Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1. Геологическое строение района 7
1.1. Представления о геологическом строении и развитии Беломорского подвижного пояса 7
1.2. Геологическая характеристика района работ 12
ГЛАВА 2. Аналитическая методика 19
ГЛАВА 3. Особенности химического состава и петрография эклогитов и ассоциирующих пород 24
3.1. Петрография эклогитов и ассоциирующих с ними пород 25
3.2. Петро- и геохимия эклогитов и ассоциирующих с ними пород 39
Выводы к главам 1 и 3 50
ГЛАВА 4. Особенности состава породообразующих минералов эклогитов и ассоциирующих пород 51
4.1. Симплектитовые эклогиты, апоэклогитовые породы и эклогитоподобные метаультрабазиты 51
4.2. Эклогитизированные (коронарные) оливиновые габбро-нориты 76
Выводы к главе 4 83
ГЛАВА 5. Изотопно-геохимическая характеристика эклогитов и ассоциирующих пород 84
5.1. U-Pb датирование эклогитов и ассоциирующих пород 84
5.1.1. Изотопно-геохимическое исследование цирконов из эклогитов и ассоциирующих пород 88
5.1.2. Изотопно-геохимическое исследование рутилов из эклогитов и эклогитоподобных пород 116
5.1.3. Изотопно-геохимическое исследование титанитов, связанных сэклогитами 122
5.1.4. U-Pb датирование породообразующих (гранат, омфацит) и акцессорных (алланит, апатит) минералов из эклогитов и ассоциирующих пород 126
5.2. Комплексное Sm-Nd и Lu-Hf датирование эклогитов 129
5.3. Обсуждение результатов датирования 141
Выводы к главе 5 145
ГЛАВА 6. Эволюция P параметров эклогитов 146
Заключение 151
Список литературы 153
- Геологическая характеристика района работ
- Петро- и геохимия эклогитов и ассоциирующих с ними пород
- Эклогитизированные (коронарные) оливиновые габбро-нориты
- Изотопно-геохимическое исследование рутилов из эклогитов и эклогитоподобных пород
Геологическая характеристика района работ
Район работ (рис. 1.2.1), в рамках которого исследовались эклогиты, эклогитоподобные породы и ассоциирующие с ними базит-ультрабазиты, находится в пределах Ёнского сегмента (Ранний..., 2005) северо-западной части Беломорского подвижного пояса на границе с Лапландским гранулитовым комплексом на юго-западе Кольского полуострова.
В Кольском регионе эклогиты («породы, состав которых близок к эклогитовому») были впервые обнаружены и описаны Н.Г. Судовиковым (1936) в центральной части Нявка-тундры. Он считал их промежуточными, между метаморфизованными габбро и гранулитами, породами. Л.А. Прияткиной и Е.В. Шарковым (1979) эклогиты были выявлены в пределах Сальных тундр в гранулитах. Позднее эклогитоподобные породы были обнаружены в пределах Воче-ламбинского архейского геодинамического полигона (Воче-ламбинский..., 1991). В районе проливов Узкая и Широкая Салма оз. Бабинская Имандра были изучены эклогиты (Япаскурт, Плечов, 2004; Konilov et al., 2004; Щипанский и др., 2005), получившие по месту находки название салминские. В дальнейшем увеличивалось количество находок эклогитов в виде тел различного размера и формы, и степени амфиболизации, простирающихся более чем на 50 км в северо-западном направлении в северной части Беломорского подвижного пояса (Розен и др., 2008). Количество тел эклогитов в данном районе может исчисляться несколькими сотнями (Щипанский и др., 2005, 2007, 2012а). В.И. Пожиленко (2013) также был сделан вывод о широком распространении подобных эклогитов и апоэклогитовых пород с различной степенью изменения в Ёнском сегменте Беломорского подвижного пояса (рис. 1.2.2).
Породы современного эрозионного среза района представлены двумя ассоциациями (Скублов и др., 20116): биотитовые глиноземистые гнейсы и гранитогнейсы тоналит-трондьемит-гранодиоритового (ТТГ) состава, относящиеся к нижнему архею (возраст около 2.8 млрд. лет по (Щипанский и др. 20126), с редкими интрузиями гранитоидов; ассоциация базит-ультрабазитовых пород, включающая амфиболиты, гранатовые амфиболиты, эклогиты и апоэклогитовые гранат-клинопироксеновые амфиболиты и более молодые (протерозойские) интрузии базитов (коронарные метагаббро, метагаббро-нориты, т.н. «друзиты»).
