CC BY
9
Труды Карельского научного центра РАН № 10. 2020. С. 26-48 DOI: 10.17076/geo1167
УДК 552.16 + 551.71 (470.22)
ГЕОЛОГИЯ И ПЕТРОЛОГИЯ ЦОИЗИТИТОВЫХ ПОРОД ГРИДИНСКОГО ЭКЛОГИТСОДЕРЖАЩЕГО КОМПЛЕКСА БЕЛОМОРСКОЙ ПРОВИНЦИИ ФЕННОСКАНДИНАВСКОГО ЩИТА
О. И. Володичев, Т. И. Кузенко, О. А. Максимов
Институт геологии КарНЦ РАН, ФИЦ «Карельский научный центр РАН», Петрозаводск, Россия
Приводятся новые данные по геологии и петрологии цоизититов - пород, занимающих в Гридинском эклогитсодержащем комплексе Беломорской провинции одинаковое с эклогитами геологическое положение, - в составе обломочного компонента среди разгнейсованной гранитоидной матрицы. Реликтовая ассоциация Pl>82-83 ± Di предполагает анортозитовую природу протолита цоизититов. Прогрессивный тренд метаморфизма включает: 1) стадию образования по основным плагиоклазам белых слюд, представленных мусковитами и фенгитами с содержанием Si = 3,15-3,27 к. ф., и 2) стадию практически полного замещения минералов ранних ассоциаций цоизитами с возрастающим содержанием XPs от 0,10 до 0,17. Р-Т условия прогрессивного тренда от 9 кбар/590 °С до 23,5 кбар/820 °С соответствуют высокобарической амфиболитовой - эклогитовой фациям. Р-Т условия ретроградных процессов: 1) Zo010 - 13 кбар/600 °С; 2) Zo008 - 8 кбар/570 °С. Протолит цоизититов - анортозиты, вероятно, являются фрагментами расслоенного массива габбро-анортозитов, примером которых по реликтовым минералого-петрологиче-ским особенностям и возрасту могут быть амфиболизированные полосчатые апо-эклогиты о. Столбиха: возраст эклогитов и цоизититов ~ 2,72 млрд лет, возраст их магматического протолита ~ 2,75 млрд лет. Преобладание в составе обломочного компонента плутонических пород предполагает проявление эклогитового метаморфизма в режиме коллизии. При этом эклогитизированные породы могут быть нижнекоровыми образованиями, эксгумированными в начальной стадии формирования архейской коллизии в декомпрессионном канале, сформировавшемся в процессе образования континентальной транстенсионной глубинной зоны.
Ключевые слова: Гридинский эклогитсодержащий комплекс; Беломорская провинция; архей; цоизитит; анортозит; эклогит; высокобарический метаморфизм; цоизит; фенгит.
O. I. Volodichev, T. I. Kuzenko, O. A. Maksimov. GEOLOGY AND PETROLOGY OF ZOISITITES FROM THE GRIDINO ECLOGITE-BEARING COMPLEX, BELOMORIAN PROVINCE, FENNOSCANDIAN SHIELD
New data are reported on the geology and petrology of zoisitites, whose geological position in the Gridino eclogite-bearing complex of the Belomorian Province (as part of a clastic component in the foliated granitoid matrix) is similar to that of eclogites. The relict association Pl>82-83 ± Di suggests an anorthositic origin for the protolith of the zoisitites. The prograde trend of metamorphism comprises: 1) a stage at which white micas (muscovites and phengites with Si concentrations of 3.15-3.27 a. p. f. u) were formed after calcium-rich plagioclase, and 2) a stage at which early association minerals were completely
replaced by zoisites with XPs concentrations increasing from 0.10 to 0.17. The P-T conditions of the prograde trend - 9 kbar/590 °C to 23.5 kbar/820 °C - are consistent with high-pressure amphibolite - eclogite facies. The P-T conditions of retrograde processes were: 1) Zo010 - 13 kbar/600 °C; 2) Zo008 - 8 kbar/570 °C. Anorthosite as the protolith of the zoisitites is assumed to be fragments of a layered gabbro-anorthosite massif similar in relict mineralogo-petrological characteristics and age to amphibolitized striated apoeclogites from Stolbikha Island: the eclogites and zoisitites are dated at ~ 2.72 Ga and the age of their magmatic protolith is ~ 2.75 Ga. The predominance of plutonic rocks in the composition of the clastic component suggests an eclogite-facies metamorphic event in a collision regime. Eclogitized rocks could have occurred as lower-crustal material got exhumed at the initial stage of an Archean collision in a decompression channel during the formation of a deep continental transtension zone.
Keywords: Gridino eclogite-bearing complex; Belomorian Province; the Archean; zoisitite; anorthosite; eclogite; high-pressure metamorphism; zoisite; phengite.
Введение
Цоизититы - породы, состоящие из цои-зита (Zo1) - водного алюмосиликата кальция ромбической сингонии. Его моноклинным полиморфом является клиноцоизит, входящий в группу эпидота [Armbruster et al., 2006]. Вариации состава в группах ромбический цоизит -моноклинные клиноцоизит-эпидот-пистацит характеризуются изовалентным замещением Al3+^Fe3+, обозначаемым мольной фракцией XPs = Fe3+/(Fe3++Al - 2) [Deer et al., 1997]. В цои-зитах XPs не превышает 0,20, в минералах группы эпидотов XPs варьирует в пределах 0-1,0 [Deer et al., 1997]. Содержание Fe3+ (XPs) в системе «цоизит - клиноцоизит», по экспериментальным и эмпирическим данным, зависит от температуры [Enami, Banno, 1980; Prunier, Hewitt, 1985], от температуры и давления [Franz, Selverstone, 1992; Brunsmann et al., 2002].
Минералы цоизитовой и эпидотовой групп, часто сосуществующие, являются стабильными в метаморфических породах в широком спектре Р-Т условий [Bird, Spieler, 2004; Enami et al., 2004; Franz, Liebscher, 2004; Grapes, Hoskin, 2004; Klemd, 2004; Schmidt, Poli, 2004]. В комплексах пород, метаморфизованных в условиях высоких (HP) и ультравысоких (UHP) давлений, являющихся прямыми индикаторами субдук-ционных и коллизионных процессов, минералы группы эпидота (Czo - Ep) являются стабильными в HP-комплексах в эпидотовой области фации голубых сланцев [Evans, 1990], в эпидот-амфиболитовой, HP-гранулитовой и в амфибо-ловой и эпидотовой областях эклогитовой фации [Enami et al., 2004]. Высокотемпературная же часть фации является полем устойчивости цоизита в широко распространенных в природе цоизитовых и кианит-цоизитовых эклогитах.
1 Символы минералов по: [Kretz, 1983].
В HP-условиях эклогитовой фации магматические образования с цоизитом крайне редки. Наиболее известными являются цоизитовые с фенгитом пегматиты тоналит-трондъемито-вого состава, образование которых объясняется парциальным плавлением вмещающих эклогитов Мюнчбергского массива, Германия [Franz, Smelik, 1995; Liebscher et al., 2007], а также содержащий цоизит мигматит в амфи-болсодержащем эклогите комплекса Рауергу французского Центрального массива [Nicollet et al., 1979]. Цоизититы метасоматического генезиса распространены в высокобарическом комплексе Распас в Эквадоре в виде серии ме-тасоматических жил в эклогитах [Herms et al., 2012]. В UHP-комплексах цоизит сосуществует с коэситом (эклогиты Даби-Сулу [Zhang, Liou, 1994 и др.]) и с алмазом (Кокчетавский массив [Zhang et al., 1997; Korsakov et al., 2002 и др.]).
В Гридинском эклогитсодержащем комплексе цоизит является типоморфным минералом: одним из главных породообразующих минералов в кианит-цоизитовых эклогитах; в эклогитах - преимущественно в виде многочисленных мелких включений в гранатах вместе с кианитом, кварцем ± омфацитом, реже - во включениях в омфацитах или в составе локальных цоизитовых обособлений; в кианитовых эклогитах, кроме того, во включениях в кианитах, иногда совместно с омфацитом (40 % Jd).
Но главным породообразующим минералом цоизит представлен в мономинеральных цоизититах, нередко содержащих реликтовые фрагменты пород, состоящих из основного плагиоклаза (max 83 % An) ± диопсид, по которым, очевидно, и были образованы. В различной степени измененные цоизититы в Гридин-ском комплексе развиты повсеместно, являясь постоянными спутниками эклогитов.
В фанерозойских эклогитовых комплексах аналоги подобных образований неизвестны,
что, возможно, отражает особенности геодинамических условий проявления высокобарического метаморфизма в раннем докембрии.
Целью настоящей статьи является анализ геологических и петрологических особенностей распространенных в Гридинском экло-гитовом комплексе цоизититов и на его основе установление Р-Т условий метаморфизма, а также протолита и возраста этих пород.
Геологический очерк
В составе Беломорской провинции Фен-носкандинавского щита (рис. 1, а), известной неоднократными проявлениями высокобарического метаморфизма [Володичев, 1990], Гри-динский эклогитсодержащий комплекс является одним из древнейших эклогитовых комплексов в мире.
После 2004 г. [Володичев и др., 2004] Гри-динский комплекс стал объектом, популярным для изучения распространенных здесь эклогитов. Основным итогом проведенных исследований стала неоднозначная оценка их возраста:
1. Двукратное проявление процессов экло-гитизации - в архее (~2,7 млрд лет [Бибикова и др., 2003; Володичев и др., 2004]) и в палео-протерозое (~2,4 млрд лет [Володичев и др., 2004, 2012; Слабунов и др., 2011]). Архейские эклогиты слагают тектонические фрагменты обломочного компонента в разгнейсованной гранитоидной матрице. Дискретный протерозойский эклогитовый метаморфизм проявлен в дайках базитов.
2. Эклогиты Беломорской провинции имеют только архейский возраст (~2,72-2,82 млрд лет [Рокик1па et а1., 2012]).
Рис. 1. а - схема тектонического районирования СВ части Фенноскандинавского щита. Провинции: Карельская (1), Беломорская (2), Кольская (3) [Слабунов, 2008], 4 - район Гридинской структуры (Северная Карелия); б - упрощенная схема строения Гридинской структуры: 1 - породы Беломорского комплекса (гнейсы, амфиболиты, тоналиты), 2 - Гридинский эклогитсодержащий комплекс, 3 - тектонические границы, 4 - элементы залегания пород (а - наклонные, б - вертикальные), 5 - места локализации изученных эклогитов (а) и цоизититов (б) Fig. 1. а - scheme of the tectonic zonation of the northeastern Fennoscandian Shield. Provinces: Karelian (1), Belomorian (2), Kola (3) [Slabunov, 2008], 4 - Gridino area, North Karelia; б - simplified structural scheme of the Gridino structure: 1 - rocks of the Belomorian complex (gneiss, amphibolite, tonalite), 2 - Gridino eclogite-bearing complex, 3 - tectonic boundaries, 4 - gneissic banding dip (а - 30-70 deg, б - ca 90 deg) and top direction, 5 - localization sites of the studied eclogites (a) and zoisitites (б)
3. Эклогитовый метаморфизм связан только с протерозойской орогенией (~1,9 млрд лет [Скублов и др., 2011; Herwartz et al., 2012; Per-chuk, Morgunova, 2014; Yu et al., 2017]). И эта точка зрения в последнее время становится все более популярной.
4. Двукратное проявление эклогитового метаморфизма: в архее - (shortly before 2,72 Ga [Balagansky et al., 2019]) и ~1,90 млрд лет (используются данные: [Скублов и др., 2011; Yu et al., 2017]).
Архейские эклогиты и продукты их интенсивного ретроградного преобразования являются в Гридинском комплексе компонентами сложного полигенного микститового комплекса, представленного обломочной составляющей - вероятными фрагментами пород тектонического меланжа [Слабунов, 2008] в преобразованной в гнейсы гранитоидной матрице.
