CC BY
17УДК 550.42+552.42
Н. И. ГУСЕВ, Л. Ю. СЕРГЕЕВА (ВСЕГЕИ), С. Г. СКУБЛОВ (ИГГД РАН, СПГУ)
Свидетельства переработанной эоархейской коры на Анабарском щите
(Сибирский кратон)
Палеоархейские (3,4 млрд лет) анатектические тоналит-гранодиоритовые плагиогнейсы содержат ксенолиты мафических (метагаббро) и плагиоклазовых (метамонцодиориты) пород. Ксенолиты характеризуются TNd(DM) = 3,65—3,67 млрд лет и содержат эоархейский циркон: в мафических породах дискордантные анализы дают верхние пересечения 3987 ± 71 — 3599 ± 33 млн лет, а в плагиокристаллосланцах циркон имеет возраст 3631 ± 5 млн лет. Ксенолиты рассматриваются как остатки эоархейской мафической коры.
Ключевые слова: Анабарский щит, далдынская серия, эоархей, палеоархей, гранулиты, циркон, U-Pb возраст SHRIMP II, Sm-Nd изотопная система.
N. I. GUSEV, L. YU. SERGEEVA (VSEGEI), S. G. SKUBLOV (IGGD RAS, SPGU)
Evidence of the reworked Eoarchean crust in the Anabar Shield
(Siberian Craton)
Paleoarchean (3.4 Ga) anatectic tonalite-granodiorite plagiogneiss hosts xenoliths of mafic (metagabbro) and plagioclase (metamonzodiorite) rocks. Xenoliths are characterized by TNd(DM) = = 3.65 to 3.67 Ga and contain Eoarchean zircon: in mafic schist, zircon discordant analyses give upper intersections of 3987 ± 71 to 3599 ± 33 Ma; in plagioclase schist, the age of zircon is 3631 ± 5 Ma. Xenoliths are considered as remnants of the Eoarchean mafic crust.
Keywords: Anabar Shield, Daldyn Group, Eoarchean, Paleoarchean, granulite, zircon, U-Pb age SHRIMP II, Sm-Nd systematics.
Как цитировать эту статью: Гусев Н. И., Сергеева Л. Ю., Скублов С. Г. Свидетельства переработанной эоархейской коры на Анабарском щите (Сибирский кратон) // Регион. геология и металлогения. — 2019. — № 78. — С. 40—57.
Введение. Данные о формировании континентальной коры Анабарского щита скудны и противоречивы. Если для Сибирского крато-на возраст коры принимается 3,69—3,46 млрд лет, то для Анабарского щита он оценивается значениями 3,35—3,32 млрд лет [7]. По результатам изучения и-РЬ и Ьи-НГ изотопных систем детритового циркона из современного аллювия Анабарского щита [20], наиболее древние цирконы с возрастом 3,4 млрд лет образовались из ювенильной магмы дебетированной мантии. Авторы пришли к заключению, что кора Анабарского щита и, вероятно, всей центральной и северной части Сибирского кратона начала формироваться в середине палеоархея и не содержит более древней переработанной коры. Полученные нами данные по Ьи-Ш системе в цирконах из гиперстеновых плагиогнейсов с возрастом 3,4—3,35 млрд лет [4] свидетельствуют, что около 3,4 млрд лет назад происходила переработка более древней коры. Такой вывод подтверждают данные по северной части Дал-дынской глыбы Анабарского щита [5], где в ортопироксеновых плагиогнейсах циркон
с возрастом 3723 ± 2 млн лет (Б 1 = 3 %) характеризуется величиной ещ{Т) +2,6, модельным возрастом ТН((БМ) 3,78 млрд лет и временем экстракции коры ТСН 3,82 млрд лет, что дает основание считать источник вещества при образовании циркона ювенильным, а время формирования коры эоархейским. Кроме того, на востоке Анабарского щита в кимберлитах трубки Баргадымалах захваченный циркон с возрастом 3569 ± 33 млн лет также свидетельствует, что некоторые фрагменты кратона могут быть реликтами более ранней континентальной коры [17]. Изучение и-РЬ-ТЬ, Ьи-Н и Ке-Оз изотопных систем глубинного ксеногенного материала из кимберлитов позволило установить, что начало формирования деплетированной литосферы Сибирского кратона и ее отделение от кон-вектирующей мантии относится к возрасту 3,6 млрд лет [6]. На юго-западе Сибирского кратона палеоархейский этап формирования
1 Б — дискордантность: степень несогласованности возрастов, получаемых свинцово-изотопным методом по четырем различным изотопным отношениям и, РЬ и ТЬ.