ТТГ гнейсы имеют СЗ-3 простирание и падают в северных румбах, угол падения 40-60, который выполаживается вплоть до 20 в центральной части района работ (рис. 1.2.1; Скублов и др., 20116). В юго-западной части наблюдаются куполовидные структуры диаметром от 3 до 5 км гнейсо-гранитных пород с кианитовыми гнейсами в ядерной части. Керамические пегматиты встречаются довольно часто, локализуясь в некоторых зонах тектонических нарушений. Простирание большинства разломов субсогласно простиранию пород (290-300), реже - примерно 330 (Скублов и др., 20116).
Схема геологического строения фрагмента северо-западной части БПП (Скублов и др., 20116). Автор - А.В. Березин, составлена на основе листов ГГК-200 с дополнениями (Скублов и др., 20116). Условные обозначения: 1 - габбро-амфиболиты, гранатовые и полевошпатовые амфиболиты, реже - метаультрабазиты; 2 - габбро-нориты (в т.ч. оливиновые); 3 - биотитовые гнейсы и гранито-гнейсы с прослоями амфиболитов; 4 - разломы (отдешифрированы по космоснимкам); 5 - местоположение тел эклогитов; 6 - участки детальных работ: А - карьер Куру-Ваара, Б - Узкая и Широкая Салма; 7 - район исследований. Врезка: Б - Беломорский подвижный пояс; К - Карельский геоблок; ЦК - Центрально-Кольский геоблок; М -Мурманский геоблок. Рис. 1.2.2. Схема расположения реликтов эклогитов с Срх-Р1 симплектитами (показано звездочками) в клинопироксен-гранатовых амфиболитах Ёнского сегмента БПП по (Пожиленко, 2013). Известные участки: 1 - «Воче Ламбина»; 2 - «Широкая Салма»; 3 - «Узкая Салма»; 4 - карьер «Куру-Ваара». Базит-ультрабазитовые породы, гранатовые амфиболиты (апоэклогиты) и метаультрабазиты, формируют пластовые тела размером до 500x5000 м (Щипанский и др., 2005; Минц, Конилов, 2011; Скублов и др., 20116) и эллипсоидно-линзовидные массивы габбро-амфиболитов и метагаббро-норитов (Скублов и др., 20116). Метаультрабазиты, в отличие от метабазитов, проявлены значительно в меньшей степени и залегают в виде маломощных линз (до 3 м) и небольших будин. Геологические наблюдения позволяют выделить «полосу» метабазитов шириной до 20-30 км, содержащую тела эклогитов и протягивающуюся в СЗ-3 направлении: Имандра (Воче-Ламбина) - Узкая и Широкая Салма -карьер Куру-Ваара (Скублов и др., 20116).
Ассоциация пород, содержащая эклогиты, при суммарной мощности 300-500 м, прослежена на 4 км вдоль южного берега пролива Узкая Салма (участок Б на рис. 1.2.1) (Минц, Конилов, 2011). В обнажении преобладают расположенные во вмещающих тоналит-трондьемит-гранодиоритовых гнейсах субсогласные тела базитовых эклогитов с прослоями и линзами Fei эклогитов и высоко-Mg эклогитоподобных пород (метаультрамафитов), маломощные тела гранатитов (Минц, Конилов, 2011). Все типы эклогитовых пород в различной степени подвержены ретроградным процессам (амфиболизации).
Севернее пролива Широкая Салма (участок Б на рис. 1.2.1) на 1198-м километре федеральной автотрассы Санкт-Петербург - Мурманск в карьере строительного камня, а также в придорожной выемке в гнейсах обнажаются эклогиты базитового состава, которые слагают тело с мощностью более 40 м и протяженностью 80 м (Минц, Конилов, 2011). Здесь также проявлены участки Fei эклогитов и эклогитоподобных метаультрабазитов (Минц, Конилов, 2011). На участке Широкая Салма эклогиты значительно переработаны в гранатовые и гранат-клинопироксеновые амфиболиты.
