Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Устойчивость изотопных систем ксенона и кислорода при эволюции докембрийских гранулитовых комплексов

ВАК РФ 04.00.02, Геохимия

Автореферат диссертации по теме "Устойчивость изотопных систем ксенона и кислорода при эволюции докембрийских гранулитовых комплексов"

ой

**

На правах рукописи

КРЫЛОВ Дмитрий Павлович

УСТОЙЧИВОСТЬ ИЗОТОПНЫХ СИСТЕМ КСЕНОНА И КИСЛОРОДА ПРИ ЭВОППЦИИ ДОКЕМЕРИЙСКНХ ГРАНУПИТОВЫХ КОМПЛЕКСОВ

04.00.02 - геохимия

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого - минералогических наук

Москва - 1995

Работа выполнена в Институте геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН.

Научный консультант: доктор химических наук,

профессор Ю.А. Шуколюков

Официальные оппоненты: доктор геол. - мин. наук

В.И. Виноградов (ГИН РАН);

доктор геол. - мин. наук A.B. Уханов (ГЕОХИ РАН);

доктор геол. - мин. наук Е.В. Парков (ИГЕМ РАН).

Ведущая организация: Институт геологии и

геохронологии докембрия РАН.

защита состоится " 1995 в

( " час. на заседании диссертационного совета Д.002.59.02 при Институте геохимии и аналитической химии им. В.И.Вернадского РАН по адресу: 117975, ГСП-1, Москва, В-334, ул. Косыгина 19.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института.

Автореферат разослан 1995 г.

Ученый секретарь диссертационного совета, кандидат геол. - мин. наук

А.П. Жидикова

ВВЕДЕНИЕ

Изотопно - геохимические методы имеют особое значение при изучении докембрийских гранулитовых комплексов - одних из самых древних сохранившихся образований континентальной коры. Эти комплексы характеризуются полицикличностью развития, с неоднократными тектоно - метаморфическими преобразованиями исходных пород в условиях гранулитовой - амфи-болитовой фаций регионального метаморфизма. Можно выделить две методологические проблемы,, возникающие при расшифровке генезиса гранулитовых комплексов. Во - первых, это проблема опенки параметров самых древних процессов, включая возрасты и условия становления протолитов. Во - вторых, это проблема согласования полученных возрастов и условий процессов или, другими словами, проблема корреляции между возраруами тектоно - метаморфических циклов и условиями метаморфизма во время этих же циклов. Особенно отчетливо указанные.проблемы проявляются при изотопно - геохимических исследованиях. Нередки случаи когда, например, и-РЬ, Бт-Ш и Шэ-Бг системы в одном и том же объекте изучения, и даже в одном и том же образце породы определяют разные возрасты. Параметры условий процессов, оцененные по этим же образцам, могут соответствовать любому из циклов развития. Поэтому, особую актуальность приобретает разработка способов сопоставления данных, полученных разными геохимическими методами при изучении полнцихлических комплексов.

Обшая методологическая пель настоящей работы - выявление возможностей комплексного применения изотопно - геохронологических и геохимических систем при соотнесении условий метаморфических процессов с возрастами тектоно - метаморфических циклов в гранулитовых комплексах. В основе предлагаемого нами подхода - сопоставление условий устойчивости изотопно - геохронологических систем и систем, применяемых для определения Р-Т параметров метаморфических процессов (систем - "индикаторов"). В частности, в работе используется концепция т.н. температур закрытия ("пороговых температур") (0о<1воп, 1973). Вычисление температур закрытия используется, например, в методе определения возраста 40Аг - 39Аг. Ступенчатый отжиг обра?цов позволяет,

одновременно с возрастом, определять и кинетические параметры миграции газа. К сожалению, метод 40Аг - 39Аг имеет существенные ограничения при исследовании докембрийских высокометаморфических комплексов, так как сравнительно высокая подвижность аргона в минералах приводит к нарушению изотопной системы под действием наложенных процессов.

В качестве альтернативы может служить метод датирования Хев - Хеп (Шуколюков и др., 1974). Ксенон, обладая большим, по сравнению с аргоном, атомным радиусом, может, следовательно, иметь и большую устойчивость, что определяет перспективы метода именно при исследовании докембрийских полициклических гранулитовых комплексов. Один из наиболее подходящих для датирования данным методом минерал -циркон не только повсеместно распространен, но и используется при датировании и - РЬ методом, так что возможно сопоставление двух изотопных систем в одном образце. В то же время, систематических работ по датированию данным методом гранулитовых комплексов с определением условий фиксации изотопной системы ксенона не проводилось. Поэтому, в запа-НН настоящей работы входило изучение кинетики миграции ксенона и, соответственно, условий устойчивости изотопной системы ксенона в цирконах из пород докембрийских полициклических гранулитовых комплексов для оценки возможностей метода при датировании основных процессов петрогенезиса, включая самые ранние.

Концепция температур закрытия также успешно применяется в изотопии кислорода, особенно, при изучении истории охлаждения пород. К достоинствам метода изотопии кислорода относятся точность, применимость практически к любым породам и наличие внутренних критериев достоверности результатов. Однако, наложенные высокотемпературные процессы приводят к перераспределению изотопов кислорода между минералами, так что результаты обычно отображают только регрессивные стадии метаморфических преобразований. В то же время, стабильность кислорода в более "крупных", чем отдельные минералы, системах (например, породах в целом) выше, и условия фиксации изотопного состава кислорода могут приближаться к максимальным условиям метаморфических преобра-

зований. Вторая основная запача настоящей работы

это

определить условия устойчивости изотопной систокы кислорода в разных системах (иппэралах, породах) для корреляции с результатами гоохроаологпчесхих исследований.

В целом, сказанное выше определяет методологчческие запачи работы при исследовании процессов в ранней континентальной земной коре н при определении условий и времени первичных процессов.

В качестве конкретных объектов исследований выбраны гранулитовые комплексы Восточной Антарктиды: нейпирскай комплекс, представляющий один из реликтов древнейшей континентальной коры, и высокометаморфизованные образования прилегающего протерозойского подвижного пояса, к которым относится рейнерскнй комплекс. Результаты, полученные по породам Восточной Антарктиды, определяют не только методологическую значимость работы, но также имеют ценность как примеры расшифровки некоторых условий эволюции докембрий-ской коры. Последнее определяет геологические задачи рабо-

образом:

1. Впервые, с помощью метода ступенчатого отжига, определены параметры Аррениуса в неметамиктных цирконах из гранулитовых комплексов. Результаты сопоставлены с подвижностью свинца в цирконах. Выявлена зависимость между энергией активации и предэкспоненциальным множителем соотношения Аррениуса для миграции ксенона в цирконах.

2. По цирконам из пород нейпирского комплекса методом Хев - Хеп получены древнейшие возрасты, превышающие 3.7 млрд. лет. Сходные возраста получены нами и - РЬ методом по тем же цирконам. Таким образом, впервые, не только по материалам Восточной Антарктиды, но и вообще по земным образцам, столь древний возраст подтвержден исследованиями независимых изотопных систем в одном минерале. Показано, что конкордантность результатов в системе и - РЬ - Хе исключает возможность ошибочного завышения возраста.

3. Разработана и впервые применена концепция так называемых "модельных температур" в изотопии кислорода, кото-

ты.

работы можно суммировать следующим

-з-

рая направлена не только на исследование истории охлаждения пород на регрессивных стадиях метаморфизма (область обычного использования изотопии кислорода при изучении полиметаморфических комплексов), но и на определение параметров основных метаморфических процессов.

4. Условия стабильности изотопных систем ксенона и кислорода сопоставлены с условиями процессов метаморфизма, проявленных в нейпирском и рейнерском комплексах Восточной Антарктиды, что позволило уточнить схему эволюции этих комплексов.

Практическая ценность работы преимущественно определяется затронутыми методологическими проблемами интерпретации и корреляции геохронологических, петрологических и изотопно - геохимических данных в полициклических гранули-товых комплексах. В частности, сопоставление условий стабильности изотопных систем U - Хе и Ü - РЬ в цирконах с условиями метаморфических процессов представляет критерии геологической значимости полученных оценок возрастов.

Предложенный метод вычисления модельных температур по распределению изотопов кислорода между породами дает возможность перейти от анализа условий локального обмена кислородом (между минералами) к определению условий более крупномасштабного перераспределения вещества при метаморфизме и, таким образом, оценке режима гранулитового флюида. Существенно, что при вычислении модельных температур не обязательно определение изотопного состава отдельных минералов, поэтому метод менее трудоемкий, чем традиционный.

Апробация работы. По теме диссертации опубликовано более 35 научных работ. Результаты работы обсуждались на 7, 9, 10, 11, 13 Всесоюзных симпозиумах по стабильным изотопам в геохимии (Москва), Всесоюзной школе - семинаре "Методы изотопной геологии" (Звенигород, 1987, 1991), международном симпозиуме "Isotope in der Nature" (Лейпциг, 1979), 29 Международном геологическом конгрессе (Киото, 1992), конференции по изотопной геохимии благородных газов (38 Yamado Conference, Киото, 1994). По теме диссертации

автором прочитаны лекции в университете г. Копенгагена (1993) и институте Макса Планка, (Майнц, 1993).

Работа состоит из введения, четырех глав и заключения. Диссертация включает 201 страниц машинописного текста, а также 38 таблиц, 31 рисунок и список литературы из 250 наименований.

В основу работы положен материал, собранный автором во время 32 и 34 Антарктических экспедиций. Кроме того, использован материал 7, 8, 11, 16 и 20 Советских антарктических экспедиций, который обрабатывался автором при создании банка геолого - геохимических данных по Антарктике (Тема Н.11/36: 29.10.06.02.Н2 ~ 960). При выборе материала для изотопных исследований нами изучено около 90 0 шлифов, использовано более 1100 оригинальных химических анализов пород, выделено более 300 мономинеральных фракций циркона и более 200 - породообразующих минералов. Приведенные в таблицах представительные анализы минералов (в исходной базе содержится более 1000 определений) выполнены автором в институте "Моханобр" и ГЕОХИ РАН (совместно с Н.Н.Кононковой). Изотопный состав кислорода анализировался совместно с С.Д.Минеевым и В.Н.Устиновым. Эксперименты по ступенчатому отжигу цирконов, стандартов и породообразующих минералов с измерением изотопного состава ксенона проведены автором (за исключением отмеченных измерений А.П. Мешика и О.В.Правдивцевой). Работы по датированию цирконов U-Pb методом выполнены в ИГГД РАН (O.A.Левченковым, Б.В. Ееляцким, С.З.Яковлевой, А.Н.Комаровым). Расчеты возрастных спектров, дифференциальных кривых выделения ксенона, вычисления температур различными методами (как с использованием изотопного распределения, так и по катионным геотермометрам) выполнены по программам автора. В случае совместных исследований, представленная в диссертации интерпретация результатов принадлежит автору.

