Глиноземистые гнейсы кольской серии Балтийского щита (геохимия, первичная природа и возраст про голи ГД) Текст научной статьи по специальности «Науки о Земле и смежные экологические науки»

Труды Карельского научного центра РАН № 10. 2016. С.34-62 DOI: 10.17076/geo359

УДК [552.42+550.93] (470.21)

глиноземистые гнейсы кольской серии балтийского щита (геохимия, первичная природа и возраст протолита)

Т. А. мыскова, р. и. милькевич

Институт геологии и геохронологии докембрия РАН

Новые геохимические и изотопные данные, полученные по гнейсам кольской серии Балтийского щита, метаморфизованным в гранулитовой фации, интерпретированы исходя из магматической природы гнейсов и цирконов. Биотитовые и гранат-биотитовые гнейсы по составу и структуре корреляционных связей между главными элементами сопоставляются с породами ТТГ ассоциаций. Sil±Crd-Grt-Bt гнейсы образуются по Grt-Bt гнейсам в результате бластомилонитизации и частичного плавления. В обеих разновидностях пород определен U-Pb по циркону возраст (SHRIMP-II). На графике с конкордией для Grt-Bt гнейсов все аналитические точки магматических цирконов образуют непрерывный тренд, растянутый по конкордии в диапазоне 2909 ± 8 - 2732 ± 13 млн лет, который интерпретирован как результат потери свинца магматическими цирконами в процессе медленного остывания то-налита в условиях нижней коры. Минимальный возраст магматизма, оцененный по самому древнему циркону, составляет 2,9 млрд лет. По метаморфическим оболочкам цирконов из Crd-Sil-Grt-Bt гнейса определен возраст гранулитового метаморфизма (2707 ± 9 - 2656 ± 8 млн лет). Часть кристаллов циркона из Crd-Sil-Grt-Bt гнейса представлена интенсивно измененными разностями с дискордантным возрастом 2740 ± 6 - 2639 ± 9 млн лет, близким к возрасту метаморфических оболочек, что указывает на существование в это время события, приведшего к нарушению кристаллической решетки и потере радиогенного свинца.

Ключевые слова: Балтийский щит; природа архейских гнейсов; U-Pb геохронология; циркон.

T. A. Myskova, R. I. Milkevich. THE ALUMINOUS GNEISSES OF KOLA SERIES, BALTIC SHIELD (GEOCHEMISTRY, NATURE AND AGE OF PROTOLITH)

The geochemical and isotopic data were obtained for gneisses of the Kola Series, Baltic Shield. They are metamorphosed in granulite facies and interpreted according to the igneous nature of zircons and gneisses. The biotitic and garnet-biotitic gneisses are paralleled to the rocks of TTG associations in terms of the structure of correlation between the main elements. Sil ± Crd-Grt-Bt gneisses are formed on Grt-Bt gneisses as a result of blastomylonitization and partial melting. U-Pb zircon ages (SHRIMP-II) were determined for both gneiss species. All analytical points of magmatic zircons in the concordia diagram for Grt-Bt gneisses form a continuous trend extended in concordia in the range of 2909 ± 8 - 2732 ± 13 Ma. It is interpreted as the result of lead loss from magmatic zircons during the slow cooling of tonalite in the lower crust. Minimal age of magmatism and early granulitic metamorphism estimated by most ancient zircon is 2.9 Ga. The time of mani-

festation of younger granulite metamorphism determined by newly-formed zircon shells from Crd-Sil-Grt-Bt gneiss corresponds to the interval 2707 ± 9 - 2656 ± 8 Ma. Part of the zircon from Crd-Sil-Grt-Bt gneiss is profoundly altered crystals with a discordant age of 2740 ± 6 - 2639 ± 9 Ma, which is similar to that of metamorphic shells, suggesting an event happened at that time which disrupted the crystalline grid and caused the loss of radiogenic lead. Three ancient zircons with a maximum age of 3461 ± 5 MA are interpreted as captured zircons, which indicate the presence of continental crust at this point in the northern part of the Baltic Shield.

Keywords: Baltic Shield; nature of Archean gneisses; U-Pb geochronology; zircon.

Введение

Объектом наших исследований послужили архейские глиноземистые гнейсы кольской серии Центрально-Кольского блока (ЦКБ) Балтийского щита, исследование природы и возраста которых играет важную роль в понимании происхождения и эволюции архейской континентальной коры. Есть мнение [Полканов, Гер-линг, 1961; Горяинов, 1980], что ЦКБ является наиболее древним ядром, вокруг которого происходило разрастание континентальной коры Балтийского щита.

Древнейшие архейские образования ЦКБ представлены двумя подразделениями: комплексом парагнейсов кольской серии, включающим биотитовые, гранат-биотитовые, силлиманит±кордиерит-гранат-биотитовые гнейсы, и комплексом ортогнейсов тоналит-трондьемитового, эндербитового и чарнокито-вого состава. Часть исследователей считают, что гранитоидный комплекс является фундаментом для кольской серии [Бондаренко, Да-гелайский 1968, 1971; Батиева, Бельков, 1968]. К. Х. Авакян [1992] пришел к выводу, что гнейсы кольской серии и гранитоиды фундамента принадлежат к единому комплексу и подверглись одним и тем же деформациям и метаморфизму. Несогласованы взгляды исследователей и в вопросах эволюции метаморфизма [Добр-жинецкая, 1978; Balashov et а1., 1992; Ранний докембрий..., 2005]. Одна из версий, приведенная в монографии [Ранний докембрий., 2005], предполагает наличие двух тектоно-метамор-фических циклов (ТМЦ). Ранний ТМЦ включает два этапа складчатых деформаций и сопровождается метаморфизмом гранулитовой фации умеренных давлений. Он представлен малыми структурными формами, обрывками мелких и изоклинальных складок и сопровождается региональной сланцеватостью S1, выраженной в ориентировке минералов, кристаллизовавшихся в условиях гранулитовой фации. Параллельно сланцеватости развивается мигматито-вая полосчатость. С ней ассоциируют жильные тела гранитов, пегматиты и кварцевые жилы

[Добржинецкая, 1978]. Поздний ТМЦ включает пять этапов складчатых деформаций и сопровождается повторным метаморфизмом от гранулитовой (Т = 800 °С и Р = 6-7 кбар) до ам-фиболитовой (Т = 650 °С и Р = 4-5 кбар) фации. Со вторым ТМЦ связаны крупные картируемые структуры и интенсивная мигматизация, приведшая к появлению анатектических гранитных магм [Добржинецкая, 1978]. Локально проявлен метасоматоз и диафторез амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фаций.

Глиноземистые гнейсы кольской серии обычно относят к метаосадкам на основании находок реликтов градационной слоистости, повышенных содержаний хрома и интерпретации морфологии циркона как детритового [Сла-бунов и др., 2006]. Однако существуют и другие точки зрения. В. Б. Крюков [1978] полагал, что кольские гнейсы образовались из гранитоид-ных пород в результате глубинного дислокационного метаморфизма. В. В. Жданов [1978] рассматривал гранулитовый комплекс ЦКБ как единую метаморфо-метасоматическую серию, которая развивалась по одному исходному субстрату, представленному гиперстеновыми кристаллосланцами. Он предполагал, что гра-нулитовый комплекс принадлежит к структурам земной коры, ранее не выходившим на дневную поверхность. А это означает, что у пород не было возможности пройти стадию литогенеза.

Ранее мы пришли к выводу о наиболее вероятной магматической природе кольских гнейсов [Мыскова и др., 2005, 2007]. Наименее измененные и близкие по составу к прото-литу биотитовые и гранат-биотитовые гнейсы кольской серии ранее нами сопоставлялись с кислыми вулканитами, похожими на вулканиты F1 К. Конди [1983], а гнейсы с силлиманитом и кордиеритом считались образованными по первым в результате рассланцевания и мигматизации.

В опубликованной литературе мы не нашли ни одного убедительного примера описания градационной слоистости, а наши наблюдения полосчатости в породах свидетельствуют в пользу ее метаморфической природы.

Л. Ф. Добржинецкая [1978], занимавшаяся структурным анализом образований кольской серии, установила, что самыми ранними плоскостными текстурами являются сланцеватость и параллельная ей мигматитовая полосчатость. Текстуры же, которые нередко принимают за косую слоистость, по ее мнению, являются тектонитами, так как «косые серии» представлены обрывками мигматитовой полосчатости и параллельной ей сланцеватости, выраженной в ориентировке минералов, принадлежащих к ассоциациям гранулитовой и амфиболито-вой фаций.

Изотопные данные для гнейсов кольской серии немногочисленны. К. Х. Авакяном [1992] по 11 пробам мелкозернистых гранат-биотитовых гнейсов и крупнозернистых силлиманит±кордиерит-гранат-биотитовых гнейсов районов Мурдозеро и Тулпъявр была получена Rb-Sr изохрона с возрастом 2880 ± 50 млн лет при начальном отношении 87Sr/86Sr = 0,7005. Эта датировка, исходя из осадочной природы гнейсов, была интерпретирована как возраст, соответствующий пост-седиментационному процессу диагенеза и начальному термальному метаморфизму. Сделано предположение, что образование осадочных пород происходило из материала первичной коры (продукта мантийного магматизма) в течение чрезвычайно малого интервала времени.

Ю. А. Балашовым [Balashov et al., 1992] в трех пробах силлиманит-гранат-биотитовых гнейсов и в одной пробе биотит-гранатовых гнейсов из района Паяз-Явр (западнее оз. Чуд-зьявр) классическим U-Pb методом по циркону измерены возрасты двух популяций цирконов. Популяция призматических цирконов по верхнему пересечению дискордии с конкордией дала возраст 2832 ± 11 млн лет, который интерпретирован как возраст раннего гранули-тового метаморфизма. Фракция метаморфических цирконов с алмазным блеском граней имеет конкордантный возраст 2648±18 млн лет, который интерпретирован как возраст молодого гранулитового метаморфизма. Близкий возраст получен этими авторами по секущим кольскую серию гиперстеновым кварцевым диоритам и монцодиоритам (2720 ± 3, 2719±28 и 2679 ± 18 млн лет), монацитсодержащим гранитам (2634 ± 19 млн лет) и пегматитам (2556 ± 27 млн лет).

Ранее [Мыскова и др., 2005] нами были изучены и продатированы цирконы (U-Pb, SHRIMP-II) из гранат-биотитового гнейса кольской серии в окрестностях оз. Няльявр (участок Первомайский). Выявлены три группы цирконов, имеющих близконкордантный возраст.

Значения возраста интерпретированы как время магматизма (2910 ± 21 млн лет) и время проявления двух сближенных этапов метаморфизма (2788 ± 16 и 2740 ± 18 млн лет). Единичные цирконы с максимальным возрастом 3606 ± 16 млн лет интерпретированы как ксено-генные. Но эти выводы были слабо подкреплены статистически. Не так давно [Мыскова и др., 2015б] для гнейсов этого же района получены более представительные изотопные данные, которые позволили предложить новую интерпретацию возраста, о чем будет подробно изложено в настоящей статье.

Е. В. Бибиковой U-Pb-изохронным методом по циркону был определен возраст ам-фибол-двупироксеновых ортогнейсов района Веже-Тундра [Бибикова, 1989]. Дискордант-ный возраст магматического циркона составил 2830 ± 70 млн лет и был интерпретирован как минимальный возраст магматизма. Возраст метаморфического циркона в этом же образце составил 2760 ± 10 млн лет.

С кольской серией часть исследователей [Чен и др., 1998; Ранний докембрий..., 2005] сопоставляют глиноземистые гнейсы архейской части Кольской сверхглубокой скважины, чередующиеся с гнейсами тоналит-трондье-митового состава, амфиболитами и железистыми кварцитами. В. Р. Ветрин с соавторами [2002, 2013] считают, что эти породы образуют более молодую структурно-вещественную ассоциацию, свойственную докембрийским гранит-зеленокаменным областям, и сопоставляют их с гнейсово-амфиболитовыми комплексами пород Сванвик-Нейденского сегмента Кольско-Норвежского террейна. Дискордант-ный возраст магматических цирконов из двух изученных образцов тоналитовых гнейсов составляет 2832 ± 6 и 2835 ± 5 млн лет [Чен и др., 1998].

Неоднозначность суждений о геологическом строении района, природе и возрасте про-толита гнейсов связана с большой сложностью и недостаточной изученностью объекта, а также с отсутствием целенаправленного изучения геохимии пород и крайне малым количеством надежных изотопных датировок. Следует отметить, что при датировании древних высокоме-таморфизованных образований U-Pb методом по циркону бывает очень сложно привязать полученные данные к конкретному геологическому событию. Поэтому важным моментом является аргументированная интерпретация первичной природы метаморфических пород, а также определение генеза циркона на основании изучения его морфологии, внутреннего строения и геохимии.

В данной работе представлены новые результаты геохимического и изотопно-геохимического изучения гнейсов кольской серии ЦКБ с целью реконструкции их первичной природы и определения возраста протолита.

методика исследований

Для геохимического изучения пород отобран 81 образец из гнейсов кольской серии, которые были проанализированы на петрогенные элементы, в 23 из них определено содержание редких и редкоземельных элементов. В двух пробах были исследованы цирконы и определен их возраст, в этих же пробах определен изотопный состав Nd и Sr. Данные геохимического, изотопно-геохронологического и изотопно-геохимического изучения пород приведены в таблицах и на рисунках.

Концентрации главных элементов определяли методом рентгеноспектрального силикатного анализа, а элементов-примесей - методом ICP MS (относительная погрешность 5-10 %) в Центральной лаборатории ВСЕГЕИ.