Работы, результаты которых послужили основой для данной диссертации, проводились на всей территории участка, обозначенного на рис. 1.2.1, однако, опорным объектом для исследований в первую очередь был карьер керамических пегматитов Куру-Ваара (участок А на рис. 1.2.1), в котором проводились наиболее детальные геологические работы. Вмещающие породы, обнажающиеся в стенках уступов карьера Куру-Ваара, представлены в основном мигматизированными биотитовыми и амфибол-биотитовыми гнейсами ТТГ серии архейского возраста (Gorbunov et al., 2014; и др.); в незначительной степени в карьере также представлены высокоглиноземистые гнейсы (Balagansky et al., 2014a,b), как и в целом в северо-западной части БПП. Эклогиты в карьере Куру-Ваара, слагающие центральные наименее измененные части будин апоэклогитовых гранатовых амфиболитов (рис. 1.2.3), подразделяются на «северные» и «южные» эклогиты (Щипанский и др., 2012а,б), исходя из петрологических и геохимических особенностей пород; однако указываемые различия не столь значительны и выделение данных типов эклогитов, по существу, - весьма условно. Будины амфиболитов, эклогиты основного состава, слагающие ядерные части будин гранатовых амфиболитов, а также тела эклогитоподобных метаультрабазитов («пиклогиты» в Розен и др., 2008; Mints et al., 2014; и др.; «гранат-амфибол-клинопироксеновые кристаллосланцы» в данной диссертационной работе) занимают одинаковое структурное положение и деформированы согласно с вмещающими гранитогнейсами ТТГ серии (Розен и др., 2008; Щипанский и др., 2012а; Gorbunov et al., 2014; и др.). Возраст магматического протолита будинированных базитовых эклогитов и, по-видимому, эклогитоподобных метаультрабазитов оценивается как мезоархейский (Скублов и др., 2010а, 20116; данная диссертационная работа) или мезо-неоархейский (Щипанский и др., 20126).
Исходя из данных структурного анализа и геологических наблюдений при использовании локального U-Pb датирования по цирконам, возраст эклогитового метаморфизма будинированных базитов карьера Куру-Ваара группой исследователей был определен как мезо-неоархейский (Щипанский и др., 20126; Balagansky et al., 2014a,b; Gorbunov et al., 2014). U-Pb датирование циркона, в совокупности с локальным изучением геохимии цирконов, позволили установить, что архейские датировки соответствуют возрасту магматического протолита эклогитов, образование которых произошло в палеопротерозое около 1.9 млрд. лет назад (Скублов и др., 2010а, 20116; Мельник и др., 2013, 2014; и др.; данная диссертационная работа), что подтверждается результатами датирования этих пород различными геохронологическими методами (глава 5).
Петро- и геохимия эклогитов и ассоциирующих с ними пород
Амфибол из основной ткани симплектитового эклогита (обр. 46), структурно равновесный с омфацитом, имеет переменный состав (приложение, табл. 4.7), соответствуя по классификации (Leake et al., 1997) магнезиальной роговой обманке или чермакиту (рис. 4.1.11); значения XMg для Ampi варьируют от 0.84 до 0.98 (приложение, табл. 4.7). Для Ampi характерно невысокое содержание Ті (обр. 46, приложение, табл. 4.9) и аномально пониженное Nb (0.12-0.33 ppm), которое в роговых обманках обычно превышает 1 ррш (Другова, Скублов, 2004), что является следствием совместной кристаллизации Amp і с рутилом (минералом-концентратором этих элементов). Как и в случае с омфацитом, особенностью спектра распределения REE (рис. 4.1.12а, серые значки) для Ampi из симплектитового эклогита (обр. 46) является наличие четко выраженной положительной Eu-аномалии (Eu/Eu до 3.7; приложение, табл. 4.9), что подтверждает совместный генезис этих минералов и указывает на образование Ampi в отсутствии (или при подчиненном количестве) плагиоклаза в условиях эклогитовой фации (Скублов и др., 20116).
Амфиболы из Срх-Pl-Amp симплектитов (рис. 4.1.76) являются магнезиальными роговыми обманками по (Leake et al., 1997) (рис. 4.1.11), их магнезиальность (Хмё = 0.84-0.89; приложение, табл. 4.7) значительно не отличается от магнезиальности первично-эклогитового амфибола (Ampi). Амфиболы из келифитовых кайм (рис. 4.1.4), обладая переменным составом (приложение, табл. 4.7), по классификации (Leake et al., 1997) попадают в поле магнезиальных роговых обманок или относятся к чермакитам (рис. 4.1.11). Амфибол из Qtz-Amp ламелей попадает в поле чермакита на диаграмме (Leake et al., 1997) (рис. 4.1.11), характеризуясь такой же магнезиальностью, как и описанные выше амфиболы (приложение, табл. 4.7).