Породы этого комплекса формируют обособленную тектоническую пластину северозападного простирания (рис. 1, б), явившуюся декомпрессионным каналом для глубинной эксгумации эклогитов и их изофациальных спутников - метапироксенитов, цоизититов и др. Эта структура прослеживается в прибрежной полосе и на островах Белого моря на расстоянии около 50 км при ширине 6-7 км и резко отличается спецификой строения и состава от пород, распространенных в пограничных областях.
Основной объем комплекса (до 75-90 %) составляют биотит-амфиболовые, часто с гранатом и клинопироксеном гнейсы, образовавшиеся по гранитоидам тоналитового - кварц-диоритового составов и по эндербитам [Во-лодичев и др., 2004; Сибелев и др., 2013]. В обломочной составляющей резко преобладают породы основного состава - главным образом ретроградно измененные симплектитовые эклогиты, в том числе кианитовые и кианит-цо-изитовые, а также гранатовые, гранат-клино-пироксеновые и полевошпатовые амфиболиты, обычно с реликтами трансформированных (перекристаллизованных с сохранением диа-бластической структуры) диопсид-плагиокла-зовых симплектитов. Кроме того, присутствуют метапироксениты, метагабброиды, цоизити-ты и эпидотизированные цоизитовые породы, в единичном случае - кианит-гранат-биотито-вые гнейсы (м. Кирбей) [Володичев и др., 2004; Слабунов, 2008; Сибелев и др., 2013; Максимов, 2014].
Эклогиты о. Столбиха образовались при Т = 700-800 °С, Р = 13-15 кбар (прогрессивный тренд, «классические» методы [Володичев, Максимов, 2017]); при Т = 660 °С, Р = 13 кбар
(начальный этап эклогитовой стадии, метод TWEEQU [Berman, 1991; Perchuk, Morgunova,
2014]); при Т = 710 °С, Р = 18,5 кбар (пиковый метаморфизм, метод псевдосекций [Li et al.,
2015]).
Представленный в современном виде гнейсовый комплекс, включающий многочисленные неравномерно распределенные обломки и блоки описанных выше пород, сформирован при неоднократных интенсивных структурно-метаморфических преобразованиях как архейского, так и протерозойского периодов преимущественно в условиях высокобарических гранулитовой - амфиболитовой фаций [Володичев, 1990].
Неоархейский возраст цирконов (2720,7 ± 5,8 млн лет) из симплектитовых апоэклогитов и эклогитов Гридинского комплекса (о. Стол-биха) установлен на основании U-Th-Pb изотопных анализов в лаборатории изотопной геологии Шведского музея естественной истории (Стокгольм) на масс-спектрометре вторичных ионов, модель 1270 фирмы Kameka (NORDSIM) Е. В. Бибиковой [Бибикова и др., 2003; Володичев и др., 2004]. В дальнейшем [Li et al., 2015] на этом же объекте при более детальном геохронологическом изучении результаты U-Pb датирования цирконов LA-ICP-MS методом (Пекинский университет) подтвердили неоархейский (около 2,7 млрд лет) возраст экло-гитов. Сопоставимый неоархейский возраст 2719 ± 8 млн лет был получен и для цоизититов [Слабунов и др., 2015].
Протерозойский возраст (1878 ± 18 млн лет [Скублов и др., 2011]) определен в зонах обрастания округлых архейских (~2,7 млрд лет) цирконов, а также [Yu et al., 2017] в нехарактерных для цирконов эклогитов призматических кристаллах (Ку = 2-4), содержащих включения архейских (~2,7 млрд лет) цирконов вместе с омфацитом и диопсидом, содержащим 7,7 % Jd (!). Эти данные вместе с результатами детального геолого-петрологического изучения [Володичев, Максимов, 2017] являются основанием для заключения о том, что протерозойский возраст соответствует позднему процессу ретроградного преобразования эклогитов в условиях амфиболитовой фации, соответствующего времени образования пегматита (1875 ± 30 млн лет [Скублов и др., 2011]), секущего в данном обнажении все в различной степени преобразованные эклогиты.
Цоизититы, ставшие объектом настоящего изучения, имеют широкое распространение в Гридинском комплексе: от о. Никонова на юге (южнее о. Столбиха) до м. Кирбей на севере, выступая, таким образом, в качестве постоян-
ного спутника эклогитов (рис. 1, б), занимая вместе с ними такое же геологическое положение в виде обломков и блоков в гнейсо-грани-тоидной матрице. Как и эклогиты, они подверглись наложенным ретроградным преобразованиям.
В лучшем состоянии сохранились цоизити-ты, обнаруженные на расположенном к западу от о. Избная Луда острове, получившем в ходе проведенных исследований название Цоизити-товый из-за значительной концентрации в гра-
нитоидной матрице обломков и блоков цоизи-титов и максимального их размера (рис. 2), что и послужило основанием для его выбора в качестве главного объекта детального изучения.
В СВ части острова (рис. 2) фиксируется скопление овальных тел интенсивно измененных эклогитов различных размеров - от 4x4 до 40x10 м. При ранних исследованиях [Володи-чев и др., 2004, обр. В-7-2] в них был выявлен реликтовый гранат-омфацитовый парагенезис. Южнее распространены более мелкие тела гра-
Рис. 2. Схема геологического строения о. Цоизититового (сост. А. И. Слабунов и О. А. Максимов):
1 - четвертичные отложения; 2 - пегматитовые жилы (1,88 млрд лет); 3 - палеопротерозойские дайки Mg-метадиоритов [Степанов, Степанова, 2006]; 4-10 - неоархейские породы: 4 - метаэндербиты, 5 - амфибол-биотитовые разгнейсован-ные граниты, 6 - амфибол-биотитовые разгнейсованные граниты с включениями цоизититов, 7 - цоизититы, 8 - гранатовые амфиболиты, 9 - амфиболизированные симплектитовые эклогиты (2,72 млрд лет), 10 - метаультрабазиты; 11 - гней-совидность; 12 - структурные линии; 13 - места отбора проб цоизититов (1-6 - номера соответствуют таковым в табл. 1); 14 - место взятия пробы В-7-2 из амфиболизированного симплектитового эклогита [Володичев и др., 2004]
Fig. 2. Geological scheme of Tsoizititovy Island (by A. I. Slabunov and O. A. Maksimov):
1 - Quaternary rocks; 2 - pegmatite veins (1,88 Ga); 3 - Paleoproterozoic dikes of Mg-metadiorites [Stepanov, Stepanova, 2006]; 4-10 - Neoarchean rocks: 4 - metaenderbites, 5 - amphibole-biotite gneissose granites, 6 - amphibole-biotite gneissose granites with zoisitites inclusions, 7 - zoisitites, 8 - garnet amphibolites, 9 - amphibolitized symplectitic eclogites (2,72 Ga), 10 - meta-ul-trabasic rocks; 11 - gneissosity; 12 - trend lines of gneissosity; 13 - the positions and number (1-6, Table 1) of zoisitites samples; 14 - position and number of amphibolitized symplectitic eclogite [Volodichev et al., 2004]
натовых амфиболитов. В северной и центральной частях острова картируется зона гнейсов с многочисленными включениями цоизититов, которые образуют как мелкие, так и крупные (протяженностью до 60 м и мощностью до 10 м) тела линзовидной формы (рис. 2). Разгней-сованный эклогит-цоизититсодержащий комплекс сечется соответственно дайкой и жилой массивных палеопротерозойских магнезиальных метадиоритов и пегматитов, что определяет верхнюю возрастную границу его формирования [Слабунов и др., 2015].
Методы исследования
Аналитические работы проводились в Аналитическом центре ИГ КарНЦ РАН (рук. А. И. Михайлова). Микрозондовые анализы породообразующих минералов выполнены на сканирующем микроскопе VEGA II LSH с энергодисперсионным анализатором INCA Energy 350 (аналитики А. Н. Сафронов, А. Н. Терновой). При расчетах формул минералов использовались программы TPF 7,0 (ИЭМ РАН) и Make_Mineral. 19 для MS Excel (ИГЕМ РАН, 2004). Помимо микрозондового анализа цоизиты и эпидоты разных генераций были идентифицированы методом Рамановской спектроскопии на приборе Nicolete Almega XR (аналитик В. А. Колодей).
Силикатным анализом определялись состав пород и монофракции цоизита (проба 1603а, табл. 1) (аналитики А. И. Полищук, В. А. Утицы-на, Л. М. Демешина, М. В. Эхова); содержание редких и рассеянных элементов в породах и содержание Zr в монофракциях рутилов и титанитов - соответственно методами ICP-MS и LA-ICP-MS на приборе X-Series 2 ICP-MS (Thermo Scientific, США) (аналитик А. С. Парамонов).
Результаты исследований
Основным объектом изучения цоизититов на о. Цоизититовом стала северная часть крупного тела - ксенолита в гранитоидной матрице (рис. 2), сложенного преимущественно ан-химономинеральным цоизитом белого цвета (обр. GR10-6/2, табл. 1; GR-10, 1030). Другая разновидность мономинерального цоизитита имеет бледно-зеленую, фисташковую окраску (обр. GR10-6/1, 1602, табл. 1). Эти породы в основном локализованы в другом крупном теле, к востоку от первого (рис. 2). По химическому составу они отличаются повышенным содержанием TiO2 (1,57-3,63 мас. %) и целого ряда микроэлементов - Cr, V, Cu, Nb, Zr, Hf, Y и HREE (табл. 1), а также отрицательной Eu/Eu*
аномалией (рис. 3). Эти различия, вероятно, обусловлены вариациями в составе протолита.
Среди цоизититов выделяются кварцсо-держащие разновидности (обр. 1603, табл. 1;
1602-2) с варьирующим содержанием кварца до сегрегаций кварцевого с цоизитом состава в виде малой мощности линейно вытянутых прожилков. Их химический состав несколько отличается повышенным содержанием SiO2, но содержание микроэлементов и спектр распределения REE сопоставимы с мономинеральными цоизититами (табл. 1, рис. 3).
Другая разновидность - плагиоклазсодер-жащие цоизититы (обр. 258-3, 258-4, 1603-1,
1603-2а-в, 1603-2а-2). Некоторые из них ассоциируют с более крупными (несколько метров) реликтовыми образованиями протолита, состоящего из основного плагиоклаза, иногда вместе с диопсидом, наблюдаемым в редких маломощных ориентированных полосах среди однообразной белоокрашенной массы, скрывающей соотношения с цоизититами и размеры включений. Другие в мономинеральной цоизитовой массе содержат более мелкие реликтовые включения плагиоклазовых агрегатов размерами от 2-3 до 10-15 мм (рис. 4). Они окрашены в красноватые тона, на фоне которых наблюдаются точечные выделения белого цоизита. Участки такого типа плагиоклазовых цоизититов фрагментарны, а содержание разобщенных обособлений плагиоклазов варьирует, составляя в отдельных случаях до 5-10 % общей массы породы.
Содержание петрогенных и малых элементов в них сопоставимо с мономинеральными цоизититами, но присутствие в породе плагиоклазов отмечено положительной Eu/Eu* аномалией (табл. 1, рис. 3).
Результаты изучения показали, что плагио-клазсодержащие цоизититы являются наиболее информативными для определения протолита и установления особенностей их метаморфизма на прогрессивной и ретроградных стадиях эволюционного тренда.
Петрография, химический состав минералов, метаморфизм. Плагиоклазы в пла-гиоклазсодержащих цоизититах имеют широкий спектр составов от основного битовнита (82-83 % An) до альбита с тремя максимумами: 77-79, 63-65 и 0-10 % An (рис. 5), соответствующими основным его генерациям.