Выделение акцессорных цирконов проводили по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей. U-Pb-изотопный анализ цирконов выполнен на ионном микрозонде SHRIMP-II в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург). Данные обрабатывали согласно процедуре, описанной в [Williams, 1998], с использованием программ обработки SQUID [Ludwig, 2000] и Isoplot/Ex [Ludwig, 2001]. Pb/U отношения нормализовали на отношение 206Pb/238U = 0,0665 в стандартном цирконе ТЕМОRА, соответствующее возрасту 416,7 ± 1,30 млн лет (2a) [В!эск et al., 2003]. В зернах цирконов, в которых был определен возраст, проведены измерения концентраций РЗЭ на ионном микрозонде Cameca IMS-4f в ЯФ ФТИАН по стандартной методике [Smirnov et al., 1995], дополненной схемой вычитания изобарического наложения специфических кластеров цирконсодержащей матрицы [Hoskin, 1998]. Размер анализируемого участка циркона не превышал в диаметре 15-20 мкм, относительная ошибка измерения для большинства элементов составляла 10-15 %, порог обнаружения элементов - в среднем 10 ppb.

Для выделения Nd и Sm использована методика, близкая к описанной в [Richard et al., 1976]. Изотопные составы Nd и Sm измерены на многоколлекторных масс-спектрометрах Finnigan MAT-261 и TRITON T1. Измеренные отношения 149Sm/147Sm нормализованы к отношению 152Sm/147Sm = 1,783079, а 143Nd/144Nd -к отношению 146Nd/144Nd = 0,7219. Точность

определения концентраций Sm и Nd - 0,5 %, изотопных отношений 147Sm/144Nd - 0,5 %; 143Nd/144Nd - 0,005 % (2о). Уровень холостого опыта за время исследований составлял 0,05 нг для Sm и 0,1 нг для Nd. Средневзвешенное значение 143Nd/144Nd в Nd-стандарте La Jolla по результатам 25 измерений равно 0,511850 ± 5 (2о). При расчете величины eNd (T) использованы современные значения для однородного хондритового резервуара (CHUR) 143Nd/144Nd = 0,512638 и 147Sm/144Nd = 0,1967 [Jacobsen, Wasserburg, 1984]. Модельные значения возраста TNd (DM) вычислены в соответствии с моделью [Goldstein, Jacobsen, 1988], согласно которой изотопный состав Nd депле-тированной мантии линейно эволюционировал с 4,55 млрд лет назад и имеет современные значения eNd (0) = +10; (143Nd/144Nd) = 0,513151; 147Sm/144Nd = 0,2136.

Анализ изотопного состава Rb и Sr производился на мультиколлекторном масс-спектрометре TRITON в статическом режиме с дальнейшей коррекцией на изотопное фракционирование стронция путем нормализации измеренных отношений к величине 86Sr/88Sr = 0,1194. Нормализованные таким образом отношения изотопов стронция приводились к значению 87Sr/87Sr = 0,71025 международного изотопного стандарта NBS-987. Погрешность определения отношения 87Sr/87Sr (<0,03 %) контролировалась путем соответствующего анализа международного стандарта BCR-1. Уровень холостого опыта составил 30 pg для Rb и 30 pg для Sr.

Ввиду отсутствия признаков первичных текстур реконструкция первичной природы рассматриваемых гнейсов осуществлена на основе геологических соотношений и исходя из пет-рогеохимического состава пород [Милькевич, 1996]. Важно отметить, что на дискриминационных петрохимических диаграммах [Неелов, 1980; Nesbitt, Yong, 1984, 1989] точки составов гнейсов кольской серии обычно попадают в поля перекрытия магматических и осадочных пород. Учитывая этот факт, при интерпретации первичной природы гнейсов главное внимание было обращено на специфику состава рассматриваемых пород, структуру корреляционных связей между элементами и сравнение с типичными представителями магматических и осадочных пород. Представительные составы пород и корреляционные матрицы приведены в таблицах, вариации составов пород отражены на диаграммах А. Харкера. В качестве эталонов для сравнения приведены вариационные диаграммы и корреляционные матрицы для тоналитов и трондьемитов пояса Лимпопо [Rollinson, 1993] и для протерозойских

терригенных пород ладожской серии [Мыскова и др., 2012]. Первичная природа пород, взятых в качестве эталонов, не вызывает сомнений, а выборки статистически представительны. Для эталона осадочных пород мы располагали своим примером [Мыскова и др., 2012]. Выбор эталона магматических пород происходил сложнее. В предыдущих наших работах [Мыскова и др., 2005, 2007] мы сопоставляли гранат-биотитовые гнейсы по химическому составу с вулканитами F1 К. Конди [1983]. Но по характеру корреляционных связей между элементами гранат-биотитовые гнейсы не были похожи на вулканиты известково-щелочной серии. Конди отмечал геохимическое сходство вулканитов F1 с породами ТТГ серий. В геохимическом справочнике ^оИ^оп, 1993] мы нашли примеры пород тоналит-трондьемитовой серии района Лимпопо, в которых по структуре корреляционных связей увидели сходство с нашими породами, а затем и геохимическое сходство, что обсуждается в настоящей работе.

Мы проводим сравнение кольских гнейсов с эталонами только по структуре корреляционных связей и трендам дифференциации. В случае терригенных пород такое сравнение правомерно независимо от возраста, геодинамической обстановки и химического типа литогенеза [Неелов, 1980], так как речь идет только о гранулометрической дифференциации.

Геолого-геохимическая характеристика и реконструкция первичной природы гнейсов

Разрез кольской серии изучался нами на детальных участках Первомайский, Рогозе-ро, Лапоть и в локальных разрезах по трассам (рис. 1) в местах, где в породах преобладают минеральные парагенезисы гранулитовой фации и минимально проявлены наложенный метаморфизм и метасоматоз. На 70 % разрез сложен в разной степени мигматизированными силлиманит±кордиерит-гранат-биотитовыми гнейсами, в которых сохранились полосы не-переработанных мелкозернистых биотитовых и гранат-биотитовых гнейсов, состав которых максимально приближен к первичному составу протолита кольской серии. Мощность полос непереработанных мелкозернистых биотитовых и гранат-биотитовых гнейсов изменяется от первых метров до десяти метров. В участках мигматизации полосчатость более тонкая и характеризуется чередованием полос грубозернистых и мелкозернистых гнейсов мощностью от нескольких до десятков сантиметров. Мелкозернистые биотитовые и гранат-биотитовые

Рис. 1. Схематическая карта района работ.

Детальные участки: 1 - Первомайский, 2 - Рогозеро, 3 -Лапоть; разрезы по трассам: 4 - Кола - Североморск, 5 -Кола - Междуречье, 6 - Санкт-Петербург - Мурманск, вблизи пос. Кильдинстрой

гнейсы представляют собой лейкократовые однородные породы с едва заметной сланцеватостью и являются более древним субстратом, по которому развиваются силлиманит- и кор-диеритсодержащие гнейсы - крупнозернистые бластомилонитизированные, мигматизирован-ные разности, содержащие тонкие инъекции микроклин- и ортоклазсодержащих гранитов, часто с гранатом. Такие же соотношения пород (образование второго типа гнейсов по первому в результате бластомилонитизации и частичного плавления протолита) описаны и в работе К. Х. Авакяна [1992].

Биотитовые и гранат-биотитовые гнейсы на дискриминационной диаграмме аЬ А. Н. Неелова [1980] попадают в поля перекрытия магматических и осадочных пород (рис. 2). Точки их составов с одной стороны располагаются в полях риолитов, риодацитов и дацитов, а с другой - песчаников, алевролитов и отчасти алевропелитов. Но по характеру щелочности, обозначенной на рисунке 2 длиной и направлением векторов, рассматриваемые гнейсы больше похожи на магматические породы. В терригенных породах с увеличением глино-земистости от песчаников к пелитам наблюдается закономерное увеличение количества калия в породах и, соответственно, параметра к = K/K+Na [Неелов, 1980], что находит свое

Рис. 2. Диаграмма ab [Неелов, 1980] для Bt, Grt-Bt, Sil±Crd-Grt-Bt гнейсов кольской серии и ритмично-слоистых Qz-Bt сланцев, иногда с Grt (метатерригенных пород) ладожской серии [Мыскова и др., 2012]:

a, b - петрохимические характеристики (в атомных количествах): a = Al/Si, b = (Fe2++Fe3++Mn+Mg+Ca)/1000; векторами обозначены параметры, характеризующие щелочность пород: n = K+Na - длина вектора, k = K / (K+Na) - наклон вектора. Поля вулканитов на диаграммах: 1 - риолиты,2 - риодациты,3 - дациты

выражение в веерообразном изменении направлений векторов. К примеру, в метаосадках ладожской серии, которые представлены ритмично-слоистыми кварц-биотитовыми (±гра-нат) сланцами, с увеличением глиноземистос-ти увеличивается количество калия в породах и соответственно растет параметр к от 0,23 до 0,70 (рис. 2). Тогда как гранат-биотитовые гнейсы при средне меняющихся значениях глиноземистого модуля от 0,20 до 0,30 (рис. 2) имеют практически одинаковое направление (к = 0,17-0,22) и длину (п = 0,12-0,17) векторов, которые характеризуют породы как умеренно-глиноземистые и существенно натровые. На классификационной диаграмме ^а20+К20) -SiO2 ^е Майге et а1., 1989] гнейсы образуют компактную группу точек в поле дацитов и ри-одацитов (рис. 3). Биотитовые и гранат-био-титовые гнейсы имеют достаточно однородный состав и при вариациях концентраций SiO2 (66-73 мас. %) характеризуются умеренным содержанием А1203 (13-16 мас. %), высоким содержанием Na2O (в среднем 4 мас. %) и низким содержанием К20 (в среднем 1,5 мас. %) при устойчивом отношении К20^а20 = 0,30-0,39 и отношении МдО/СаО < 1 (табл. 1). На бинарных диаграммах (рис. 4) точки составов гранат-биотитовых гнейсов характеризуются положительной корреляцией А1203 с ТЮ2, Fe2O3общ, МдО, а также с Na2O и СаО при отсутствии связи с К20 (табл. 2), чем отличаются от терриген-ных пород, для которых обычны сильные положительные связи А1203 с К20 и мафическими

Рис. 3. Положение составов Bt и Grt-Bt гнейсов кольской серии на диаграмме TAS [Le Maitre et al., 1989]

элементами и отрицательные связи с Na2O и CaO (табл. 2; рис. 5). По химическому составу и структуре корреляционных связей рассматриваемые гнейсы сопоставимы с породами то-налит-трондьемитовой серии пояса Лимпопо, Зимбабве [Rollinson, 1993. С. 22-28] (рис. 6), и на диаграмме K-Na-Ca [Barker, Arth, 1976] они демонстрируют тоналит-трондьемитовый тренд дифференциации (рис. 7).

Биотитовые и гранат-биотитовые гнейсы характеризуются фракционированным распределением редкоземельных и редких элементов,

60 62 64 66 68 70 72 74 76 12 13 14 15 16 17 18 19

Si02 A1203

Рис. 4. Бинарные диаграммы для гнейсов кольской серии. Здесь и на рис. 5, 6 концентрации элементов в мас. %: 1 - Bt и Grt-Bt гнейсы, 2 - Sil±Crd-Grt-Bt гнейсы

Рис. 5. Бинарные диаграммы для ритмично-слоистых кварц-биотитовых (±гранат) сланцев (метаосадков) ладожской серии [Мыскова и др., 2012]

41

Рис. 6. Бинарные диаграммы для пород тоналит-трондьемитовой серии пояса Лимпопо, Зимбабве ^оШпвоп, 1993. С. 22-28]