Амфиболы из пойкилитовых включений в гранате (как моно-, так и полиминеральных) по (Leake et al., 1997) являются чермакит-паргаситами (рис. 4.1.11) и обладают меньшей магнезиальностью (Хмё = 0.72-0.89; приложение, табл. 4.7) по сравнению с амфиболами из основной ткани породы. Еще одной отличительной особенностью амфиболов из включений в порфиробластах граната является содержание СІ (ХСі до 2.4 масс.%; приложение, табл. 4.7); в амфиболах же всех генераций из основной ткани С1 отсутствует (приложение, табл. 4.7). Эта важная особенность указывает на активное участие С1-содержащих флюидов на предэклогитовом этапе эволюции породы. Наличие СІ в амфиболах из порфиробластов граната было отмечено и другими исследователями (Щипанский и др., 2012а; Konilov et al., 2011).
В основной ткани симплектитового эклогита (обр. 46) довольно часто встречаются зерна ортопироксена (рис. 4.1.4, 4.1.10 и 4.1.14), обычно располагаясь среди Срх-Р1±Атр симплектитов, что позволило некоторым исследователям (Щипанский и др., 2012а; Konilov et al., 2011) сделать вывод о генезисе данного минерала (Орх) на ретроградной стадии преобразования эклогитов при «прохождении» через поле гранулитовой фации, т.е. в условиях изотермической декомпрессии или декомпрессии с нагревом.
Действительно, при эксгумации эклогитов в изотермических условиях или даже при незначительном нагреве, нередко возникают Р1-Срх-Орх±Атр апоомфацитовые симплектиты в условиях гранулитовой фации метаморфизма (Кориковский, 2009; Page et al., 2003). Однако в базитах, отличающихся высокими содержаниями MgO и FeO ортопироксен может оставаться стабильным и в условиях эклогитовой фации (Кориковский, 2009; Nakamura, 2003).
Помимо этого, метаморфический ортопироксен, вероятно относящийся к этапу преобразования эклогита (обр. 46) в условиях гранулитовой фации, нами уже был рассмотрен и значимо отличается от матричного ортопироксена. Кроме того, в данной породе (обр. 46) зерна Орх распространены не только в основной ткани (рис. 4.1.7а), но и в виде включений в порфиробластах граната (рис. 4.1.4 и 4.1.5а). При этом ортопироксен из основной ткани породы характеризуется схожей магнезиальность (рис. 4.1.13) и содержанием АЬОз (приложение, табл. 4.10), что позволяет сделать вывод о том, что зерна ортопироксена в основной ткани породы не являются результатом проявления апоэклогитового гранулитового метаморфизма, а представляют собой реликты предэклогитовой ассоциации. На это также указывает резорбированный облик зерен ортопироксена в матриксе породы (рис. 4.1.10), а также наличие включения подобного зерна ортопироксена в неизмененном омфаците (рис. 4.1.6).
Кроме того, ближе к центральной части порфиробласта граната в симплектитовом эклогите (рис. 4.1.14) нами была обнаружена ассоциация низко-Na клинопироксена, ортопироксена и зонального плагиоклаза (рис. 4.1.14), бронированных между Cl-Amp и Qtz в гранате. При этом клинопироксен (т. 4g-122, приложение, табл. 4.4) характеризуется самым низким, из всех изученных клинопироксенов, содержанием Jd (2%) и наименьшей магнезиальностью (0.79); ортопироксен (т. lg-117 и lg-123, приложение, табл. 4.10) также отличается от остальных измеренных ортопироксенов самым низким значением Хмё (0.64); зональность плагиоклаза с ровными и четкими очертаниями зон роста (рис. 4.1.14) и увеличением Хд„ от центра к краю в пределах 33-54% соответсвует магматической зональности.
Таким образом, в гранате из симплектитового эклогита (обр. 46) сохранилась, по-видимому, первично-магматическая ассоциация его протолита. Судя по сохранившимся реликтам магматических минералов, протолитом для наименее измененного симплектитового эклогита (обр. 46) служил габбро-нор ит. Это подтверждает сделанные (по геохимии магматического циркона) в работе (Каулина и др., 2010) выводы о габброидном, а не базальтовом, типе протолита для эклогитов района Широкая Салма. Следовательно, ортопироксен из основной ткани симплектитового эклогита (обр. 46) и находящийся в пойкилитовых включениях в гранате из этой породы представляют собой реликты Si, ф.е.
Реликт первично-магматической ассоциации (Opxmag+Plmag+Cpxmag) габбро-норитового протолита симплектитового эклогита (обр. 46), бронированный в порфиробласте граната. магматического ортопироксена, который может быть стабильным и сохраняться как при эклогитовом, так и при амфиболитовом метаморфизме (Кориковский, 2005а, 2009; Nakamura, 2003) в высокожелезистых и высокомагнезиальных породах.