Глубокую признательность хочу выразить научному консультанту исследований профессору Ю.А. Шуколюкову. Очень важным был обмен идеями и научные дискуссии с Е.В. Бибиковой, В.А. Глебовицким, В.А. Гриненко, E.H. Каменевым, С.Д. Минеевым, И.С. Седовой, В.И. Устиновым и многими другими

сотрудниками ГЕОХИ РАН, ИГГД РАН и ВНИИОкеангеология. В решении аналитических проблем неоценимую помощь оказали Г.М. Колесов, H.H. Кононкова, И.А. Рощина.

Работа поддерживалась Российским Фондом Фундаментальных исследований (грант 93-05-9043) и Фондом Сороса (ISF).

1. КРАТКАЯ ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКИ ИЗУЧТгенИУ

Все методологические вопросы, затрагиваемые в работе, рассматриваются на примерах конкретных геологических объектов и, в частности - на примерах докембрийских грану-литовых комплексов Восточной Антарктиды - нейпирского и рейнерского. Эти комплексы выбраны, так как они являются типичными полициклическими высокометаморфизованными образованиями, в которых интенсивные вторичные процессы настолько замаскировали первичные геологические соотношения пород, что геохимические методы приобретают основную роль в их изучении. Кроме того, в нейпирском комплексе известны одни из древнейших пород земной коры; оценка возможностей применения новых подходов г. таким породам представляет особый интерес. Результаты, полученные для данного материала, можно применять и в других регионах, так как условия развития во многом сходные.

1.1 Нейпирский комплекс. Породы нейпирского комплекса обнажаются в районе Земли Эндерби Восточной Антарктиды (66 -69° ю.ш., 45 - 56° в.д.). Комплекс подразделен на две серии: Раггатт и Тьюла (Каменев, 19 75), которые, приблизительно соответствуют "массивной" и "расслоенной" сериям по терминологии зарубежных авторов (Sheraton et al-, 1980). Обе серии были метаморфизованы и мигматизированы в условиях силлиманит - ортопироксеновой субфации гранулитовой фации. Серия Раггатт сложена, вероятно, первично магматическими породами преимущественно гранодиорит - тоналитового и трондьемитового составов, в настоящее время представленными эндербитами, чарнокитами с подчиненными прослоями пироксен - плагиоклазовых кристаллических сланцев и телами ульграосновных пород. Серия Тьюла сложена парагнейсами

-б-

псаммито - пелитового состава (ассоциации с гранатом, пироксеном, силлиманитом, кордиеритом, а также высокотемпературные ассоциации сапфирина с кварцем и осумилита), переслаивающимися с пироксен - полевошпатовыми ортогнейсами и прослоями кварцитов, известково - силикатных гнейсов, породами магнезиально - глиноземистого и ультраосновного составов. Соотношения между сериями геологически не установлены вследствии интенсивных совместных деформаций. Тек-тоно - термальная история нейпирского комплекса включает три основных этапа (Black and James, 1983; Harley, 1985):

1. Деформация Dl, сопряженная с метаморфизмом гранулитовой фации Ml (Г = 900 - 950°С; Р = 6 - 10 кбар) около 3100 млн. лет назад (McCulloch and Black, 19 84).

2. Деформация D2, по-видимому, непосредственно после максимальных условий М2 (Т = 900 - 850°С, Р = б - 10 кбар) приблизительно 2900 млн. лет назад.

3. Деформация D3 в условиях Т = 800 - 700°С, Р = 5 - 7 кбар около 2.4 - 2.5 млрд. лет назад. Процессы данного этапа предшествовали кратонизации.

Несмотря на интенсивные проявления эндогенных процессов при значительных температурах и давлениях, в породах комплекса сохранились геохронологические свидетельства длительной коровой предистории до события D1. Впервые, катархейсхие датировки были получены на основе U - РЬ изо-хрон по породам холмов Файф (Соботович и др., 1974; 1976). В дальнейшем, полученный возраст 4 млрд. лег неоднократно уточнялся (DePaolo at al., 1982; Black and James, 1983). Наиболее правильными датировками возраста протолитов, полученными к настоящему времени, считаются данные Rb - Sr определений (McCulloch and Black, 1984), которые показывают неоднократные добавки мантийного материала в кору в интервале 3900 - 3100 млн. лет. Каких - либо достаточно показательных отличий возраста протопитов дпя пород разных серий не установлено.

Ряд данных по нейпирскому комплексу Земли Эндерби, таких как древнейший возраст начала образования коры континентального типа (более 3800 млн. лет назад), ранняя кра-тонизация комплекса, характер деформационных структур, ус-

I t

ловпя метаморфизма показывают сходство с древнейшими кра-тонаыи Западной Гренландии, Лабрадора, Южной Африки и Индии.

1.2 Рейперсхий комплекс. Высокомэтаморфизованные породы протерозойского подвижного пояса, примыкающего к нейпирскому комплексу, в настоящее время обнажаются на побережье Восточной Антарктиды от районов на запада Земли Эндерби (рей-нерский комплекс) до района зал. Прюдс восточнее Земли Эндерби. Рейнерский комплекс представлен преимущественно полосчатыми ортогнейсами и мигматитами, которые секутся многочисленными пегматитовыми жилами.

Эволюция эндогенных процессов в рейнерском комплексе суммируется следующим образом (Black et al., 1987):

1. Образование первичной коры из мантии 2.0 - 1.8 млрд. лет назад (модельные Sm - Nd возрасты в предположении выделения коры из мантии хондритового состава, Tchur, полученные по образцам кислых пород из разных районов комплекса) .

2. Переплавление первичной коры с образованием расслоенной коры около 1.5 млрд лет назад (верхние пересечения U - Pb конкордий по цирконам с магматическим обликом).

3. Повторное добавление мантийного материала в первичную кору 1.2 - 1.0 млрд. лет назад (Sm - Nd модельные возрасты).

4. Региональный метаморфизм в условиях между амфиболитовой и гранулитовой фациями ("Основной рейнерский эпизод") 963 млн. лет назад (верхние пересечения конкордии по цирконам, Rb - Sr изохроны по породам в целом). Возможно, основной рейнерский эпизод сопровождался интрузиями чарнокитов. Максимальные условия метаморфизма по данным катионной гео-термобарометрии составляли 700±30°С и 5.5 кбар (Grew, 1981) или 750±50°С и 7 - 8 кбар (Black et al., 1987).

5. Переплавление первичной коры около 770 млн. лет назад (верхние пересечения U - РЪ конкордий для фракций цирконов с магматическим обликом). Данное событие выделено в качестве альтернативы предполагаемому ранее возрасту магматической активности 500 - 550 млн. лет назад (Grew, 1978).

6. Процессы, связанные с "Пан - Африканской" орогенией около 500. - 550 млн. пет. назад (нижние пересечения U - Pb конкордий, полученных по цирконам). "Пан - Африканские" возрасты в рейнерском комплексе интерпретируются или как возраст магматической активности (внедрение пегматитов) в условиях амфиболитовой фации метаморфизма (Grew, 1978), или как возраст локально проявленного метаморфизма в условиях зеленосланцевой фации (400 - 500°С) (Black et al., 1987) .

Происхождение протолита рейнерского комплекса неясно. Частично, рейнерский комплекс может включать реметаморфи-зованные гнейсы архейского возраста (Sheraton, et al., 1980; Sheraton and Black, 1983), однако образование основной массы пород комплекса относится к среднему протерозою (Black et al., 1987).

В целом, формирование континентальной коры Восточной Антарктиды в докембрии определяется неоднократным проявлением регионального метаморфизма при высоких Р-Т условиях, сопровождавшегося мобилизацией вещества и искажением первичных геологических, петрологических и геохимических систем. Принятая корреляция reoхронологических данных и метаморфических процессов в большой степени условна и неоднозначна, и накопленный к настоящему времени материал не позволяет с достоверностью судить о ряде ключевых моментах эволюции.

Два периода эволюции буцут, в качестве основных примеров, рассматриваться в настоящей работе. Основные проблемы исследования нейпирского комплекса безусловно связаны с периодом от образования древнейшего протолита до первого зафиксированного регионального метаморфизма (Ml). Принятый в настоящее время интервал между этими событиями (0.8 -1.0 млрд. лет, например, Black et al., 1992) может свидетельствовать либо об уникальных для архея стабильных условиях, либо об ошибочном представлении о возрасте как первичных метаморфических процессов, так и о возрасте образования коры. При обсуждении полученных результатов' сделана попытка критически рассмотреть все имеющиеся дан-

ные, относящиеся к эволюции нейпирского комплекса до метаморфизма М1.

Существенные противоречия при изучении рейнерского комплекса касаются времени после "Основного рейнерского эпизода" (около 1 млрд. лет назад) и до кратонизации (около 550 - 500 млн. лет назад). Имеющиеся к настоящему времени данные не позволяют разграничить проявления этих событий и не дают возможность оценить условия каждого из них.

2. ИЗОТОПНОЕ ДАТИРОВАНИЕ ЦИРКОНОВ ВЫСОКОИЕТДМОРФИЗОВАННЫХ

В настоящей работе в качестве метода датирования, помимо классического Ц-РЬ по цирконам, применяется Хеэ-Хеп метод изотопной геохронологии, разработанный Ю.А. Шуколюковым (Шуколюков и др., 1974, 1976, 1977), с использованием изотопной системы и-Хе. Чем диктуется выбор данного метода? Как уже отмечалось, для целей данного исследования существенно, чтобы изотопная система была достаточно устойчивой и чтобы эта устойчивость могла оцениваться в каждом конкретном случае. Обычно, при датирования дохембрийс-ких пород используются изотопные системы Ц-РЬ, ЯЬ-Бг и Бт-N<1. Однако, соответствующие измерения выполняются после химического разложения исходных проб. Поэтому, никаких данных по устойчивости изотопных систем в образцах традиционные методы датирования не дают. Для решения поставленных в нашей работе задач подходят те методы, в которых мерой возраста являются изотопные отношения газов, что позволяет производить измерения без предварительного разложения образцов. К числу таких методов относится, например, известный 39дг_4 0дг метод датирования. Однако, аргон сравнительно легко теряется из минералов при высокотемпературных метаморфических преобразованиях, поэтому в попимета-морфических комплексах датировки часто отображают только .самые поздние процессы. В методе Хев-Хеп в качестве меры возраста также используются изотопные отношения газов. Ранее (например, Матуков и др., 1981) свидетельства сходной

-ю-

подвижности Хе и РЬ получены сравнением коэффициентов "сохранности" двух элементов, т.е. сравнением природных потерь элементов из цирконов, вычисленных исходя из полученных возрастов. Но при омоложении изотопной системы и-РЬ возможна экстраполяция результатов: а именно построение дискордии, и возраст определяется по пересечению дискордии с конкордией. А в методе Хев-Хеп аналогичного способа экстраполяции нет. Из полученных ранее данных не следует, что при вторичных преобразованиях пород в условиях высокотемпературного метаморфизма возрастные спектры ксенона сохраняют достаточно представительные участки "первичных" возрастов (плато). Кроме того, полученные ранее методом Хеэ-Хеп датировки (например, Матуков и др., 1981, НеЬе<1а et а1., 1987) не соответствуют первичным процессам в исследовании х полиметаморфических комплексах, а соответствуют определенным этапам преобразования пород. Поэтому, в наши задачи входило как экспериментальное (с помощью ступенчатого отжига образцов) изучение параметров потерь ксенона с последующей оценкой стабильности изотопной системы и-Хе при высокотемператуном метаморфизме, так и эмпирическое сопоставление и-Хе и и-РЬ изотопных систем, сохранивших свидетельство древнейшей (катархейской) истории. В последующем (гл.4), определенная экспериментально кинетика выделения ксенона и, в частности, параметры Аррениуса (энергия активации и предэкспоненциальный множитель) будут применены для вычисления температур закрытия (Тс). Если температура наложенного процесса выше Тс, то ксенон спонтанного деления нацело теряется из данного энергетического уровня и система и-Хе начинает отсчитывать время с нового момента геологической истории.