© Гусев Н. И., Сергеева Л. Ю., Скублов С. Г., 2019
коры отражает становление плагиогнейсов и гранитоидов ТТГ-комплексов с возрастом 3,4 и ~3,3 млрд лет [9]. Величина ТШ(БМ) 3,52—3,56 млрд лет для этих пород предполагает участие в их образовании еще более древней коры с возрастом до 3,6 млрд лет. Присутствие эоархейской коры также подтверждают детритовые цирконы в парагнейсах Шарыжалгайского выступа, свидетельствующие об эоархейском (3,7 млрд лет) возрасте начала формирования коры, а данные по ортогнейсам — о рециклинге ранней коры в диапазоне 3,4—3,2 млрд лет [10].
Новые сведения о существовании эоар-хейской континентальной коры получены нами при изучении Джелиндинской глыбы на северо-востоке Анабарского щита в верховьях р. Налим-Рассоха (рис. 1).
Геологическое строение. Джелиндинская глыба прослеживается на Анабарском щите на протяжении 280 км, достигая в ширину 50 км. Она интерпретируется как относительно хорошо сохранившаяся восточная часть крупной Джелиндинской антиформной структуры, погружающейся в северо-западном направлении [3]. В ядре структуры отмечаются бекелехская, а на крыльях — килегир-ская толщи далдынской серии, представленные гранулитами метабазит-плагиогнейсовой ассоциации [1]. В северо-западной части Джелиндинской глыбы в верховьях р. Налим-Рассоха нами выделена локальная антиформная структура. Ее ядро шириной около 4 км сложено монотонными орто- и двупироксеновы-ми плагиогнейсами с линзами мафических кристаллосланцев и плагиокристаллосланцев, которые рассматривались при ГС-200 в качестве четвертой пачки килегирской толщи [3].
На крыльях структуры с появлением первых пластов кварцитов обнажены более разнообразные по составу гранулиты. В юго-западном крыле, породы которого ранее относились [3] к третьей пачке килегирской толщи, залегают двупироксеновые, гиперстеновые и амфибол-двупироксеновые гнейсы (80—85 %), гиперстен-гранатовые гнейсы, кальцифиры, мраморы, силлиманит- и кор-диеритсодержащие гнейсы (10—15 %), кварциты (2—3 %). Северо-восточное крыло, ранее считавшееся нижней пачкой амбардахской толщи верхнеанабарской серии [3], имеет аналогичный состав, но добавляются редкие линзы пироксен-плагиоклазовых кристал-лосланцев. По всей площади спорадически встречаются мезоархейские линзовидные тела ультраосновного состава. В северо-восточном крыле структуры залегают палеопротерозой-ские двупироксеновые кристаллосланцы, ортопироксеновые плагиогнейсы и гранатсо-держащие лейкогнейсограниты, представляющие палеопротерозойскую интрузию, мета-морфизованную в гранулитовой фации.
i W2T2T
WIS115" TO'IFIS"
■ -----LZ_Z_- - - - ■
7(Г2<Г10" №2440"
Рис. 1. Геологическая карта верховьев р. Налим-Рассоха по [3] с изм. и доп.