Судя по наличию Cl-Amp на контакте с минералами реликтовой магматической ассоциации (рис. 4.1.14), первичным продуктом метаморфического преобразования габбро-норитового протолита архейского возраста при высокой активности О вероятно был амфиболит, что подтверждается наличием С1-амфибола в измененных магматических ядрах циркона из апоэклогитового гранатита (обр. 48) (Мельник и др., 2013, 2014). Стоит отметить, что при метаморфических преобразованиях породы состав магматического ортопироксена подвергался изменению, что выражается в повышенных значениях Хмё, полученных для измеренных зерен ортопироксена из включений и основной ткани симплектитового эклогита (обр. 46) в сравнении с первично-магматическим ортопироксеном (т. lg-117 и lg-123, приложение, табл. 4.10). Так уже в непосредственной близости от первично-магматического ортопироксена (Opxmag на рис. 4.1.14) с магнезиальностью 0.64, зерно измененного ортопироксена (т. т. lg-130, приложение, табл. 4.10; Opxmag на рис. 4.1.14), облекаемое С1-амфиболом, харакеризуется уже значением магнезиальности равным 0.70.
В симплектитовом эклогите (обр. 46) плагиоклазы находятся в Срх-Р1±Атр симплектитах, Pi-Amp келифитовых каймах вокруг гранатов, а также в пойкилитовых включениях в порфиробластах граната. Все они представлены олигоклаз-андезинами с содержанием An от 26 до 42% (приложение, табл. 4.12).
Эклогитизированные (коронарные) оливиновые габбро-нориты
Температура образования свекофеннской генерации циркона по Ті-в-цирконе термометру составляет 640-760 С (приложение, табл. 5.1.6). При этом аналитическим точкам, несущим геохимические следы постэклогитовых изменений , соответствуют большие значения температуры (приложение, табл. 5.1.6). Такая же закономерность просматривается и для метаморфических кайм циркона из апоэклогитового гранат-клинопироксенового амфиболита (обр. 50), среди которых для наиболее удовлетворяющей особенностям типичных «эклогитовых» цирконов (Скублов и др., 2012) аналитической точки (т. 50-3.2, приложение, табл. 5.1.4) значение температуры по Ті-в-цирконе термометру составляет 650 С. Для других свекофеннских кайм циркона из апоэклогитового гранат-клинопироксенового амфиболита (обр. 50) соответствующие значения температуры варьируют в пределах 700-730 С (приложение, табл. 5.1.4). Таким образом, можно сделать вывод, что значения температуры, рассчитанные по Ті-в-цирконе термометру (Watson et al., 2006) для свекофеннских кайм циркона из апоэклогитовых пород (амфиболита, обр. 50; гранатита, обр. 48), немного завышены и не соответствуют температуре эклогитового метаморфизма, значение которой, судя по оценкам для цирконов из наименее измененных симплектитовых эклогитов (обр. 46), составляет 630-650 С (приложение, табл. 5.1.2).
Эклогитоподобный гранат-амфибол-клинопироксеновый кристаллосланец (обр. 21, карьер Куру-Ваара)
Цирконы из эклогитоподобного метаультрабазита (обр. 21), по сравнению с симплектитовым эклогитом (обр. 46), были выделены в гораздо меньшем количестве (Скублов и др., 20116). Зерна циркона характеризуются округлой формой и отсутствием включений, они прозрачны в проходящем свете (рис. 5.1.2е), в катодолюминесценции, в основном, - темные, однородные (Скублов и др., 20116), реже обладают мозаично-пятнистой структурой (рис. 5.1.2д). Размер зерен циркона из эклогитоподобного гранат-амфибол-клинопироксенового кристаллосланца (обр.21), как правило, не превышает 100 мкм в поперечнике (рис. 5.1.2д, е).
Все исследованные зерна циркона из гранат-амфибол-клинопироксенового кристаллосланца (обр.21) являются свекофеннскими со значениями Pb/ РЬ возраста в пределах 1894-1931 млн. лет (приложение, табл. 5.1.9). Для наименее дискордантных аналитических точек циркона (приложение, табл. 5.1.9) был получен конкордантный возраст 1907±Ц млн. лет (рис. 5.1.11). Данное значение возраста совпадает, в пределах погрешности, с указанными выше датировками, полученными для метаморфических кайм и зерен циркона симплектитового эклогита (обр. 46) и апоэклогитовых пород (гранатит, обр. 48; амфиболит, обр. 50).