2.1 Методика изотопного датирования методом Хев - Хеп.

Принципы метода. Помимо а - распада 238ц с накоплением 206РЬ, часть 238Ц подвергается спонтанному распаду, который ведет к образованию семейства стабильных изотопов ксенона с атомными массами 136, 134, 132, 131 и 129, в совокупности образующих так называемую Хеэ - компоненту (или, сокращенно, г - компоненту). При использовании метода ХеБ -

Хеп со ступенчатым отжигом концентрация урана не измеряется непосредственно, а образец облучается тепловыми нейтронами, что вызывает нейтронно - индуцированное деление 235и без влияния на 238и. Полученный в результате облучения ксенон (компонента Хеп) по изотопному составу отличается от Хез, так что отношение Хев/Хеп можно определить из условий материального баланса.

Если стандартный образец (монитор) известного возраста (Ьтоп) облучается в том же потоке нейтронов, что и анализируемый образец, то возраст образца ("ваш") может быть определен по формуле:

1 /(V ^ ^

Jf) -(ехр(<„д)-1) + 1

sam J топ

где А.а - константа а - распада 238U.

2.2 Кинетика миграции Хе в цирконах. Характер возрастных спектров Xes - Хеп природных'цирконов во многом обуславливается потерями Xes. Результаты экспериментов по ступенчатому отжигу нематамиктных цирконов из исследованных пород использованы для выяснения кинетических параметров миграции в них ксенона.

Особенности выделения ксенона свидетельствуют о возможном существовании разных ловушек для Хе в цирконах. Разные популяции цирконов имеют различные характеристические температуры выделения газа (температуры максимумов пиков на дифференциальных кривых, Tmax) более часто встречаются значения в интервалах около 1350 - 1450°С и 1500 -1620°С. Достаточно типичны максимумы между 1720 и 1780°С.

Энергетические параметры миграции Хе в цирконах (параметры Аррениуса) получены с использованием модели диффузии из сферы (Fechtig and Kalbitzer, 1966). Значения энергии активации находятся в интервале от 100 до 320 ккал/моль, причем наиболее типичные группируются в двух интервалах: 213±13 и 162+9 ккал/моль. Наши данные показывают корреляцию параметров Аррениуса между собой (рис. 1), что может обуславливаться зависимостью энергии активации от температуры (Jost, 1952). Вычисленный параметр Do/a2 включает дополни-

тельный сомножитель ехр(ЕоР/И). Константа р, в свою очередь, определяется из наклона прямой (рис. 1) и равна О.245*Я (4.871*1град-1), "истинные" параметры диффузии можно получить из соотношения:

£> /' а2 = И0 / я2*ехр(-£0 ■ (1 - 4.871 • 10"4 Т) / Д Т).

Ркс.1 Зависимость величины прерэкспоненци-ального множителя (по вертикали) от энергии активации (Еа) для потерь Хе (наши данные) и свинца (Богомолов и Морозова, 1991) из цирконов.

Учитывая геохронологические приложения, важно сравнить параметры миграции ксенона и свинца в цирконах. К сожалению, экспериментальных данных по миграции свинца в неме-тамиктных цирконах мало. Ниже использованы результаты по кинетике выделения свинца, которые получены с помощью процедуры, аналогичной примененной в настоящей работе (Богомолов и Морозова,1991). Кроме того, один из образцов цирконов нашей коллекции (22в) был предметом исследования в цитируемой работе, что дает возможность непосредственных сопоставлений. Среднее значение энергии активации для диф-

фузии свинца по четырем образцам (192±13 ккал/моль) приблизительно на 20 ккал/моль ниже, чем для диффузии ксенона. Энергия активации для РЬ а образце 22в оценивается в 178 ккал/моль, тогда как Eact для Хе в этом же образце оценивается в 213 и 224 ккал/моль и, таким образом, также оказывается выше (на 30 - 40 ккал/моль). Более подвижное поведение свинца по сравнению с ксеноном в решетке цирконов является возможным следствием меньшего ионного радиуса РЬ (1.2 - 1.3А). Для РЬ также наблюдается зависимость между параметрами Аррениуса, что свидетельствует о сходном механизме миграции двух элементов в цирконах.

Основные представленные в данном разделе результаты можно суммировать следующим образом:

1. Наблюдаемые особенности миграции ксенона в цирконах объясняются объемной диффузией. Энергия активации диффузии включает член температурной зависимости, который приводит к кажущимся нереально большим параметрам диффузии (Do/a2) при их вычислении по данным ступенчатого отжига.

2. Сохранность Хе в цирконах при действии наложенных процессов гораздо выше, чем сохранность аргона в любых минералах, подходящих для датирования методом 40Аг - 39Аг. Метод Xes - Хеп, таким образом, более перспективен при датировании полиметаморфических докембрийских комплексов.

3. В условиях проведенных экспериментов, механизм потерь РЬ сходен с таковым для Хе, причем свинец несколько более подвижен.

4. Для каких - либо количественных оценок, включающих вычисления температуры закрытия, необходимо применять спектры выделения газа конкретных образцов, так как параметры диффузии ксенона в цирконах значительно варьируют. Любые общие оценки сомнительны. С другой стороны, наиболее типичные величины энергий активации находятся в интервалах 150 - 175 и 195 - 225 ккал/моль. Если "ненарушенное" положение ксенона в узлах кристаллической решетки цирконов соответствует большим Eact, то более достоверные датировки можно ожидать по фракциям газа, выделяющегося, из этих позиций.

2.3 Результаты изотопного датирования цирконов методом Хев -Хеп. Результаты могут быть наглядно отображены в виде возрастных спектров (примеры, см. рис. 2) , на которых вертикальная ось соответствует вычисленным оценкам возраста, горизонтальная ось - доле выделенного газа. Несмотря на видимое разнообразие возрастных спектров цирконов, полученных Xes - Хеп методом ступенчатого отжига, выделяются основные их "типы":

1. Существенно ненарушенные спектры. Характеризуются близкими возрастами, вычисленными для нескольких (больше трех) последовательных температурных фракций газа (инкрементов). Для данных спектров выполнены критерии наличия плато (Dal-rymplo and Lanphere, 1974; Lanphere and Dalrymple, 1978): возрасты по любому входящему в ппато инкременту не отличаются (на уровне 2с, с учетом аналитической погрешности) от возраста любого другого инкремента плато; суммарное количество ксенона, выделившегося в температурном интервале плато, составляет 60 - 90% от всего ксенона образца. Как правило, слева от плато (к низкотемпературным фракциям) кажущиеся возрасты резко уменьшаются. В то же время, изменение кажущихся возрастов для фракций газа, выделенных при температурах выше плато, неоднозначно: наблюдается как их увеличение, так и уменьшение. Обычно, однако, количество газа, выделяющегося при максимальных температурах, незначительно, что, наряду с возможным накоплением "памяти" во время экспериментов, обуславливает плохую точность вычисленных возрастов. Поэтому, характер спектра в области самых высокотемпературных фракций часто неопределен (рис. 2).

2. Спектры с последовательно увеличивающимися значениями кажущихся возрастов от низкотемпературных к высокотемпературным инкрементам ("лестница вверх"). В классическом виде данный тип возрастного спектра проявлен для образца циркона из биотитового гранита (рис. 2).

3. Спектры с "седловиной", характеризующиеся увеличением кажущихся возрастов от низкотемпературных фракций к инкрементам 1300 - 1400°С с последующим более плавным уменьше-

нием возрастов (например, циркон из чарнокито - гнейса, рис. 2).. В ряде случаев спектры дополнительно содержат сравнительно высокотемпературные максимумы.

Т (млрд. лет)

©

I—Тр(4/6)»0.569±.057 -

I—Тр(1/6)-0.6Е7±.О18 —

1400

1530 1650

1300

1750

РРЯ

О 20 40 60 80 100 0 20 40 60 80 100

20 40 60 80 100

20 10 Б0 60 100

Рис. 2. Представительные возрастные Хеэ - Хеп спектры цирконов из: а,в,г - нейпирского комплекса, б рейнерского комплехса. Р - кумулятивная доля ксенона (измеренная-по 136Хе) относительно всего ксенона образца; Т кажущийся возраст (млрд. лет). Возрасты вычислялись независимо по изотопным отношениям 134Хе/136Хе (полые прямоугольники ошибок) и 131Хе/136Хе (заштрихованные; высота прямоугольников - 2а; Тр - возраст по плато. Числа у спектров соответствуют температурам выделения газа.

«

Наиболее надежными датировками считаются полученные по плато (например, McDougall and Harrison, 1988). Для анализированных в настоящей работе цирконов возрасты по плато обычно близки возрастам, вычисленным интегрированием по всему выделенному ксенону (TF), что обуславливает хорошую сходимость U - Хе и Xes - Хеп возрастов во всех образцах, для которых независимо определялось содержание U. Отчасти, близость возрастов плато к TF - возрастам связана с незначительной долей газа, выделившегося за пределами температурных инкрементов плато, отчасти - обуславливается компенсацией низких возрастов слева от плато высокими возрастами самых высокотемпературных фракций.

Положительные градиенты кажущихся возрастов (как для спектров типа "лестница вверх", так и для низкотемпературных фракций других типов) можно объяснить потерями ксенона спонтанного деления либо при медленном охлаждении пород, либо при наложении более молодых процессов (эпизодические потери ксенона). Вероятно, самые достоверные результаты в этом случае соответствуют максимальным вычисленным возрастам, однако, без независимого подтверждения, их необходимо принимать с осторожностью.