1—3 — палеопротерозойские образования: 1 — гра-натсодержащие аляскитовые гнейсограниты, 2 — ортопироксеновые плагиогнейсы, 3 — двупироксеновые кристаллосланцы; 4 — неоархейские ультрамафические кристаллосланцы; 5 — мезоархейские двупироксеновые, гиперстеновые и амфибол-двупироксеновые пла-гиогнейсы и кристаллосланцы, гиперстен-гранатовые гнейсы, силлиманит- и кордиеритсодержащие гнейсы, кальцифиры, мраморы, кварциты; 6 — палеоархейские орто- и двупироксеновые плагиогнейсы; 7 — эоархей-ские мафические и плагиоклазовые кристаллосланцы; 8 — двупироксеновые, гиперстеновые и амфибол-дву-пироксеновые плагиогнейсы и кристаллосланцы, силлиманит- и кордиеритсодержащие гнейсы, кальцифиры, мраморы; 9 — орто- и двупироксеновые плагиогнейсы; 10 — гиперстен-гранатовые и биотит-гранатовые плагиогнейсы; 11 — кварциты; 12 — пироксен-плагиоклазовые кристаллосланцы; 13 — мафические кристаллосланцы; 14 — чередование ортопироксеновых плагиогнейсов и мафических кристаллосланцев; 15 — места отбора проб для изотопного датирования: в числителе номер пробы, в знаменателе и-РЬ возраст по циркону (БЫМР II), млн лет. Возраст прямым шрифтом — про-толита, курсивом — метаморфизма. На врезке — Анабар-ский щит: 1 — Джелиндинская глыба; 2 — изученный участок
Методы исследований. На локальном участке (рис. 1) были изучены Sm-Nd изотопные системы 11 проб, отобранных из основных геологических тел, и проведено U-Pb датирование циркона в Изотопном центре ВСЕГЕИ. Аналитики: А. Н. Ларионов (U-Pb анализ цирконов (SHRIMP II) и Е. С Богомолов (Sm-Nd изотопная система валовых проб пород). В двух пробах изучен редкоэлементный состав цирконов методом масс-спектрометрии вторичных ионов на микрозонде Cameca IMS-4f в Ярославском филиале Физико-технологического института РАН (аналитики С. Г. Симакин и Е. В. Потапов).
Рис. 2. Обнажения гранулитов в верховьях р. Налим-Рассоха
a — палеоархейские ортопироксеновые плагиогнейсы с ксенолитами эоархейских мафических кристаллосланцев. Вблизи ксенолитов плагиогнейсы контаминированы мафическим материалом кристаллосланцев; б — эоархейские плагиокристаллосланцы с линзовидными полосами мафических кристаллосланцев; в — мезоархейские кварциты в ортопироксеновых плагиогнейсах; г — мезоархейские ортопироксеновые плагиогнейсы, перемежающиеся с двупироксеновыми кристаллосланцами
Результаты исследований. Определены эоархейские, палеоархейские и палеопроте-розойские образования. К наиболее древним относятся ортопироксеновые плагиогнейсы с линзами мафических кристаллосланцев (рис. 2, а), контаминированные мафическим материалом двупироксеновые гнейсы, а также плагиокристаллосланцы с подчиненными прослойками мафических кристаллосланцев (рис. 2, б). Эти породы характеризуются наиболее древними величинами Кё-модельных возрастов и и-РЬ возраста цирконов. Мезо-архейский возраст определился для двупиро-ксеновых кристаллосланцев, густоинъециро-ванных ортопироксеновыми плагиогнейсами (рис. 2, г). Уточнить возраст магматических пород в архейских источниках сноса позволяют детритовые цирконы из кварцитов (рис. 2, в) в юго-западном крыле структуры. В дальнейшем более подробно будут охарактеризованы эо- и палеоархейские образования и очень кратко — мезоархейские и палео-протерозойские породы, в том числе результаты их изотопного датирования.
Петрография пород. Мафические дву-пироксеновые кристаллосланцы (пр. 607) по химическому составу соответствуют умеренно щелочным габброидам (табл. 1, пр. 607). Минеральный состав (об. %): плагиоклаз (АЬ61 14Ап3612Ог274) 40—45, клинопирок-сен (Бп37;31р81М1^о144;28) 20—25, ортопирок-сен (Еп56д0р845^о1и8) 5-7, бурая роговая обманка — магнезиогастингсит (содержит К2О 2-3 мас. % и ТЮ2 1,7—2,5 мас. %) 15—20, Сг-содержащий (Сг2О3 0,6—1 мас. %) магнетит 10, Мп-содержащий (МпО 1,18— 1,82 мас. %) ильменит 2, единичные зерна апатита, циркона, монацита и чешуйки наложенного биотита. В породе величина магнезиальности (ХМё) убывает в последовательности: клинопироксен 0,67, ортопи-роксен 0,58, амфибол 0,44. В пироксенах отмечается содержание МпО: Орх 0,53—1,08 и Срх 0,44—0,49 мас. %.