Таблица 1. Представительные составы главных типов пород кольской серии

Компоненты

ВГ Grt-Bt гнейсы

33/5в 1/1 075/2 37/1 33/5а 29/3 36/4 50/1 16/1 36/2 059/1 046/2 27/2

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13

8102 66,43 67,70 67,80 68,22 68,6 69,00 69,9 69,94 70,16 70,53 72,40 72,50 73,53

0,63 0,53 0,53 0,51 0,57 0,5 0,5 0,49 0,48 0,51 0,48 0,47 0,47

М2О3 15,96 16,80 15,60 15,17 15,75 15,30 14,37 14,64 14,67 14,28 13,70 14,40 13,52

Ре203общ 4,56 3,73 4,36 4,21 3,48 4,71 4,32 3,59 3,7 4,05 4,27 3,91 3,23

МпО 0,07 0,07 0,03 0,05 0,07 0,04 0,05 0,04 0,03 0,05 0,04 0,04 0,04

МдО 2,46 2,11 2,96 2,14 2,31 1,67 1,96 1,85 1,83 2,12 1,71 1,48 1,59

СаО 3,16 3,24 3,42 2,48 3,59 2,54 2,88 2,4 1,9 2,35 2,05 2,34 1,93

Na20 4,55 3,71 3,78 4,35 3,75 4,36 3,76 4,44 4,86 4,07 3,74 3,82 4,11

К20 1,53 1,31 1,48 1,49 1,19 1,63 1,23 1,34 1,67 1,48 1,92 1,33 1,22

Р205 0,05 0,08 0,2 0,05 0,10 0,06 0,05 0,05 0,05 0,05 0,07 0,05 0,05

К20/ Na20 0,34 0,35 0,39 0,34 0,32 0,37 0,33 0,30 0,34 0,36 0,51 0,35 0,30

Мд0/Са0 0,78 0,65 0,87 0,86 0,64 0,66 0,68 0,77 0,96 0,90 0,83 0,63 0,82

Мд# 0,52 0,53 0,57 0,50 0,57 0,41 0,47 0,51 0,50 0,51 0,44 0,43 0,49

Ва 335 450 341 387 352 373 284 310 410 326 497 304 248

Rb 53 54 88 64 43 50 49 47 51 46 53 42 46

Бг 387 429 290 318 451 287 223 239 171 247 239 276 201

Hf 4,72 3,78 3,19 3,83 3,56 4,03 3,68 3,95

Zr 180 156 122 162 137 95 147 151 168 145 146 130 125

Y 19 16 9 16 14 9 12 13 16 16 11 9 12

Nb 10 7 7 12 10 6 10 11 11 11 4 6 7

Та 0,9 0,5 0,6 1,1 1 0,5 1,3 1,3 1,1 1,1 0,3 0,5 0,8

Сг 101 79 83 97 72 78 103 98 79 63 94 72 88

N1 54 28 40 54 47 31 60 48 16 45 37 14 43

Со 22 20 22 21 22 10 18 18

V 102 85 90 102 78 86 86 101 94 93 81 68 70

Т1 4046 3180 3168 3428 3788 3006 3275 3239 3167 3300 2874 2844 2766

Бс 13,29 9,96 9,87 10,45 10,46 9,16 10,92 8,79

Се 1,7 1,7 1,7 1,2 0,8 1,4 0,9 1,4

Ьа 27,47 35,20 25,4 22,4 27,33 20,5 24,71 23,23 23,66 24,07 20,6 20,7 18,46

Се 60 71 54,4 47,9 60,1 39,7 54,1 49,2 51,3 51,8 42,7 40,3 37,4

Рг 6,96 7,95 6 4,95 6,62 4,49 6 5,4 5,55 5,53 4,73 4,29 4,31

Nd 26,3 25,4 22 19,9 25 15,2 23,3 20,4 21,3 21 17,5 16,1 15,7

Бт 4,17 4,38 3,34 3,39 4,25 2,7 4,1 3,42 3,7 3,89 2,8 2,52 2,85

Ей 1,13 1,05 1,07 1,13 0,98 1,07 0,96 0,91 0,92 1,04 0,91 0,84 0,78

Gd 3,45 4,22 3,2 2,26 3,58 2,61 3,06 2,89 2,72 2,89 2,27 2,42 2,19

ТЬ 0,52 0,55 0,43 0,43 0,47 0,33 0,37 0,42 0,39 0,42 0,34 0,34 0,31

Dy 2,43 2,37 2,08 1,57 2,29 1,73 1,74 2,06 1,85 1,8 2 1,72 1,51

Но 0,46 0,51 0,36 0,3 0,46 0,31 0,34 0,42 0,37 0,38 0,42 0,34 0,26

Ег 1,24 1,67 0,9 0,66 1,36 0,82 0,92 1,17 1,09 0,86 1 0,93 0,65

Тт 0,21 0,33 0,15 0,12 0,2 0,14 0,13 0,2 0,17 0,14 0,17 0,13 0,11

УЬ 1,22 2,07 0,89 0,59 1,28 0,68 0,82 1,23 1,04 1 0,92 0,91 0,54

Ьи 0,16 0,29 0,13 0,11 0,2 0,14 0,15 0,17 0,15 0,14 0,16 0,13 0,09

ТИ 8,7 7,1 8,5 11 8,6 8,7 9,5 5

1РЗЭ 137 157 120 106 134 90 121 111 114 116 97 92 85

(Ьа/Ьи)N 18,4 13 20,9 21,8 14,7 15,7 17,7 14,6 16,9 18,4 13,8 17 22

Еи/Еи* 0,91 0,75 1,00 1,16 0,77 1,23 0,83 0,88 0,89 0,95 1,10 1,04 0,95

АБ1 1,07 1,25 1,11 1,14 1,13 1,13 1,13 1,12 1,11 1,14 1,15 1,20 1,17

Окончание табл. 1

Компоненты Bt, Grt-Bt гнейсы с Crd и Sil

31/2 37/2 1/2 33/56 32/1 6/1 34/1 20/1 17/1 29/4 046/3

14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24

SiO2 61,83 63,72 64,3 65,36 65,51 66,61 67,79 68,04 69,37 69,40 62,90

TiO2 0,76 0,71 0,70 0,61 0,71 0,65 0,63 0,71 0,57 0,62 0,81

AI2O3 15,26 16,53 18,10 16,51 16,35 15,82 14,99 14,01 14,56 15,60 18,50

^2°3общ 10,41 6,42 5,42 5,24 6,23 4,99 6,33 6,86 4,31 5,50 8,16

MnO 0,12 0,07 0,08 0,07 0,06 0,04 0,05 0,08 0,03 0,04 0,08

MgO 3,47 2,93 2,76 2,75 3,15 2,73 2,89 3,12 2,33 2,18 3,28

CaO 1,7 2,06 2,37 2,35 1,36 2,31 1,34 2,14 1,69 1,62 1,52

Na2O 2,73 3,41 3,02 3,76 2,86 4,17 2,53 2,87 4,1 3,05 2,54

K2O 2,74 2,37 2,12 1,79 3,06 2,03 2,26 1,48 2,14 2,00 2,68

P2O5 0,05 0,05 0,03 0,05 0,05 0,06 0,05 0,05 0,05 0,05 0,06

K2O/ Na2O 1 0,70 0,7 0,48 1,1 0,45 0,89 0,52 0,52 0,66 1,1

MgO/CaO 2,04 1,42 1,16 1,17 2,32 1,18 2,16 1,46 1,38 1,35 2,16

Mg# 0,40 0,48 0,50 0,51 0,50 0,52 0,48 0,47 0,52 0,44 0,44

Ba 547 752 750 461 924 555 750 337 604 418 711

Rb 73 82 82 64 88 56 82 56 57 67 98

Sr 176 303 398 364 211 306 398 217 259 214 217

Hf 3,41 4,73 3,87 7,66 3,59 4,12 3,24

Zr 132 166 180 143 138 149 180 158 140 159 143

Y 21 20 18 19 17 10 18 18 13 10 14

Nb 12 15 7 11 10 8 7 8 11 7 7

Ta 1 1,3 0,4 0,9 1,6 0,7 0,41 0,7 1 0,4 0,4

Cr 135 116 135 98 161 82 135 187 72 101 123

Ni 82 53 62 65 298 34 62 69 15 52 39

Co 30 22 24 25 12 27 9

V 155 126 118 125 137 95 118 126 107 115 136

Ti 4960 4627 4200 4159 4538 4141 4068 4727 3839 3720 4842

Sc 23,06 14,18 16 25,4 24,2 16,29 1,71

Cs 1,2 1,9 3 2 1,3 1,5 1,1

La 33,62 27,97 32,2 27,4 30,9 30,9 32,2 23,13 23,54 26,3 24,7

Ce 73,9 58,2 66,9 58,8 60 60,5 66,9 50,6 47,7 52,1 49,9

Pr 8,83 6,34 7,46 6,65 6,6 6,71 7,46 5,83 5,52 5,9 5,29

Nd 34,6 21,8 26,3 26 23,2 23,3 26,3 23,4 21,9 21 20,2

Sm 6,26 3,55 4,08 4,38 4,05 3,95 4,08 8,97 3,71 3,64 3,22

Eu 1,26 1,07 1,1 1,08 1,13 1,1 1,1 1,02 1,13 0,87 0,8

Gd 5,12 2,86 4,13 3,18 3,51 3,15 4,13 3,04 3,01 3,07 3,44

Tb 0,82 0,4 0,52 0,41 0,52 0,46 0,52 0,47 0,45 0,42 0,5

Dy 4,91 1,46 2,73 1,93 3,23 2,49 2,73 2,41 2,2 2,11 2,69

Ho 0,9 0,25 0,56 0,31 0,62 0,51 0,56 0,46 0,42 0,36 0,48

Er 2,7 0,69 2,08 0,74 1,83 1,38 2,08 1,57 1,6 1,03 1,25

Tm 0,4 0,09 0,27 0,12 0,27 0,23 0,27 0,23 0,13 0,16 0,18

Yb 2,29 0,55 2,09 0,65 1,77 1,3 2,09 1,31 0,77 1,2 1,12

Lu 0,36 0,11 0,25 0,1 0,27 0,2 0,25 0,21 0,11 0,19 0,23

Th 10 7,8 8,4 7,7 8,8 6,7 7,4

1РЗЭ 176 125 151 132 138 136 151 118 112 118 114

(La/Lu)n 10 27,3 13,8 29,4 12,3 16,6 13,8 11,8 22,9 14,8 11,5

Eu/Eu* 0,68 1,03 0,82 0,88 0,92 0,95 0,82 0,90 1,04 0,80 0,73

ASI 1,45 1,39 1,56 1,33 1,56 1,19 1,66 1,37 1,20 1,54 1,88

Примечание. Главные элементы в масс. %, редкие элементы в мкг/г, все железо в виде Fe2O3, ASI = [Al2O3/ (CaO+Na2O+K2O)] (в мол. %). 1-9, 14-22 - участок Первомайский; 10, 23 - участок оз. Лапоть; 11, 24 - участок Рогозеро; 12, 13 - разрезы по трассам Кола - Междуречье и Кола - Североморск соответственно.

Таблица 2. Корреляционные матрицы для различных типов пород

Bt и Grt-Bt гнейсы кольской серии (n=42)

SiO2 TiO2 AI2O3 Fe2O3 MnO MgO CaO Na2O K2O

SiO2 1,00 -0,54 -0,87 -0,40 -0,34 -0,77 -0,55 -0,35 -0,24

TiO2 -0,54 1,00 0,49 0,34 0,29 0,57 0,32 0,01 -0,06

AI2O3 -0,87 0,49 1,00 0,33 0,34 0,57 0,53 0,33 0,22

Fe2O3 -0,40 0,34 0,33 1,00 0,19 0,32 0,04 -0,05 0,13

MnO -0,34 0,29 0,34 0,19 1,00 0,16 0,77 -0,48 -0,31

MgO -0,77 0,57 0,57 0,32 0,16 1,00 0,36 0,24 0,08

CaO -0,55 0,32 0,53 0,04 0,77 0,36 1,00 -0,41 -0,29

Na2O -0,35 0,01 0,33 -0,05 -0,48 0,24 -0,41 1,00 0,39

K2O -0,24 -0,06 0,22 0,13 -0,31 0,08 -0,29 0,39 1,00

Bt, Grt-Bt с Cord и Sil гнейсы кольской серии (n=39)

SiO2 TiO2 AI2O3 Fe2O3 MnO MgO CaO Na2O K2O

SiO2 1,00 -0,78 -0,88 -0,86 -0,82 -0,92 -0,33 0,17 -0,60

TiO2 -0,78 1,00 0,64 0,84 0,68 0,78 -0,13 -0,48 0,65

AI2O3 -0,88 0,64 1,00 0,66 0,64 0,74 0,36 -0,12 0,63

Fe2O3 -0,86 0,84 0,66 1,00 0,88 0,83 0,00 -0,50 0,59

MnO -0,82 0,68 0,64 0,88 1,00 0,79 0,26 -0,36 0,41

MgO -0,92 0,78 0,74 0,83 0,79 1,00 0,25 -0,30 0,55

CaO -0,33 -0,13 0,36 0,00 0,26 0,25 1,00 0,56 -0,32

Na2O 0,17 -0,48 -0,12 -0,50 -0,36 0,30 0,56 1,00 -0,52

K2O -0,60 0,65 0,63 0,59 0,41 0,55 -0,32 -0,52 1,00

Тоналитовые и трондьемитовые гнейсы пояса Лимпопо, Зимбабве [Rollinson, 1993, табл. 2.2] (n=31)

SiO2 TiO2 AI2O3 Fe2O3 MnO MgO CaO Na2O K2O

SiO2 1,00 -0,84 -0,78 -0,79 -0,60 -0,90 -0,85 -0,09 0,47

TiO2 -0,84 1,00 0,51 0,87 0,66 0,90 0,85 -0,18 -0,48

AI2O3 -0,78 0,51 1,00 0,37 0,11 0,58 0,53 0,48 -0,19

Fe2O3 -0,79 0,87 0,37 1,00 0,85 0,88 0,87 -0,22 -0,66

MnO -0,60 0,66 0,11 0,85 1,00 0,72 0,72 -0,22 -0,66

MgO -0,90 0,90 0,58 0,88 0,72 1,00 0,93 -0,16 -0,52

CaO -0,85 0,85 0,53 0,87 0,72 0,93 1,00 -0,22 -0,68

Na2O -0,09 -0,18 0,48 -0,22 -0,22 -0,16 -0,22 1,00 0,08

K2O 0,47 -0,48 -0,19 -0,66 -0,66 -0,52 -0,68 0,08 1,00

Qz-Bt±Grt сланцы (метаосадки) ладожской серии [Мыскова и др., 2012] (n=19)

SiO2 TiO2 AI2O3 Fe2O3 MnO MgO CaO Na2O K2O

SiO2 1,00 0,10 -0,96 -0,63 0,12 -0,66 0,62 0,61 -0,93

TiO2 0,10 1,00 -0,31 0,58 -0,12 0,50 -0,01 -0,25 -0,26

AI2O3 -0,96 -0,31 1,00 0,42 -0,16 0,46 -0,65 -0,55 0,95

Fe2O3 -0,63 0,58 0,42 1,00 0,01 0,94 -0,47 -0,69 0,48

MnO 0,12 -0,12 -0,16 0,01 1,00 -0,12 0,24 0,04 -0,04

MgO -0,66 0,50 0,46 0,94 -0,12 1,00 -0,39 -0,57 0,47

CaO 0,62 -0,01 -0,65 -0,47 0,24 -0,39 1,00 0,77 -0,72

Na2O 0,61 -0,25 -0,55 -0,69 0,04 -0,57 0,77 1,00 -0,70

K2O -0,93 -0,26 0,95 0,48 -0,04 0,47 -0,72 -0,70 1,00

Рис. 7. Тройная диаграмма K-Na-Ca для Bt и Grt-Bt гнейсов кольской серии. Тренды трондьемитовой (1) и известково-щелочной (2) серий по [Barker, Arth, 1976]

отрицательными аномалиями Nb и Ti и отсутствием Eu аномалий (рис. 8, a; табл. 1). Средние значения концентраций редких и редкоземельных элементов в гнейсах кольской серии сопоставимы с таковыми в серых гнейсах архея [Martin, 1994], что наглядно видно при сравнении спектров их распределения (рис. 8, в).