Ранняя генерация плагиоклазов (82-83 и 67-68 % An), образующая мозаичные агрегаты мелких зерен, выделяется интенсивным развитием по ним мелкочешуйчатых скоплений слюд (рис. 6, а), представленных мусковитами (Ms I) и фенгитами с содержанием Si = 3,15-3,27 к. ф. (табл. 2).
Таблица 1. Содержание главных элементов (мас. %) и элементов-примесей (г/т) в цоизититах, цоизитах и анортозите из расслоенного анортозитового массива [Hoffman et al., 2012]
Table 1. Major (wt %) and trace elements (ppm) composition of the zoisitites, zoisites and anorthosite from a layered massive of anorthosite [Hoffman et al., 2012]
№ обр. Sample no. GR10-6/2 1602 GR10-6/1 1603 258 1603-2а 258а 1603а 477950
№ ан. Analysis no. 1 2 3 4 5 6 7 8 9
SiO2 43,52 40,24 45,50 54,92 44,1 40,16 - 39,73 48,93
TiO2 0,43 3,63 1,57 0,39 0,52 0,32 - 0,23 0,08
А120з 28,64 27,26 26,51 22,75 28,27 30,84 - 31,24 31,89
FeA 2,46 2,25 2,00 1,93 2,20 2,58 - 2,56 1,18
FeO 0,28 0,36 0,43 0,29 0,43 0,43 - 0,14
MnO 0,02 0,019 0,01 0,01 0,018 0,021 - 0,01 0,02
MgO 0,11 0,51 0,05 0,12 0,41 0,35 - 0,34 0,33
CaO 21,24 23,00 21,43 17,23 21,50 22,40 - 23,10 15,35
Na2O 0,58 0,11 0,24 0,21 0,32 0,48 - 0,10 2,27
K2O 0,23 0,01 0,04 0,06 0,14 0,10 - 0,08 0,19
P2O5 0,06 0,32 0,15 0,20 0,03 0,07 - 0,05 0,01
H2O 0,07 0,01 0,03 0,05 0,03 0,19 - 0,02
п. п. п. LOI - 1,93 1,77 1,52 1,93 1,78 - 2,02 0,45
Cr 88,00 1044 564,00 62,57 154,35 35,61 291,1 83,13 7,87
Ni 7,00 16,42 80,00 17,19 6,69 15,70 2,57 13,59 26,80
Co 1,00 0,64 1,00 0,50 1,69 0,68 1,51 0,66 44,80
Sc 6,00 58,44 43,00 6,37 - 4,51 - 13,03 6,41
V 73,00 131,80 137,00 51,79 75,99 71,36 53,34 81,62 13,40
Cu 12,00 8,81 33,00 3,95 - 3,73 - 4,10 10,30
Rb 5,00 0 1,00 0,77 2,66 1,59 0 0,83 2,80
Ba 16,00 9,39 0 14,66 14,95 18,58 11,80 34,44
Sr 1053 1034 1132 857,90 1214,44 1080 1159 1352 133,20
Ta 0,28 2,20 1,61 0,19 0 0,19 - 0,35
Nb 4,00 30,56 17,10 2,90 4,79 2,43 2,22 2,10 0,58
Hf 1,67 3,73 3,06 0,88 - 1,38 - 0,88 0,21
Zr 38,00 106,60 63,00 24,97 42,99 42,29 663,3 24,27 7,31
Ti 2578 21350 9412 2062 3117 1583 1492 1532
Y 6,00 17,61 19,00 5,43 7,43 5,77 7,40 10,99 2,85
Th 3,01 2,58 1,55 3,17 3,03 5,73 1,30 3,56 0,19
U 0,14 0,50 0,28 0,15 0,17 0,24 0,18 0,18 0,78
La 26,04 19,11 24,92 25,11 31,02 29,53 36,41 2,86
Ce 48,54 33,52 62,14 37,11 58,37 39,78 67,72 66,80 4,53
Pr 4,71 4,87 7,72 4,97 5,80 5,13 5,27 8,89 0,50
Nd 18,46 18,91 34,92 17,58 22,95 17,10 25,56 31,53 1,85
Sm 2,75 3,98 7,36 2,55 3,20 2,25 3,80 5,15 0,37
Eu 0,94 0,96 0,84 0,85 1,13 1,12 1,19 1,48 0,28
Gd 2,38 3,58 5,95 1,77 2,98 1,57 4,09 3,76 0,49
Tb 0,24 0,60 0,78 0,24 0,32 0,21 0,41 0,50 0,07
Dy 1,28 3,55 4,44 1,16 1,63 1,11 2,20 2,38 0,47
Ho 0,22 0,73 0,77 0,21 0,28 0,21 0,29 0,41 0,11
Er 0,66 2,20 2,24 0,60 0,82 0,67 0,81 1,16 0,29
Tm 0,08 0,34 0,26 0,08 0,10 0,09 0,10 0,16 0,05
Yb 0,59 2,35 2,04 0,56 0,76 0,70 0,60 0,99 0,29
Lu 0,07 0,34 0,24 0,08 0,10 0,10 0,09 0,14 0,05
Sr/Sr* 2,67 3,11 1,84 2,55 2,51 3,14 2,11 2,23 3,49
Окончание табл. 1 Table 1 (continued)
№ обр. Sample no. GR10-6/2 1602 GR10-6/1 1603 258 1603-2а 258а 1603а 477950
№ ан. Analysis no. 1 2 3 4 5 6 7 8 9
Eu/Eu* 1,13 0,78 0,39 1,23 1,12 1,83 0,92 1,03 2,03
Ce/Ce* 1,05 0,83 1,07 0,79 1,04 0,77 1,17 0,91
LVLa« 0,03 0,17 0,03 0,09 0,03 0,03 0,02 0,15
Lu^GdN 0,24 0,77 0,37 0,33 0,27 0,52 0,17 0,30 0,76
SmN/LaN 0,17 0,34 0,16 0,48 0,17 0,12 0,17 0,21
Примечание. 1-6 - цоизититы о. Цоизититовый (пояснения в тексте); 7, 8 - цоизиты из цоизититов; 9 - анортозит из расслоенного анортозитового комплекса Нааят Кууэт (Naajat Kuuat), Западная Гренландия [Hoffman et al., 2012]. Прочерк -не определялось, 0 - ниже предела определения.
Note. 1-6 - zoisitites of Zoisititovy Island (see the explanations in the text); 7, 8 - zoisites from the zoisitites; 9 - anortosite from the layered anortosite massive Naajat Kuuat, Western Greenland [Hoffman et al., 2012]. Line - not determined, 0 - below the limit of definition.
Рис. 3. Нормированные к хондриту [Taylor, McLennan, 1985] содержания РЗЭ (а) и нормированные к примитивной мантии [Hofmann, 1988] содержания рассеянных элементов (б) в породах цоизитового и анортитового состава. Номера пород и минералов соответствуют приведенным в табл. 1 Fig. 3. The contents of REE (a) normalized to chondrite [Taylor and McLennan, 1985] and the content of rare-earth elements normalized to the primitive mantle [Hofmann, 1988] (b) in the rocks of zoisite and anorthite compositions. The numbers of rocks and minerals correspond to those given in Table 1
33
Рис. 4. Фотоизображение обр. 1603-2а. В светло-сером поле мономинерального цоизитита - реликтовые обособления основного плагиоклаза с наложенной минерализацией слюд и мелких кристаллов цоизита Fig. 4. Photo image sample 1603-2a. In the light gray field of monomineral zoisitite, there are relict isolations of the calcium-rich plagioclase with superimposed micas and small crystals of zoisite
Рис. 5. Гистограмма составов плагиоклазов в реликтовых плагиоклазовых обособлениях. Выделяющиеся максимумы (77-79, 63-65, 0-10 % An) соответствуют генерациям плагиоклазов
Fig. 5. Histogram of plagioclase compositions in relict plagioclase isolations. The prominent maxima (77-79, 63-65, 0-10 % An) correspond to the generation of plagioclases
В плагиоклаз-слюдяном комплексе наблюдаются новообразования кристаллов цоизита разного размера и формы. Некоторые из них содержат включения плагиоклазов (67-68 % Ап, рис. 6, б), иногда в ассоциации с фенги-тами (Э1 = 3,18-3,19 к. ф.) (табл. 2). При этом устанавливается зональность: Zo0121 вблизи включения плагиоклаза ^ 7о017 в краевой части
1 Цифры соответствуют значениям XP (табл. 3).
кристалла (рис. 6, в; табл. 3, ан. 1-2). По периферии обособления такого состава наблюдается переход в мономинеральные цоизититы, состоящие из цоизитов (97-98 %) с небольшим количеством кварца и мусковитизированно-го плагиоклаза. Формы кристаллов размером до 3-4 мм различные - от ксеноморфной до идиоморфной с ростовой зональностью (центр ^о012 ^ край Zo017, рис. 6, в; табл. 3, ан. 3-4). Цоизиты подобного размера часто содержат
Рис. 6. Микрофотографии Pl-содержащих цоизититов:
а - основной Pl замещается мелкочешуйчатым фенгит-мусковитовым агрегатом (шл. 1603-2а-2); б - включение мусковитизированного Pl67-68 в зональном Zo I (Zo012^Zo017) (шл. 1603-2в); в - сдвой-никованные зональные (Zo012^Zo017) идиоморфные и субидиоморфные кристаллы Zo I (шл. 1030); г - в Zo015 - включение титанита, содержащего мелкие включения Zo010 и Rt (шл. 258-4). Изображения в отраженных электронах (а, б, г) и николях X (в)
Fig. 6. Photomicrographs of Pl-bearing zoisitites:
а - calcium-rich Pl is replaced by finely squamosed aggregate of muscovites and phengites (thin section. 1603-2а-2); б - muscovitized Pl67-68 inclusion in zoned Zo I (Zo012^Zo017) (thin section 16032в); в - twinned zoned (Zo012^Zo017) idiomorphic and sub-idiomorphic Zo I crystals (thin section 1030); г - titanite inclusion in Zo015; it contains Zo010 and Rt (thin section 258-4) inclusions. Images in reflected electrons (а, б, г) and х-nicols (в)
включения более мелких субидиоморфных кристаллов 7о размером 150-300 мкм. Среднее содержание ХРз во включениях и в минералах-хозяевах примерно равное - 2о016-017 (табл. 3, ан. 5-6), но в том и другом случае фиксируются 7о010012. Редко во включениях встречаются минералы Сю - Ер группы (табл. 3, ан. 15-16), вероятно, сосуществующие с 7о.
Обогащенные ТЮ2 зеленые цоизититы (табл. 1) содержат до 3 % титанита двух морфо-
типов: а) в виде мелких (5-30 мкм) включений в 7о010-011 и б) в виде скоплений более крупных зерен (до 200-300 мкм) между кристаллами
Zo„
более поздней генерации, не содер-
жащей включений (табл. 3, ан. 7-8).
В кварцсодержащих цоизититах выделяются две текстурные группы: массивная с ксено-морфными зернами 7о и ориентированная -в зонах деформаций с субидиоморфными удлиненно-призматическими кристаллами 7о.