Зерна циркона из эклогитоподобного метаультрабазита (обр. 21) в четырех проанализированных точках (точки 21-1.1, 21-2.1, 21-2.2 и 21-3.1; приложение, табл. 5.1.9 и 5.1.10) характеризуются низкими содержаниями Th (до 5 ррш, по данным SHRIMP; до 7 ррш, по данным SIMS), Y (до 40 ppm), LREE (до 3 ppm), HREE (до 17 ррш) и повышенным содержанием Hf (от 8400 до 9500 ppm), а также низкими значениями Th/U отношения (0.01-0.02); спектры распределения REE, соответствующие этим точкам (рис. 5.1.12, белые значки), слабо дифференцированы (Lur/LaN до 50, приложение, табл. 5.1.10) с плоским профилем распределения в области HREE. Все перечисленные геохимические особенности, как обсуждалось выше, являются типичными характеристиками «эклогитовых» цирконов (Скублов и др., 2012). Циркон в трех других аналитических точках (точки 21-3.2, 21-4.1, и 21-4.2; приложение, табл. 5.1.9 и 5.1.10) также обладает низкими содержаниями Th (до 3 ppm), Y (до 55 ppm), HREE (до 28 ppm), Th/U отношением в пределах 0.01-0.02, но меньшим содержанием Hf (от 7000 до 7800 ppm) и значительно большим - LREE (19-59 ppm, приложение, табл. 5.1.10). Спектры распределения REE, отвечающие второй группе точек (рис. 5.1.12, серые значки), обладают плоским профилем (за счет повышения содержания LREE и MREE), положительной Eu-аномалией. Такое распределение REE, как неоднократно отмечалось выше, характерно для цирконов гидротермально-метасоматического генезиса (Hoskin, 2005; Pelleter et al., 2007).
В пределах одного зерна (рис. 5.1.2д) были измерены точки (точки 21-3.1 и 21-3.2), соответствующие двум разным доменам циркона, одинаковым по изотопно-геохимическим характеристикам U-Pb системы (приложение, табл. 5.1.9), но различающимся особенностями спектров распределения REE (рис. 5.1.12, белые и серые значки). В цирконе, обладающем типичным «эклогитовым» спектром распределения REE (т. 21-3.1, рис. 5.1.2д и 5.1.12), в CL наблюдается зона перекристаллизации в виде оторочки зерна (т. 21-3.2, рис. 5.1.2д), в которой спектр распределения REE характеризуется плоским профилем (за счет повышения содержания LREE и MREE) и положительной Eu-аномалией (т. 21-3.2, рис. 5.1.12). При этом "и РЬГРЬ возрасты в т. 21-3.1 и т. 21-3.2 совпадают в пределах погрешности: 1903±20 и 1915±Ю млн. лет соответственно (приложение, табл. 5.1.9).
Таким образом, цирконы из гранат-амфибол-клинопироксенового кристаллосланца (обр. 21), образованные при эклогитовом метаморфизме с возрастом -1.9 млрд. лет, испытали частичную перекристаллизацию на этапе постэклогитового метаморфизма, протекавшего в условиях открытой системы и сопроваждавшегося привносом, по крайней мере, LREE, MREE и выносом Hf. Это привело к частичному искажению первичных геохимических особенностей циркона без изменения в нем U-Pb изотопных характеристик, как и в случае с цирконами из апоэклогитовых пород (гранатит, обр. 48; амфиболит, обр. 50).
Содержание Ті в цирконе из эклогитоподобного метаультрабазита (обр. 21), по-видимому, не соответствует исходному, на что указывает изменение концентрации этого элемента в широких пределах от 2 до 40 ррш (приложение, табл. 5.1.10), приводящее к невозможности точного определения по Ті-в-цирконе термометру (Watson et al., 2006) температуры, отвечающей пиковым условиям эклогитового метаморфизма.
Эклогитизированный коронарный оливиновый габбро-норит (обр. 38; карьер Куру-Ваара) В эклогитизированном коронарном оливиновом габбро-норите (обр. 38) можно выделить два основные типа циркона: 1) удлиненные зерна циркона (до 200 мкм в длину и до 50 мкм в поперечнике, рис. 5.1.13а-б), характеризующиеся (в CL) отчетливой осцилляционной магматической зональностью и тонкой (обычно, - первые мкм; рис. 5.1.136) светло-серой каймой, редко достигающей толщины в 20 мкм (рис. 5.1.13а); 2) призматические агрегаты зерен циркона (рис. 5. 1.13B). Зерна циркона, слагающие призматические агрегаты, обладают неоднородной в CL окраской, размер их варьирует в пределах 5-50 мкм, а границы между отдельными зернами имеют правильную форму (рис. 5.1.13в); исходя из вариации в размере зерен и характера межзеренных границ, структуру агрегатов циркона можно назвать «ячеистой».