Изотопный состав Sr и Nd (табл. 3 и 4) в гнейсах кольской серии близок к мантийному с положительными значениями eNd = 2,8, характерными для деплетированной мантии, и низкими первичными отношениями 87Sr/86Sr 0,704 и 0,699. Все эти геохимические черты типичны для ТТГ серий [Martin, 1994].

Биотитовые и гранат-биотитовые гнейсы отличаются от пород архейских ТТГ серий

несколько повышенной меланократовостью и более высокими значениями индекса ASI. Кольские гнейсы имеют в среднем сумму MgO+Fe^^ 6 мас. %, магнезиальное число (Mg#) 0,5, содержание Cr 85 мкг/г и ASI 1,16, тогда как по [Martin, 1994] соответствующие геохимические характеристики для ТТГ составляют: MgO+Fep^ < 5 %; Mg# < 0,45; Cr < 50 мкг/г и ASI < 1,1. По суммарному содержанию MgO и Fe^^, содержанию и соотношению Na2O и K2O изученные породы сопоставимы с M-гранитами [Интерпретация., 2001].

Повышенная меланократовость обычно свойственна породам ТТГ фанерозоя [Кон-ди, 1983; Martin, 1994], но есть примеры архейских тоналитов с повышенными суммой MgO + Fe^^ и хромом. Так, тонали-ты Шилосской интрузии Водлозерского блока Карелии имеют сумму MgO + Fe^^ от 4,59 до 6,11 мас. % и содержание Cr от 55 до 73 мкг/г [Лобач-Жученко и др., 1999; Мыскова и др., 2015а]. Повышенную меланократовость тоналитов С. Б. Лобач-Жученко с соавторами [1999] объясняют спецификой образования пород в результате частичного плавления амфиболита в сухих условиях на умеренных глубинах.

Силлиманит ± кордиерит-гранат-биоти-товые гнейсы отличаются от гранат-биотитовых гнейсов большей меланократовостью, несколько большей глиноземистостью, более высоким содержанием K2O, более низкими Na2O и CaO и MgO/CaO > 1 (табл. 1; рис. 4). Там, где удалось наблюдать соотношение этих двух групп пород, видно, что биотитовые (±гранат) гнейсы - это мелкозернистые разности почти без признаков сланцеватости, а гнейсы с силлиманитом (±кордиерит) - более грубозернистые бластомилонитизированные породы,

Таблица 3. Sm-Nd данные для гнейсов кольской серии

№ пробы U-Pb возраст, млн лет Sm, мкг/г Nd, мкг/г 147Sm/144Nd 143Nd/144Nd ^Nd(°) eNd(T) TNd(DM) TNd(DM-2st)

Grt-Bt гнейсы

1/1 2910 3,81 23,59 0,0977 0,510885 -34,20 2,80 2961 2975

Crd-Sil- Grt-Bt гнейсы

1/2 2910 4,17 26,10 0,0967 0,510865 -33,59 2,78 2961 2976

Таблица 4. Rb-Sr данные для гнейсов кольской серии

№ пробы Rb, мкг/г Sr, мкг/г 87Rb/86Sr 87Sr/86Sr I(Sr)

Grt-Bt гнейсы

1/1 40,7 435 0,2707 0,715775 0,704

Crd-Sil- Grt-Bt гнейсы

1/2 76,7 382 0,5791 0,72347 0,699

Таблица 5. Сравнение содержаний петрогенных и редких элементов в парах контактирующих йг^В: и Sil±Crd-гнейсов кольской серии

Компоненты 37/1 I 37/2 II 33/5a I 33/5б II 1/1 I 1/2 II 29/3 I 29/4 II 31/2 II

SiO2 68,22 63,72 68,6 65,36 67,70 64,3 69,00 69,40 61,83

TiO2 0,51 0,71 0,57 0,61 0,53 0,70 0,50 0,62 0,76

AlA 15,17 16,53 15,75 16,51 16,80 18,10 15,30 15,60 15,26

РеАобщ 4,21 6,42 3,48 5,24 3,73 5,42 4,71 5,50 10,41

MnO 0,05 0,07 0,07 0,07 0,07 0,08 0,04 0,04 0,12

MgO 2,14 2,93 2,31 2,75 2,11 2,76 1,67 2,18 3,47

CaO 2,48 2,06 3,59 2,35 3,24 2,37 2,54 1,62 1,70

Na2O 4,35 3,41 3,75 3,76 3,71 3,02 4,36 3,05 2,73

K2O 1,49 2,37 1,19 1,79 1,31 2,12 1,63 2,00 2,74

Ba 387 752 352 461 450 750 547

Sr 318 303 451 364 429 398 287 214 176

Y 16 20 14 19 16 18 9 10 21

Cr 97 116 72 98 79 135 78 101 135

V 102 126 78 125 85 118 86 115 155

Sc 9,96 14,18 9,87 16 23,06

MgO/CaO 0,86 1,42 0,64 1,17 0,65 1,16 0,66 1,35 2,04

1РЗЭ 106 125 134 132 157 151 90 118 176

Примечание. Главные элементы в масс. %, редкие элементы в мкг/г, все железо в виде Fe2O3. I - вгМВ: гнейсы, II - Sil±Crd-вгМВ: гнейсы (меланосома).

в которых появляются мигматиты. В проанализированных парах (тонкозернистые гнейсы и меланосома крупнозернистых гнейсов) даже при незначительной степени изменения пород проявляется четкая тенденция уменьшения (от первой группы ко второй) SiO2, CaO, Na2O, Sr при одновременном увеличении Al2O3, TiO2, РеАобщ, MgO, K2O, Ba, Cr, V, Sc и Y (табл. 5). Подобные соотношения Grt-Bt гнейсов («сухарей») и высокоглиноземистых гнейсов с аналогичным поведением петрогенных элементов задокументированы в чупинских гнейсах Бело-морья [Володичев, 1969; Мыскова и др., 2000 и др.].

Описанная тенденция хорошо видна и на вариационных диаграммах (рис. 4), при этом точки составов Sil ± Crd-Grt-Bt гнейсов и биотитовых и гранат-биотитовых гнейсов не образуют единого тренда, как это бывает в терригенных породах. Поэтому обеднение Sil ± Crd-Grt-Bt гнейсов SiO2, CaO, Na2O, Sr и обогащение MgO, TiO2, Ре203общ и другими элементами логично связывать с выплавлением кварц-полевошпатовой составляющей при мигмати-зации. Вариации состава гнейсов с Sil и Crd контролируются степенью проявления миг-матизации. Меланосома наиболее мигмати-зированных пород содержит наибольшее количество мафических компонентов (табл. 3, проба 31/2).

Сумма РЗЭ и спектры распределения для гнейсов с Sil и Crd в целом сходны с таковыми

для Bt и Grt-Bt гнейсов и характеризуются отсутствием европиевых аномалий и незначительным обогащением всеми элементами, в большей степени тяжелыми РЗЭ (рис. 8, б; табл. 1). Однако в меланосоме наиболее миг-матизированных гнейсов (обр. 31/2) резко увеличивается сумма РЗЭ (до 176 мкг/г) (табл. 1), уменьшается (La/Yb)N = 10,5 и появляется отчетливая отрицательная Eu аномалия (Eu/ Eu* = 0,68) (рис. 8, б). Химические анализы сходных разновидностей Sil ± Crd-Grt-Bt гнейсов кольской серии из разреза бассейна р. Кица приведены в монографии К. Х. Авакя-на [1992]. Почти все они имеют Eu минимум, а мигматизирующие их гранатсодержащие граниты - европиевый максимум (рис. 8, г). Такое перераспределение Eu, вероятно, вызвано процессом мигматизации, приводящим к накоплению Eu вместе с плагиоклазом в лей-косоме и к обеднению им меланосомы. Но выплавлением кварц-полевошпатовой составляющей нельзя объяснить обогащение пород K2O, приводящее к повышенным содержаниям биотита. Обычно процесс мигматизации не является изохимическим, а происходит при участии флюидов, то есть с привносом и выносом элементов. К. Х. Авакян в мигматизированных кольских гнейсах отмечал увеличение содержаний K2O, а также локально проявленный метасоматоз, отличающийся большим разнообразием геохимических типов, представлен-

<47)

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

Рис. 8. Нормированные к хондриту и примитивной мантии по [Sun, McDonough, 1989] распределения редкоземельных и редких элементов в гнейсах кольской серии:

а - Bt и Grt-Bt гнейсы, б - Sil±Crd-Grt-Bt гнейсы, в - средние составы кольских гнейсов в сравнении с архейскими серыми гнейсами по [Martin, 1994], г - распределение РЗЭ в гнейсах кольской серии и инъецирующих гранитах из разреза бассейна р. Кица [Авакян, 1992]

ных продуктами выщелачивания и основного метасоматоза [Авакян, 1991].

Проведенный анализ геологических и геохимических данных позволяет нам интерпретировать Sil ± Crd-Grt-Bt гнейсы как породы,

образованные при мигматизации Bt и Grt-Bt гнейсов в условиях аллохимического грану-литового метаморфизма. Состав меланосомы гнейсов изменяется в зависимости от степени мигматизации пород. Следует подчеркнуть, что

Таблица 6. U-Pb-изотопные данные для цирконов из гнейсов кольской серии

Точка

(1) (1) Disc, % (1) (1) (1)

206рЬ и, Th, 232Th 206Pb*, 206Pb/238U 207РЬ/206РЬ 207Pb*/206Pb* 207Pb*/235U 206Pb*/238U

% м кг/г м кг/г /23S(J мкг/г возраст (млн лет) возраст (млн лет) погрешность в% погрешность в% погрешность в%

Rho

Гранат-биотитовый гнейс (проба 1/1)

Короткопризматические кристаллы

17.1 0,08 208 165 0,82 89,3 2615 ±33 2732±13 4 0,1888 ± 0,8 13,02 ± 1,7 0,5002 ± 1,5 0,888

6.1 0,14 124 78 0,65 57 2762 ±45 2756 ±10 0 0,1916 ± 0,58 14,13 ± 2,1 0,5350 ± 2 0,961

18.1 0,11 142 55 0,40 66,5 2794 ±36 2800 ± 9 0 0,1967 ±0,54 14,71 ±1,7 0,5426 ± 1,6 0,945

11.1 0,02 89 72 0,83 42 2809 ±37 2813± 13 0 0,1983 ±0,8 14,93 ± 1,8 0,5461 ±1,6 0,897

13.1 0,06 130 92 0,73 62 2851 ±38 2813 ± 9 -1 0,1984 ±0,53 15,22 ± 1,7 0,5561 ±1,6 0,951

12.1 0,38 64 28 0,46 30,9 2843 ± 39 2817± 14 -1 0,1989 ±0,87 15,20 ± 1,9 0,5542 ± 1,7 0,890

10.1 0,15 140 130 0,96 67,8 2879 ± 37 2832 ± 9 -2 0,2007 ±0,53 15,58 ± 1,7 0,5629 ± 1,6 0,950

20.1 - 212 128 0,63 102 2879 ± 36 2849 ± 7 -1 0,2028 ±0,42 15,74 ± 1,6 0,5631 ±1,5 0,966

4.1 0,07 161 63 0,40 78,2 2887 ± 37 2878± 14 0 0,2065 ±0,86 16,09 ± 1,8 0,5650 ± 1,6 0,878

14.1 0,10 156 95 0,63 77,8 2955 ± 44 2880±13 -3 0,2067 ±0,81 16,57 ±2 0,5820 ± 1,9 0,916

5.1 0,05 143 85 0,61 69,7 2904 ± 37 2909 ± 8 0 0,2104 ±0,49 16,51 ±1,7 0,5691 ± 1,6 0,954

Длиннопризматические кристаллы

1.1 0,25 240 124 0,53 94,2 2421 ±32 2688 ± 9 11 0,18390 ±0,55 11,56 ± 1,7 0,4558 ± 1,6 0,944

24.1 0,01 217 228 1,08 98,2 2725 ± 38 2737 ± 9 0 0,18940 ±0,54 13,74 ± 1,8 0,5261 ± 1,7 0,953

9.1 0,06 195 123 0,65 85,8 2660 ± 34 2747 ± 8 3 0,19051 ±0,47 13,42 ± 1,6 0,5108 ± 1,6 0,959

16.1 0,08 275 87 0,33 126 2755 ± 34 2774±19 1 0,19380 ±0,1 14,24 ± 1,9 0,5331 ± 1,5 0,801

22.1 0,08 221 111 0,52 103 2793 ± 38 2845 ± 11 2 0,20230 ±0,68 15,12 ± 1,8 0,5422 ± 1,7 0,927

23.1 0,21 138 73 0,54 65,4 2819 ±40 2890±12 3 0,20800 ±0,72 15,74 ± 1,9 0,5486 ± 1,8 0,926

Кристаллы с низкой интенсивностью свечения в катодной люминесценции

2.1 0,09 279 262 0,97 126 2725 ± 34 2750 ± 7 1 0,19085 ±0,4 13,84 ± 1,7 0,5260 ± 1,5 0,967

19.1 0,06 185 198 1,11 83,3 2717 ±34 2760 ± 8 2 0,19204 ±0,46 13,88 ± 1,6 0,5242 ± 1,5 0,959

8.1 0,12 295 204 0,71 136 2761 ±38 2816 ± 6 2 0,19871 ±0,39 14,65 ± 1,7 0,5346 ± 1,7 0,974

3.1 0,05 590 358 0,63 275 2792 ± 34 2850 ± 5 2 0,20299 ±0,29 15,17 ± 1,5 0,5421 ± 1,5 0,982

21.1 0,08 295 330 1,15 144 2904 ± 36 2877 ± 7 -1 0,20639 ±0,4 16,19 ± 1,6 0,5690 ± 1,5 0,968

Окончание табл. 6.