Таблица 2. Микрозондовые анализы (мас. %) и кристаллохимические формулы (к. ф.) фенгитов из цоизити-тов Гридинского комплекса
Table 2. Microprobe analyses (wt %) and crystallochemical formulas (a. p. f. u.) of phengites from zoisitites from the Gridino complex
№ обр. Samples no. 258-4 1603-2а-2 258-4 1603-2а-2 1603-2а-2 258-4 1603-1 1603-2а 1603-2в GR 10
№ ан. Analysis no. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
SiO2 48,89 49,24 48,09 49,07 49,58 49,65 50,13 51,21 48,43 46,45
Al2O3 34,71 36,18 33,07 34,54 34,66 33,39 34,83 34,37 35,20 32,24
FeO* 1,02 1,26 0,80 1,24 1,58
MnO 0,58
MgO 1,78 0,80 1,93 1,06 1,01 2,06 0,90 0,55 1,45
CaO
Na2O 0,57 0,58 1,03 0,50 0,84 1,38
K2O 11,55 11,51 11,63 10,59 11,15 11,84 10,83 10,42 11,56 10,78
Сумма Total 98,52 98,31 95,98 96,29 96,90 97,74 97,53 98,51 96,43 92,50
O 11
Si 3,15 3,16 3,19 3,20 3,22 3,22 3,23 3,27 3,18 3,19
Al 2,64 2,73 2,58 2,66 2,65 2,55 2,64 2,58 2,72 2,61
Fe2+ 0,06 0,07 0,04 0,07 0,09
Mn 0,03
Mg 0,17 0,08 0,19 0,10 0,10 0,20 0,09 0,05 0,15
Ca
Na 0,07 0,07 0,13 0,06 0,11 0,17
K 0,95 0,94 0,98 0,88 0,92 0,98 0,89 0,85 0,97 0,94
Сумма Total 7,04 6,98 7,01 6,97 6,95 6,99 6,96 6,95 6,94 6,98
F, % 26,1 26,9 16,7 37,5
Примечание. *Здесь и в табл. 3, 4 все железо в виде FeO. F, % = Fe2+/ (Fe2++Mg) *100. Ан.: 1-8 - в мелкочешуйчатых агрегатах, развивающихся по плагиоклазам; 9, 10 - включения в цоизитах.
Note. *Here and in Tables 3, 4 all iron as FeO. F, % - iron number Fe2+/ (Fe2++Mg) *100. An: 1-8 - fine-grained aggregates, growing in plagioclase; 9, 10 - inclusion in zoisites.
По составу цоизиты этих групп близки (табл. 3, ан. 9-10). В них слабо проявлена прогрессивная зональность, при этом самые краевые зоны иногда представлены Czo - Ep. Постоянными включениями в кристаллах Zo являются кварц и титанит.
По совокупности изложенных данных можно заключить, что при образовании цоизититов вариации составов Zo в интервале XPs = 0,10-0,17 отражают прогрессивный тренд развития метаморфических процессов. И наглядным подтверждением этого вывода является изображенное на рис. 6, г зерно титанита, включенное в Zo015 и при этом содержащее включение Zo010 и Rt (табл. 3, ан. 11-12).
Информация о последующих минеральных преобразованиях содержится в тех же плагио-клазовых обособлениях, в которых фиксируется новая генерация Pl II (60-66, max 63-65 % An, рис. 5) в виде неправильной формы зерен размером до нескольких миллиметров. Они
несут четкие признаки более позднего образования относительно плагиоклазов ранней генерации, слюд и цоизитов (рис. 7, а). При этом Р1 II не подвергается процессам ослюденения, но довольно часто содержит теневые реликтовые включения этих компонентов (рис. 7, б).
В редких случаях во фрагментах преобразованного протолита встречается диопсид (табл. 4, ан. 1). В изученном обр. 258-3 он плохо сохранился и наблюдается в виде реликтов среди образовавшейся по нему тремолитовой массы (рис. 7, в; табл. 4, ан. 3). Реликтовым, вероятно, является и плагиоклаз (60-66 % Ап), по которому образуется Zo II в виде кварц-цои-зитовых симплектитов (рис. 7, г). Цоизит имеет относительно стабильный состав (ХРз = 0,10, табл. 3, ан. 13). Широко распространенным минералом в этой ассоциации является эпидот (рис. 7, г; табл. 3, ан. 17), содержащий включения основного плагиоклаза, слюды, цоизита и диопсида (табл. 4, ан. 2). По характеру взаи-
(36)
Таблица 3. Микрозондовые анализы (мае. %) и кристаллохимические формулы (к. ф.) цоизитов и эпидотов из цоизититов Гридинского комплекса Table 3. Microprobe analyses (wt %) and crystallochemical formulas (a. p. f. u.) of zoisites and epidotes from zoisitites from the Gridino complex
Компонент Component Zo I Zo II Zo III Ер I Ер II
№ обр. Samples no. 1603-2B 1603-2b 1030 1030 258-4 258-4 1602 1602 1602-2 1602-2а 258-4а 258-4а 258-3 1603-1 258-4а 258-4а 258-3
№ ан. Analysis no. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17
Место ан. Location Ц кр Ц кр вкл хоз а б а б а б вкл вкл
Si02 37,99 38,26 39,80 38,68 38,91 38,89 38,69 38,40 38,87 39,44 39,59 39,56 39,87 40,25 38,13 38,24 38,93
Al2°3 31,53 30,93 32,75 30,70 31,15 30,59 31,30 31,35 30,93 31,10 32,08 31,50 33,08 32,23 29,97 27,70 28,70
Cr203 0,60
FeO* 1,86 2,60 1,89 2,67 2,41 2,52 1,47 2,41 2,36 2,47 1,04 2,39 1,60 1,05 3,17 5,48 5,59
CaO 24,20 24,69 25,51 24,84 24,96 24,26 24,18 24,18 25,11 25,33 25,16 23,53 24,13 25,83 24,96 24,36 24,65
K20 0,43 0,40
Сумма Total 95,58 96,48 99,95 96,89 97,43 96,26 95,64 96,34 97,27 98,34 97,87 97,41 98,68 99,76 96,23 96,38 97,87
0 12,5
Si 2,98 2,99 2,99 3,01 3,01 3,04 3,03 3,00 3,01 3,02 3,01 3,05 3,01 3,03 3,00 3,05 3,05
Al 2,92 2,85 2,90 2,82 2,84 2,82 2,89 2,88 2,82 2,81 2,87 2,86 2,95 2,86 2,78 2,60 2,65
Cr 0,04
Fe3+ 0,12 0,17 0,12 0,17 0,16 0,17 0,10 0,16 0,15 0,16 0,10 0,15 0,10 0,07 0,21 0,37 0,37
Ca 2,04 2,07 2,05 2,07 2,07 2,03 2,03 2,02 2,09 2,08 2,05 1,94 1,95 2,08 2,11 2,08 2,07
К 0,04 0,04
Сумма Total 8,06 8,08 8,06 8,07 8,08 8,06 8,05 8,06 8,07 8,07 8,03 8,04 8,01 8,08 8,10 8,14 8,14
К Ps 0,12 0,17 0,12 0,17 0,16 0,17 0,10 0,16 0,15 0,16 0,10 0,15 0,10 0,08 0,21 0,38 0,36
Примечание, ц - центр, кр - край, вкл - включение, хоз - хозяин. Анализы: 7, 8 - две генерации Zo010 (а) и Zo016 (б) из светло-зеленого цоизитита; 9, 10 - Zo из массивного (а) и рассланцованного (б) кварцеодержащего цоизитита: 11, 12 - включение Zo010(а) и Rt в титаните, который является включением в Zo015 более поздней генерации. Другие пояснения в тексте. XPs= Fe3+/ (Fe3++AI-2).
Note, ц - core, кр - rim, вкл - inclusion, хоз - matrix. Analysis: 7, 8 - two generations Zo010(a) and Zo016 (6) from pale green zoisitites; 9, 10 - Zo from massive (a) and deformed (6) quartz-bearing zoisitites; 11, 12 - inclusions Zo0 (a) and Rt in titanite which is an inclusion in Zo015late generation. The other explanations are in the text. XPs= Fe3+/ (Fe3++AI-2).
Рис. 7. Минерализация первого этапа ретроградных преобразований:
а - Pl64 II, образовавшийся позднее Pl I, слюд и Zo I, не подвергшийся процессу мелкочешуйчатой мусковитизации (шл. 1603-2а); б - Pl II нередко содержит включения Pl-Ms компонента (шл. 1603-2а-2); в - реликтовый диопсид в тремолитовой массе (шл. 258-3); г - Zo II в кварц-цои-зитовом симплектите и образовавшийся позднее Ep II. Изображения в отраженных электронах
Fig. 7. Mineralization at the first stage of retrograde metamorphism:
а - Pl64 II, which formed later Pl I, micas and Zo I, which has not been subjected to finely squa-mosed muscovitization (thin section 1603-2а); б - Pl II often contains Pl-Ms inclusions (thin section 1603-2а-2); в - relict diopside in tremolite matrix (thin section 258-3); г - Zo II in quartz-zoisite sym-plectite and Ep II, which formed later. Images in reflected electrons
моотношения с кварц-цоизитовым симплекти-том (7о N^2) предполагается его относительно позднее образование, возможно, на поздней стадии единого процесса: Р1 II - 7о II (+Тг) - Ер II.
Следующий этап метаморфического преобразования пород, отчетливо проявленный в тех же участках цоизит-плагиоклазового состава, обозначен кристаллизацией новой генерации цоизита (7о III) преимущественно в виде дру-зовых или щетковидных агрегатов, состоящих, как правило, из сдвойникованных шестоватых мелкозернистых кристаллов гомогенных и сим-плектитовых с вростками альбитовой составляющей. Они развиваются по плагиоклазу, образуя каймы по краям кристаллов плагиоклаза, раннего цоизита (рис. 8, а), кварц-цоизитового
симплектита (Ю N^2) и Ер II (рис. 8, б). Нередки самостоятельные агрегаты кристаллов цоизита (альбит-цоизитовые симплектиты), имеющих Х-образную форму (рис. 8, в).
Вблизи агрегатов 7о III и в интерстицион-ных окнах отмечается постепенное изменение составов плагиоклаза от 70-60 % Ап до альбита (5-10 % Ап) (рис. 5). Четко устанавливается парагенезис 7о III (ХРз = 0,08, табл. 3, ан. 14) -Мб II - АЬ (рис. 8, г). Мусковит образует разного размера ограненные чешуйки. Альбит наблюдается в виде различных по размеру и форме выделений - округлых, соизмеримых с Р1 II зерен, в виде зон при реакционных соотношениях с основными плагиоклазами, а также во включениях в 7о III и Мб и др.
Таблица 4. Микрозондовые анализы (мас. %) и кри-сталлохимические формулы (к. ф.) диопсидов (1, 2) и тремолита (3) из цоизититов Гридинского комплекса Table 4. Microprobe analyses (wt %) and crystalloche-mical formulas (a. p. f. u.) of diopsides (1-2), tremolite (3) from zoisitites from the Gridino complex
№ обр. Samples no. 258-3 258-3 258-3
№ ан. Analysis no. 1 2 3
SiO2 53,42 53,89 58,02
A2O3 1,87 2,13 1,40
FeO 4,56 3,45 2,45
MgO 14,78 16,02 22,34
CaO 24,50 24,66 13,49
Na2O
K2O
Сумма Total 99,13 100,15 97,70
O 6 23
Si 1,98 1,97 7,93
Al 0,02 0,09 0,22
Fe2+ 0,14 0,11 0,28
Mg 0,82 0,87 4,55
Ca 0,97 0,96 1,98
Na
K
Сумма Total 3,93 4,00 14,96
F, % 14,6 11,2 5,8
Примечание. Диопсиды: 1 - реликт в тремолитовой массе (3); 2 - включение в эпидоте.
Note. Diopsides: 1 - relic in tremolite mass (3); 2 - inclusions in epidote.
Для наиболее распространенного акцессорного минерала - титанита (до 1-3 % в зеленых цоизититах) устанавливается его парагенети-ческая связь со всеми генерациями цоизитов. Рутил в основном наблюдается в мономинеральных цоизититах в виде монокристаллов, часто обрастающих каймами титанитов, а также в виде мелких включений в титанитах, в обр. 284-4 - совместно с 7о010 (рис. 6, г).
Минеральные ассоциации в цоизититах на разных стадиях их образования и ретроградных изменений представлены на рис. 9.