Четыре аналитические точки (точки 38-7.1, 38-8.1, 38-9.1 и 38-11.1; приложение, табл. 5.1.7 и 5.1.8), измеренные в цирконах с осцилляционной зональностью из эклогитизированного габбро-норита (обр. 38), значения Pb/ РЬ возраста в которых варьируют в интервале 2389-2447 млн. лет (приложение, табл. 5.1.7), образуют компактный субконкордантный кластер с конконкордантным U-Pb возрастом 2443±22 млн. лет (рис. 5.1.14). Еще одна точка, отвечающая зерну циркона с осцилляционной зональностью (т. 14-14.1, рис. 5.1.13а), располагаясь на конкордии ниже описанного субконкордантного кластера из четырех точек (рис. 5.1.14), обладает более молодым значением "и РЬГРЬ возраста 2218±33 млн. лет (приложение, табл.5.1.7), что навряд ли соответствует какому-либо геологическому событию в данном регионе и, скорее всего, вызвано потерей радиогенного РЬ в ходе свекофеннского метаморфизма, приведшего к частичной перекристаллизации циркона с образованием светло-серой в CL каймы (т. 38-14.2, рис. 5.1.13а). Близкий возраст в 2147±28 млн. лет был получен по бадделеиту (Balagansky et al., 2014a,b; Slabunov et al., 2013) из того же тела коронарного габбро-норита в карьере Куру-Ваара. В работах (Balagansky et al., 2014a,b; Slabunov et al., 2013) возраст бадделеита, интерпретируется авторами как минимальный возраст кристаллизации габбро-норита.
Изотопно-геохимическое исследование рутилов из эклогитов и эклогитоподобных пород
На сегодняшний день, главным методом установления времени эклогитового метаморфизма для пород полиметаморфических комплексов является комплексное изотопно-геохимическое исследование циркона с установлением эталонных геохимических характеристик, соответствующих таковым в цирконах из эклогитов различных комплексов мира (Скублов и др., 2012).
Локальное датирование цирконов, проведенное при одновременном исследовании их геохимических особенностей «в той же точке», из симплектитового эклогита (обр. 46), эклогитизированного коронарного габбро-норита (обр. 38) позволило установить единственный этап эклогитового метаморфизма в северо-западной части Беломорского подвижного пояса с возрастом 1.9 млрд. лет. Соотнесение генезиса цирконов свекофеннского возраста (около 1.9 млрд. лет) непосредственно с метаморфизмом в условиях эклогитовой фации было санкционировано установлением в них полного набора эталонных геохимических характеристик типичных «эклогитовых» цирконов (по Скублов и др., 2012). Свекофеннские цирконы из эклогитоподобного гранат-амфибол-клинопироксенового кристаллосланца (обр. 21) и апоэклогитовых пород (амфиболита, обр. 50; гранатита, обр. 48), подтверждают время эклогитового метаморфизма 1.9 млрд. лет, а также отражают наложенный метаморфизм, выражающийся в изменении геохимических особенностей данных цирконов по распределению LREE и MREE, но без искажения U-Pb возраста. Более молодые нежели 1.9 млрд. лет датировки, полученные по рутилу (обр. 21 и 46) и апатиту (обр. 46) не противоречат установленному по циркону времени эклогитового метаморфизма, учитывая более низкие значения температуры закрытия U-Pb системы в этих минералах по сравнению с цирконом.
Мощным геологическим критерием единственного эклогитового метаморфизма в данном районе является определение для эклогитов по цирконам как архейского ( 2.9 млрд. лет), так и палеопротерозойского ( 2.44 млрд. лет) значений возраста магматических протолитов.
Проведение комплексного Lu-Hf и Sm-Nd датирования (по гранату и клинопироксену) эклогитоподобного гранат-амфибол-клинопироксенового кристаллосланца (обр. 21) и симплектитового эклогита (обр. 46) позволило установить время эклогитового метаморфизма как 1.9 млрд. лет, полностью подтвердив полученные по циркону результаты.
