei granulite domain at Cauchon and Natawahuman lakes, Manitoba, Canada // Contrib Mineral Petrol. 1989 a. 101. P. 136-148.

258. Mezger K., Hanson G. N., Bohlen S.R. High-precision U-Pb ages of metamorphic rutile: application to the cooling history of high-grade terranes // Earth and Planetary Sci. Lett. 1989 6. Vol. 96. P. 106-118.

259. Mezger K., Rawnsley C. M., Bohlen S.R., and Hanson G. N. U-Pb garnet, sphene, monazite and rutile ages: implications for the duration of high grade metamorphism and cooling histories, Adirondack Mountains, New York. // J. Geol. 1991.99. P. 415-428.

260. Mikkola E. General geological map of Finland. Sheets B7, C7, D7, Muonio, Sodankyla, Tuntajoki. Explanation to the map of rocks. Suonen geol. Toiinikunta. 1941. Helsinki. 286 p.

261. Moller A, Appel P., Mezger K., Schenk V. Evidence for a 2.0 Ga subduction zone: Eclogites in the Usagaran belt of Tanzania // Geology. 1995. V. 23. No. 12. P.1067-1070.

262. Moller A., O'Brien P.J., Kennedy A., Kroner A. Polyphase zircon in ultra-temperature granulites (Rogaland, SW Norway): constrains for Pb diffusion in zircon // J. metamorphic geol. 2002. Vol. 20. P. 727-740.

263. Nadeau S., Philippot P., and Pineau F. Fluid inclusion and mineral isotopic compositions (H-O-C) in eclogitic rocks as tracers of local fluid migration during high-pressure metamorphism // Earth Planet. Sci. Lett. 1993. Vol. 114. P. 431-448.

264. Nasdala L., Wenzel M., Vavra G., Irmer G., Wenzel T., Kober B. Metamictisation on natural zircon: accumulation versus thermal anneling of radioactivity induced damade // Contrib Mineral Petrol. 2001. Vol. 141. P. 125144.

265. Natapov L.M., Belousova E.A., Griffin W.L. and O'Reilly S.Y. U-Pb Dating and Hf-isotope Analysis of Zircons from Salma Eclogites, Kola Peninsula, Russia (PART II). 20Q5.GEMOC Report IMP-2005/1/GEMQC

266. Novak G.A. and Gibbs G.V. The crystal chemistry of the silicate garnets // The American mineralogist. 1971. V. 56. P.791-825.

267. Orthosilicates, (ed. Ribbe P.H.) Reviews in mineralody. 1982. Vol. 5. 450 p.

268. Ramachandra H.M., Roy A. Evolution of the Bhandara-Balaghat granulite belt along the southern margin of the Sausar Mobile Belt of the central India // Proc. Indian Acad. Sci (Earth Planet. Sci.). 2001. Vol. 110. No 1. P. 251-368.

269. Pan Y. and Fleet M.E. Rare earth element mobility during prograde granulite facies metamorphism: significance of fluorine // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1996. Vol. 123. P. 251-262.

270. Pan Y. Zircon- and monazite-forming metamorphic reactions at Manitouwadge, Ontario. Can Mineral. 1997. Vol. 35. P. 105-118.

271. Philippot P. and Kienast J-R. Chemical-microstructural changes in eclogite-facies shear zones (Monviso, Western Alps, north Italy) as indicators of strain history and the mechanism and scale of mass transfer//Lithos. 1989. Vol. 23. P. 179-200.

272. Philippot P. and Selverstone J. Trace element-rich brines in eclogitic veins: Implications for fluid composition and transport during subduction // Contrib. Mineral. Petr. 1991. Vol. 106. P. 417^130.

273. Pidgeon R.T. Recrystallization of oscillatory zoned zircon: some geochronological and petrological implications. Contrib. Mineral. Petrol. 1992. Vol. 110. P. 463^172.