Как правило, точность определения возрастов по самым низкотемпературным фракциям газа неудовлетворительна во -первых, вследствие небольшого количества выделяющегося газа, во - вторых, из - за атмосферной контаминации (точность после поправки на атмосферную компоненту обратно -пропорциональна количеству атмосферной компоненты). Поэтому, интерпретация минимальных вычисленных возрастов проблематична, даже если они соответствуют каким - либо независимо датируемым событиям (например, возрастов около 550 млн. лет или 1 млрд. лет).

Неоднозначна также достоверность рэзультатов, определенных по спектрам с отрицательными градиентами возрастов (тип 3). По - видимому, данная форма спектров может обуславливаться смешением разных фаз циркона, причем более древняя фаза (представленная ядрами в зернах), являясь более нарушенной вследствии длительной истории, выделяет ксенон при сравнительно низких температурах, тогда как ме-

-п-

»

нее деформированная более молодая фаза (оболочки зерен циркона) сохраняет ксенон до более высоких температур при эксперименте. Максимальный и минимальный вычисленные возрасты (из серии инкрементов с последовательно понижающимися возрастами) должны быть, соответственно, не больше возраста древней фазы и не меньше возраста молодой фазы.

В ряде случаев наблюдается различие между спектрами, полученными при вычислениях по отношению 134Хе/136Хе и полученными по отношению 131Хе/136Хе, которая выходит за пределы случайной погрешности. Присутствие изоморфной примеси Ва в нескольких образцах циркона привело к появлению избыточного 131Хе вследствие облучения тепловыми нейтронами и, соответственно, занижению возрастов по 131Хе/136Хе.

2.4 Сопоставление Xas - Хеп, и - РЬ в U - Хе изотопных систем. Аналитические погрешности метода Xes-Xen, которые не сводятся к ошибкам масс - спектрометрических измерений, включают 1) неопределенности в стандартных соотношениях изотопов ксенона спонтанной, нейтронно - индуцированной и, в меньшей степени, атмосферной компонент и 2) захват нейтронов при облучении элементами с большими поперечными сечениями захвата (например, гадолинием). Последнее приводит к локальным градиентам потока нейтронов, особенно заметным в редкоземельных минералах, таких как монацит (Шуколюков и Капуста, 1979) ; этот эффект не исключен и для циркона. Верхний предел аналитических погрешностей Xes - Хеп метода можно достаточно строго оценить, сравнивая Xes - Хеп возраст по образцу в целом (по суммарному газу) и U - Хе возраст. Независимое определение U выполнено для тех образцов цирконов из нейпирского и рейнерского комплексов, которые характеризуются незначительными потерями Xes (возраст по всему выделенному газу близок возрасту по плато). Результаты вычисления возраста по Xes - Хеп и U - Хе изотопным системам практически одинаковы (рис. 3, цирконы из нейпирского комплекса), так что можно считать, что перечисленные выше факторы (равно как и другие возможные аналитические погрешности) вряд ли приводят к ошибкам, существенно выше погрешности масс - спектрометрических измерений.

22b

Tp№6b3.B3tO-2jGa —

TF ----

1iM

Л

im

1710 1000 1ВВ0

D

| T[.KK!=2_54*0.<1 Ga | Тр(Ш)-2.53»0.В8 Ga

202g

FM

0 í?0 40 60 80 100

Рис.3. Возрастные Xes-Xen спектры (вверху) и U-Pb диаграмма с конкордией (внизу) для цирконов из чарнокитов г. Нейпир. Точки 27 - 32 на диаграмме с конкордией (Black and James, 1983), остальные - наши данные (Крылов и др., 1989). TF -возраст по всему выделенному из образца ксенону, остальные обозначения - см. рис. 2.

С другой стороны, основные причины неопределенности U

- РЬ метода, также усложняющие Xes - Хеп спектры возрастов, связаны с разными геохимическими свойствами родительских и дочерних элементов. Принципиальным результатом настоящих исследований является достаточная согласованность ("кон-кордантность") U - РЬ и U - Хе (Xes - Хеп) изотопных систем. Например, соответствующие возрасты отличаются только на 3% (202д) и 4% (22Ь) (рис. 3). Это свидетельствует, что ни U - РЬ, ни U - Хе системы не были существенно нарушены и что "реальные" ошибки полученных возрастов ("геологическая неопределенность", Dalrymple and Lanphere, 1969) сопоставимы с расхождением результатов между этими изотопными системами.

Так, например, наиболее вероятные причины завышения U

- РЬ возрастов - это унаследованный во время образования цирконов радиогенный свинец и/или добавление свинца при наложенных процессах. Оба этих варианта можно исключить на основе Xes - Хеп данных, так как кларк ксенона в коровых породах (не превышающий п*10"13см3 STP 13бХе) на несколько порядков меньше измеряемых в цирконах концентраций Xes, так что никакой избыточный Хе не вызовет эквивалентного (уран - свинцовым данным) завышения возраста. Также исключается одновременное занижение U - РЬ и Xes - Хеп возрастов с сохранением конкордантности, поскольку параметры Аррени-уса для диффузии Хе и РЬ в одном и том же цирконе различны (см. выше).

Таким образом, измерение изотопных соотношений двух изотопных систем в одном образце представляет большие возможности их корреляции, причем совместное применение двух методов устраняет большинство неопределенностей, присущих каждому из этих методов в отдельности.

3. РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ИЗОТОПОВ КИСЛОРОДА В ПОРОДАХ И МИНЕРАЛАХ ВЫСРКОМЕТАИОРФЧЗРРДИННХ КОМПЛЕКСОВ

Вторая задача, о которой упоминалось ранее, это выбор изотопной системы для оценки условий и, особенно, температур метаморфизма. На наш взгляд, изсгопия кислорода наи-

более информативна для решения данной задачи. Другие показатели условий, такие как стабильность минеральных ассоциаций, распределение катионов также, конечно, могут использоваться и использованы в данной работе. В то же время, изотопно - кислородный метод в настоящее время наиболее точный и надежный метод определения палеотемператур. Как правило, температуры оцениваются по нескольким минеральным парам из одного образца и имеются критерии равновесности распределения изотопов кислорода, так что можно оценить значимость полученных результатов. В данном разделе описывается разработанный автором метод вычисления модельных температур по распределению изотопов кислорода, с помощью которого преодолеваются некоторые проблемы, присущие обычной изотопно - кислородной геотермометрии при исследованиии высокотемпературных метаморфических систем.

3.1 Возможности изотопии кислорода при исследовании высокотемпературных метаморфических систем. Многочисленные исследования распределения изотопов кислорода в высокометамор-физованых породах показывают, что полученные результаты редко определяют максимальные условия процессов (например, Hoernes and Hoffer, 1979; Hoernes and Friedrichsen, 1978). Диффузионная подвижность кислорода во время поздней истории (в том числе - при охлаждении пород), наряду с другими факторами, часто маскирует первичное распределение изотопов кислорода и результаты трудно объяснить действием процессов, проявленных петрологически. Поэтому принято считать, что область применения метода ограничивается регрессивной историей и основные усилия направлены на разработку моделей для количественных оценок условий охлаждения на основе данных по изотопному составу кислорода (Giletti, 1986; Eiler et al., 1992, 1993; Jenkin et al., 1991).

Основные проблемы метода связаны с кинетикой изотопного обмена кислородом (Bottinga and Javoy, 1975; Deines, 1977; Крылов, 1982; Giletti, 1986; Sharp et al., 1988). Полученные нами оценки температур закрытия (Тс) на основе параметров диффузии кислорода в минералах свидетельствуют о существенных вариациях Тс среди разных фаз, с наиболее

вероятными значениями в сравнительно низкотемпературном интервале от 200 до 600°С (Крылов, 1982). Расчеты показывают, что при достаточно высоких температурах породообразующих процессов (превышающих Тс) должно фиксироваться неравновесное распределение изотопов кислорода между минералами, если скорость обмена контролируется процессами внутри твердой фазы. Одновременное же закрытие изотопных систем разных минералов (сохранение равновесного распределения изотопов кислорода) в таких условиях означает, вероятно, прекращение обмена между зернами в результате удаления флюида из объема породы. Обмен кислородом между минералами может происходить после кристаллизации, и кислородные геотермометры обычно показывают низкие температуры, особенно в породах высокотемпературных комплексов с полициклической эволюцией.

3.2 Масштаб обмена кислородом между породами и модельные температуры. Различают два альтернативных режима кислорода (флюида) (Rumble, 1982): (1) равновесие в больших масштабах путем изотопного взаимодействия с проникающим флюидом однородного состава (инфильтрация) и (2) изотопный обмен между минералами в незначительных масштабах в присутствии небольших количеств статичного порового флюида. Гомогенное пространственное распределение 5180 данного минерала (или вычисленного 51аО равновесного флюида) свидетельствует о существовании крупномасштабного обмена, тогда как варьирующий изотопный состав показывает ограниченные масштабы обмена кислородом между породами или отсутствие эффективного обмена между ними. Эти соображения справедливы, если изотопный состав минералов "замораживается" одновременно с прекращением предполагаемого крупномасштабного обмена. Более вероятно, однако, что уменьшающееся на регрессивных стадиях регионального метаморфизма количество флюида приводит к разделению первоначально связанных объемов пород. Равновесие, если и достигается, в основном ограничивается небольшими объемами. Температура, при которой происходит разделение систем (Тр) в общем случае выше, чем температура прекращения изотопного обмена в меньших масштабах и может приближаться к максимальным условиям метаморфизма.

Простые соображения, основанные иа условии материального баланса, дают возможность определения температур разделения систем (которые мы назвали "модельными", Тм по аналогии с геохронологическими методами) (Крылов, 1935). "Модельные" допущения, использованные в настоящей работе, сводятся к трем основным:

А1. Пространственная однородность изотопного состава кислорода флюида (So) до разделения.

А2. Доли твердых фаз каждой субсистемы после разделения аппроксимируются модальным составом изучаемых образцов пород. Содержанием кислорода зо флюиде после разделения систем можно пренебречь з расчетах материального баланса, так что флюид служит только для переноса кислорода между зернами минералов.

A3. Изотопное фракционирование кислорода между минералами и флюидом определяется соотношением (Bottinga and Javoy, 1975):

АН ~ A-j+Bl-j- T2 > (1)

где Ai_j = S'sOi-8,sOj, А и В - константы для данной пары фаз i и j, Т - температура (°К). Без ущерба для принципиальных моментов, можно пользоваться и любым другим видом калибровочных зависимостей.