Точка

6РЬ ,%

(1) (1) Disc, % (1) (1) (1)

и, Th, 232Th 206 р* 206рь/238и 207РЬ/206РЬ 207Pb*/206Pb* 207Pb*/235U 206Pb*/238U

мкг/г мкг/г /23S(J мкг/г возраст (млн лет) возраст (млн лет) погрешность в% погрешность в% погрешность в%

Rho

Кордиерит-силлиманит-гранат-биотитовый гнейс (проба 1/2)

Короткопризматические и изометричные кристаллы с реликтами осцилляторной зональности

21.1 0,08 241 116 0,50 104 2627 ±37 2711 ±9 3 0,18640 ±0,55 12,93 ± 1,8 0,5030 ± 1,7 0,951

24.1 0,05 227 164 0,75 100 2672 ±37 2713 ±9 2 0,18664 ±0,53 13,22 ± 1,8 0,5136 ± 1,7 0,954

20.1 0,18 78 43 0,57 35,8 2752 ±41 2758± 16 0 0,19190 ± 0,96 14,09 ±2,1 0,5324 ± 1,8 0,887

23.1 0,59 52 33 0,67 25,1 2871 ±45 2856±19 -1 0,20380 ± 1,2 15,76 ±2,3 0,5610 ± 1,9 0,852

35.1 0,02 159 106 0,69 75,8 2850 ± 36 2860±10 0 0,20420 ±0,62 15,65 ± 1,7 0,5559 ± 1,6 0,930

31.1 (ядро) 0,23 50 30 0,62 23,1 2764 ± 43 2727±17 -1 0,18830 ± 1 13,90 ±2,2 0,5350 ± 1,9 0,880

31.3 (оболочка) 0,17 377 5 0,01 170 2721 ±37 2656 ± 8 -2 0,18029 ±0,45 13,06± 1,7 0,5253 ± 1,7 0,966

32.1 (ядро) - 267 506 1,96 122 2753 ± 37 2763 ± 8 0 0,19242 ±0,46 14,14 ± 1,7 0,5329 ± 1,7 0,963

32.2 (оболочка) 0,10 432 3 0,01 197 2741 ± 37 2689 ± 6 -2 0,18393 ±0,38 13,44 ± 1,7 0,5300 ± 1,7 0,975

37.1 (ядро) 0,09 96 83 0,90 43,7 2743 ± 36 2735 ± 11 0 0,18910 ± 0,67 13,83 ± 1,8 0,5304 ± 1,6 0,925

37.2 (оболочка) 0,01 210 117 0,57 92 2658 ± 37 2707 ± 9 2 0,18600 ±0,56 13,09 ± 1,8 0,5102 ± 1,7 0,950

Кристаллы с низкой интенсивностью свечения в катодной люминесценции

29.1 0,11 310 210 0,70 100 2060 ± 30 2636 ± 9 28 0,17907 ±0,56 2,655 ± 1,8 0,3765 ± 1,7 0,949

29.2 0,04 543 6 0,01 217 2466 ± 34 2645 ± 9 7 0,17950 ±0,53 2,145 ± 1,7 0,4660 ± 1,6 0,951

33.2 0,83 682 554 0,84 219 2031 ± 29 2663 ± 9 31 0,18784 ±0,52 2,694 ± 1,7 0,3704 ± 1,6 0,953

33.1 0,34 209 41 0,20 95,1 2734 ± 38 2680± 10 -2 0,18603 ±0,6 1,891 ± 1,8 0,5281 ± 1,7 0,943

34.1 0,25 820 276 0,35 316 2381 ±33 2710 ± 6 14 0,18848 ±0,36 2,236 ± 1,7 0,4469 ± 1,6 0,976

25.1 0,03 599 551 0,95 238 244 ± 833 2740 ± 6 12 0,18972 ±0,36 12,08 ± 1,7 0,4619 ± 1,6 0,976

28.1 0,15 507 345 0,70 203 2467 ± 34 2744 ± 7 11 0,19148 ± 0,41 2,143 ± 1,7 0,4663 ± 1,7 0,971

30.1 0,03 153 51 0,35 79,3 3044 ± 44 2793 ± 30 -8 0,19620 ± 1,8 1,657 ±2,6 0,6040 ± 1,8 0,699

36.1 0,05 335 397 1,22 156 2788 ± 35 2822 ± 6 1 0,19945 ±0,36 14,88 ± 1,6 0,5411 ± 1,5 0,973

Кристаллы, имеющие древний возраст

19.1 0,03 236 155 0,68 128 3149 ±42 3202 ± 7 0 0,25280 ±0,47 21,96 ± 1,8 0,6300 ± 1,7 0,964

22.1 0,02 90 44 0,51 52,7 3342 ± 74 3341 ± 10 0 0,27620 ±0,64 25,87 ±2,9 0,6790 ±2,9 0,976

27.1 0,10 497 53 0,11 312 3532 ± 45 3461 ±5 -2 0,29830 ±0,31 30,01 ± 1,7 0,7300 ± 1,7 0,983

Примечание. Ошибки приведены для интервала 1о. РЬ и РЬ* - обыкновенная и радиогенная составляющие соответственно. Ошибка калибровки стандарта 0,69 %. (1) - поправка на обыкновенный свинец проведена по измеренному 2^4РЬ. Я/га - коэффициент корреляции отношений г»7рь*/235и - гоерь*/238!^

Рис. 9. Схематическая геологическая карта участка Первомайский по [Добржинецкая, 1978] с упрощениями и добавлениями:

1 - Sil±Crd-Grt-Bt гнейсы кольской серии с подчиненными полосами Bt и Grt-Bt гнейсов; 2-4 - структурные элементы:

2 - положение мигматитовой полосчатости и сланцеватости: а - наклонное, б - вертикальное; 3 - линейность; 4 - структурные линии; 5 - раннепротерозойские порфировидные граниты; 6-8 - места отбора проб: 6 - пробы, в которых определены главные и редкие элементы, 7 - главные, редкие и редкоземельные элементы, 8 - место отбора геохронологических проб (33/5а,1/1 и 1/2)

тренд химической дифференциации Sil ± Crd-Grt-Bt гнейсов конвергентен тренду гранулометрической дифференциации продуктов выветривания в процессе разделения осадков на псаммиты (SiO2, Na2O, CaO) и пелиты (Al2O3, MgO, Fep.^, K2O) [Милькевич, 1996], а сами породы по геохимическим параметрам сопоставимы с терригенными осадками. В связи с этим, располагая единичными несистематизированными химическими анализами, нельзя до конца быть уверенными в происхождении мигматизированных пород. Поэтому к интерпретации первичной природы по меланосо-ме мигматитов нужно относиться с большой осторожностью.

морфология, геохимия, возраст цирконов и интерпретация изотопных данных

Для геохронологических исследований были взяты две пробы гнейсов кольской серии, отобранные на участке Первомайский (рис. 9) вблизи местонахождения ранее проанализированной пробы 33/5а [Мыскова и др., 2005]. Образцы взяты из контактирующих мелкозернистого гранат-биотитового гнейса (проба 1/1) и крупнозернистого бластомилонитизи-рованного кордиерит-силлиманит-гранат-биотитового гнейса (проба 1/2). Контакт между этими породами постепенный, без резких границ.

В пробе гранат-биотитового гнейса (проба 1/1) подавляющее число зерен циркона имеет субидиоморфную призматическую форму с некоторой сглаженностью вершин и ребер, что вряд ли можно рассматривать как признак окатанности. Такая морфология характерна и для цирконов древних высокометамор-физованных ортогнейсов и может быть следствием частичного растворения кристаллов при метаморфизме [Бибикова, 1989; Levchenkov et al., 1995]. Выделяются две морфологические группы цирконов (I - короткопризматические и II - длиннопризматические), для которых характерна хорошо развитая осцилляторная зональность и относительно высокая интенсивность свечения в катодной люминесценции (CL) (рис. 10).

Содержание U (64-295 мкг/г), Th (55330 мкг/г) и Th/U отношения (0,33-1,08) в изученных цирконах (табл. 6) свойственны кристаллам магматического происхождения. Их магматическая природа подтверждается также характером распределения РЗЭ с деплетиро-ванными легкими РЗЭ и четкими Ce максимумами и Eu минимумами (рис. 11, а, б).

В отдельную небольшую группу (III) объединены короткопризматические кристаллы темные в CL, обладающие характерными для цирконов магматического происхождения спектрами РЗЭ (рис. 11, в), но с несколько повышенным содержанием U и Th (табл. 6), что может быть связано с переработкой кристаллов

Рис. 10. Графики с конкордией и гистограмма для цирконов из гранат-биотитовых гнейсов кольской серии (проба 1/1) и изображение зерен цирконов в катодной люминесцен-

Рис. 11. Нормированные на хондрит по [Sun, McDonough, 1989] кривые распределения РЗЭ в цирконах из гранат-биотитовых гнейсов (проба 1/1). Зерна цирконов из разных групп: а - первой (I), б - второй (II), в - третьей (III)

наложенным термальным процессом. На графике с конкордией все аналитические точки и-РЬ возрастов цирконов образуют непрерывный тренд, растянутый по конкордии в диапазоне 2909 ± 8 - 2732 ± 13 млн лет (рис. 10). При этом возрасты, полученные по выделенным группам цирконов, не образуют самостоятельных кластеров, а имеют растяжку в тех же пределах (рис. 10).

Разновозрастные кластеры, располагающиеся вдоль конкордии, в большинстве случаев интерпретируются как возрасты детритовых цирконов терригенных пород [КопШеп а1., 2007]. Возраст осадконакопления в таком случае определяется по самому молодому циркону. Однако «конкордантные» тренды, подобные нашим, описаны и для цирконов древних магматических пород, испытавших метаморфизм гранулитовой фации [Ashwal а1., 1999; На1рт а1., 2012]. Они интерпретируются как результат потери свинца магматическими цирконами в процессе очень медленного (1-2 °С/млн лет и меньше) остывания магматического тела или метаморфических пород от

пика метаморфизма в условиях нижней коры. Преобладающим механизмом потери свинца считается объемная диффузия [Ashwal а1., 1999]. Такие условия могут быть реализованы для областей, где высокотемпературный метаморфизм сохранялся достаточно долго. Минимальный возраст магматизма в этом случае определяется по самому древнему значению, входящему в «конкордантный» тренд.

Предполагаемая тоналитовая природа Grt-гнейсов кольской серии, метаморфизован-ных в условиях гранулитовой фации, и магматический характер циркона позволяют нам интерпретировать «конкордантный» тренд возрастов циркона как результат потери свинца магматическими цирконами в процессе медленного остывания тоналита. Минимальный возраст магматизма, оцененный по самым древним цирконам, составляет 2,9 млрд лет (табл. 6; рис. 10). Полученные нами ранее конкордантные датировки и-РЬ возрастов цирконов из гранат-биотитового гнейса [Мыско-ва и др., 2005] статистически дополняют фактический материал и поддерживают новую

О 10 20 30 40 7 9 11 13 16 17

Рис. 12. Графики с конкордией для цирконов из силлиманит-кордиерит-гранат-био-титовых гнейсов кольской серии (проба 1/2) и изображение зерен цирконов в катодной люминесценции

концепцию интерпретации. Менее вероятна детритовая природа циркона и интерпретация тренда конкордантных и-РЬ значений как образованных действительными возрастами детри-товых зерен. Основными аргументами в пользу такой природы циркона обычно выступают округлость зерен и присутствие в пробе разновозрастных кластеров циркона. Но некоторая округлость зерен не является бесспорным признаком их детритовой природы, а может быть следствием его растворения при метаморфизме [Бибикова, 1989; Levchenkov е1 а1., 1995 и др.]; полученные для гранат-биотитовых гнейсов значения возрастов не образуют обособленных кластеров (как это характерно для осадочных пород), а равномерно растянуты вдоль конкордии. Есть еще один важный аргумент, не позволяющий безоговорочно принять точку зрения об обломочной природе продати-рованных цирконов. В случае признания детритовой природы циркона максимальный возраст

осадков, определенный по самому молодому зерну циркона, будет составлять 2,7 млрд лет, что идет вразрез с современными представлениями о древнем (2,8-2,9 млрд лет) возрасте кольских гнейсов [Авакян, 1992; Balashov е1 а1., 1992; Слабунов и др., 2006].