Плагиокристаллосланцы ортопироксеновые (для краткости плагиокристаллосланцы (рис. 2, б) по химическому составу соответствуют натриевым монцодиоритам (табл. 1,
Таблица 1
Содержания петрогенных (мас.%) и редких (ррт) элементов в гранулитах
Номер образца
Компонент 607 602 607B 607A 608A 608 601 601А 603 603А 604 600 606 606А
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14
SiO2, 44,7 55,7 69,2 57,4 64,8 48,2 98,8 94,7 53,3 54,2 56 67,9 75,2 74,5
мас. %
TiO2 1,37 1,08 0,5 0,86 0,43 0,87 0,04 0,12 0,86 0,77 0,9 0,42 0,21 0,15
AI2O3 12,8 19,1 14,9 15,6 17,8 15,5 0,39 2,21 19,1 20,1 18 16 13,1 13,6
Fe2O3 8,94 4,22 2,14 4,66 2,04 5,97 0,15 0,52 3,58 3,2 3,34 1,71 0,93 0,62
FeO 8,69 2,97 1,71 4,17 1,64 4,74 0,12 0,7 3,9 3,35 4,17 2,02 1,3 1,14
MnO 0,23 0,07 0,06 0,16 0,05 0,18 0,01 0,03 0,14 0,11 0,15 0,05 0,08 0,07
MgO 8,27 4,75 2,22 5,13 1,91 8,9 0,05 0,15 4,23 3,91 4,09 1,78 0,76 0,44
CaO 10 4,89 3,52 6,59 4,32 12,2 0,08 0,15 8,53 7,55 7,24 4,6 0,88 1,04
Na2O 2,49 5,05 3,8 3,97 5,05 2,33 0,05 0,22 4,57 4,67 4,19 3,83 3,68 3,48
K2O 0,9 1,15 1,61 0,76 1,18 0,38 0,04 0,67 0,89 1,1 1,06 0,98 2,95 3,92
P2O5 0,21 0,02 0,12 0,13 0,12 0,06 0,02 0,02 0,28 0,33 0,29 0,11 0,02 0,02
п. п. п. 0,16 0,27 0,05 0,05 0,4 0,05 0,05 0,2 0,12 0,25 0,05 0,29 0,69 0,52
Сумма 98,8 99,3 99,8 99,5 99,7 99,4 99,8 99,7 99,5 99,5 99,5 99,7 99,8 99,5
Th, ppm 47,3 6,04 1,29 2,21 0,16 0,1 0,32 0,83 0,84 0,33 0,12 2,09 14,2 3,22
U 1,35 0,3 0,29 0,18 0,11 0,05 0,16 0,21 0,11 0,05 0,05 0,54 1,62 0,41
Rb 6,06 19,6 23,7 2,67 6,05 1 1 15,3 3,75 4,44 4,7 10,4 42 78,3
Ba 224 1080 841 649 847 72,3 12 211 622 684 705 564 753 1370
Sr 97,1 439 351 344 589 151 1,39 23,9 924 963 812 383 117 132
La 147 53,9 27,9 38 22,3 4,57 0,44 4,66 26,1 35,2 30 23,7 44 44,5
Ce 288 83,8 50 71,6 36,8 11,7 0,92 7,17 53,3 78 62,4 42,1 91,2 79,8
Pr 32,1 8,3 5,69 8,83 4,04 1,87 0,10 0,64 7,12 10,1 8,23 4,93 11 8,94
Nd 107 26,4 20,3 34,5 14,1 8,35 0,37 2,18 26,6 41,9 34,4 17,5 41,5 30
Sm 15,9 3,29 3,71 7,04 2,41 2,54 0,05 0,39 4,71 7,15 6,3 3,16 6,94 4,89
Eu 2,61 1,89 1,15 1,89 0,97 0,8 0,03 0,19 1,38 1,65 1,55 1,08 0,85 0,93
Gd 15,3 3,13 3,21 6,29 1,56 2,62 0,05 0,39 3,67 5,31 4,99 2,89 6,45 4,87
Tb 2,02 0,4 0,5 1,07 0,22 0,5 0,02 0,06 0,44 0,71 0,62 0,44 0,98 0,84
Dy 10,9 2,47 2,58 6,42 0,91 3,23 0,06 0,34 2,44 3,68 3,21 2,38 5,36 5,51
Ho 2,12 0,6 0,57 1,35 0,17 0,72 0,03 0,08 0,44 0,77 0,63 0,54 1,25 1,29
Er 6,11 1,88 1,49 4,05 0,5 2,05 0,07 0,22 1,25 1,9 1,87 1,42 3,35 4,21
Tm 0,89 0,35 0,19 0,6 0,07 0,3 0,02 0,04 0,2 0,25 0,25 0,21 0,52 0,7
Yb 5,59 2,15 1,33 3,76 0,33 1,78 0,11 0,36 1,11 1,66 1,41 1,27 3,7 4,75
Lu 0,77 0,37 0,23 0,58 0,06 0,28 0,03 0,06 0,14 0,22 0,23 0,23 0,55 0,79
Zr 351 409 338 149 114 44,8 209 326 97,8 94,8 127 146 183 172