В условиях отсутствия привноса и выноса кислорода, общий изотопный состав системы, 5av, остается постоянным:

<L = - const,

i=0

где xi - доля кислорода фазы i от всего кислорода системы. Средний изотопный состав кислорода системы, в соответствии с А2, равен измеренному б^О образца. Индекс "о" обозначает флюид. Используя соотношения (1) и (2), можно получить (Rumble, 1982; Крылов, 1985): „ ^ Юб х-

= S„ = 80 + 2Д_о + ^т • ЪК 0*/. (3)

/=1 1 1=1

суммирование в правой части соотношения (3) включает только твердые фазы. Условие А1 означает идентичность состава флюида, вычисленного для любого относящегося к рассматриваемой системе элемента объема пород (до разделения). Поэтому, если два каких - либо объема пород, р и д, до температуры разделения взаимодействуют между собой посредством общего флюида, то 6(р) = Ь(<1), и различие изотопного состава кислорода этих пород определяется соотношением:

Арч = д£г -51г - (Л£г - + • {В£г - (4)

Таким образом, Тм может быть определена, если известны параметры Awr и Bwr и § образца. Параметры А и В, в свою очередь, зависят от минералогического (модального) состава пород. Для вычисления модельных температур достаточно измерить изотопный состав кислорода пород в целом, знание изотопного состава отдельных минералов не требуется. Совпадение двух или более температур, полученных по разным парам образцов, должно свидетельствовать о применимости модели к данным породам. Таким образом, модельные оценки допускают внутреннюю проверку надежности, совершенно аналогичную критерию триплетов в традиционной кислородной геотермометрии (Deines, 1977).

3.2 Распределение изотопов кислорода в породах и минералах из высокотемпературных докембрийских комплексов. Метод определения модельных температур был применен к оценкам условий метаморфизма в внсокометаморфизованных комплексах Балтийского щита (Крылов, 1985; Минеев, устное сообщение) и Восточной Антарктиды (Krylov and Mineev, 1994). В качестве примера для иллюстрации метода выбран участок из района холмов Тала (рейнерский комплекс Земли Эндерби), на котором представлены породы широкого спектра составов (от кислого до основного). Преобладают минеральные ассоциации, характерные для гранупитовой фации метаморфизма, частично

цов. 1- гранат-биотитовые гранито-гнейсы (ГЗ); 2-двупирок-сен-роговообманковые сланцы; 3-чарнокито - гнейсы с гранатом (Г2); 4-гранат-пироксеновые кристаллические сланцы; 5-амфиболиты; 6-эндербиты (Г1); 7 - двупироксеновые сланцы; 8 - элементы залегания.

Рис.5. Тренды изменения 6180 (%о) в зависимости от температуры для пород холмов Тала. Номера образцов - см. текст. Квадратами обозначены условия локального изотопного равновесия (результаты традиционной кислородной геотермометрии). Залитые кружки - пересечения трендов различных пород (соответствуют модельным температурам).

подвергшиеся преобразованиям в более низкотемпературных условиях (амфиболитовоя фация). Небольшие размеры участка (около 15*10 ы) исключают пространственные градиенты температуры и давления при эволюции пород.

На изученном обнажании выделяются (рис. 4): а) основные породы, представленные будинами двупироксеновых кристаллических сланцев (обр. В), прослоями амфиболитов (обр. А) и болеа кислыми кварц содержащими гранат-ортопироксено-выыи породами (обр. О); б) три разновидности гранитоидов: эндербиты (обр. й), приуроченные к центральным частям будины основных гранулитов, чарнокиго - гнейсы (обр. , включающие как тело будины, так и прослои амфиболитов, секущие буднну прожилки гранаг-биотитовых гранито-гнейсов (обр. Е), наблюдающиеся в теле будины. Самая ранняя генерация гранитоидов представлена эндербитами. Соотношение между чарнокито-гнейсами (II) и гранат-бнотитовыми гранито-гнейсами (Е) неясно; более вероятно, что чарнокито-гнейсы возникли раньше, так как субширотные деформации изгибают прожилки Е, и фиксируются только по гнейсовидности в .1.

Таблица 1. Изотопный состав кислорода пород и минералов холмов Тала (Рейнерский комплекс), 5180 (%о, SM0W)

Образец Wr Qtz Kf в PI Орх Cpx Hbl Grt Bt

А 5.3 - - - - - - - -

В 5.0 - - 5.7 5.0 4.1 4.7 - -

D 4.7 7.6 6.7 5.9 3.5 - - 4.0 3.6

Е 6.3 - 6.9 5.3 - - - 6.1 5.1

G 7.2 9.7 - 8.5 5.65 7.1 6.0 - 6.65

J 6.3 7.4 6.8 5.6 - - - 6.2 4.9*

* - мусковит.

Результаты изотопного анализа кислорода пород и минералов представлены в табл.1. Локальное изотопное равновесие проявлено в образцах эндербита из центра будины (С; 736±16°С qtz-cpx-bt); гранат-ортопироксенового гнейса (О; 623±11°С дЪг-р1-д^-Ь1); чарнокито-гнейса (1!; 569±16°С qtz-

р1-шв). Ни б одном из образцов изотопное равновесие кис1. ■>-рода не наблюдается между всеми минералами ассоциации, так что можно говорить только о частичном равновесии. Больной разброс температур фиксации локального (между минералами из одного образца) изотопного равновесия (567 - 62 1 -736°С) показывает, что на минеральном уровне свидетельств крупномасштабного (между породами) обмена кислородом не сохранилось.

Таблица 2. Параметры для вычисления "модельных" температур

Обра- Содержание кислорода (вес. %ь xi Амг

зец qtz р1 кар орх срх ЪЫ дг^ писа

А - 84.7 - - - 15.3 - - -3.65 2.18

В - 48.1 - 8.9 17.1 25.4 - - -3.62 1.87

Э 1.2 13.5 23.2 18.1 - - 8.7 34.8 -3.44 1.67

Е 7.1 26.4 40.9 - - 10.7 11.5 -3.61 2.59

г 14.0 41.4 - 17.5 2.7 19.8 - 4.6 -3.58 2. 00

а 46.8 25.1 23.1 - - 1.5 3.4 -3.67 3.45

Определение модельных температур. На основе данных по содержанию минералов для каждой породы последовательно вычислены: доли кислорода фаз относительно всего кислорода породы, х1; параметры А*?г и Bwr (ур-е 3) для пород в целом (табл. 2); затем построены тренды 5о(Т) (т.е. функции изменения изотопного состава равновесного с данной породой флюида в зависимости от температуры, ур-е (3)), предполагая, что каждый образец представляет закрытую систему относительно обмена кислородом с другими породами. Пересечение двух построенных таким образом трендов соответствует минимальной температуре, при которой изотопный состав кислорода флюида был гомогенным, т.е. температуре разделения систем образцов, Гм.

Результаты вычислений трендов эволюции изотопного состава флюида изображены на рис. 5. Тренд образца эндербита в лежит намного выше всех других трендов. Остальные линии 5 о(Т) образуют пересечения достаточно близко расположенных друг х другу прямых, что качественно свидетельствует в

пользу взаимодействия единого флюида с большинством пород обнажения (А, В, Т>, Е и .1).

Выделяются два температурных интервала, соответствующих пересечениям независимых трендов изменения изотопного состава флюида (т.е. разъединению систем). Более низкотемпературные пересечения образуют тренды, полученные по образцам Е и О (550°С), а также Е и В (580°С) (рис. 5). Эти независимые тренды очевидно согласуются между собой, средняя температура (565±12°С) по двум пересечениям может служить наиболее вероятной оценкой Тм, полученной по гранитам из поздних прожилок (Е), гранат - оропироксеновым гнейсам (0) и дву - пироксеновым сланцам (В). Выше температуры 565°С изменение б180 флюида необходимо оценивать, исходя из модальных пропорций минералов в составной системе Е+В+Э. Полученный в результате наклон обобщенного тренда определяется как средневзвешенный из наклонов отдельных трендов для Е, В и Х>, с весами, пропорциональными относительной распространенности пород. Жильный материал Е образует тонкие прослои во вмещающей будине и находится в подчиненном количестве относительно В и О. Соответственно, 5о -тренд общей системы Е+В+Б показан на рисунке как продолжение трендов В и О. Другая группа пересечений (около 72 0°С) определяет температуру разделения объемов пород амфиболитов (А) и чарнокито - гнейсов (II) от Е+В+0 (рис. 5).

Необходимо подчеркнуть, что оба значения температур дополнительно подтверждаются независимыми данными. Относительно низкие модельные температуры (565°С) очень близки равновесным температурам фиксации изотопного состава кислорода минералов чарнокито - гнейсов (образец а) 567°С. Модельная температура 722°С близка равновесным условиям локального изотопного фракционирования для эндербита (обр. С). По - видимому, разная проницаемость пород может приводить к разному поведению при закрытии в отношении кислородного обмена: прекращение кислородного обмена между зернами минералов в некоторых (менее проницаемых) пороцах в ряде случаев по времени совпадает с прекращением крупномасштабного обмена кислородом между более проницаемыми породами.

Температура 722°С соответствует предполагаемым условиям "Основного рейнерского события" (Grew, 1978; Black et al., 1987) и, кроме того, подтверждается нашими данными по распределению катионов между минералами. Пока температура не снизилась приблизительно до 720°С, изотопный состав кислорода присутствующего в породе флюида был однородным по - крайней мере в масштабе обнажения (б.6%о при 720°С) и все изученные породы, за исключением эндербита G, свободно обменивались кислородом. Все последующие процессы, которые по распределению изотопов кислорода прослеживаются вплоть до температур около 565°С (и которые также трассируются по перераспределению катионов и низкотемпературным преобразованиям минералов) происходили без добавления какого - либо внешнего флюида: все изменения изотопного состава кислорода флюида объясняются процессами в закрытой системе. Это, возможно, свидетельствует в пользу одностадийной эволюции пород после "Основного рейнерского события" (ОРС) (или, возможно, о реактивации комплекса без добавления флюида).

В то же время, изотопная система кислорода некоторых пород (например, эндербитов) была затронута ОРС только на минеральном (локальном) уровне, без переуравновешивания с проникающим флюидом. Такие породы, вероятно, могут сохранять отпечатки более древней истории и действия флюидов другого происхождения (б180 равновесного с породой G водного флюида при Т = 730°С - около 9%о). "Реликтовые" катион-ные температуры около 780 - 800°С являются вероятными свидетельствами таких более древних процессов (предшествующего тектоно - магматического цикла?). Повышенное б180 показывает осадочное происхождение протолита. Полученные результаты определяют возможность корреляции 5180 с данными геохронологических исследований.

Таким образом, на основе изучения распределения изотопов кислорода можно проследить не только поздние низкотемпературные этапы эволюции метаморфических комплексов. Рассматривая системы разной устойчивости, можно оценивать условия процессов на различных этапах. Это свойство особенно

полезно при корреляции с другими геохимическими и геохронологическими методами.'