В пробе кордиерит-силлиманит-гранат-биотитового гнейса (проба 1/2) циркон сильнее изменен и отличается меньшей интенсивностью свечения в СЬ В этой популяции выделяются две группы циркона. Первая группа (I), сопоставимая с аналогичной группой циркона из Grt-Bt гнейса, объединяет зерна коротко-призматической формы с умеренным свечением в ^ и сохранившимися реликтами осцил-ляторной зональности (рис. 12). Три зерна из этой группы обладают ядром с осцилляторной зональностью и новообразованной однородной оболочкой. Содержание и (50-267 мкг/г), ^ (33-164 мкг/г), ^/и отношения (0,50-0,90) (табл. 6) и распределение РЗЭ в простых

Рис. 13. Нормированные на хондрит по [Sun, McDonough, 1989] кривые распределения РЗЭ в цирконах из силлиманит-кордиерит-гранат-биотитовых гнейсов (проба 1/2).

Зерна разных групп цирконов: 1 - ядра и 2 - оболочки зерен I группы (32, 37, 31); 3, 4, 5 - зерна II группы (29.1, 33.1 и 33.2 соответственно); 6 - древнее зерно 22.1 III группы

кристаллах и в ядрах зерен с оболочкой (рис. 12, 13, зерна 32, 37, 31) типичны для цирконов магматического происхождения (рис. 13; табл. 8). Аналитические точки и-РЬ возрастов цирконов I группы располагаются вдоль конкордии в том же интервале (2860 ± 10 - 2711 ± 9 млн лет) (рис. 12), что и возрасты цирконов из Grt-гнейса пробы 1/1, и аналогично интерпретируются. Однородные оболочки имеют метаморфическую природу, что следует из свойственных им низких значений ^/и отношений (0,01) и характерного обеднения новообразованных каем преимущественно средними и тяжелыми лантаноидами в сравнении с ядрами цирконов (табл. 6; рис. 13, зерна 32, 37, 31). Такое обеднение связано с конкурирующим ростом минералов, являющихся концентраторами этих элементов, и характерно для цирконов, кристаллизующихся в присутствии граната в условиях гранулитовой фации ^иЬайо, 2002]. Близкон-кордантные возрасты оболочек составляют 2707 ± 9, 2689 ± 6 и 2656 ± 8 млн лет (табл. 6). Вторая группа (II) цирконов включает темные в ^ кристаллы. Сильно варьирующие концентрации и, ^ и ^/и отношения, более пологие, чем в первой группе, спектры распределения РЗЭ, в одном случае лишенные Се и Ей аномалий (рис. 13, точка 33.2), свидетельствуют

о переработке кристаллов в ходе наложенного процесса. Цирконы имеют преимущественно дискордантные значения возраста. Максимальное количество измеренных возрастов находится в интервале 2740 ± 6 и 2636 ± 9 млн лет (рис. 12; табл. 6), близком к возрасту метаморфических оболочек, что может свидетельствовать о существовании в это время события, приведшего к нарушению кристаллической структуры цирконов и к потерям радиогенного свинца. В рассматриваемой пробе встречены три древних зерна циркона с максимальным возрастом 3461 ± 5 млн лет (табл. 6).

Заключение

Получены новые геохимические и изотопные данные по глиноземистым гнейсам кольской серии Балтийского щита, метаморфизо-ванным в гранулитовой фации. Большая часть разреза представлена мигматизированными Sil ± Crd-Grt-Bt гнейсами, в которых сохранились полосы непереработанных мелкозернистых биотитовых и гранат-биотитовых гнейсов, соответствующих протолиту кольской серии. Силлиманит- и кордиеритсодер-жащие мигматизированные гнейсы развива-

ются по мелкозернистым гнейсам в процессе бластомилонитизации и частичного плавления.

По структуре корреляционных связей между петрогенными элементами биотитовые и гра-нат-биотитовые гнейсы ближе к магматическим породам, чем к осадочным. Для них характерны положительные корреляционные связи А1203 с МдО, Fe2O3общ, ТЮ2, Na2O и СаО при слабых связях с К20, что не свойственно терригенным породам, для которых обычны положительные связи А1203 с К20 и отрицательные связи А1203 с СаО и Na2O. Из магматических аналогов по химическому составу к кольским гнейсам ближе всего гранитоиды тоналит-трондьемитовых серий, что хорошо иллюстрируется тройной диаграммой К^а-Са (рис. 7), на которой точки составов биотитовых и гранат-биотитовых гнейсов располагаются вдоль трондьемитово-го тренда дифференциации.

Гнейсы с силлиманитом и кордиеритом характеризуются более низким содержанием SiO2, СаО и Na2O и более высокими концентрациями ТЮ2, Fe2O3общ и МдО, в меньшей степени А12О3, что, вероятнее всего, было связано с выплавлением кварц-полевошпатового материала при мигматизации.

На бинарных диаграммах (рис. 4) видно, что точки составов Sil ± Crd-Grt-Bt гнейсов не образуют единого тренда с точками составов Bt и Grt-Bt гнейсов, что не позволяет считать их членами единого ряда дифференциации тер-ригенных пород.

Интерпретация изотопных данных произведена исходя из магматической природы гнейсов и продатированных цирконов. Цирконы из гранат-биотитовых гнейсов имеют призматический габитус и хорошо сохранившуюся осцилляторную зональность. «Конкордант-ный» тренд значений возрастов в диапазоне 2,9-2,7 млрд лет, полученный по этим цирконам, интерпретирован как результат разной степени потери свинца магматическими цирконами в процессе медленного остывания то-налита в условиях нижней коры [Ashwal et а1., 1999; На1рт et а1., 2012]. Преобладающим механизмом потери свинца считается объемная диффузия [Ashwal et а1., 1999]. Согласно принятой модели интерпретации минимальный возраст магматизма оценивается по самому древнему циркону и составляет в нашем случае 2,9 млрд лет. Остальные аналитические точки «конкордантного» тренда не привязаны к конкретным геологическим событиям, а являются лишь результатом потерь радиогенного свинца и-РЬ системой циркона.

Цирконы из Sil ± Crd-Grt-Bt гнейса изменены в большей степени. Измерения возраста,

сделанные для популяции цирконов с умеренным свечением в катодной люминесценции и с сохранившейся реликтовой осцилляторной зональностью, располагаются вдоль конкордии в той же позиции и примерно в том же интервале, что и цирконы из Grt-Bt гнейсов и аналогично интерпретируются. Три зерна этой популяции имеют метаморфические оболочки с возрастами 2707 ± 9, 2689 ± 6 и 2656 ± 8 млн лет. Популяция темных в катодной люминесценции кристаллов с варьирующим содержанием и и ^ имеет преимущественно дискордант-ные значения возраста, находящиеся большей частью в интервале 2740 ± 6 и 2636 ± 9 млн лет (близком к возрасту метаморфических оболочек), что может свидетельствовать о существовании в это время события, приведшего к нарушениям кристаллической структуры зерен и к потерям радиогенного свинца.

В результате проведенных исследований удалось зафиксировать два события. Первое -это кристаллизация магматического протоли-та гнейсов кольской серии 2,9 млрд лет тому назад. Этот возраст сопоставим с возрастом древнейших ортогнейсов Хомпен, Норвегия (2903 ± 6 млн лет), метаморфизованных в гра-нулитовой фации [Levchenkov et а1., 1995]. Второе - проявление этапа гранулитового метаморфизма, в ходе которого образовались Sil ± С^ гнейсы с возрастом 2707-2656 млн лет. В зернах циркона это событие фиксируется в виде новообразованных оболочек, облекающих магматические ядра. Существование этого этапа метаморфизма на Балтийском щите отмечается во многих работах [Balashov et а1., 1992 и др.]. Предполагаемый тоналито-вый протолит, внедрившийся в условия нижней коры, мог испытать еще один более древний высокотемпературный (гранулитовый?) метаморфизм. Древний этап гранулитового метаморфизма выделяют многие исследователи. Этот метаморфизм, скорее всего, проявился в статичных условиях закрытой системы: Bt и Grt-Bt гнейсы имеют мелкозернистую массивную текстуру и практически лишены сланцеватости, цирконы хорошо сохранили призматический облик и осцилляторную зональность, а изменения их выразились лишь в потере свинца в результате объемной диффузии. Сколько времени продолжалось воздействие древнего метаморфизма на тоналит, нам неизвестно, он мог быть и кратковременным. Его продолжительность не обязательно исчисляется временным интервалом в 200 млн лет с момента кристаллизации протолита в 2900 млн лет и до следующего этапа метаморфизма в 2700 млн лет, приведшего к рассланцеванию,

бластомилонитизации и частичному плавлению пород с образованием Sil ± Crd гнейсов. Петрологическими данными, позволяющими более точно судить об этом, мы не располагаем.

В популяции цирконов из Sil-Crd-Grt-Bt гнейса обнаружены три зерна древних цирконов с максимальным возрастом 3461 ± 5 млн лет. Древние цирконы были встречены ранее и в Grt-Bt гнейсах [Мыскова и др., 2015б] и интерпретированы как ксеногенные. На самом деле на данном этапе изученности мы с уверенностью не можем сказать об их происхождении. Сторонники первично осадочной природы гнейсов склонны интерпретировать их как самостоятельный кластер обломочных цирконов. Мы же можем предположить, что при достаточно большом количестве измерений могут быть получены аналитические точки со значениями от 2,9 до 3,4 млрд лет, позволяющие продлить непрерывный «конкордантный» тренд и, возможно, говорить о еще более древнем возрасте протолита. В этом мы убедились на собственном примере, когда измеренные значения возраста цирконов при недостаточности аналитических точек группировались в три самостоятельных кластера [Мыскова и др., 2015б], а при большем количестве измерений выстроились в непрерывный тренд [настоящая статья].

Имеющиеся в нашем распоряжении данные по изотопии Sr и Nd немногочисленны. Низкие начальные отношения (87Sr/86Sr)0 в двух образцах составляют 0,704 (Grt-Bt гнейс) и 0,699 (Sil-Crd-Grt-Bt гнейс), что может указывать на мантийный источник протолита. Модельный Sm-Nd возраст (2,96 млрд лет), близкий к U-Pb возрасту магматического протолита (2,9 млрд лет), и высокий eNd = 2,8, установленные для Grt-Bt и Sil-Crd-Grt-Bt гнейсов, также свидетельствуют о мантийном происхождении пород.

В завершение можно рассмотреть, как соотносятся наши выводы с данными предыдущих исследователей.

Как было отмечено во введении, К. Х. Ава-кяном [1992] по 11 пробам из мелкозернистых Grt-Bt и крупнозернистых Sil-Crd-Grt-Bt гнейсов районов Мурдозеро и Тулпъявр была получена Rb-Sr изохрона с возрастом 2880 ± 50 млн лет при начальном отношении 87Sr/86Sr = 0,7005. Исходя из общепринятой (самим автором не аргументированной) осадочной природы протолита, К. Х. Авакян [1992] был вынужден прибегнуть к очень сложной интерпретации полученной датировки и низкого изотопного отношения 87Sr/86Sr. Эта датировка была интерпретирована как возраст, соответствующий постседиментационному процессу

и начальному термальному метаморфизму. Было сделано предположение, что образование осадочных пород происходило из материала первичной коры (продукта мантийного магматизма) в течение чрезвычайно малого времени. Если интерпретировать эти данные исходя из магматической природы гнейсов, то они полностью подтверждают наши выводы и о возрасте и о происхождении протолита.

Ю. А. Балашовым с соавторами [Balashov

а1., 1992] в пробах Sil-Crd и Grt-Bt гнейсов из района Паяз-Явр (западнее оз. Чудзьявр) классическим и-РЬ методом по циркону измерены возрасты двух популяций цирконов, которые он соотносит с двумя этапами гранулитового метаморфизма, древним (2832 ± 11 млн лет) и более молодым (2648 ± 18 млн лет). Конкордант-ный возраст более молодого метаморфизма получен по популяции метаморфических цирконов с алмазным блеском граней. Эта цифра не вызывает сомнений и вполне сопоставима с нашими данными. А вот интерпретация датировки 2832 ± 11 млн лет как возраста древнего гранулитового метаморфизма вызывает некоторое сомнение. Она получена по призматическим цирконам, которые не изучались в катодной люминесценции. В пробах присутствует популяция метаморфических цирконов с молодым возрастом, поэтому есть вероятность того, что некоторые призматические зерна могут иметь метаморфические оболочки и полученная датировка 2832 ± 11 млн лет представляет собой среднее между значениями магматического и метаморфического возрастов. Если интерпретировать это значение возраста с позиции магматической природы протолита, то его можно рассматривать как возраст магматизма, только несколько заниженный.

Этими сопоставлениями мы хотели показать всю сложность, неоднозначность и во многом предположительный характер любых интерпретаций изотопных данных в высокометамор-физованных породах, особенно при огромном дефиците изотопных измерений для пород данной территории.

В процессе изложения фактического материала мы обсуждали аргументы как с точки зрения осадочной природы гранат-биотитовых гнейсов и цирконов, так и с позиции их магматического происхождения. На основании анализа литературных материалов и наших данных по геохимии гнейсов, морфологии и и-РЬ возрасту цирконов (SHRIMP-II) мы показали, что представления о терригенной природе Grt-Bt гнейсов и детритовой природе цирконов далеко не бесспорны и также нуждаются в дополнительной аргументации. В данной статье

предложена интерпретация изотопных данных исходя из магматической (тоналитовой) природы протолита гнейсов и магматического генезиса цирконов. Большая сложность и недостаточная петрологическая изученность объекта не позволяет считать и наши выводы безусловными. Мы представляем их как наиболее согласованный вариант интерпретации, вытекающий из анализа геологических соотношений и полученных геохимических и изотопных данных.

Исследования выполнены при финансовой поддержке РФФИ (проект 16-05-00486 А).