274. Putnis A. Mineral replacement reactions: from macroscopic observations to microscopic mechanisms // Mineralogical Magazine. 2002. Vol. 66. P. 689-708.

275. Putnis C.V., Tsukamoto K., Nishimura Y. Direct observation of pseudomorphism: compositional and textural evolution at a fluid-solid interface // American Mineralogist. 2005. Vol. 90. P. 1909-1912.

276. Radhakrishnan B.P., Naqvi S.M. Precambrian India and its evolution // J. Geol. 1986. Vol. 94. P. 145-166.

277. Raith M., Raase P., Horman P.K. The Precambrian of Finnish Lapland: Evolution: Evolution and Regime of metamorphism. // Geol. Rundsch., 1982.V.71. P. 230-244.

278. Rayner N., Stern R.A., Carr D. Grain-scale variations in trace element composition of fluid-altered zircon, Acasta Gneiss Complex, northwestern Canada // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2005. Vol. 148. P. 721-734.

279. Reddy S.M., Timms N. E., Pantleon W., Trimby P. Quantitative characterization of plastic deformation of zircon and geological implications // Contrib Mineral Petrol. 2007. No. 153. P. 625-645.

280. Roberts M.P., Finger F. Do U-Pb zircon ages from granulites reflect peak metamorphic conditions? Geology. 1997. V. 25. No 4. P.319-322.

281. Romano S.S., Dorr W., Zulauf G. Cambrian granitoids in pre-Alpine basement of Crete (Greece): evidence from U-Pb dating of zircon // International Journal of Earth Sciences. 2004. Vol. 93. P. 844-859.

282. Roy A., Prasad M.H. Precambrian of Central India: a possible tectonic model // Geol. Surv. India Spl. Pub. 2001. No. 64. P. 177-197.

283. Roy A., Kagami h., Yashida M., Roy A., et al. Rb-Sr and Sm-Nd dating of different metamorphic events from the Sausar Mobile Belt, central India:implications for Proterozoic crustal evolution/ Journal of Asian Earth sciences. 2006. 26. P. 61-76.

284. Rubatto D. Zircon trace element geochemistry: partitioning with garnet and the link between U-Pb ages and metamorphism // Chemical Geology. 2002. V. 184. P. 123-138.

285. Rubatto D. and Gebauer D. Use of cathodoluminescence for U-Pb zircon dating by ion microprobe: Some examples from the Western Alps. In Cathodoluminescence in Geosciences (ed. M. Pagel et al.). Springer. 2000. P. 373400.

286. Rubatto D. and Hermann J. Zircon formation during fluid circulation in eclogites (Monviso, Western Alps): Implications for Zr and Hf budget in subduction zones // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2003. Vol. 67. No. 12. P. 2173-2187.

287. Rubatto D., Gebauer D., Compagnoni R. Dating of eclogite-facies zircons: The age of Alpine metamorphism in the Sesia-Lanzo Zone (Western Alps) // Earth Planet. Sci. Lett. 1999. Vol. 167. P. 141-158.

288. Rubatto D., Gebauer D., Fanning M. Jurassic formation and Eocene subduction of the Zermatt-Saas-Fee ophiolites: Implications for the geodynamic evolution of the Central and Western Alps // Contrib Mineral Petrol. 1998. Vol. 132. P. 269-287.

289. Rubatto D., Williams I.S., Buick I.S. Zircon and monazite response to prograde metamorphism in the Reynolds Range, central Australia // Contrib. Mineral. Petrol. 2001. No. 140. P. 458-468.

290. Rubin J.N., Henry C.D., Price J.G. Hydrothermal zircons and zircon overgrowths, Sierra Blanca Peaks, Texas // Am Mineral. 1989. No 74. P. 865-869.

291. Rubin N.J., Henry Ch. D., Price J.G. The mobility of zirconium and other "immobile" elements during hydrothermal alteration // Chem. Geology. 1993. No. 110. P. 29-47.