4. ЭВОШЗПИЯ полиметаморфичвских комплексов восточной аптарк1™™ и уг-тойчиность изотопно - геохимических систем

До сих пор, наиболее достоверные геохронологические результаты, полученные по породам Восточной Антарктиды, были основаны на корреляции интенсивности перераспределения изотопов и структурной переработки пород (Black et al., 1979). Однако, выделение этапов деформаций и их сопоставление с условиями метаморфизма при интенсивных наложенных тектонических преобразованиях само по себе неоднозначно. В данной части работы, при рассмотрении некоторых спорных моментов формирования континентальной коры региона, в первую очередь учитываются условия стабильности систем - индикаторов по отношению к максимальным температурам каждого тектоно - метаморфического цикла. Оценки температур закрытия (Тс) изотопной системы ксенона основаны на определенных по данным ступенчатого отжига кинетических параметрах миграции ксенона в цирконах (глава 2). Вычисленные Тс варьируют, что определяет разную реакцию U-Xe изотопной системы на действие одних и тех же наложенных процессов. Граничные ("критические") величины Тс, которые соответствуют качественным изменениям в возрастных спектрах, согласуется с температурами метаморфических процессов (определенным, в частности, по распределению изотопов кислорода). Таким образом, мы не только соотносим возрасты и условия процессов, но и подтверждаем правомочность применения экспериментальных данных (параметров Аррениуса для потерь ксенона) к анализу природных явлений.

4.1 Свидетельства процессов древнее 3-3.1 млрд. лет в ней-пирсхом комплексе. Возраст протолита нейпирского комплекса, равно как и возраст первого регионального метаморфизма (Ml) не установлены. Анализ известных данных (Grew and Mantón, 1979; DePaolo et al., 1982 и др.) показывает, что изотопные системы U-Pb, Rb-Sr и Sm-Nd могли быть неустой-

чивыми в условиях наложенных процессов (М2 - МЗ) и, поэтому, не представляют точных свидетельств катархейского возраста протолита (хотя и согласуются с длительной коровой эволюцией пород до метаморфизма МЗ). Известные Sm-Nd, U-Pb и Rb-Sr данные в целом демонстрируют только то, что кора в регионе образована "задолго" до метаморфизма 2.5 млрд. лет назад. Наиболее согласованные результаты между тремя упомянутыми изотопными системами получаются, если предположить возраст образования коры, отделенный от МЗ интервалом приблизительно 1 млрд. лет.

Результаты цирконометрии, свидетельствующие о процессах древнее 3 млрд. лет в нейпирском комплексе, ранее были получены по образцам из района г. Соне. Локальные измерения изотопного состава цирконов (Lovering, 1979; 1980; Williams et al., 1984, Black et al., 1986) дают возрасты до 4 - 4.1 млрд. лет в пределах их отдельных участков (около 4 0 цш диаметром). В качестве достоверных приняты возрасты 3955+10 млн. лет (Williams et al., 1984) или 3927± 10 млн. лет (Black et al., 1986), определенные по ядрам некоторых зерен. В тех же зернах обнаружены участки с повышенными содержаниями свинца и с концентрацией радиогенного Рв намного выше, чем могло накопиться за 4 млрд. лет при радиоактивном распаде in situ. Возможность при-вноса радиогенного свинца в цирконы с образованием "обратной дискордантности" необходимо учитывать особенно при измерении 207рЬ/206рь _ возрастов по отдельным кристаллам или локальным участкам в кристаллах (Moorbath et al., 1986). Более надежные данные получены традиционным U-Pb методом (Black et al., 19 83), однако фигуративные точки на диаграмме с конкордией располагаются близко к нижнему пересечению.

Отмеченные обстоятельства позволяют заключить, что "опубликованные претензии на обнаружение гнейсовых комплексов возраста 3.8 - 4.2 млрд. лет в Антарктиде (Земля Эндерби) ... неадекватно документированы и, очень вероятно, ошибочны." (Moorbath et al., 1986).

Нами были получены новые данные по изотопной системе U - РЬ в цирконах, в той или иной мере согласующиеся с их

древнейшим происхождением. В частности, для анализа традиционным U - РЬ методом отобраны цирконы из района восточнее г. Нейпир (пики Акер, обр. 22, 903). Особый интерес к данным образцам обусловлен двумя обстоятельствами: а) до настоящего времени в кейпирском комплексе не получено ни одной датировки древнее 3 - 3.1 млрд. лет е районах восточнее 52° в.д. (включая и сами горы Нейпир) (Sheraton et al., 1987); б) геохимические особенности изучаемых цирконов (такие как высокие содержания редкоземельных элементов и урана) не согласуются с преобразованиями в условиях гра-нулитозого метаморфизма (Ml - М2 - МЗ), хотя соответствующие условия и зафиксированы в местах взятия проб. Результаты U - РЬ измерений свидетельствуют о трех разновозрастных процессах: а) 3.7 млрд. лет назад (образование древних "ядер"); б) вынос части свинца и/или кристаллизация циркона (образование оболочек зерен) около 2.5 млрд. лет назад; в) вынос свинца во время протерозойской активизации (возрасты моложе 1.4 млрд. лет). Полученная дискордия с верхним пересечением около 3.7 млрд. лет и нижним - 2.5 млрд. лет совпадает с дискордией по древнейшим цирконам из района г. Соне (Black and James, 1983) (рис. 3). Ошибочное завышение возраста можно исключить, так как согласованные результаты по тем же популяциям циркона дает метод Xes -Хеп (3.7 - 3.8 млрд. лет, рис. 3, см. также глава 2). Проанализированные образцы - вообще первый пример получения "конкордантных" датировок катархейского возраста с применением двух различных изотопных систем в одном минерале.

Возраст 3.0 - 3.1 млрд. лет, которым принято датировать метаморфизм М1 в нейпирском комплексе, не зафиксирован нами ни по изотопной системе U - РЬ, ни по U - Хе. Можно, поэтому, предположить, что либо 1) изотопная система ксенона в цирконах была стабильной в условиях первого высокотемпературного метаморфизма; либо 2) изученные цирконы были привнесены после метаморфизма М1; или 3) метаморфизм М1 происходил до образования цирконов (или, по крайней Мере, не позже). Ниже (4.1.1 - 4.1.3) рассматривается возможность каждой из трех альтернатив.

Таблица 3. Температуры закрытия изотопных систем ксенона (°С) при диффузии из цирконов (выборочные результаты). Нейпирский комплекс.

Образец Пик Tel

0.1 1 10 100

22Ь 1 900 920 950 980

2 980 1020 1060 1100

784 1 740 770 800 840

2 850 890 920 970

3 1040 1080 1120 1160

202g 1 760 800 840 870

2 1120 1160 1200 1240

15х 1 800 830 860 890

2 1020 1050 1090 1120

902 1 710 740 770 800

2 1010 1040 1060 1090

900 1 520 550 580 610

2 800 830 8Ь0 900

39-1 1 760 790 810 860

2 970 1000 1040 1080

Примечание: Пик - условный номер пика на дифференциальной кривой выделения; температуры закрытия (Tel) вычислены для различных скоростей остывания (0.1 - 10 0°С/млн. лет)

4.1.1 Устойчивость ксенона. Отсутствие существенного влияния метаморфизма гранулитовой фации М1 на изотопную систему и - Th - РЬ в цирконах ранее было показано на основе результатов локального анализа цирконов г. Соне (Black et al., 1986): "древние" (образованные около 3.7 млрд. лет назад) цирконы содержат участки, по которым получены конкордант-ные датировки около 2.5 млрд. лет, но нет зон с возрастом 3.0 - 3.1 млрд. лет. Авторы предположили, что объемная диффузия свинца в цирконах настолько медленная, что приблизительно за 100 млн. лет (предполагаемая продолжительность метаморфизма MI, Black and James, 1983) при температуре 950°С свинец не успел перераспределиться в кристаллах. Достоинство Xes - Хеп метода датирования - возможность

экспериментального определения параметров диффузии ксенона параллельно с определением возраста в образцах, поэтому предположение об устойчивости соответствующей изотопной системы может быть проверено сравнением условий процессов с условиями закрытия изотопной системы ксенона (Tel, табл. 3).

На основании приведенных данных можно заключить, что изотопная система ксенона стабильна в условиях первого регионального метаморфизма только в самых "глубоких" ловушках. Если прогрев толщ до максимальных температур (около 950°С или выше) был позже образования цирконов, он должен был привести к частичному или полному выносу накопившегося к тому времени ксенона спонтаиого деления и омоложению изотопной системы и - Хе. Соответственно, вычисленные Xes -Хеп возраста, скорее всего, не могут быть меньше Ml.

4.1.2 Устойчивость циркона в магматических условиях. Цру-гая возможная причина отсутствия меток события возраста около 3 млрд. лет в древнейших цирконах - привнос цирконов магматическими расплавами в толщи пород, до того подвергшихся метаморфизму Ml. Возможность такого привноса зависит от сохранности унаследованного циркона в расплавах.

Изученные цирконы выделены, в основном, из пород гра-нитоидного состава, которые прошли стадию магматической эволюции. Большинство цирконов имеют "магматический" облик и отношения Th/U, характерные для цирконов магматического генезиса. На основании имеющихся экспериментальных данных (Watson and Harrison, 1983), нами оценена растворимость циркония в зависимости от температуры и состава расплава. Из пяти "древних" цирконов (22в, 903, 900, 15х, 902), наиболее вероятно сохранение унаследованной компоненты в магматических расплавах в образцах 22в и 903 (г. Нейпир). Вычисленные для этих пород температуры насыщения расплава цирконием (Tzs), соответственно 920 и 904°С, немного выше температуры ликвидуса расплава тоналитового состава (Green, 19 82; Naney, 1983). Отметим, что именно эти цирконы дали самые большие Xes - Хеп возрасты (3.7 - 3.8 млрд. лет), причем возрастной спектр циркона 22в с большей тем-

пературой насыщения расплава цирконием (т.е. с большей вероятностью сохранения унаследованной компоненты) менее нарушен. Предварительные данные по распределению РЗЭ между цирконами 22в, 903 и вмещающими породами (представляющими возможный состав магматического расплава) также показывают унаследованность данных цирконов.

В других пробах (900, 902) содержание циркония меньше необходимого для насыщения соответствующих расплавов или сопоставимо с таковым (15х), что, возможно, свидетельствуют о меньшей вероятности сохранения домагматических ядер цирконов в магматическом расплаве.