Hf 9,17 10,5 8,69 3,89 2,64 1,36 4,9 8,1 2,49 2,42 3,07 3,65 5,09 4,97
Ta 1,14 0,35 0,18 0,29 0,05 0,17 0,05 0,15 0,25 0,27 0,29 0,34 0,34 0,14
Nb 17,3 8,79 3,78 7,27 2,05 2,41 0,25 1,39 7,28 7,07 7,29 5,56 9,49 4,21
Y 59,6 14,9 14,7 36,9 4,77 18,7 0,62 1,96 13,2 18,8 16,6 13,8 32,1 39,1
Cr 1010 254 67,7 259 57 388 120 254 61,2 60,7 45,4 75,4 17,7 85,3
Ni 235 133 17 75,4 37,1 113 2,72 21,3 24,4 28,4 4,12 24,7 5,82 3,29
Co 57,9 27,4 11,1 32,1 11,4 46,2 0,25 2,85 24,7 21,6 1,71 10,4 2,11 1,02
Sc 46,6 16,5 5,36 15,5 4,59 44,1 0,31 0,53 17,7 16,3 1,34 7,35 6,78 5,32
Pb 14,8 10,2 12 8,75 10,5 5,42 3,9 4,84 8,13 11,7 32,4 12,2 17 22,4
Ga 26,8 24,6 19,4 22,1 20,5 17,4 0,79 2,8 19,9 23,1 21,6 19,3 13,6 14,6
Eu/Eu* 0,51 1,80 1,02 0,87 1,53 0,95 1,72 1,49 1,01 0,82 0,85 1,09 0,39 0,58
(La/Yb)N 17,7 16,9 14,1 6,81 45,6 1,73 2,7 8,73 15,9 14,3 14,3 12,6 8,02 6,32
ZREE 636 189 119 186 84,4 41,3 2,29 16,8 129 189 156 102 218 192
Примечания: Эоархейские гранулиты: 1 — мафические двупироксеновые кристаллосланцы (пр. 607); 2 — двупиро-ксеновые плагиокристаллосланцы (пр. 602). Палеоархейские гранулиты: 3 — ортопироксеновые плагиогнейсы (пр. 607В); 4 — контаминированные двупироксеновые гнейсы (пр. 607А). Мезоархейские гранулиты: 5 — ортопироксеновые плагиогнейсы (пр. 608А); 6 — двупироксеновые кристаллосланцы (пр. 608); 7, 8 — кварциты (пробы 601, 601А). Палеопротерозой-ские гранулиты: 9—11 — двупироксеновые кристаллосланцы (пробы 603, 603а, 604); 12 — ортопироксеновые плагиогнейсы (пр. 600); 13, 14 — гранатсодержащие гнейсограниты (пробы 606, 606А).
пр. 602). Они сложены (об. %): крупными изометрическими, иногда антипертитовыми зернами плагиоклаза (Ап38) 70, ортопироксе-на 13, клинопироксена 2, биотита 2—3, магнетита 3—4 и единичными зернами циркона.
Ортопироксеновые плагиогнейсы (табл. 1, пр. 607В) тоналит-гранодиоритового состава содержат (об. %): антипертитовый плагиоклаз (АЬ7134Ап2592Ог275) 50—55, кварц 30—33, ортоклаз (АЬ9,59Ог90,41) 9—10, ортопироксен (Бп6198 Р836 76 ^о11;26) 10, хромсодержащий (Сг2О3 1,42 мас. %) магнетит 3, ильменит 1, единичные зерна апатита, циркона, монацита.
Контаминированные мафическим материалом двупироксеновые гнейсы (пр. 607А) включают две генерации андезинового плагиоклаза: раннюю (Ап43) с антипертитовы-ми вростками и более однородную позднюю (АЬб7;80Ап29д2Ог3;08). Состав пород (об. %): плагиоклаз 55—60, ортопироксен (Еп590^396^о1132) 12, клинопироксен авги-тового ряда (Еп385^173^о14404) 7—10, амфибол 2—3, кварц 5, Сг-содержащий (Сг2О3 1,56— 2,24 мас. %) магнетит 5, Мп-содержащий (МпО 0,88—2,01 мас. %) ильменит 1, апатит и единичные чешуйки биотита. В пироксе-нах отмечается снижение содержания МпО от орто- к клинопироксенам: Орх 0,66—0,81 и Срх 0,27—0,45 мас. %.