292. Salje E.K.H., Chrosch J., Ewing R.C. Is "metamictization" of zircon a phase transition? // American Mineralogist. 1999. Vol. 84. P. 1107-1116.

293. Sarkar G., Corfu F., Paul D.K., McNaughton N.J., Gupta S.N., Bishui P.K. Early Archaean crust in Bastar Craton, Central India—a geochemical and isotopic study // Precamb. Res. 1993. Vol. 62. P. 127-137.

294. Shatsky V.S, Sobolev NV, Gilbert AE (1989) Эклогиты Кокчетавского массива. In: Eclogites and glaucophane schists in folded regions (in Russian). Nauka, Novosibirsk, P. 54-83.

295. Shatsky V.S., Jagoutz E, Sobolev N.V., Kozmenko O.A., Parkhomenko V.S., Troesch M. Geochemistry and age of ultrahigh pressure metamorphic rocks from the Kokchetav massif (Northern Kazakhstan) // Contrib Mineral Petrol. 1999. Vol. 137. P. 185-205.

296. Silver L.T., Deutsch S. Uranium-lead isotopic variations in zircon: a case study // Journal of Geology. 1963. Vol. 71. P. 721-758.

297. Sinha A.K., Wayne D.M., Hewitt D.A. The hydrothermal stability of zircon: Preliminary experimental and isotopic studies // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1992. Vol. 56. P. 3551-3560.

298. Sneeringer M., Hart S.R., Shimizu N. Strontium and samarium diffusion in diopside // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1984. V. 48. N 8. P. 1589-1609. : .

299. Smirnov V.K., Sobolev A.V., Batanova V.G., et al. Quantitative SIMS analysis of melt inclusions and host minerals for trace elements and H20 // EOS Trans. Spring Meet. Suppl. AGU. 1995. V. 17. №76. P. 270.

300. Soman A., Tomaschek F., Berndt J., Geisler T., Scherer E. Hydrothermal reequilibration of zircon from an alkali pegmatite of Malawi // Beihefte zum European Journal of Mineralogy. 2006. Vol. 18. P. 132

301. Sorjonen-Ward P., Claoue-Long, J., Huhma H. SHRIMP isotope studies of granulite zircons and their relevance to early Proterozoic tectonics in northern Fennoscandia. US Geological Survey circular 1107. ICOG 8 Abs. 1994. P. 299.

302. Spandler C., Hermann J., Arculus R., Mavrogenes J. Geochemical heterogeneity and element mobility in deeply subducted oceanic crust: insights from high-pressure mafic rocks from New Caledonia // Chem. Geol. 2004. Vol. 206. P. 21^42.

303. Stacey J.S. and Kramers J.D. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model // Earth and Planet. Sci. Lett. 1975. Vol. 26, № 2. P. 207-221.

304. Steiger R.H, Jager E . Subcommission on geochronology: convention of the use of decay constants in geo- and cosmochronology // Earth Planet. Sci. Lett. 1977. Vol. 36. P. 359-362.

305. Stockhert B., Duyster J., Trepmann C., Massonne H.-J. Microdiamond daughter crystals precipitated from supercritical COH + silicate fluids included in garnet, Erzgebirge, Germany // Geology. 2001. Vol. 29. P. 391-394.

306. Sun W., Williams I.S., Li S. Carboniferous and Triassic eclogites in the western Dabie Mountains, east-central China: evidence for protracted convergence of the North and South China blocks // J Metamorphic Geol. 2002. Vol. 20. P. 873-886.

307. Sunagawa I. Morphology of minerals. In: Morphology of crystals. Terra Scientific. Tokyo. 1987. P. 511-587.

308. Tang H-F and Liu C-Q. Trace element geochemistry during metamorphic dehydration: A case study from the Xingzi Group of Lushan, southeast China // Geochemical Journal. 2002. Vol. 36. P. 545 561.