Отсутствие нарушений возрастных спектров древних цирконов под влиянием процессов возраста 3.0 - 3.1 млрд. лет в некоторых случаях, как показано выше (цирконы 22в и 903), можно объяснить возможностью привнесения цирконов магматическими расплавами. Стабильность других проанализированных цирконов в расплавах маловероятна. Можно заключить, что привязка высокотемпературного регионального метаморфизма М1 к возрасту 3 - 3.1 млрд. лет в достаточной мере произвольна. Представленные в настоящей работе данные цирконометрии (как Xes - Хеп, так и U - РЬ) по образцам с наименее нарушенными изотопными системами показывают значения в интервале 3.5 - 3.7 млрд. лет, что можно принять в качестве самых достоверных в настоящее время датировок первого регионального метаморфизма в нейпирском комплексе.

4.2 Свидетельства эволюции нейпирсхого комплекса моложе 3 млрд.лет. По видимому, самые существенные воздействия как на изотопные системы отдельных минералов, так и на изотопные системы пород в целом в нейпирском комплексе по времени сопряжены с предполагаемым этапом тектоно - термальной активизации D3 - МЗ: последним регионально - проявленным преобразованием пород в условиях низов гранулитовой - верхов амфиболитовой фаций метаморфизма около 2.5 млрд. лет назад. По мнению ряда исследователей (например, Black апс! James, 1983; Black et al., 1983a) этап D3-M3 no-существу является регрессивным этапом единого длительного (М1 - МЗ) тектоно - метаморфического процесса. Большинство изотопные

*

датировок, соответствующих возрасту около 2.5 млрд. лет, интерпретируются как результат перестройки изотопных систем ранее существовавших минералов и пород.

В возрастных спектрах Xes - Хеп более древних цирконов из пород нейпирского комплекса процессы с возрастом около 2.5 млрд. лет проявляются, как правило, пониженными значениями кажущихся возрастов, вычисленными по самым низкотемпературным инкрементам, что согласуется как с моделью эпизодических потерь газа, так и потерь газа при медленном охлаждении (Harrison, 1983); соответственно, эти результаты сами по себе не могут быть использованы для выяснения соотношений М1/МЗ. Поэтому, дополнительно проанализированы цирконы, изотопные системы которых в основном датируют процессы возраста около 2.5 млрд. лет (предварительно, цирконы отбирались по результатам измерений 207РЬ/20бРЬ). Сделана попытка оценить стабильность ксенона в данных образцах относительно максимальных условий ИЗ, т.е. оценить возможность потерь ранее накопленного ксенона спонтанного деления при соответствующих условиях.

Во всех цирконах, в которых возраст около 2.5 млрд. лет выражен достаточно определенно (202д, 39-1, 784), стабильность изотопной системы ксенона в условиях максимальных температур МЗ не вызывает сомнения. Время образования данных цирконов существенно не отличается от времени закрытия изотопной системы U - Хе (и, соответственно, Xes -Хеп датировок). Полученные результаты свидетельствуют в пользу дискретности процессов D1-M1/D3-M3, принадлежащих к разным метаморфическим циклам.

4.3 Возраст образования чариокитов. В нейпирском комплексе каждый этап регионального метаморфизма сопровождался ультраметаморфизмом в условиях гранулитовой фации. Процессы чарнокитизации отнесены к 1 - 2 этапам, примерно от 3.1 до 2.9 млрд. лет. В настоящей работе U-Pb и Xes-Xen методами датированы цирконы из чарнокитов и генетически связанных с чарнокитизацией реститов (Крылов и Устинов, 1994). Выделяются две разновидности цирконов. Более древняя - дает U-Pb

дискордию с верхним пересечением около 3.7 млрд. лет и с нижним 2.5 млрд рис. 3) лет. Другая - с верхним пересечением 2.5 млрд. лет. Каймы более древних цирконов по составу соответствуют более молодым цирконам. В тех цирконах, в которых изотопая система и-РЬ по-видимому отображает два события (3.8 и 2.5 млрд. лет), изотопная система и-Хе свидетельствует только об одном из них (около 3.8 млрд. лет). В чем причина расхождения и-РЬ и Хеэ-Хеп датировок относительно более молодого возраста? В данной генерации цирконов наблюдаются два пика выделения ксенона, Тс каждого из которых выше 850°С (обр. 22в, табл. 3). Данные по кинетике выделения РЬ (Богомолов, Морозова, 1991) в этих же цирконах показывают, что сответствующие пики выделения свинца сдвинуты к несколько меньшим температурам. При этом, сравнительно низкотемпературный пик выделения синца характеризуется температурой закрытия меньие 800°С, тогда как высокотемпературный пик имеет Тс больше 950°С. В то же время температура образования чарнокитов, полученная с помощью анализа минеральных ассоциаций и изотопии кислорода (Крылов и Устинов, 1994) равна Е00°С. Таким образом, различие подвижности элементов и, соответственно, разная реакция изотопных систем проявляется вследствие того, что образование чарнокитов произошло при температуре между Тс(Хе) и Тс(РЬ). Других процессов с такими же условиями в исследованных породах не обнаружено. Процесс чарнокитизации не повлиял на изотопную систему И-Хе, но привел к перестройке изотопной системы и-РЬ и, следовательно, возраст чарнокитизации - 2.5 млрд. лет. В этом примере я хотел бы обратить внимание на следующее: наш подход можно применить используя, например, только и-РЬ данные, проблема только в том, что экспериментальное определение кинетических параметров для РЬ довольно трудоемко.

4.4 Рейперскай комплекс Известные данные по истории развития пород рейнерского комплекса еще более противоречивы и неопределенны, чем по эволюции нейпирсхого комплекса. Следы коровых процессов древнее 1 млрд. лет если и присутствуют, то практически не поддаются интерпретации, нес-

колысо более достоверные свидетельства получены для диапазона приблизительно 1000 - 550 млн. лег. Датировки около 1 млрд. лет приурачиваются к так называемому "Основному рей-нерскому" метаморфизму, максимальные температуры которого оцениваются с помощью катионных геотермометров в 7 ОС -750°С (Grew, 1978, Black et al., 1987). Основные дискуссии в настоящее время касаются характера процессов "Пан -Африканского" возраста и их соотношения с "основным рей-нерским" процессом.

Xes -Хе„ возраст (млн.лет]

1200-11С04 1000 900 800700 600 500 400

7 "

Шн.

Г1

ГЗ Г2

500 700 900 1100 Вычисленная температура закрытия изотопной системы Хе (°С)

Рис.6. Изменение вычисленного возраста Хев-Хеп в зависимости от температуры закрытия изотопной системы ксенона. Г1-ГЗ - различные генерации гранитоидов (см. рис. 4).

Полученные результаты показывают, что "Пан - Африканские" процессы отображаются в изотопной системе и - Хе в двух случаях: во - первых, при кристаллизации цирконов в это же время (в этом случае вероятно получение плато на возрастном спектре Хев - Хеп); во - вторых, при преобразовании исходных изотопных систем (уменьшение кажущихся возрастов к низкотемпературным фракциям газа). Существенно, что вторичные преобразования с понижением кажущихся возрастов до значений 500 - 600 млн. лет затрагивают только те компоненты (го есть приводят к выносу ксенона только из тех ловушек), которые неустойчивы при температурах выше зафиксированных условий гранулитового метаморфизма (для

которых вычисленные Тс меньше 700 - 750°С, рис. 6). Если же стабильность ксенона выше, сохраняются "первичные" изотопные системы. Это означает, что основной проявленный метаморфизм в районе ст. Молодежная рейнерского комплекса имеет возраст не 1 млрд. лет, как считалось ранее, а 550 -650 млн. лет.

Наши данные (гранат - ортопироксеновая и двупироксено-вая геотермометрия) показывают, что э некоторых породах сохранились свидетельства процессов и при более высоких температурах (возможно, свыше 800°С). В тех же породах изотопный состав кислорода равновесного флюида существенно отличался от изотопного состава флюида, который взаимодействовал с породами при температурах 720 - 730°С и нижа. Полученные результаты можно объяснить, предполагая, что а) условия "основного рейнерского метаморфизма" относятся не к возрасту 1 млрд. лет, а к возрасту около 550 млн. лет и б) температуры процессов возраста около 1 млрд. лет были ваше. Наиболее интенсивные преобразования изотопных систем пород и минералов связаны с миграцией флюида между породами на расстояния не менее нескольких метров при Пан -Африканском событии, которая, в частности, привела к гомогенизации изотопного состава кислорода минералов большинства пород комплекса. Ниже температур около 700°С масштабы флюидного обмена уменьшаются. Свидетельства более древних процессов сохраняются в случаях если а) породы были непроницаемы для флюида во время Пан - Африканских процессов ("устойчивость" изотопных систем пород можно определить по распределению изотопов кислорода между породами) и б) изотопные системы минералов были устойчивы в то же время (устойчивость изотопных систем минералов можно оценить сравнивая температуры закрытия соответствующих изотопных систем с температурами процессов). Учитывая контрастный изотопный состав и, соответственно, разное происхождение флюида, взаимодействовавшего с породами во времена гренвиль-ского, с одной стороны, и пан - Африканского событий, с другой, вряд ли можно предполагать объединение двух процессов при однократном прогреве толщ.

(основные защищаемые положения)

X. Потери ксенона спонтанного деления из неметамиктыкх цирконов при высокотемпературном метаморфизме определяются тем же механизмом объемной диффузии, что и при экспериментальном отжиге образцов. Метод Хев-Хеп позволяет, таким образом, оценивать условия стабильности изотопной системы ксенона путем вычисления температур закрытия из данных по ступенчатому отжигу.

2. Температуры закрытия изотопной системы ксенона при диффузионных потерях из цирконов варьируют от условий амфибо-литовой фации метаморфизма до температур, превышающих возможные условия в коре. Поэтому, изотопная система и-Хе позволяет датировать как наиболее древние ("первичные") процессы, гак и последующие этапы реактивации высокотемпературных полиметаморфических комплексов.

3. Распределение изотопов кислорода отображает условия от максимальных температур метаморфизма до регрессивных стадий метаморфизма. Результаты кислородной геотермометрии по распределению изотопов между минералами отражают поздние стадии процессов, так как отдельные фазы продолжают обмен кислородом вплоть до низких темпэратур. Разработан метод определения "модельных" температур по распределению изотопов кислорода между породами в целом и показано, что устойчивость пород в целом относительно обмена кислородом достаточна для оценки максимальных температур метаморфизма гранулитовой фации.

4. Для корреляции условий метаморфизма и возрастов в полициклических высокометаморфизованных комплексах необходимо проводить сопоставление устойчивости изотопных систем, применяемых для датирования (мерой которой служит температура закрытия, Тс), с устойчивостью систем - индикаторов условий процессов (геотермометров). В настоящее время, наиболее информативно сочетание изотопных систем и-Хе-РЬ и кислорода.