Литература

Авакян К. Х. Геология и петрология Центрально-Кольской гранулито-гнейсовой области архея. М.: Наука, 1992. 168 с.

Авакян К. Х., Буякайте М. И., Ляпунов С. М. Возраст калиево-магнезиальных метасоматитов Центрально-Кольской гранулито-гнейсовой области архея по данным Rb/Sr метода // Геохимия. 1991. № 5. С. 635-641.

Батиева И. Д., Бельков И. В. Гранитоидные формации Кольского полуострова // Очерки по петрологии, минералогии и металлогении гранитов Кольского полуострова. Л.: Наука, 1968. С. 28-43.

Бибикова Е. В. Уран-свинцовая геохронология ранних этапов развития древних щитов. М.: Наука, 1989. 179 с.

Бондаренко Л. П., Дагелайский В. Б. Геология и метаморфизм пород архея центральной части Кольского полуострова. Л.: Наука, 1968. 168 с.

Бондаренко Л. П., Дагелайский В. Б. Стратиграфия кольской серии архея в зоне Центрально-Кольского антиклинория // Стратиграфия и изотопная геохронология докембрия восточной части Балтийского щита. Л.: Наука, 1971. С. 15-20.

Ветрин В. Р., Туркина О. М., Ладден Дж., Деле-ницин А. А. Геология и полезные ископаемые Кольского полуострова. Т. 2: Полезные ископаемые, минералогия, петрология, геофизика. Апатиты: Полиграф, 2002. С.208-230.

Ветрин В. Р., Чупин В. П., Яковлев Ю. Н. Мета-осадочные породы фундамента палеопротерозой-ской Печенгской структуры: источники терригенного материала, палеогеодинамические условия формирования // Литосфера. 2013. Т. 5. С. 3-25.

Володичев О. И. Особенности преобразования глиноземистых пород беломорской серии в период ультраметаморфизма (район центральной части Западного Беломорья) // Труды Института геологии. Петрозаводск: Карельский филиал АН СССР, 1969. Вып. 4. С. 49-57.

Горяинов П. М. Кольско-Норвежский мегаблок -древнейший кратон в докембрии Кольского полуострова // В кн.: Региональная тектоника раннего докембрия СССР. Л.: Наука, 1980. С. 88-103.

Добржинецкая Л. Ф. Структурно-метаморфическая эволюция кольской серии. М.: Наука, 1978. 148 с.

Жданов В. В. Гранулиты западной части Кольского полуострова // Проблемы геологии и петрологии докембрия. ТР. ВСЕГЕИ. Нов. сер. Т. 280. 1978. С. 81-98.

Интерпретация геохимических данных: учеб. пособие / Под ред. Е. В. Склярова. М.: Интермет Инжиниринг, 2001. 288 с.

Конди К. Архейские зеленокаменные пояса. М.: Мир, 1983. 390 с.

Крюков В. Б. Геология и генезис гнейсов кольской серии // Проблемы петрологии докембрия. Тр. ВСЕГЕИ. Нов. сер. Т. 280. 1978. С. 98-112.

Лобач-Жученко С. Б., Арестова Н. А., Чекула-ев В. П. и др. Эволюция Южно-Выгозерского зеле-нокаменного пояса Карелии // Петрология. 1999. Т. 7, № 2. С. 156-173.

Милькевич Р. И. Петрохимические методы восстановления первичной природы метаморфических пород // Геологическая съемка метаморфических и метасоматических комплексов. Метод. пособие. СПб.: ВСЕГЕИ, 1996. С. 205-221.

Мыскова Т. А., Милькевич Р. И., Львов А. Б., Миллер Ю. В. Происхождение чупинских гнейсов Бе-ломорья в свете новых литолого-геохимических данных // Литология и полезные ископаемые. 2000. № 6. С.653-664.

Мыскова Т. А., Бережная Н. Г., Глебовицкий В. А. и др. Находки древнейших цирконов с возрастом 3600 млн. лет в гнейсах кольской серии, Центрально-Кольского блока Балтийского щита (и-РВ, SHRIMP-II) // ДАН. 2005. Т. 402, № 1. С. 1-5.

Мыскова Т. А., Милькевич Р. И., Бережная Н. Г. Проблема интерпретации первичной природы и возраста протолита гранулитов (на примере глиноземистых гнейсов кольской серии Балтийского щита) // Материалы II Российской конференции «Гранули-товые комплексы в геологическом развитии докембрия и фанерозоя». Санкт-Петербург. 2007. С. 219.

Мыскова Т. А., Милькевич Р. И., Львов П. А. и-РЬ геохронология (SHRIMP-II) цирконов из мета-осадков ладожской серии (Северное Приладожье, Балтийский щит) // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2012. Т. 20, № 2. С. 55-67.

Мыскова Т. А., Житникова И. А., Львов П. А. Позднеархейский среднекислый магматизм Юж-но-Выгозерской и Каменноозерской зеленокамен-ных структур Центральной Карелии // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2015а. Т. 23, № 4. С. 3-27.

Мыскова Т. А., Милькевич Р. И., Глебовицкий В. А. и др. Новые данные о возрасте (и-РЬ, SHRIMP-II) цирконов из глиноземистых гнейсов кольской серии архея Балтийского щита и проблема их интерпретации // ДАН. 2015б. Т. 463, № 3. С. 323-330.

Неелов А. Н. Петрохимическая классификация метаморфизованных осадочных и вулканических пород. Л.: Наука, 1980. 100 с.

Полканов А. А., Герлинг Э. К. Геохронология и геологическая эволюция Балтийского щита и его складчатого обрамления // Тр. ЛАГЕД АН СССР. 1961. Вып. 12. С. 7-102.

Ранний докембрий Балтийского щита / Ред. В. А. Глебовицкий. СПб.: Наука, 2005. 711 с.

Слабунов А. И., Лобач-Жученко С. Б., Бибикова Е. В. и др. Архей Балтийского щита: геология, геохронология, геодинамические обстановки // Геотектоника. 2006. № 6. С. 1-29.

Туркина О. М., Урманцева Л. Н. Метатерриген-ные породы Иркутного гранулитогнейсового блока как индикаторы эволюции раннедокембрийской коры // Литология и полезные ископаемые. 2009. № 1. С. 49-64.

Чен Я. Д., Кроу Т. Е., Ветрин В. Р., Митрофанов Ф. П. U-Pb геохронология пород архейской части разреза Кольской сверхглубокой скважины // Кольская сверхглубокая. Научные результаты и опыт исследований. М.: Технонефтегаз, 1998. С.59-70.

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

Balashov Yu. A., Mitrofanov F. P., Balagansky V. V. New geochronological data on archaean rocks of Kola peninsula // Correlation of Precambrian formations of the Kola-Karelian region and Finland. Apatity: Kola Science Centre of the Russian Academy of Sciences. 1992. P. 13-34.

Barker F., Arth J. G. Generation of trondhjernitic-to-nalitic liquids and Archaean bimodal trondhjemite-basalt suites // Geology. 1976. Vol. 4. P. 596-600.

Black L. P., Kamo S. L., Alen C. M. et al. TEMORA 1: a new zircon standard for U-Pb geochronology // Chemical Geology. 2003. Vol. 200. P. 155-170.

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

Halpin J. A., Daczko N. R., Milan L. A., Clarke G. L. Decoding near-concordant U-Pb zircon ages spanning several hundred million years: recrystallisation, me-tamictisation, or diffusion? // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2012. Vol. 163. P. 67-85.

Hoskin P. W. O. Minor and trace element analysis of natural zircon (ZrSiO4) by SIMS and laser ablation ICPMS: a consideration and comparison of two broadly competitive techniques // Journal Trace Microprobe Tech. 1998. Vol. 16. P. 301-326.

Jacobsen S. B., Wasserburg G. J. Sm-Nd evolution of chondrites and achondrites // Earth Planet. Sci. Lett. 1984. Vol. 67. P. 137-150.

Kontinen A., Kapyaho A., Huhma H. et al. Nurmes paragneisses in eastern Finland, Karelian craton:

Provenance, tectonic setting and implications for Neo-archaean craton correlation // Precambrian Research. 2007. Vol. 152. P. 119-148.

Le Maitre R. W., Baterman P., Dudek A. et al. A classification of igneous rocks and glossary of terms. 1989. Oxford: Blackwell Scientific Publications. 193 p.

Levchenkov O. A., Levsky L. K., Nordgulen O. et al. U-Pb zircon ages from Sorvaranger, Norway and the western part of the Kola Peniinsula, Russia // Norges geol. uners. Spec. publ. 1995. No. 7. P. 29-47.

Ludwig K. P. SQUID 1. 00. A User's Manual; Berkeley, CA, USA. Berkeley Geochronology Center. 2000. Special Publication. No. 2. 17 p.

Ludwig K. P. Isoplot/Ex. A User's Manual; Berkeley, CA, USA. Berkeley Geochronology Center. 2001. Special Publication. No. 1a. 56 p.

Martin H. The Archean grey gneisses and the genesis of continental crust, in Archean Crustal Evolution. 1994. Elsevier, Amsterdam. P. 205-259.

Nesbitt H. W., Yong G. M. Prediction of some weathering trends of plutonic and volcanic rocks based on thermodynamic and kinetic considerations // Geochim. Cosmochim. Acta. 1984. Vol. 48. P. 1523-1534.

Nesbitt H. W., Yong G. M. Formation and diagenesis of weathering profiles // Journal of Geology. 1989. Vol. 97. P. 129-147.

Richard P., Shimizu N., Allegre C. J. 143Nd/144Nd a natural tracer: An application to oceanic basalts // Earth Planet. Sci. Lett. 1976. Vol. 31. P. 269-278.

Rollinson H. R. Using Geochemical Data: evaluation, presentation, interpretation. 1993. Longman, Harlow. 352 pp.

Rubatto D. Zircon trace element geochemistry: partitioning with garnet and the link between U - Pb ages and metamorphism // Chem. Geol. 2002. Vol. 184. P. 123-138.

Smirnov V. K., Sobolev A. V., Batanova V. G. et al. Eos Trans. AGU. 1995. Vol. 76 (17), Spring Meet. Suppl., P. 270.

Sun S. S., McDonough W. F. Magmatism in the ocean basins / Geological Society of London Special Publication. 1989. Vol. 42. P. 313-345.

Williams I. S. U-Th-Pb geochronology by ion microprobe // Applications of microanalytical techniques to understanding mineralizing processes / Eds. M. A. Mc-Kibben, W. С. Shanks III, W. I. Ridley. Rev. Econ. Geol. 1998. Vol. 7. P. 1-35.

Поступила в редакцию 10.04.2016

References

Avakyan K. Kh. Geologiya i petrologiya Tsentral'no-Kol'skoi granulito-gneisovoi oblasti arkheya [Geology and petrology of the Central Kola granulite-gneiss region in the Archean]. Moscow: Nauka, 1992. 168 p.

Avakyan K. Kh., Buyakaite M. I., Lyapunov S. M. Vozrast kalievo-magnezial'nykh metasomatitov Tsent-ral'no-Kol'skoi granulito-gneisovoi oblasti arkheya po dannym Rb/Sr metoda [Age of potassium-magnesium

metasomatites of the Central Kola granulite-gneiss region in the Archean according to the data obtained with the use of Rb/Sr method]. Geokhimiya [Geochemistry International]. 1991. No. 5. P. 635-641.

Batieva I. D., Bel'kov I. V. Granitoidnye formatsii Kol'skogo poluostrova [Granitoid formations of the Kola Peninsula]. Ocherki po petrologii, mineralogii i metal-logenii granitov Kol'skogo poluostrova [Outlines of the

Petrology, Mineralogy and Metallogeny of the Kola Peninsula Granites]. Leningrad: Nauka, 1968. P. 28-43.

Bibikova E. V. Uran-svintsovaya geokhronologiya rannikh etapov razvitiya drevnikh shchitov [Uranium-lead geochronology of the early stages of the ancient shields development]. Moscow: Nauka, 1989. 179 p.

Bondarenko L. P., Dagelaiskii V. B. Geologiya i metamorfizm porod arkheya tsentral'noi chasti Kol'-skogo poluostrova [Geology and metamorphism of the Archean rocks of the central Kola Peninsula]. Leningrad: Nauka, 1968. 168 p.

Bondarenko L. P., Dagelaiskii V. B. Stratigrafiya kol'skoi serii arkheya v zone Tsentral'no-Kol'skogo anti-klinoriya [Stratigraphy of the Archean Kola series in the zone of the central Kola anticlinorium]. Stratigrafiya i izo-topnaya geokhronologiya dokembriya vostochnoi chasti Baltiiskogo shchita [Precambrian Stratigraphy and Isotope Geochronology of the Eastern Baltic Shield]. Leningrad: Nauka, 1971. P. 15-20.

Dobrzhinetskaya L. F. Strukturno-metamorficheskaya evolyutsiya kol'skoi serii [Structural and metamorphic evolution of the Kola series]. Moscow: Nauka, 1978. 148 p.

GoryainovP. M. Kol'sko-Norvezhskii megablok -drevneishii kraton v dokembrii Kol'skogo poluostrova [Kola-Norwegian megablock - the oldest craton in the Precambrian of the Kola Peninsula]. Regional'naya tek-tonika rannego dokembriya SSSR [Regional Tectonics of the Early Precambrian of the USSR]. Leningrad: Nauka, 1980. P. 88-103.

Interpretatsiya geokhimicheskikh dannykh: ucheb. posobie [Geochemical data interpretation: study guide]. Ed. E. V. Sklyarov. Moscow: Intermet Inzhiniring, 2001. 288 p.