309. Tichomirowa M., Whitehouse M.J., Nasdala L. Resorption, growth, solid state recrystallisation, and annealing of granulite facies zircon—a case study from the Central Erzgebirge, Bohemian Massif//Lithos. 2005. Vol. 82. P. 25- 50.

310. Tilton G.R. Isotopic lead ages of chondritic meteorites // Earth Planet Sci Lett. 1973. 19. P. 321-329.

311. Tomaschek F. Zircon reequilibration by dissolution-reprecipitation: reaction textures from flux-grown solid solutions // Beihefte zum European Journal of Mineralogy. 2004. Vol. 12. P. 214.

312. Tomaschek F., Kennedy A.K., Villa I.M., Lagos M., Ballhaus C. Zircons from Syros, Cyclades, Greece recrystallization and mobilization of zircon during high-pressure metamorphism // Journal of Petrology 2003. Vol. 44. P. 1977-2002

313. Tompkins L.A. and Haggerty S.E. Groundmass oxide minerals in the Koidu kimberlite dikes, Sierra Leone, West Africa // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1985. Vol. 91. P. 245-263.

314. Trachenko K., Dove M.T., Salje E.K.H. Structural changes in zircon under a-decay irradiation // Physical Review. 2003. Vol. 65. 180102(R)

315. Tuisku P., Huhma H. Generation of the norite-enderbite series of the Lapland Granulite Belt: implications from SIMS U-Pb-dating of zircons // Geophysical Research Abstracts. 2005. 7. 08022.

316. Valley J.W., Chiarenzelli J.R., McLelland J.M. Oxygen isotope geochemistry of zircon // Earth Planet Sci Lett. 1994. No 126. P. 187-206.

317. Van Breemen O., Higgins M.D. U-Pb age of the southwest lobe of the Havre-Saint-Pierre Anorthosite Complex, Grenville Province, Canada // Gan. J. Earth Sci. 1993. No. 30. P. 1453-1457.

318. Vance D., O'Nions R.K. Isotopic chronology of zoned garnets: growth kinetics and metamorphic histories // Earth and Planet. Sci. Lett. 1990. No. 97. P. 227-240.

319. Van Orman J.A., Grove T.L., Shimizu N. Rare earth element diffusion in diopside: influence of temperature, pressure, and ionic radius, and an elastic model for diffusion in silicates // Contrib Mineral Petrol. 2001. No 141. P. 687-703.

320. Van Orman J.A., Grove T.L., Shimizu N., Layne G.D. Rare earth element diffusion in a natural pyrope single crystal at 2.8 GPa // Contrib Mineral Petrol. 2002. No 142. P. 416-424.

321. Vavra G., Schmid R., Gebauer D. Internal morphology, habit and U-Th-Pb microanalysis of amphibolite-togranulite facies zircons: geochronology of the Ivrea zone (Southern Alps). Contrib Mineral Petrol. 1999. N 134. P. 380-404.

322. Wain A.L., Waters D.J., Austrheim H. Metastability of granulites and processes of eclogitisation in the UHP region of western Norway // Journal of Metamorphic Geology. 2001. Vol. 19. P. 609-625.

323. Walther C. and Fliih E.R. The POLAR Profile revisited: combined P- and S-wave interpretation//Precam. Res. 1993. V. 64. P. 154-168.

324. Walther J.V. and Wood B.J. Rate and mechanism in prograde metamorphism // Contrib Mineral Petrol. 1984. Vol. 88. P. 246-259.

325. Warlc D.A., Watson E.B. Launching the TITANiQ: a titanium-in-quartz thermometer // Geochim Cosmochim Acta. 2004. Vol. 68. Goldschmidt Conf Abstr. A543

326. Watson E.B. Dissolution, growth and survival of zircons during crustal fusion: Kinetic principles, geological models and implications for isotopic inheritance. Trans. R. Soc. Edinburg: Earth Sci. 1996. Vol. 87. P. 43-56.