Ортопироксены наиболее магнезиальные в плагиогнейсах (0,67), минимально — в мафических ксенолитах (0,58) и промежуточные (0,63) — в контаминированных гнейсах. Клинопироксены также более магнезиальные в контаминированных гнейсах (0,72), чем в мафических ксенолитах (0,67), в плагиогнейсах клинопироксен отсутствует.
Кварциты (рис. 2, в, пр. 601) серые средне- и крупнозернистые, часто с хорошо выраженной полосчатостью, обусловленной субпараллельной ориентировкой темноцветных минералов. Обычно встречаются мономинеральные кварциты, полевошпатовые, гранат-, силлиманит-, магнетитсодержащие и другие разности отмечаются редко.
Геохимические особенности. Эоар-хейские образования представлены мафическими кристаллосланцами (табл. 1, пр. 607) и плагиокристаллосланцами (пр. 602). Мафические кристаллосланцы отличаются низким содержанием (мас. %): 8Ю2 44,7 и высоким — оксидов Fe и М§ (ш§# 1 46,8). Низкое отношение М§О/СаО = 0,83 при Р2О5/ТЮ2 = = 0,15 и повышенное содержание Сг 1010, N1 235 ррт дают основание считать породы метабазитами [29].
При нормировании содержаний микроэлементов на состав примитивной мантии (рис. 3, а, б) отмечаются положительные аномалии ТЬ, Ьа, Се, РЬ, N6^ и отрицательные Та, КЫЪ, Т1, 8г, Р. Кристаллосланцы наиболее
1 mg# = Mg/(Mg+Fe) в молекулярных количествах.
обогащены REE (EREE 636 ppm) при умеренно высокой фракционированности ((La/Yb)N 17,73) и хорошо выраженном Eu-минимуме (Eu/Eu* 2 0,51), что может указывать на фракционирование в условиях континентальной коры [8].
Плагиокристаллосланцы (пр. 602) по петрохимии соответствуют натриевым мон-цодиоритам. Они более магнезиальные, чем мафические породы (mg# 55,6), но содержат меньше Сг 254, Ni 133 ppm. На рис. 3, а, б проявлены положительные аномалии Ba, La, Pb, Zr, Eu, отрицательные U, Nb, Ta и особенно P. Ниже содержание REE (EREE 189 ppm) с фракционированным распределением ((La/Yb)N 16,9) и хорошо выраженной аномалией Eu (Eu/Eu* 1,8), что указывает на накопление в породе плагиоклаза. По вещественному составу и содержанию ряда элементов (Sr, P, Pb, Sm, Zr), а также распределению REE плагиокристаллосланцы комплементарны мафическим кристал-лосланцам (пр. 607) и, вероятно, являются дифференциатами одной магмы.
Палеоархейские гранулиты. Ортопироксе-новые плагиогнейсы (пр. 607B) магнезиальные (mg# 52,1) с положительными аномалиями Ba, La, Pb, Zr, отрицательными Th, U, Nb, Ta, P, Ti. Содержание REE относительно невысокое (EREE 118,85 ppm) с умеренной фракцио-нированностью ((La/Yb)N 14,1), Eu-минимум отсутствует (Eu/Eu* 1,02). Контаминиро-ванные мафическим материалом разности (пр. 607A, mg# 52,2) отличаются более высоким содержанием Nd, Sm, Y и HREE. В них выше содержание REE, чем в неконтамини-рованных породах (EREE 185,98 ppm), слабо выражен Eu-минимум (Eu/Eu* 0,87) и фрак-ционированность REE ((La/Yb)N 6,8). Умеренное фракционирование HREE относительно LREE и низкие отношения Sr/Y = 9—23 подразумевают, что плавление пород при образовании протолита плагиогнейсов происходило на относительно небольшой глубине — выше поля устойчивости граната.