Реликтовыми минералами, соответствующими протолиту, являются плагиоклазы (> 82-83 % Ап) ± диопсид. На ранней стадии метаморфизма происходило интенсивное разви-
тие по плагиоклазам мелкочешуйчатых слюдистых агрегатов со снижением Ап-составляющей в плагиоклазах до 63-65 % Ап. Подвергались изменениям и Р182-83, что не исключает более основной состав плагиоклазов протолита. Этот процесс (Р!>82-83 + Н20 + К20 + Ыа20 ^ слюды + Р163-65) происходил с участием, вероятно, привнесенных воды и щелочей. Часть Ыа20, высвобождавшаяся при деанортитизации плагиоклазов, по-видимому, способствовала изменению в ходе развития процесса активности щелочей от К к Ыа. Постепенное увеличение в фенгитах содержания 81 = 3,15-3,27 к. ф., вероятно, определяет прогрессивный высокобарический характер метаморфического тренда.
На следующей стадии происходило образование цоизитов (Р183-63 + слюды + Н20 ^ 7о I + Qtz + К20 + Ыа20) - сначала отдельных мелких кристаллов, возможно, совместно со слюдяным компонентом с последующим образованием мономинеральных среднезер-нистых цоизититов с прогрессивным увеличением в их составе ХРэ = 0,10^0,17. Кварц в основном подвергался сегрегации с образованием кварцсодержащих цоизититов или кварцевых прожилков с цоизитом. Встречаемые в массе основных плагиоклазов мелкие неправильной формы образования КРэ, возможно, сформировались за счет выделившегося при реакции К20.
Ретроградные процессы происходили в течение двух дискретных этапов. Первый отмечен образованием Р163-65, Zo II, повсеместно в виде Zo-Qtz симплектитов (рис. 7, г) при реакции Р165 + Н20 + Са0 ^ Zo0l10 + Qtz ± Ер + Ыа20 и 51 + Н20 + 8Ю2 ^ Тг + Са0 ' в участках, содержащих 5|. Кварц в основном кристаллизуется 1п э^и - в симплектитовых срастаниях с Zo II.
Для второго ретроградного этапа характерны парагенезисы Zo III - АЬ и Zo III - АЬ - Мэ II при соответствующих реакциях: Р165 + Н20 + Ыа20 ^ Zo0l08 + АЬ и Р165 + Н20 + Ыа20 + К20 ^ Zo010 + АЬ + Мэ.
Определение Р-Т условий метаморфизма цоизититов является сложной задачей. Единственная возможность - использование геотермобарометра А. Брунсманна и др. [Вгипэтапп et а1., 2002], основанного на результатах экспериментальных исследований в системе Са0-Ре203-А!203-8Ю2-Н20 (СРА8Н), целью которых было изучение фазовых равновесий «цоизит - клиноцоизит». По заключению авторов, приблизительный минимум Р-Т условий образования цоизита может быть определен и в породах, не содержащих клиноцоизи-та, по уравнению ХРзтах = 1,9 * 10-4 Т + 3,1 * 10-2 Р - 5,36*10-2 (ДТ = ±50 °С, АР = ±0,3 вРа) при
Рис. 8. Минерализация второго этапа ретроградных преобразований:
а - образование мелкоагрегатного Zo III по Pl в краевых частях кристаллов Zo I (шл. 258-3); б - Х-образ-ная форма кристаллов Zo III (Ab-Zo симплектиты) в реликтовой плагиоклазовой (Pl70) матрице с новообразованиями Ab, Ms, Qtz (шл. 258-4); в - образованные по Pl кристаллы Zo III на границах кристаллов Ep II (шл. 746-3, без анализатора); г - парагенезис Zo III-Ms II-Ab в меняющей состав (62^45^10 % An) плагиоклазовой матрице (шл. 1603-1). Изображения в отраженных электронах (а, б, г)
Fig. 8. Mineralization at the second stage of retrograde metamorphism:
а - formation of fine-aggregate Zo III after Pl on Zo I crystal margins (thin section 258-3); б - Х-shaped Zo III crystals (Ab-Zo symplectites) in relict plagioclase (Pl70) matrix with newly-formed Ab, Ms and Qtz (thin section 258-4); в - Zo III crystals formed after Pl on Ep II crystal margins (thin section 746-3, without analyzer); г - paragenesis Zo III-Ms II-Ab in plagioclase matrix, which changes its composition (62^45^10 % An) (thin section 1603-1). Images in reflected electrons (а, б, г)
известных значениях одного из параметров [Brunsmann et al., 2002].
Поскольку прямыми данными о температурах образования цоизитов разных генераций мы не располагали, используются результаты определения температур образования акцессорных минералов - рутилов и титанитов (Zr-геотермометры [Watson et al., 2006а, б], которые, по данным минералогического и петрографического изучения цоизититов и экло-гитов, кристаллизуются в парагенезисе с породообразующими минералами разных этапов
метаморфической эволюции. В процессе прогрессивной стадии метаморфизма цоизититов эти минералы образовались в температурном интервале 590-820 °С (табл. 5, 6). При содержании в цоизитах Ре3+ от 0,10 до 0,17 к. ф. давление при этих температурах соответствует >13,0 ^ >23,5 кбар (рис. 10) - эклогитовой фации метаморфизма.
Если предположить, что и при образовании фенгитов температуры соответствовали этому интервалу, то использование эмпирического фенгитового геобарометра, основанного
(40)
Минералы Minerals Протолит Protolite НР-амфиболитовая — эклогитовая фации HP-amphibolite — eclogite facies Постэклогитовые этапы Post-eclogite stages
I II
Плагиоклаз Plagioclase > 82-83% An 83-65% An 63-65% An Ab (0-10% An)
Диопсид Diopside
Цоизит Zoisite
Фенгит Phengite
Мусковит Muscovite
Кварц Quartz
Клиноцоизит-эпидот Clinozoisite-epidote -
Титанит Titanite
Рутил Rutile
Тремолит Tremo lite
Рис. 9. Минеральные ассоциации в цоизититах Гридинской структуры, связанные с разными этапами их истории
Fig. 9. Mineral assemblages in zoisitites of the Gridino structure related to the different stages of their history
Таблица 5. Температуры образования рутилов из цоизититов (обр. 258-4) Гридинского комплекса по Zr-геотермометру [Watson et al., 2006а]
Table 5. Rutile formation temperatures from zoisitites (sample 258-4) from the Gridino complex, calculated by Zr-geothermometer [Watson et al., 2006а]
Компонент Component II-2 I-8 I-3 I-5 I-14 I-13 I-7 II-10 II-5 I-11
Zr, ppm 148,4 156,3 368,9 456,9 805 926 1008 1357 1753 1806
Т, °С 589 592 660 678 730 744 753 784 813 816
Примечание. I, II - две группы исследованных рутилов. Note. I, II - two groups of the investigated rutiles.
Таблица 6. Температуры образования титанитов из цоизититов (обр. 258-4) Гридинского комплекса по Zr-геотермометру [Watson et al., 2006б]
Table 6. Titanite formation temperatures from zoisitites (sample 258-4) from the Gridino complex, calculated by Zr-geothermometer [Watson et al., 20066]
№ ан. Analysis no. Концентрация Concentration Zr, ppm Log Zr (ppm) Т, °С
12 123,9 2,09 771
5 166,2 2,22 786
7 181,8 2,26 790
3 246,5 2,39 806
1 371,4 2,57 828
на принципе мономинеральной геобароме-трии [Камзолкин и др., 2015], определяет давление 9-22,8 кбар, что соответствует тренду НР-амфиболитовой - эклогитовой фаций. Значения интервала 9-13 кбар в этом случае, возможно, отражают начальные условия образования мусковитов (Мб I) и фенгитов до времени образования цоизита. Предполагаемые Р-Т условия ретроградных процессов соответствуют: 1) при Zo0l10 - Т ~ 600 °С, Р ~ 13 кбар и 2) при 2°0,08 - Т ~ 570 °С, Р ~ 8 кбар (рис. 10).
Протолит. Цоизититы на о. Цоизититовом в крупных (60x10 м) и мелких телах в основном имеют однородный цоизитовый состав с ре-
6.0--
-XpsZo=0.16 5.0- =0.14
! =0.12 4.0 -
=0.10
2.0-
1.0 -
0 I 1 1 I 1 1 I 1 1 I 1 1 I 1 1 I 1 1
0 150 300 450 600 750 900 Temperature, С
Рис. 10. P-T условия образования цоизитов на про-градном и ретроградных этапах (на основе геотер-мобарометра [Brunsmann et al., 2002]) Fig. 10. P-T conditions of the zoisite formation at prograde and retrograde stages (estimated using a geo-thermobarometer [Brunsmann et al., 2002])
ликтовым ранним плагиоклазом (>82-83 % An). Локально в небольшом количестве в них встречается диопсид, как правило, амфиболи-зированный (рис. 7, в). Ассоциация этих минералов позволяет предполагать, что протолитом цоизититов, вероятно, могут быть анортозиты, образующие метаморфизованные фрагменты дифференциального комплекса габбро-анортозитов.
Показательным в этом плане может быть сравнительное сходство схем распределения редких земель (рис. 3, а) и особенно редких элементов (рис. 3, б) в анортозитах на примере анортозита (Pl 80 % An) из расслоенного анортозитового комплекса Нааят Кууэт (Naajat Kuuat), Западная Гренландия [Hoffman et al., 2012], и в цоизититах и цоизитах р-на с. Гри-дино. Отличия заключаются только в количественном содержании микроэлементов и в положительной Eu-аномалии в анортозите, как и в Pl-содержащем цоизитите (обр. 1603-2а, рис. 3, табл. 1). Относительное обогащение редкоземельными и редкими элементами, по-видимому, связано с их привносом вместе с водой и щелочами в процессе образования слюд с последующим их перераспределением при образовании цоизитов.
Предполагаемые габбро-анортозитовые дифференциаты, к сожалению, интенсивно преобразованные, являются обычным компонентом обломочного комплекса в гранито-идной матрице Гридинского комплекса. В подобной породе четко полосчатого строения на о. Столбиха в лейкократовой части устанавливается наиболее ранняя диопсид-плагиокла-зовая (Р193-94) магматическая (?) ассоциация. Также реликтовые признаки эклогитового метаморфизма представлены гранатом (20 % Ргр, 31 % вгэ) с многочисленными включениями ^О015-01б и, как в цоизититах, развивающимися по Р'83-8б фенгитом (Э! = 3,27 к. ф.) и цоизитом. Основной интенсивно проявленный метаморфизм представлен ассоциацией вг^Срх-АтрИ-ВЬР!43-50. Признаками раннего омфацита являются ориентированные и субориентированные Срх-Р1 симплектиты. Собственно омфацит (28 % был обнаружен только во включении в гранате в меланократовой полосе, сложенной амфиболизированными симплектитовыми апо-эклогитами [Макэтоу et а1., 2019].
Возраст. При и-РЬ датировании цирконов из цоизититов о. Цоизититового в северной части наиболее крупного тела (рис. 2, табл. 1, ан. ОЯ10-6/2) получены 45 конкордантных и субконкордантных изотопных возрастов в 26 зернах цирконов. Результаты датирования показали вариации возрастов от 3,0 до 1,9 млрд лет. При этом выделяются 6 групп с возрастами 3,0; 2,9; 2,82; 2,75; 2,72; 1,96 млрд лет [Сла-бунов и др., 2015].
Комплексное изучение морфологии и геохимии цирконов, а также минеральных включений в них послужило основанием для оценки вероятных условий образования каждой из этих групп [Слабунов и др., 2015]. Цирконы наиболее ранних групп (3,0; 2,9; 2,82 млрд лет), по-видимому, являются ксеногенными, захваченными из пород рамы при формировании анортозитового или габбро-анортозитового массива. Идиоморфные и субидиоморфные зональные, очевидно, магматические цирконы с возрастом 2745 ± 8 млн лет являются наиболее приемлемыми для их соответствия возрасту протолита цоизититов - анортозита. Кон-кордантный возраст 2719 ± 8 млн лет округлой и овальной форм метаморфических цирконов соответствует времени образования цоизи-титов в условиях эклогитовой фации, а группа цирконов с возрастом 2678,9 ± 10 млн лет [Слабунов и др., 2015] - предположительно, времени I этапа ретроградных преобразований (го II - Р ~ 12 кбар, Т ~ 600 °С).