327. Watson E.B., Cherniak D.J., Hanchar J.M., Harrison T.M., Wark D.A. The incorporation ofPb into zircon// Chemical Geology. 1997. Vol. 141. P. 19-31.

328. Watson E.B., Harrison T.M. Zircon saturation revisited: temperature and composition effects in a variety of crustal magma types. //Earth and Planetary Science Letters. 1983. V.64. P. 295-304.

329. Watson E.B., Wark D.A., Thomas J.B. Crystallization thermometers for zircon and rutile // Contrib. Miner. Petrol. 2006. V. 151. P. 413-433.

330. Webster J.D., Holloway J.R., Hervig R.L. Partitioning of lithophile trace elements between H20 and H2O-CO2 fluids and topaz rhyolite melt // Econ Geol. 1989. Vol. 84. P. 116-134.

331. Whitehouse M. J. and Piatt J. P. Dating high-grade metamorphism— constraints from rare-earth elements in zircon and garnet // Contrib Mineral Petrol. 2003. 145: 61-74.

332. Whitehouse M.J., Kamber B.S. A rare earth element study of complex zircons from early Archaean Amitsoq gneisses, Godthabsijord, south-west Greenland // Precambr Res. 2003. Vol. 126. P. 363-377.

333. Willgallis A., Siegmann E., Hettiaratchi T. Srilankite, a new Zr-Ti-oxide mineral //Neues Jahrbuch für Mineralogie, Monatshefte. 1983 (H4). P. 151-157.

334. Williams, I.S., 1998. U-Th-Pb Geochronology by Ion Microprobe. In: (McKibben, M.A., Shanks III, W.C. and Ridley, W.I., Eds), Applications of microanalytical techniques to understanding mineralizing processes, Reviews in Economic Geology, 7, 1-35.

335. Williams I.S. Some observations on the use of zircon U-Pb geochronology in the study of granitic rocks // Transactions of the Royal Society of Edinburgh: Earth Sciences. 1992. Vol. 83. P. 447-458.

336. Williams I.S., Buick I.S., Cartwright I. An extended episode of early Mesoproterozoic metamorphic fluid flow in the Reynolds Range, central Australia // J Metamorphic Geol. 1996. No 14. P. 29-47.

337. Woensdregt C.F. Computation of surface energies in an electrostatic point charge model. II. Application to zircon (ZrSi04) // Phys Chem Miner. 1992. No 19. P. 59-69.

338. Wohletz K., Heiken G. Volcanology and Geothermal Energy // University of California Press. 1991. 432 p.

339. Wones D.R. Significance of the assemblage titanite+magnetite+quartz in granitic rocks. Am. Mineral. 1989. Vol. 74. P. 744-749.

340. Woodhead J., Rossman G.R., Thomas A.P. Hydrous species in zircon // American Mineralogist. 1991. Vol. 76. P. 1533-1546.

341. Xie L., Wang R., Chen X., Qiu J., Wang D. Th-rich zircon from peralkaline A type granite: Mineralogical features and petrological implications // Chinese Science Bulletin. 2005. Vol. 50. P. 809-817.

342. Zack T., Foley S.F., Rivers T. Equilibrium and disequilibrium trace element partitioning in hydrous eclogites (Trescolmen, Central Alps) // J Petrol. 2002. Vol. 43. P. 1947-1974.

343. Zinger T.F., Götze J., Levchenkov O.A. et al. Zircon in poly deformed and metamorphosed Precambrian Granitoids from the White Sea tectonic zone, Russia: Morphology, cathodoluminescence, and U-Pb chronology // Int. Geol. Review. 1996. V. 38. P. 57-73.

344. Zinger T.F., Baikova V.S., Belyatsky B.V. et al. Morphology and isotopic age of zircons from shear-zones within granitoids of the Belomorian Tectonic Zone, Baltic Shield, Russia // Basement Tectonics No. 13. Kluwer Academic Publ. 1999. P. 345-364.