Мезоархейские гранулиты. Двупироксено-вые кристаллосланцы (пр. 608) по составу соответствуют базальтам (mg# 61,2, Cr 388, Ni 113 ppm). При нормировании на состав примитивной мантии (рис. 3, в) выделяются положительные аномалии K, Ba, Pb, а также слабопроявленные отрицательные аномалии Th и P. Содержание REE низкое (EREE 41,3 ppm), отсутствуют фракционирован-ность REE ((La/Yb)N = 1,73), Eu-минимум (Eu/Eu* = 0,95) и отрицательные аномалии Ti, Ta, Nb. Геохимические особенности мезоархейских кристаллосланцев существенно отличаются от эоархейских. По 10
2 Eu/Eu* = EuN/[SmN x OdN]K, Ce/Ce* = CeN/[LaN x x PrN]/2, где EuN, SmN, GdN...(Lu/Gd)N — содержания и отношение содержаний элементов, нормированных к хондриту.
Рис. 3. Мультиэлементные диаграммы для гранулитов верховьев р. Налим-Рассоха
а, б — эо- и палеоархейские гранулиты: 1 — мафические амфибол-двупироксеновые кристаллосланцы (пр. 607); 2 — двупироксеновые плагиокристаллосланцы (пр. 602); 3 — ортопироксеновые плагиогнейсы (пр. 607В); 4 — контаминированные двупироксеновые гнейсы (пр. 607А); 5 — общее поле ортопироксеновых и контамированных гнейсов; в, г — мезоархейские гранулиты: 6 — ортопироксеновые плагиогнейсы (пр. 608А); 7 — двупироксеновые кристаллосланцы (пр. 608); 8 — кварциты (пробы 601, 601А); д, е — палеопротерозойские гранулиты: 9 — двупироксеновые кристаллосланцы (603, 603А, 604); 10 — ортопироксеновые плагиогнейсы (пр. 600); 11 — гранат-содержащие гнейсограниты (пробы 606, 606А). Нормализация содержаний по [26]
анализам зерен циркона из кристаллосланцев на SHRIMP II наиболее древнее значение составляет 2799 ± 28 млн лет (D = —4).
Ортопироксеновые плагиогнейсы (пр. 608А) по составу отвечают магнезиальным (mg# 49,5) известковистым пералюминиевым гра-нитоидам, нормативный состав которых идентичен тоналитам (SiO2 64,8 мас. %, K2O/Na2O 0,23, ASI 1,02). На спайдерграм-мах (рис. 3, в, г) выражены положительные аномалии Ba, Pb, Sr, La и отрицательные аномалии Th, Ta, P. Распределение REE (EREE 84,4 ppm) сильнофракционирован-ное ((La/Yb)N 45,6) c резко выраженной
положительной аномалией Eu (Eu/Eu* 1,53). По экспериментальным данным плавления основных гранулитов положительная аномалия Eu свидетельствует о давлении не менее 10 кбар [25], а низкое содержание Yb 0,33 ppm и большая величина отношения Sr/Y = 123 — о существенной роли в рестите граната и отсутствии плагиоклаза. Эти признаки позволяют их соотносить с более типичными гранитоидами TTG (тоналит-трондьемит-гранодиорито-вой) серии, в отличие от палеоархейских гранитоидов (пр. 607A) несубдукционного происхождения.
Кварциты (SiO2 94,7—98,8 мас. %) наиболее бедны редкими элементами, но имеют высокие содержания (ppm): Zr 209—326, Cr 120-254, Ni 2,7-21,3. Отмечаются положительные аномалии K, Pb, Zr, низкое содержание REE (EREE 2,26-16,77 ppm), вогнутый U-образный профиль и фракционированное распределение ((La/Yb)N 2,7-8,3), отчетливо выражена положительная аномалия Eu (Eu/Eu* 1,49-1,72). Генезис кварцитов в гра-нулитах является проблематичным. Если принять во внимание осадочное происхождение протолита, то, судя по высокому содержанию циркония, первичными породами кварцитов могли быть кварцевые песчаники, обогащенные цирконовым детритом, что указывает на преобладание в области питания гранитоид-ных пород. Повышенное содержание HREE предполагает присутствие в области сноса гранатсодержащих пород, возможно грану-литов, а высокое содержание Cr и Ni указывает на размыв мафит-ультрамафических пород. Такие хромитсодержащие кварциты известны в кратоне Вайоминг (США) [19]. Не исключено образование кварцитов в результате селективного плавления основных грану-литов при температуре 850-900 °С в присутствии водного флюида, обогащенного SiO2 [2] c образованием плагиогранитных и кварци-топодобных эндербит-мигматитов. В этом случае становится понятной положительная аномалия Eu в кварцитах, характерная для эндербитов. По-видимому, протолит кварцитов следует считать осадочным, претерпевшим частичное плавление в условиях грану-литового метаморфизма.