Цирконы палеопротерозойского возраста, проявленные только в форме зон обра-
стания архейских цирконов (светлые в CL-изображениях), не получили корректных возрастных датировок из-за больших погрешностей определений (207Pb/206Pb 2065 ± 936 и 1987 ± 923 млн лет), обусловленных крайне низким содержанием U, Th, Pb, REE (условное конкордантное определение 1960±130 млн лет [Слабунов и др., 2015]).
Обсуждение результатов и выводы
Цоизититы занимают одинаковое с экло-гитами геологическое положение - в составе обломочного компонента в разгнейсованной гранитоидной матрице. Являются ли эти породы фациальными аналогами при отсутствии в цоизититах кианита, ожидаемого при реакции образования цоизита по анортиту?
На ранней стадии прогрессивного метаморфизма анортозитового протолита по основному плагиоклазу происходило образование мусковитов (Ms I) и фенгитов с содержанием Si = 3,15-3,27 к. ф.
На второй стадии прогрессивного метаморфизма при практически полном замещении минералов ранних ассоциаций шло образование цоизитов (Pl83-63 + слюды + H2O ^ Zo I + Qtz + K2O + Na2O) с прогрессивно возрастающим содержанием XPs = 0,10^0,17. Вероятно, присутствие слюдяной минерализации в качестве сопутствующего реагента предопределило преобразование An в Zo без участия Ky и Grs.
Проблемной остается временная интерпретация слюдяной и цоизитовой минерали-заций - дискретной во времени их образования или интегральной с начальной слюдяной (9-13 кбар) и конечной мономинеральной цои-зитовой ассоциацией.
Использование геотермобарометра [Brunsmann et al., 2002], основанного на интерпретации экспериментальных данных в системе цои-зит-клиноцоизит, и Zr-геотермометров [Watson et al., 2006а, б] дало возможность определить вероятные Р-Т условия их кристаллизации (>13 кбар/590 °С ^ >23,5 кбар/820 °С), соответствующие эклогитовой фации метаморфизма.
Соответствие цоизитов прогрессивного тренда метаморфизма эклогитовой фации подтверждается также наблюдаемыми в шлифах эклогитов о. Избная Луда и участка Самылино обособлениями, сложенными парагенетиче-скими с эклогитовыми ассоциациями цоизита-ми совместно с мусковитом, фенгитом и реликтовыми (?) плагиоклазами (85-95 % An).
Анортозитовый протолит цоизититов, вероятно, является фрагментом дифференцированного массива габбро-анортозитов, пред-
полагаемые обломки которого неоднократно устанавливались в Гридинском эклогитсодер-жащем комплексе. Наиболее вероятным их аналогом представляются полосчатые амфи-болизированные ретроградно преобразованные симплектитовые эклогиты о. Столбиха. Помимо минералого-петрологических признаков (реликтовые анортиты, цоизиты, фенгиты) сопоставимыми являются их возрастные датировки. Возраст эклогитов и их ретроградных преобразований - 2,72-2,65 млрд лет [Воло-дичев и др., 2004]; 2,70-2,65-2,61 млрд лет [Li et al., 2015]; 2,71-2,68 млрд лет [Balagansky et al., 2019]. Возраст цоизититов и их ретроградных преобразований - от 2,72-2,68 до 2,62 млрд лет [Слабунов и др., 2015]. Возраст предполагаемого магматического протолита эклогитов 2,75-2,76 млрд лет [Li et al., 2015]; цоизититов ~ 2,75 млрд лет [Слабунов и др.,
2015]. Возраст ретроградных преобразований сопоставим с возрастом второй стадии [Vo-lodichev, 2014] архейской коллизии в породах Беломорской провинции (HP-метаморфизм кианит-ортоклазовой субфации [Володичев, 1990]) - 2691 ± 15 млн лет [Левченков и др., 2001] и 2678 ± 31 млн лет [Слабунов и др.,
2016].
Преобладание в составе обломочного компонента плутонических пород разнообразного состава (двупироксеновые, клинопироксено-вые и ортопироксеновые пироксениты, габбро-нориты, габбро-анортозиты, анортозиты и др.) позволяет предполагать, что их эклогитизация происходила в режиме коллизии. Эти породы могут быть эклогитизированными нижнеко-ровыми образованиями, эксгумированными в декомпрессионном канале, сформированном в процессе образования континентальной транстенсионной глубинной зоны [Володичев, Кузенко, 2013; Volodichev, 2014].
Авторы выражают искреннюю благодарность П. Я. Азимову за детальное и во многом критическое обсуждение полученных результатов, а также А. И. Слабунову за высказанные замечания и рекомендации.
Финансовое обеспечение исследований осуществлялось из средств федерального бюджета на выполнение государственного задания КарНЦ РАН (Институт геологии КарНЦ РАН).
Литература
Бибикова Е. В., Слабунов А. И., Володичев О. И., Кузенко Т. И., Конилов А. Н. Изотопно-геохимическая характеристика архейских эклогитов и глиноземистых гнейсов Гридинской зоны тектонического
меланжа Беломорского подвижного пояса (Балтийский щит) // Изотопная геохронология в решении проблем геодинамики и рудогенеза: Матер. II Рос. конф. по изотопной геохронологии. СПб., 2003. С. 68-71.
Володичев О. И. Беломорский комплекс Карелии (геология и петрология). Л.: Наука, 1990. 245 с.
Володичев О. И., Слабунов А. И., Бибикова Е. В., Конилов А. Н., Кузенко Т. И. Архейские эклогиты Беломорского подвижного пояса (Балтийский щит) // Петрология. 2004. Т. 12, № 6. С. 609-631.
Володичев О. И., Слабунов А. И., Сибелев О. С., Скублов С. Г., Кузенко Т. И. Геохронология, минеральные включения и геохимия цирконов из эклоги-тизированных габброноритов Беломорской провинции (с. Гридино) // Геохимия. 2012. № 8. С. 734-748.
Володичев О. И., Кузенко Т. И. Проградные и ретроградные тренды эволюции метаморфизма архейских эклогитов и их геодинамическая интерпретация (Карелия, район с. Гридино) // Записки РМО. 2013. № 3. С. 28-51.
Володичев О. И., Максимов О. А. Гридинский неоархейский эклогитсодержащий комплекс: проблемы геодинамики, образования и развития // Геодинамика раннего докембрия: сходства и различия с фанерозоем: Матер. науч. конф. и путеводитель науч. экскурсий. Петрозаводск, 2017. С. 58-60.
Камзолкин В. А., Иванов С. Д., Конилов А. Н. Эмпирический фенгитовый геобарометр: обоснование, калибровка и применение // Записки РМО. 2015. № 5. С. 1-14.
Левченков О. А., Володичев О. И., Зингер Т. Ф., Яковлева С. З., Макеев А. Ф., Шулешко И. К., Кев-лич В. И. Возраст метаморфизма глиноземистых гнейсов района губы Поньгома (Беломорский подвижный пояс, Балтийский щит) // ДАН. 2001. Т. 377, № 2. С. 235-238.
Максимов О. А. Метаморфическая эволюция пи-роксенитов Гридинского эклогитсодержащего комплекса (остров Прянишная луда) // Вестник МГТУ. 2014. Т. 17, № 2. С. 320-328.
Сибелев О. С., Гоголев М. А., Максимов О. А. Геологическая позиция и условия формирования метаэндербитов Гридинской зоны эклогитсодер-жащего меланжа (Беломорский подвижный пояс) // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 16. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 2013. С. 5-20.
Слабунов А. И. Геология и геодинамика архейских подвижных поясов (на примере Беломорской провинции Фенноскандинавского щита). Петрозаводск: КарНЦ РАН, 2008. 296 с.
Слабунов А. И., Володичев О. И., Скублов С. Г., БерезинА. В. Главные стадии формирования палео-протерозойских эклогитизированных габброноритов по результатам U-Pb (SHRIMP) датирования цирконов и изучения их генезиса // ДАН. 2011. Т. 437, № 2. С. 238-242.
Слабунов А. И., Азимов П. Я., Глебовицкий В. А., ЖангЛ., КевличВ. И. Архейская и палеопротеро-зойская мигматизации пород Беломорской провинции Фенноскандинавского щита: петрология, геохронология, геодинамические следствия
// ДАН. 2016. Т. 467, № 1. С. 71-74. doi: 10.7868/ S0869565216070239
Слабунов А. И., Володичев О. И., Ли Сяоли, Максимов О. А. Архейские цоизититы Гридинского экло-гитсодержащего меланжа (Беломорская провинция Фенноскандинавского щита): геология, U-Pb возрасты цирконов и геодинамические следствия // Труды КарНЦ РАН. 2015. № 7. С. 85-106. doi: 10.17076/ geo121
Скублов С. Г., Астафьев Б. Ю., Марин Ю. Б, Березин А. В., Мельник А. Е., Пресняков С. Л. Новые данные о возрасте эклогитов Беломорского подвижного пояса в районе с. Гридино // ДАН. 2011. Т. 439, № 6. С. 795-802.
Степанов В. С., Степанова А. В. Раннепротеро-зойские метагаббро района с. Гридино (Беломорский подвижный пояс) // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 9. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 2006. С. 55-71.
Armbruster T., Bonazzi P., Akasaka M., Berma-nec V., Chopin C., Giere R., Heuss-Assbichler S., Liebscher A., MenchettiS., Pan Y., Pasero M. Recommended nomenclature of epidote-group minerals // Eur. J. Mineral. 2006. Vol. 18. P. 551-567.
Balagansky V. V., MaksimovO. A., GorbunovI. A., Kartushinskaya T. V., Mudruk S. V., Sidorov M. Yu., Si-belev O. S., SlabunovA. I. Older and younger eclogi-tes in the Belomorian province, Fennoscandian Shield: an example from the Gridino area // Abs. Vol. of the 13th Int. Eclogite Conf. Petrozavodsk, 2019. P. 10.
Berman R. G. Thermobarometry using multiequilibri-um calculations: a new technique, with petrological applications // Can. Mineral. 1991. Vol. 29, no. 4. P. 833-855.
Bird D., Spieler A. R. Epidote in Geothermal Systems // Rev. Mineral. Geochem. 2004. Vol. 56. P. 235-300.
Brunsmann A., Franz G., Heinrich W. Experimental investigation of zoisite-clinozoisite phase equilibria in the system CaO - Fe2O3 - Al2O3 - SiO2 - H2O // Contr. Miner. Petrol. 2002. Vol. 143. P. 115-130.
Deer W. A., Howie R. A., Zussman J. Rock-forming minerals. Vol. 1B. Disilicates and Ring Silicates. Geol. Society, London, 1997. 629 p.
Dokukina K. A., Bayanova T. B., Kaulina T. V., Tra-vin A. V., Mints M. V., KonilovA. N., SerovP. A. The Be-lomorian eclogite province: sequence of events and age of the igneous and metamorphic rocks of the Gridi-no association // Russ. Geol. Geophys. 2012. Vol. 53. P. 1023-1054. doi: 10.1016/j.rgg.2012.08.006
EnamiN., Banno S. Zoisite-clinozoisite relations in low- to medium-grade high-pressure rocks and their implications // Miner. Mag. 1980. Vol. 43. P. 1005-1013. doi: 10.1180/minmag. 1980.043.332.08
EnamiM., Liou J. G., Mattinson C. G. Epidote minerals in high P/T metamorphic terranes: Subduction zone and high- to ultrahigh-pressure metamorphism // Rev. Mineral. Geochem. 2004. Vol. 56. P. 347-398.