Kondi K. Arkheiskie zelenokamennye poyasa [Archean greenstone belts]. Moscow: Mir, 1983. 390 p.

Kryukov V. B. Geologiya i genezis gneisov kol'skoi serii [Geology and genesis of the Kola series gneisses]. Problemy petrologii dokembriya. Tr. VSEGEI. Nov. ser. [Problems of the Precambrian Petrology. VSEGEI Transactions. New series]. Vol. 280. 1978. P. 98-112.

Lobach-Zhuchenko S. B., Arestova N. A., Cheku-laev V. P. i dr. Evolyutsiya Yuzhno-Vygozerskogo zele-nokamennogo poyasa Karelii [Evolution of the South Vygozero greenstone belt in Karelia]. Petrologiya [Petrology]. 1999. Vol. 7, no. 2. P. 156-173.

Mil'kevich R. I. Petrokhimicheskie metody vossta-novleniya pervichnoi prirody metamorficheskikh porod [Petrochemical methods for the reconstitution of the metamorphic rocks protogenic nature]. Geologiches-kaya s'emka metamorficheskikh i metasomaticheskikh kompleksov. Metod. Posobie [Geological mapping of metamorphic and metasomatic complexes. Technical guide]. St. Petersburg: VSEGEI, 1996. P. 205-221.

Myskova T. A., Berezhnaya N. G., Glebovitskii V. A. i dr. Nakhodki drevneishikh tsirkonov s vozrastom 3600 mln. let v gneisakh kol'skoi serii, Tsentral'no-Kol'skogo bloka Baltiiskogo shchita (U-PB, SHRIMP-II) [Findings of the oldest (3600 Ma) zircons in the gneisses of the Kola series, Central Kola block, Baltic Shield (U-Pb, SHRIMP-II data)]. DAN [Dokl. Earth Sci.]. 2005. Vol. 402, no. 1. P. 1-5.

Myskova T. A., Mil'kevich R. I., Berezhnaya N. G. Problema interpretatsii pervichnoi prirody i vozrasta proto-

lita granulitov (na primere glinozemistykh gneisov kol'skoi serii Baltiiskogo shchita) [Problem of the protogenic nature and age interpretation of the granulites protolith (the example of aluminous gneisses of the Kola series of the Baltic Shield)]. Materialy II Rossiiskoi konferentsii "Granu-litovye kompleksy v geologicheskom razvitii dokembriya i fanerozoya" [Proceed. of II All-Russian Conference Gran-ulite Complexes in the Geological Development of the Precambrian andPhanerozoe]. St. Petersburg, 2007. P. 219.

Myskova T. A., Mil'kevich R. I., Glebovitskii V. A., L'vov P. A., Berezhnaya N. G. Novye dannye o vozraste (U-Pb, SHRIMP-II) tsirkonov iz glinozemistykh gneisov kol'skoi serii arkheya Baltiiskogo shchita i problema ikh interpretatsii [New Data on the U-Pb (SHRIMP II) age of the zircons from the aluminous gneisses of the Archean Kola series of the Baltic Shield and the problem of their interpretation]. DAN [Dokl. Earth Sci.]. 2015b. Vol. 463, no. 3. P. 323-330.

Myskova T. A., Mil'kevich R. I., L'vov P. A. U-Pb geokhronologiya (SHRIMP-II) tsirkonov iz metaosadkov ladozhskoi serii (Severnoe Priladozh'e, Baltiiskii shchit) [U-Pb (SHRIMP-II) geochronology of the zircons from the Ladoga series metasediments (the Northern Ladoga region, Baltic Shield)]. Stratigrafiya. Geologicheskaya korrelyatsiya [Stratigraphy and Geological Correlation]. 2012. Vol. 20, no. 2. P. 55-67.

Myskova T. A., Mil'kevich R. I., L'vov A. B., Miller Yu. V. Proiskhozhdenie chupinskikh gneisov Belo-mor'ya v svete novykh litologo-geokhimicheskikh dan-nykh [Origin of the Chupa gneisses of the Belomorian region in view of new lithological and geochemical data]. Litologiya i poleznye iskopaemye [Lithology and Mineral Resources]. 2000. No. 6. P. 653-664.

Myskova T. A., Zhitnikova I. A., L'vov P. A. Pozd-nearkheiskii srednekislyi magmatizm Yuzhno-Vygoz-erskoi i Kamennoozerskoi zelenokamennykh struktur Tsentral'noi Karelii [Late Archean intermediate-felsic magmatism of the South Vygozersky and Kamennozer-sky greenstone structures of the Central Karelia]. Strati-grafiya. Geologicheskaya korrelyatsiya [Stratigraphy and Geological Correlation]. 2015a. Vol. 23, no. 4. P. 3-27.

NeelovA. N. Petrokhimicheskaya klassifikatsiya me-tamorfizovannykh osadochnykh i vulkanicheskikh porod [Petrochemical classification of metamorphosed sedimentary and igneous rocks]. Leningrad: Nauka, 1980. 100 p.

Polkanov A. A., Gerling E. K. Geokhronologiya i geologicheskaya evolyutsiya Baltiiskogo shchita i ego sklad-chatogo obramleniya [Geochronology and geological evolution of the Baltic Shield and surrounding fold belts]. Tr. LAGED AN SSSR [Proceed. of the Laboratory of Precambrian Geology of the USSR Academy of Sciences]. 1961. Iss. 12. P. 7-102.

Rannii dokembrii Baltiiskogo shchita [Early Precambrian age of the Baltic Shield]. Ed. V. A. Glebovitskii. St. Petersburg: Nauka, 2005. 711 p.

Slabunov A. I., Lobach-Zhuchenko S. B., Bibiko-va E. V. i dr. Arkhei Baltiiskogo shchita: geologiya, geokhronologiya, geodinamicheskie obstanovki [Ar-chean of the Baltic Shield: geology, geochronology, and geodynamic settings]. Geotektonika [Geotectonics]. 2006. No. 6. P. 1-29.

Turkina O. M., Urmantseva L. N. Metaterrigen-nye porody Irkutnogo granulitogneisovogo bloka kak

indikatory evolyutsii rannedokembriiskoi kory [Metater-rigenous rocks of the Irkut granulite - gneiss block as the indicators of the Early Precambrian crust evolution]. Litologiya i poleznye iskopaemye [Lithology and Mineral Resources]. 2009. No. 1. P. 49-64.

Vetrin V. R., Chupin V. P., Yakovlev Yu. N. Meta-osadochnye porody fundamenta paleoproterozoiskoi Pechengskoi struktury: istochniki terrigennogo mate-riala, paleogeodinamicheskie usloviya formirovaniya [Metasedimentary gneisses of the basement of the Pa-leoproterozoic Pechenga structure: sources of the terrigenous material, paleogeodynamic formation conditions]. Litosfera [Lithosphere]. 2013. Vol. 5. P. 3-25.

Vetrin V. R., Turkina O. M., Ladden Dzh., Delenit-sin A. A. Geologiya i poleznye iskopaemye Kol'skogo poluostrova. T. 2: Poleznye iskopaemye, mineralogiya, petrologiya, geofizika [Geology and mineral resources of the Kola Peninsula. Vol. 2. Mineral resources, mineralogy, petrology, geophysics]. Apatity: Poligraf, 2002. P. 208-230.

Volodichev O. I. Osobennosti preobrazovaniya gli-nozemistykh porod belomorskoi serii v period ul'tra-metamorfizma (raion tsentral'noi chasti Zapadnogo Belomor'ya) [Specific features of the aluminous rocks transformation of the Belomorian series during ultram-etamorphism (the central part of the West Belomorian region]. Trudy Instituta geologii [Trans. of the Institute of Geology, Karelian Branch of the Acad. of Sci., USSR]. Petrozavodsk: Karel'skii filial AN SSSR, 1969. Iss. 4. P. 49-57.

Zhdanov V. V. Granulity zapadnoi chasti Kol'skogo poluostrova [Granulites of the Western Kola Peninsula]. Problemy geologii i petrologii dokembriya. Tr. VSEGEI. Nov. ser. [Problems of Geology and Petrology of the Precambrian. VSEGEI Transactions. New series]. Vol. 280. 1978. P. 81-98.

Chen Ya. D., Krou T. E., Vetrin V. R., Mitrofanov F. P. U-Pb geokhronologiya porod arkheiskoi chasti razreza Kol'skoi sverkhglubokoi skvazhiny [U-Pb geochrono-logy of the Archean section rocks of the Kola super-deep borehole]. Kol'skaya sverkhglubokaya. Nauchnye rezul'taty i opyt issledovanii [The Kola superdeep borehole. Academic results and summary of the obtained experience]. Moscow: Tekhnoneftegaz, 1998. P. 59-70.

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

Balashov Yu. A., MitrofanovF. P., Balagansky V. V. New geochronological data on archaean rocks of Kola peninsula. Correlation of Precambrian formations of the Kola-Karelian region and Finland. Apatity: KSC of RAS, 1992. P. 13-34.

Barker F., Arth J. G. Generation of trondhjernitic-to-nalitic liquids and Archaean bimodal trondhjemite-basalt suites. Geology. 1976. Vol. 4. P. 596-600.

Black L. P., Kamo S. L., Alen C. M. etal. TEMORA 1: a new zircon standard for U-Pb geochronology. Chemical Geology. 2003. Vol. 200. P. 155-170.

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

Halpin J. A., Daczko N. R., Milan L. A., Clarke G. L. Decoding near-concordant U-Pb zircon ages spanning several hundred million years: recrystallisation, me-tamictisation, or diffusion? Contributions to Mineralogy and Petrology. 2012. Vol. 163. P. 67-85.

Hoskin P. W. O. Minor and trace element analysis of natural zircon (ZrSiO4) by SIMS and laser ablation ICPMS: a consideration and comparison of two broadly competitive techniques. Journal Trace Microprobe Tech. 1998. Vol. 16. P. 301-326.

Jacobsen S. B., Wasserburg G. J. Sm-Nd evolution of chondrites and achondrites. Earth Planet. Sci. Lett. 1984. Vol. 67. P. 137-150.

Kontinen A., Kapyaho A., Huhma H. et al. Nurmes paragneisses in eastern Finland, Karelian craton: Provenance, tectonic setting and implications for Neoarchae-an craton correlation. Precambrian Research. 2007. Vol. 152. P. 119-148.

Le Maitre R. W., Baterman P., Dudek A. et al. A classification of igneous rocks and glossary of terms. 1989. Oxford: Blackwell Scientific Publications. 193 p.

Levchenkov O. A., Levsky L. K., Nordgulen O. et al. U-Pb zircon ages from Sorvaranger, Norway and the western part of the Kola Peniinsula, Russia. Norges geol. uners. Spec. publ. 1995. No. 7. P. 29-47.

Ludwig K. P. SQUID 1. 00. A User's Manual; Berkeley, CA, USA. Berkeley Geochronology Center. 2000. Special Publication. No. 2. 17 p.

Ludwig K. P. Isoplot/Ex. A User's Manual; Berkeley, CA, USA. Berkeley Geochronology Center. 2001. Special Publication. No. 1a. 56 p.

Martin H. The Archean grey gneisses and the genesis of continental crust, in Archean Crustal Evolution. 1994. Elsevier, Amsterdam. P. 205-259.

Nesbitt H. W., Yong G. M. Prediction of some weathering trends of plutonic and volcanic rocks based on thermodynamic and kinetic considerations. Geochim. Cosmochim. Acta. 1984. Vol. 48. P. 1523-1534.

Nesbitt H. W., Yong G. M. Formation and diagenesis of weathering profiles. Journal of Geology. 1989. Vol. 97. P. 129-147.

Richard P., Shimizu N., Allegre C. J. 143Nd/144Nd a natural tracer: An application to oceanic basalts. Earth Planet. Sci. Lett. 1976. Vol. 31. P. 269-278.

Rollinson H. R. Using Geochemical Data: evaluation, presentation, interpretation. 1993. Longman, Harlow. 352 pp.

Rubatto D. Zircon trace element geochemistry: partitioning with garnet and the link between U-Pb ages and metamorphism. Chem. Geol. 2002. Vol. 184. P. 123-138.

Smirnov V. K., Sobolev A. V., Batanova V. G. et al. Eos Trans. AGU. 1995. Vol. 76 (17), Spring Meet. Suppl., P. 270.

Sun S. S., McDonough W. F. Magmatism in the ocean basins. Geological Society of London Special Publication. 1989. Vol. 42. P. 313-345.

Williams I. S. U-Th-Pb geochronology by ion microprobe. Applications of microanalytical techniques to understanding mineralizing processes. Eds. M. A. Mc-Kibben, W. C. Shanks III, W. I. Ridley. Rev. Econ. Geol. 1998. Vol. 7. P. 1-35.

Received April 10, 2016

сведения об авторах:

CONTRIBUTORS:

мыскова Татьяна Анатольевна

старший научный сотрудник

Институт геологии и геохронологии докембрия РАН наб. Макарова, 2, Санкт-Петербург, Россия, 199034 эл. почта: tmyskova@gmail.com тел.: (812) 3280192

милькевич раиса ивановна

старший научный сотрудник

Институт геологии и геохронологии докембрия РАН наб. Макарова, 2, Санкт-Петербург, Россия, 199034 тел.: (812) 3280192

Myskova, Tatiana

Institute of Precambrian Geology and Geochronology RAS 2 Nab. Makarova, 199034 St. Petersburg, Russia e-mail: tmyskova@gmail.com tel.: (812) 3280192

Milkevich, Raisa

Institute of Precambrian Geology and Geochronology RAS 2 Nab. Makarova, 199034 St. Petersburg, Russia tel.: (812) 3280192