Аналогичные датировки (около 1.9 млрд. лет) для эклогитового метаморфизма были получены различными методами (U-Pb метод по циркону; Lu-Hf и Sm-Nd методы по гранату и клинопироксену) и для других районов Беломорского подвижного пояса - район с. Гридино (Березин и др., 2012; Скублов и др., 2011а, 2012), побережье Красной губы (Скублов и др.,
Тем не менее, сторонниками гипотезы архейского возраста эклогитов северо-западной части БПП (Щипанский и др., 20126; Balagansky et al., 2014a,b; Mints et al., 2014a) до сих пор не принимается интерпретация полученных Sm-Nd и Lu-Hf методами по Grt и Срх и U-Pb методом по Zrn свекофеннских датировок ( 1.9 млрд. лет) как время эклогитового метаморфизма. В работах (Щипанский и др., 20126; Balagansky et al., 2014a,b) свекофеннские возрасты в данном регионе рассматриваются как время инфильтрации флюида на завершающем этапе Лапландско-Кольской орогении при амфиболитовом метаморфизме, результатом которого является термальная перестройка Sm-Nd и Lu-Hf систем и генезис цирконов с низким значением Th/U отношения, не отвечающих конкретному геологическому событию. Однако в предыдущей главе было обосновано отсутствие перестройки Sm-Nd и Lu-Hf систем для продатированных пород на постэклогитовом этапе метаморфизма. Кроме того, правомочность применения используемых в диссертации геохимических критериев выявления «эклогитовых» цирконов надежно обоснована и доказана в работе (Скублов и др., 2012). Поэтому установленные для свекофеннских ( 1.9 млрд. лет) зерен и оторочек циркона из эклогитов, эклогитоподобных и апоэклогитовых пород геохимические особенности, заключающиеся в характере спектров распределения REE с низким содержанием всех REE и особенно LREE, редуцированными Се- и Eu-аномалиями и отрицательной Nd-аномалией, в низком содержании Y, Th и Th/U отношении на уровне О.Оп, можно смело использовать для определения времени эклогитового метаморфизма.
При сравнении коэффициентов распределения REE между цирконом свекофеннского возраста и гранатом (DREEzrn/grt) из симплектитового эклогита (обр. 46) карьера Куру-Ваара с экспериментальными данными DREEzrn/grt (Rubatto, Hermann, 2007), авторы работы (Balagansky et al., 2014a) пришли к выводу о неравновесности этих минералов в данных эклогитах, а, следовательно, - невозможности рассматривать результаты U-Pb датирования и данные Lu-Hf геохронометрии как отражение единого процесса - эклогитового метаморфизма. Действительно, на графиках коэффициентов распределения MREE и HREE между цирконом и гранатом (рис. 5.3.1а, б), видно, что характер распределения DREEzrn/grt для «эклогитовых» цирконов, учитывая даже максимальные оценки температуры образования эклогита (до 780С; Щипанский и др., 2012а), не соответствует таковому для экспериментальных данных (Rubatto, Hermann, 2007). Таким образом, получается, что «эклогитовый» циркон свекофеннского возраста не равновесен с гранатом. Однако стоит заметить, что используемые в работе (Rubatto, Hermann, 2007) препараты содержат расплав, помимо граната и циркона, а, как известно (Rubatto, Hermann, 2003), циркон, кристаллизовавшийся в присутствии расплава не
Коэффициенты распределения MREE и HREE между цирконом и гранатом, а -DREEzrn/grt (core); б - DREEzrn/grt (rim). DZrn/Grt no (Rubatto, Hermann, 2007) - экспериментальные данные для равновесных граната и циркона при температурах 800С и 1000С, Р = 20 кбар. Зеленой линией показаны коэффициенты распределения между цирконом (т. JL.50r в табл. 7, Cheng et al., 2012) и гранатом (т. GrtB-4 и GrtA-14 в табл. 5, Cheng et al., 2012), образовавшимися в условиях эклогитовой фации (эклогиты блока Лхаса, Тибет); оба минерала содержат включения омфацита (Cheng et al., 2012). соответствует по распределению REE циркону из эклогитов, отвечая по геохимическим особенностям гранулитовым или магматическим цирконам. Следовательно, необходимо с особой осторожностью использовать экспериментальные данные по (Rubatto, Hermann, 2007) для определения равновесия циркона и граната из эклогитов. Кроме того, на рис. 5.3.1а-б зеленым цветом показано распределение DREEzrn/grt для эклогитов блока Лхаса в Тибете (Cheng et al., 2012), в которых гранат и циркон образовались при едином этапе эклогитового метаморфизма, что доказывается наличием включений омфацита в обоих минералах. Распределение DREEzrn/grt для свекофеннских «эклогитовых» цирконов из симплектитового эклогита (обр. 46) совпадает с распределением DREEzrn/grt для эклогитов блока Лхаса (рис. 5.3.1а, б), что указывает на равновесие граната и «эклогитового» циркона в симплектитовом эклогите (обр. 46).