Evans B. W. Phase relations of epidote-blueschists // Lithos. 1990. Vol. 25. P. 3-23.
Franz G., LiebscherA. Physical and chemical properties of the epidote minerals - An Introduction // Rev. Mineral. Geochem. 2004. Vol. 56. P. 1-82.
Franz G., Selverstone J. An empirical phase diagram for the clinozoisite-zoisite transformation in the system
Ca2Al3Si3O12(OH) - Ca2Al2Fe3+Si3O12(OH) // Amer. Miner. 19592. Vol. 11. P. 631-642.
Franz G., SmelikE. A. Zoisite-clinozoisite bearing pegmatites and their importance for decompressional melting in eclogites // Eur. J. Mineral. 1995. Vol. 1. P. 1421-1436.
Grapes R. H., Hoskin P. W. O. Epidote group minerals in low - medium pressure metamorphic terranes // Rev. Mineral. Geochem. 2004. Vol. 56. P. 301-345.
Herms P., John T., Bakker R. J., Schenk V. Evidence for channelized external fluid flow and element transfer in subducting slabs (Raspas Complex, Ecuador) // Chem. Geol. 2012. Vol. 310-311. P. 19-96. doi: 10.1016/j.chemgeo.2012.03.023
Herwartz D., Skublov S. G., Berezin A. V., Mel'-nikA. E. First Lu-Hf garnet ages of eclogites from the Belomorian Mobile Belt (Baltic Shield, Russia) // Dokl. Earth Sci. 2012. Vol. 443. Part 1. P. 311-380. doi: 10.1134/S1028334X12030130
Hofmann A. W. Chemical differentiation of the Earth: the relationship between mantle, continental crust and oceanic crust // Earth and Planet Sci. Lett. 1988. Vol. 90. P. 291-314.
Hoffmann J. E., Svahnberg H., Piazolo S., Scher-stenA., MunkerC. The geodynamic evolution of Me-soarchean anorthosite complexes inferred from the Naajat Kuuat Complex, southern West Greenland // Precambrian Res. 2012. Vol. 196-191. P. 149-110. doi: 10.1016/j.precamres.2011.12.002
KorsakovA. V., Shatsky V. S., SobolevN. V., Zayach-kovskyA. A. Garnet-biotite-clinozoisite gneisses: a new type of diamondiferous metamorphic rocks of the Kok-chetav massif // European J. Miner. 2002. Vol. 14. P. 915-929.
Klemd R. Fluid inclusions in epidote minerals and fluid development in epidote-bearing rocks // Rev. Mineral. Geochem. 2004. Vol. 56. P. 191-234.
Kretz R. Symbols for rock-forming mineral // Amer. Miner. 1983. Vol. 68. P. 211-219.
LiX., Zhanga L., WeiC., SlabunovA. I. Metamorphic PT path and zircon U-Pb dating of Archean eclogite association in Gridino complex, Belomorian province, Russia // Precambrian Res. 2015. Vol. 268. P. 14-96. doi: 10.1016/j.precamres.2015.01.009
LiebscherA., FranzG., FreiD., DulskiP. High-pressure melting of eclogite and the P-T-X history of tonalitic to trondhjemitic zoisite-pegmatites, Munchberg Massif, Germany // J. Petrol. 2001. Vol. 48, no. 5. P. 1001-1019.
Maksimov O. A., Slabunov A. I., Balagansky V. V., Volodichev O. I. Archean eclogites from the Belomo-
References
Bibikova E. V., Slabunov A. I., Volodichev O. I., Ku-zenko T. I., KonilovA. N. Izotopno-geokhimicheskaya kharakteristika arkheiskikh eklogitov i glinozemistykh gneisov Gridinskoi zony tektonicheskogo melanzha Belomorskogo podvizhnogo poyasa (Baltiiskii shchit) [Isotopic-geochemical characteristics of the Archean eclogites and aluminous gneisses of the Gridino Zone of the tectonic melange of the Belomorian Mobile Belt (Baltic Shield)]. Izotopnaya geokhronologiya v reshenii problem geodinamiki irudogeneza: Mater. II Ross. konf.
rian Province (examples from the Gridino area) // Abs. Vol. of the 13th Int. Eclogite Conf. Petrozavodsk: KarRC RAS, 2019. P. 54.
Nicollet C., Leyreloup A., Dupuy C. Pedogenesis of high pressure trondhjemitic layers in eclogi-tes and amphibolites from Southern Massif Central, France // Trondhjemites, Dacites, and Related Rocks / Ed. F. Barker. Amsterdam: Elsevier, 1979. P. 435-463.
Perchuk A. L., Morgunova A. A. Variable P-T paths and HP-UHP metamorphism in a Precambrian ter-rane, Gridino, Russia: petrological evidence and geodynamic implications // Gondwana Res. 2014. Vol. 25. P. 614-629. doi: 10.1016/j.gr.2012.09.009
Prunier A. R., Hewitt D. A. Experimental observations on coexisting zoisite-clinozoisite // Amer. Miner. 1985. Vol. 70. P. 375-378.
Schmidt M. W., Poli S. Magmatic epidote // Rev. Mineral. Geochem. 2004. Vol. 56. P. 399-430.
Taylor S. R., McLennan S. M. The continental crust: Its composition and evolution. Oxford: Blackwell, 1985. 312 p.
Volodichev O. I. Evolution of metamorphic processes in the Belomorian Mobile Belt // Precambrian highgrade mobile belts: extendend abs. Petrozavodsk, 2014. P. 115-116.
Watson E. B., WarkD. A., Thomas J. B. Crystallization thermometers for zircon and rutile // Contr. Miner. Petrol. 2006а. Vol. 151. P. 413-433.
Watson E. B., Hayden L. A., Wark D. A., Cher-niak D. J., Thomas J. B., Manchester J. E. New crystallization thermometers for zircon, rutile and sphene; calibrations, diffusion considerations, and applications // Northeastern Section - 41st Annual Meeting: abs. with Programs. Geol. Society of America. 2006б. Vol. 38, no. 2. P. 5.
Yu H. L., Zhang L. F., Wei C. J., LiX. L., Guo J. H. Age and P-T conditions of the Gridino eclogite in the Belomorian Province, Russia // J. Metamorp. Geol. 2017. Vol. 35. P. 855-869. doi: 10.1111/jmg.12258
Zhang R. Y., Liou J. G. Coesite-bearing eclogite in Henan Province, central China: detailed petrography, glaucophane stability and PT-path // Eur. J. Mineral. 1994. Vol. 6. P. 217-233.
Zhang R. Y., Liou J. G., Ernst W. G., Coleman R. G., Sobolev N. V., Shatsky V. S. Metamorphic evolution of diamond-bearing and associated rocks from the Kok-chetav Massif, northern Kazakhstan // J. Metamorph. Geol. 1997. Vol. 15. P. 479-496.
Поступила в редакцию 18.12.2019
po izotopnoi geokhronologii [Isotope geochronology in solving the problems of geodynamics and ore genesis: Proceed. II Russ. conf. on isotope geochronology]. St. Petersburg, 2003. P. 68-71.
Kamzolkin V. A., Ivanov S. D., Konilov A. N. Empi-richeskii fengitovyi geobarometr: obosnovanie, kali-brovka i primenenie [Empirical phengitic geobarom-eter: substantiation, calibration, and practical application]. Zapiski RMO [Proceed. RMS]. 2015. No. 5. P. 1-14.
LevchenkovO. A., VolodichevO. I., Zinger T. F., Yakovleva S. Z., MakeevA. F., Shuleshko I. K., Kev-lich V. I. Vozrast metamorfizma glinozemistykh gneisov raiona guby Pon'goma (Belomorskii podvizhnyi poyas, Baltiiskii shchit) [Metamorphism age of aluminous gneisses of Pangoma Bay (Belomorian Mobile Belt, Baltic Shield)]. DAN [Proceed. RAS]. 2001. Vol. 377, no. 2. P. 235-238.
Maksimov O. A. Metamorficheskaya evolyutsiya piroksenitov Gridinskogo eklogitsoderzhashchego kom-pleksa (ostrov Pryanishnaya luda) [Metamorphic evolution of pyroxenites from the Gridino eclogite- bearing complex (Pryanishnaya Luda Island)]. Vestnik MGTU [Vestnik MSTU]. 2014. Vol. 17, no. 2. P. 320-328.
SibelevO. S., GogolevM. A., MaksimovO. A. Geo-logicheskaya pozitsiya i usloviya formirovaniya me-taenderbitov Gridinskoi zony eklogitsoderzhashchego melanzha (Belomorskii podvizhnyi poyas) [Geological position and conditions of formation of metaenderbites in the Gridino Zone of eclogite-bearing mélange, Belomorian Mobile Belt]. Geol. ipoleznye iskopaemye Karelii [Geol. and Mineral Resources of Karelia]. Iss. 16. Petrozavodsk: KarRC RAS, 2013. P. 5-20.
SlabunovA. I. Geologiya i geodinamika arheiskikh podvizhnykh poyasov (na primere Belomorskoi provintsii Fennoskandinavskogo shchita [Geology and geodyna-mics of the Archean Mobile Belts exemplified on the Be-lomorian Province of the Fennoscandian Shield]. Petrozavodsk: KarRC RAS, 2008. 296 p.
Slabunov A. I., Volodichev O. I., Skublov S. G., Berezin A. V. Main stages of the formation of Paleopro-terozoic eclogitized gabbro-norite: Evidence from U-Pb (SHRIMP) dating of zircons and study of their genesis. DAN [Dokl. Earth Sci.]. 2011. Vol. 437. P. 396-400.
Slabunov A. I., Azimov P. Ya., Glebovitskii V. A., Zhang L., Kevlich V. I. Archaean and Palaeoproterozoic migmatizations in the Belomorian Province, Fennoscan-dian Shield: Petrology, Geochronology, and Geodynam-ic Settings. DAN [Dokl. Earth Sci.]. 2016. Vol. 467, no. 1. P. 259-263. doi: 10.1134/S1028334X16030077
Slabunov A. I., Volodichev O. I., Li Siaoli, Maksimov O. A. Arkheiskie tsoizitity Gridinskogo eklogitsoderzhashchego melanzha (Belomorskaya provintsiya Fennoskandinavskogo shchita): geologiya, U-Pb voz-rasty tsirkonov i geodinamicheskie sledstviya [Archean zoisitites of the Gridino eclogite-bearing melange, Be-lomorian province of the Fennoscandian Shield: geology, U-PB zircon ages and geodynamic setting]. Trudy KarNTsRAN [Trans. KarRC RAS]. 2015. No. 7. P. 85-106. doi: 10.17076/geo121
Skublov S. G., Astaf'evB. Yu., Berezin A. V., Marin Yu. B., Mel'nikA. E., PresnyakovS. L. New data on the age of eclogites from the Belomorian Mobile Belt at Gridino settlement area. DAN [Dokl. Earth Sci.]. 2011. Vol. 439. P. 1163-1170.
StepanovV. S., Stepanova A. B. Ranneproterozoiskie metagabbro raiona s. Gridino (Belomorskii podvizhnyi poyas) [Early Proterozoic metagabbro from the Gridino area, Belomorian Mobile Belt]. Geol. i poleznye isko-paemye Karelii [Geol. and Mineral Resources of Karelia]. Iss. 9. Petrozavodsk: KarRC RAS, 2006. P. 55-71.
Volodichev O. I. Belomorskii kompleks Karelii (geologiya i petrologiya) [The Belomorian complex of Kare-
lia (geology and petrology)]. Leningrad: Nauka, 1990. 248 p.
Volodichev O. I., Slabunov A. I., Bibikova E. V., Koni-lovA. N., Kuzenko T. I. Archean eclogites in the Belomorian Mobile Belt, Baltic Shield. Petrology. 2004. Vol. 12, no. 6. P. 540-560.