5. На основе разработанных методологических приемов корреляции изотопно - геохимических и геохронологических дан-

ных, для нейпирского и рейнерского комплексов Восточной Антарктиды впервые установлено, что г

- условия наиболее высокотемпературного метаморфизма (около 950°С, М1) в ряде случаев выше устойчивости изотопной системы U-Pb-Xe, показывающей конкордантный возраст около 3.7 млрд. лет, что не согласуется с принятой датировкой 3.1 млрд. лет для М1 и, соответственно, представлениями о большом перерыве между образованием протолита и первым тектоно - метаморфическим циклом;

- процесс ультраматаморфизма в условиях гранулитовой фации (800°С) с образованием чарнокктов вызвал перестройку изотопных систем (с Тс < 80 0°С) около 2.5 млрд. лет назад; более устойчивые изотопные системы (Тс > 80 0°С) отображают предшествующие процессы;

- процессы при температурах приблизительно 700 - 750°С в рейнерском комплексе соответствуют возрастам около 500 -550 млн. лет, что определяет значительно большее проявление пан - Африканской орогении в рейнерском комплексе, чем предполагалось до сих пор.

СПИСОК ОПУБЛИКОВАННЫХ РАБОТ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

1. Крылов Д.П. Некоторые вопросы кислородной геотормомет-рии. Тезисы VII Всесоюзного симпозиума по стабильным изотопам в геохимии. М., 1978, с. 312 - 313.

2. Крылов Д.П. Некоторые вопросы кислородной геотермометрии. Докл. АН СССР, 1978, т. 242, N 5, с. 1185 - 1188.

3. Крылов Д.П. Определение содержания флюида при геохимических процессах на основе изотопии кислорода. Докл. АН СССР, 1979, т. 247, N 2, с. 466 - 468.

4. Крылов Д.П., Другова Г.М., Морозова И.М., Спринцсон В.Д. Возможности сопоставления кислородно - изотопного состава кварца и калий - аргонового возраста по биотиту в полиметаморфических комплексах. Докл. АН СССР, 1980, т. 250, N 3, с. 726 - 729.

5. Крылов Д. П. Физико-химические условия распределения изотопов кислорода в минеральных ассоциациях метамор-

фических пород. Автор, дисс.на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук, М., 1981, 23с.

6. Крылов Д.П. Анализ распределения изотопов кислорода в полиметаморфвчаскнх комплексах. Геохимия, 1982, N 11, с. 1581 - 1586.

7. Крылов Д.П. Применение факторного (МГК) и дискриминан-тного анализов при исследовании распределения изотопов кислорода в минеральных триплетах. Тезисы докладов IX Всесоюзного симпозиума по стабильным изотопам в геохимии. М., 1982, с. 101.

8. Крылов Д.П. Фациальные вариации б180 метапелнтах. Тезисы докладов IX Всесоюзного симпозиума по стабильным изотопам в геохимии. М., 1982, с. 102.

9. Крылов Д.П. Вычисление модельных температур - новый подход в кислородной геотермометрии. Тезисы докладов X Всесоюзного симпозиума по стабильным изотопам в геохимии. М., 1984, с. 193.

10. Седова И.С., Крылов Д.П., Глебовицкий В. А. Эволюция состава гранитоидов различных петрогенетических типов. В кн.: "Мигматизация и гранитообразованке в различных термодинамических режимах". П., Наука, 1985, с. 226 -269.

11. Крылов Д.П., Глебовицкий В.А., Седова И.С. Флюидный режим гранитообразования. В кн.: "Мигматизация и гранитообразованке в различных термодинамических режимах", Л., Наука, 1985, с. 270 - 288.

12. Крылов Д.П. Вычисление модельных температур по распределению изотопов кислорода. Докл. АН СССР, 1985, т. 285, N 5, с. 1201 - 1204.

13. Крылов Д.П., Морозова И.М., Котов Н.В., Кириллов A.C., Друбецкой Е.Р. Концепция "пороговых температур" и роль флюидного режима при миграции аргона. В кн.: "Эволюция системы кора - мантия", М., Наука, 1986, с. 126 - 135.

14. Крылов Д.П., Беляцкий Б.В., Левченков O.A., Комаров А.Н., Яковлева С.С. U - Рв датирование по неоднородным цирконам из пород древнейших комплексов Земли Эндерби

(Антарктида). В кн.: "Метода изотопной геологии", М., 1987, с. 127 - 128.

15. Крылов Д.П., Беляцкий Б.В. Архейская эволюция Земли Эндерби (Антарктида) и изотопно - геохронологические свидетельства ее древнейшей истории. В кн. : "Методы изотопной геохронологии". Л., Наука, 1987, с. 57 - 62.

16. Седова И.С., Крылов Д.П., Глебовицкий В.А. Особенности гранитообразования при неоднократном проявлении грану-литового метаморфизма на примере Алданского мегаблока. В кн.: "Метаморфические образования докембрия Восточной Сибири", Новосибирск, Наука, 1988, с. 10 - 20.

17. Крылов Д.П., Беляцкий Б.В., Каменев E.H., Морозова И.М. Новые данные по изотопному составу свинца цирконов из пород Земли Эндерби и их геохрснопогическое значение. В кн.: "Геолого - геофизические исследования в Антарктике", Л., Гидрометеоиздат, 1989, с. 43 - 56.

18. Крылов Д.П., Левченков O.A., Беляцкий Б.В., Комаров А.Н., Яковлева С.З. Новые изотопно - геохронологические свидетельства древнейших событий на Земле Эндерби (Антарктида), Докл. АН СССР, 1989, т. 304, N 2, с. 433 - 436.

19. Крылов Д.П., Беляцкий Б.В., Морозова И.М., Кольцова Т.В., Федосеенко А.М. Изотопный состав свинца и распределение урана в цирконах из пород Земли Эндерби. В кн.: "Методы изотопной геохронологии", П., Наука, 1989, с. 49 - 66.

20. Крылов Д.П., Беляцкий Б.В., Левченков O.A., Морозова И. М., Яковлева С.З. Уран - свинцовый возраст цирконов полиметаморфических пород архейского гранулитового комплекса Земли Эндерби. В кн.: "Изотопная геохронология докембрия". Л., Наука, 1989, с. 135 - 147.

21. Крылова М.Д., Галибин В.А., Крылов Д.П. Главные темноцветные минералы высокометаморфизованных комплексов. Л., Недра, 1991. - 348 с.

22. Мешик А.П., Крылов Д.П., Шуколюков Ю.А., Правдивцева О.В. Ксенон - ксеноноввый возраст нейпирского комплекса Земли Эндерби (Антарктида). Тезисы докладов Всесо-

юз ной школы - семинара "Методы изотопной геологии", Звенигород, 1991, с. 107 - 109.

23. Крылов Д.П., Минеев С.Д. Новые возможности изотопно -кислородной геотермометрии при исследовании высокотемпературных комплексов. Тезисы докладов XIII Симпозиум по геохимии изотопов, М. РАН, 1992, с. 108.

24. Крылов Д.П., Шуколюков Ю.А. Миграция ксенона в цирконах. Тезисы докладов XIII Симпозиум по геохимии изотопов, М. РАН, 1992, с. 109.

25. Шуколюков Ю.А., Крылов Д.П. Хе - Хе термохронология при исследовании высокотемпературных докембрийских комплексов. Тезисы докладов XIII Симпозиум по геохимии изотопов, М. РАН, 1992, с. 220.

26. Шуколюков Ю.А., Крылов Д.П., Мешик А.П. Ксенон деления в древних метаморфических породах. Геохимия, 1993, N 6, с. 792 - 800.

27. Крылов Д.П., Устинов В.Н. Условия образования архейских чарнокитов района пиков Акер (нейпирский комплекс, Восточная Антарктида) по результатам исследования химического состава пород и распределения изотопов кислорода.' Геохимия, 1994, N 1, с. 14-23.

28. Крылов Д.П., Шуколюков Ю.А. Миграция ксенона в цирконах. Петрология, 1994, т. 2, N 3, с. 259 - 265.

29. Крылов Д.П., Крутикова С.В. Зеленокаменная ассоциация пород массива Фишер, горы Принс - Чарльз, Восточная Антарктида. Петрология, 1994, т. 2, N 3, с. 305 - 310.

30. Шуколюков Ю.А., Крылов Д.П., Мешик А.П. Определение возраста высокометаморфизованных пород методом Xes -Хеп спектров (на примере нейпирского комплекса, Восточная Антарктида). Геохимия, 1994, N 8/9, с. 1212 -1226.

31. Krylov D.P., Sallier М.Е., Vinogradov D.P. Einfluß regressiver Effekte auf die Verteilung der Sauerstoffisotope bei Hochtemperaturprozessen. In: "Isotope in der Nature". Leipzig, 1979, ZfJ.- Mitt., No 26, p. 72 - 73.

32. Belyateky B.V., Krylov D.P., Levsky L.K., Grikurov G.E. Zircon geochronology of the granulite complexes

of Enderby Land, East Antarctica. Zbl. Geol. Palaont. 1990, Teil 1, H.l/2, p. 1 - 18.

33. Krylov D.P., Shukolyukov Yu.A., Mashick A.P. Xe-Xe ages of zircons and sphene from the Napier Complex (East Antarctica). 29 International Geological Congress, Kyoto, 1992, v. 3 (Abstracts), A630, [2624].

34. Krylov D.P., Meshick A.P., Shukolyukov Yu.A. The zircon Xes - Xen spectrum dating of primary events in high - grade metamorphic terrains - The example of AR Napier Complex (East Antarctica). Geochemical Journal, 1993, v. 27, N 2, p. 91 - 102.

35. Sedova I.S., Krylov D.P., Glebovitsky V.A. Ultrameta-morphism within the amphibolite - granulite transition zone, upper Aldan River, Siberia. Precambrian Research, 1993, v.62, p. 431 - 452.

36. Shukolyukov Yu.A., Meshik A.P., Krylov D.P., Pravdiv-tseva O.V. Recent progress in a Xes - Xen dating. In: Abstracts of the Yamada Conference XXXVIII, January, 1994. Kyoto, p. 39 - 40.

37. Krylov D.P., Mineev S.D. The concept of model temperature in oxygen isotope geochemistry: an example of a single outcrop from the Rayner Complex (Enderby Land, East Antarctica). Geoch. Cosmoch. Acta, 1994, v. 58, No 20, p. 4465 - 4473.

38. Shukolyukov Yu.A., Meshik A.P., Krylov D.P., Pravdivt-seva O.V. Current status of Xes - Xen dating. In: Noble Gas Geochemistry and Cosmochemistry (ed J. Matsu-da), Tokyo, Terra Scientific Publishing Company, 1994, p. 125 - 146.

Подписано к печати 15.02.95 Печ.л. 2.0

Уч.изд.л.2.0 Формат 60x90 1/16 Тираж 75 Бесплатно

Ротапринт "Севморгеология" Зак. 5 от 15.02.95 190121 Санкт - Петербург Мойка 120