Volodichev O. I., Slabunov A. I., Sibelev O. S., Skublov S. G., Kuzenko T. I. Geochronology, mineral inclusions, and geochemistry of zircons in eclogitized gab-bronorites in the Gridino Area, Belomorian Province. Geochem. Int. 2012. Vol. 50, no. 8. P. 657-670.
VolodichevO. I., Kuzenko T. I. Progradnye i retrograd-nye trendy evolyutsii metamorfizma arheiskikh eklogitov i ikh geodinamicheskaya interpretatsiya (Kareliya, raion s. Gridino) [Prograde and retrograde trends in evolution of Archaean eclogites metamorphism and their geodyna-mic interpretasion (Karelia, Gridino village area)]. Zapiski RMO [Proceed. RMS]. 2013. No. 3. P. 28-51.
VolodichevO. I., MaksimovO. A. Gridinskii neo-arkheiskii eklogitsoderzhashchii kompleks: problemy geodinamiki, obrazovaniya i razvitiya [Neoarchean Gridino eclogite-bearing complex: Geodynamics, formation and evolution problems]. Geodinamika rannego dokembriya: skhodstva i razlichiya s fanerozoem: Mater. nauch. konf. i putevoditel' nauch. ekskursii [Early Precambrian vs modern geodynamics: Extended abs. and field trips guide book]. Petrozavodsk, 2017. P. 58-60.
Armbruster T., Bonazzi P., Akasaka M., Berma-nec V., Chopin C., Giere R., Heuss-Assbichler S., Liebscher A., Menchetti S., Pan Y., Pasero M. Recommended nomenclature of epidote-group minerals. Eur. J. Mineral. 2006. Vol. 18. P. 551-567.
Balagansky V. V., MaksimovO. A., GorbunovI. A., Kartushinskaya T. V., Mudruk S. V., SidorovM. Yu., Sibelev O. S., Slabunov A. I. Older and younger eclogites in the Belomorian province, Fennoscandian Shield: an example from the Gridino area // Abs. Vol. of the 13th Int. Eclogite Conf. Petrozavodsk: KarRC RAS, 2019. P. 10.
Berman R. G. Thermobarometry using multiequi-librium calculations: a new technique, with penological applications // Can. Mineral. 1991. Vol. 29, no. 4. P. 833-855.
Bird D., Spieler A. R. Epidote in geothermal systems. Rev. Mineral. Geochem. 2004. Vol. 56. P. 235-300.
Brunsmann A., Franz G., Heinrich W. Experimental investigation of zoisite-clinozoisite phase equilibria in the system CaO - Fe2O3 - Al2O3 - SiO2 - H2O. Contr. Miner. Petrol. 2002. Vol. 1433. P. 115-130.
Deer W. A., Howie R. A., Zussman J. Rock-forming minerals. Vol. 1B. Disilicates and Ring Silicates. Geological Society. London, 1997. 629 p.
Dokukina K. A., Bayanova T. B., Kaulina T. V., Tra-vin A. V., Mints M. V., KonilovA. N., SerovP. A. The Be-lomorian eclogite province: sequence of events and age of the igneous and metamorphic rocks of the Gridi-no association. Russ. Geol. Geophys. 2012. Vol. 53. P. 1023-1054. doi: 10.1016/j.rgg.2012.08.006
EnamiN., Banno S. Zoisite-clinozoisite relations in low- to medium-grade high-pressure rocks and their implications. Miner. Mag. 1980. Vol. 43. P. 1005-1013. doi: 10.1180/minmag. 1980.043.332.08
Enami M., Liou J. G., Mattinson C. G. Epidote minerals in high P/T metamorphic terranes: subduction zone and high- to ultrahigh-pressure metamorphism. Rev. Mineral. Geochem. 2004. Vol. 56. P. 347-398.
Evans B. W. Phase relations of epidote-blueschists. Lithos. 1990. Vol. 25. P. 3-23.
Franz G., Liebscher A. Physical and chemical properties of the epidote minerals - An Introduction. Rev. Mineral. Geochem. 2004. Vol. 56. P. 1-82.
Franz G., Selverstone J. An empirical phase diagram for the clinozoisite-zoisite transformation in the system Ca2Al3Si3O12(OH) - Ca2Al2Fe3+Si3O12(OH). Amer. Miner. 1992. Vol. 77. P. 631-6442.
Franz G., SmelikE. A. Zoisite-clinozoisite bearing pegmatites and their importance for decompres-sional melting in eclogites. Eur. J. Mineral. 1995. Vol. 7. P. 1421-1436.
Grapes R. H., Hoskin P. W. O. Epidote group minerals in low - medium pressure metamorphic terranes. Rev. Mineral. Geochem. 2004. Vol. 56. P. 301-345.
Herms P., John T., Bakker R. J., Schenk V. Evidence for channelized external fluid flow and element transfer in subducting slabs (Raspas Complex, Ecuador). Chem. Geol. 2012. Vol. 310-311. P. 79-96. doi: 10.1016/j.chem-geo.2012.03.023
HerwartzD., SkublovS. G., Berezin A. V., Mel'-nikA. E. First Lu-Hf garnet ages of eclogites from the Belomorian Mobile Belt (Baltic Shield, Russia). DAN [Dokl. Earth Sci.]. 2012. Vol. 443. Part 1. P. 377-380. doi: 10.1134/S1028334X12030130
Hofmann A. W. Chemical differentiation of the Earth: the relationship between mantle, continental crust and oceanic crust. Earth Planet Sci. Lett. 1988. Vol. 90. P. 297-314.
Hoffmann J. E., Svahnberg H., Piazolo S., Scher-sténA., MünkerC. The geodynamic evolution of Me-soarchean anorthosite complexes inferred from the Naajat Kuuat Complex, southern West Greenland. Precambrian Res. 2012. Vol. 196-197. P. 149-170. doi: 10.1016/j.precamres.2011.12.002
Korsakov A. V., Shatsky V. S., Sobolev N. V., Zayach-kovskyA. A. Garnet-biotite-clinozoisite gneisses: a new type of diamondiferous metamorphic rocks of the Kok-chetav massif. European J. Miner. 2002. Vol. 14. P. 915-929.
Klemd R. Fluid inclusions in epidote minerals and fluid development in epidote-bearing rocks. Rev. Mineral. Geochem. 2004. Vol. 56. P. 197-234.
KretzR. Symbols for rock-forming mineral. Amer. Miner. 1983. Vol. 68. P. 277-279.
Li X., Zhanga L., Wei C., Slabunov A. I. Metamorphic PT path and zircon U-Pb dating of Archean eclogite association in Gridino complex, Belomorian province, Russia. Precambrian Res. 2015. Vol. 268. P. 74-96. doi: 10.1016/j.precamres.2015.07.009
Liebscher A., Franz G., Frei D., Dulski P. High-pressure melting of eclogite and the P-T-X history of tonalitic to trondhjemitic zoisite-pegmatites, Münchberg Massif, Germany. J. Petrol. 2007. Vol. 48, no. 5. P. 1001-1019.
Maksimov О. А., Slabunov А. I., Balagansky V. V., Volodichev О. I. Archean eclogites from the Belomo-rian Province (examples from the Gridino area). Abs. Vol. of the 13th Int. Eclogite Conf. Petrozavodsk: KarRC RAS, 2019. P. 54.
Nicollet C., Leyreloup A., Dupuy C. Petrogenesis of high pressure trondhjemitic layers in eclogites and amphibolites from Southern Massif Central, France. Trondhjemites, Dacites, and Related Rocks. Ed. F. Barker. Elsevier, Amsterdam, 1979. P. 435-463.
Perchuk A. L., Morgunova A. A. Variable P-T paths and HP-UHP metamorphism in a Precambrian terrane, Gridino, Russia: petrological evidence and geodynamic implications. Gondwana Res. 2014. Vol. 25. P. 614-629. doi: 10.1016/j.gr. 2012.09.009
Prunier A. R., Hewitt D. A. Experimental observations on coexisting zoisite-clinozoisite. Amer. Miner. 1985. Vol. 70. P. 375-378.
Schmidt M. W., Poli S. Magmatic Epidote. Rev. Mineral. Geochem. 2004. Vol. 56. P. 399-430.
Taylor S. R., McLennan S. M. The Continental Crust: Its composition and evolution. Oxford: Blackwell, 1985. 312 p.
Volodichev O. I. Evolution of metamorphic processes in the Belomorian mobile belt. Precambrian highgrade mobile belts: Extendend Abs. Petrozavodsk, 2014. P. 115-116.
Watson E. B., WarkD. A., Thomas J. B. Crystallization thermometers for zircon and rutile. Contr. Miner. Petrol. 2006а. Vol. 151. P. 413-433.
Watson E. B., Hayden L. A., WarkD. A., Cher-niak D. J., Thomas J. B., Manchester J. E. New crystallization thermometers for zircon, rutile and sphene; calibrations, diffusion considerations, and applications. Northeastern Section - 41st Annual Meeting. Abs. with Programs. Geol. Society of America. 20066. Vol. 38, no. 2. P. 5.
Yu H. L., Zhang L. F., Wei C. J., LiX. L., Guo J. H. Age and P-T Conditions of the Gridino eclogite in the Belo-morian Province, Russia. Metamorp. Geol. 2017. Vol. 35. P. 855-869. doi: 10.1111/jmg.12258
Zhang R. Y., Liou J. G. Coesite-bearing eclogite in Henan Province, central China: detailed petrography, glaucophane stability and PT-path. Eur. J. Mineral. 1994. Vol. 6. P. 217-233.
Zhang R. Y., Liou J. G., Ernst W. G., Coleman R. G., Sobolev N. V., Shatsky V. S. Metamorphic evolution of diamond-bearing and associated rocks from the Kok-chetav Massif, northern Kazakhstan. J. Metamorph. Geol. 1997. Vol. 15. P. 479-496.
Received December 18, 2019
СВЕДЕНИЯ ОБ АВТОРАХ:
CONTRIBUTORS:
Володичев Олег Иванович
ведущий научный сотрудник лаб. геологии и геодинамики докембрия, д. г.-м. н. Институт геологии КарНЦ РАН, Федеральный исследовательский центр «Карельский научный центр РАН»
ул. Пушкинская, 11, Петрозаводск, Республика Карелия,
Россия, 185910
эл. почта: volod@krc.karelia.ru
тел.: +79215204240
Volodichev, Oleg
Institute of Geology, Karelian Research Centre, Russian Academy of Sciences
11 Pushkinskaya St., 185910 Petrozavodsk, Karelia, Russia e-mail: volod@krc.karelia.ru tel.: +79215204240
Кузенко Татьяна Ивановна
ведущий геолог лаб. геологии и геодинамики докембрия Институт геологии КарНЦ РАН, Федеральный исследовательский центр «Карельский научный центр РАН»
ул. Пушкинская, 11, Петрозаводск, Республика Карелия,
Россия, 185910
эл. почта: volod@krc.karelia.ru
Kuzenko, Tatyana
Institute of Geology, Karelian Research Centre, Russian Academy of Sciences
11 Pushkinskaya St., 185910 Petrozavodsk, Karelia, Russia e-mail: volod@krc.karelia.ru
Максимов Олег Александрович
младший научный сотрудник лаб. геологии и геодинамики докембрия Институт геологии КарНЦ РАН, Федеральный исследовательский центр «Карельский научный центр РАН»
ул. Пушкинская, 11, Петрозаводск, Республика Карелия,
Россия, 185910
эл. почта: olemaximov@mail.ru
тел.: +79210115129
Maksimov, Oleg
Institute of Geology, Karelian Research Centre, Russian Academy of Sciences
11 Pushkinskaya St., 185910 Petrozavodsk, Karelia, Russia e-mail: olemaximov@mail.ru tel.: +79210115129