Палеопротерозойские гранулиты. Двупи-роксеновые кристаллосланцы (табл. 1, пробы 603, 603А и 604) и ортопироксеновые пла-гиогнейсы (пр. 600) по химическому составу подобны серии пород от габбродиоритов до тоналитов и гранодиоритов. Они магнезиальные (mg# 47,2-52,8), известково-щелоч-ные и известковистые, несмотря на высокое содержание Al2O3, кристаллосланцы метагли-ноземистые (ASI 0,81-0,91), ортогнейсы -слабоперглиноземистые (ASI 1,02). При нормировании на состав примитивной мантии (рис. 3, д) в кристаллосланцах выделяются положительные аномалии K, Ba, Pb, отрицательные - Th, U и более слабые Ta, Nb, P, Zr, Ti. В тоналитовых разностях отмечаются положительными аномалиями Th, U, Nd, Zr. Содержание REE сравнительно высокое (EREE 128,9-188,5 ppm), более низкое в тоналитах (EREE 101,85ppm), Eu-минимум проявлен слабо или отсутствует (Eu/Eu* 0,821,09). Распределение REE умеренно фракционированное ((La/Yb) N 14,4-16,0), несколько ниже в тоналитах ((La/Yb)N 12,58).
Циркон из двупироксеновых кристалло-сланцев (пр. 603) полигенный короткопризма-тический с черными в катодолюминесценции
(CL) ядрами и белыми, светло-серыми оболочками, характерными для гранулитово-го циркона. По результатам датирования 15 зерен ядра характеризуются средним содержанием (ppm): U 227, Th 125, Th/U = 0,55, каймы и оболочки - U 37, Th 36, Th/U = = 1,01. На диаграмме 207Pb/235U - 206Pb/238U все анализы располагаются компактно и дают общий конкордантный возраст 2018 ± 8 млн лет (СКВО 0,96), который рассматривается как возраст гранулитового метаморфизма. Первичный магматический циркон не установлен.
Ортопироксеновые плагиогнейсы (табл. 1, пр. 600) содержат мелкие зерна как призматические, так и округлые. В CL различаются черные оболочки и ядра иногда со слабозаметной широкой полосчатостью вдоль вытя-нутости зерна. По результатам 10 анализов ядер получен один анализ с 207pb-206pb возрастом 2273 ± 13 млн лет, а по девяти точкам - линия дискордии с верхним пересечением 2009 ± 13 млн лет. Вероятный возраст протолита пород 2273 ± 13 млн лет, видимо, такой же возраст имеет протолит двупироксе-новых крсталлосланцев. Возраст метаморфизма плагиогнейсов 2009 ± 13 млн лет близок к полученному для двупироксеновых кристал-лосланцев 2018 ± 8 млн лет.
Гранатсодержащие гнейсограниты характеризуются высокой кремнекислотностью (SiO2 74,5-77,4 мас. %), железистые (mg# 31-38), известково-щелочные, плюмазитовые (ASI 1,15-1,21). При нормировании содержаний микроэлементов на состав примитивной мантии (рис. 3, д) отмечаются положительные аномалии K, Rb, Th, U, Ba, La, Ce, Pb, Nd, Zr, Sm и отрицательные Ti, Ta, Nb, P. Содержание REE высокое (EREE 192-217 ppm), распределение слабофракционированное ((La/Yb)N 6,32-8,02), хорошо проявлен Eu-минимум (Eu/Eu* 0,39-0,58). По результатам датирования 10 зерен циркона получены средние содержания Th 130, U 286 ppm, Th/U 0,49. Значения конкордантного возраста 2046 ± ± 8 млн лет (СКВО 4,2) и верхнее пересечение линии дискордии 2051 ± 8 млн лет (СКВО 1,3) совпадают в пределах погрешности измерений. Возраст магматического про-толита гнейсогранитов около 2050 млн лет.
Sm-Nd система пород. Характеризуется в основном низкими величинами отношения 147Sm/144Nd = 0,0899-0,1246 (табл. 2), что позволяет рассчитывать на корректную оценку модельного возраста протолитов. Высокая величина147Sm/144Nd = 0,1742 наблюдается в мафических кристал-лосланцах пр. 608, что часто отмечается для мезоархейских метабазитов Анабарского щита. Наиболее древние породы с палео-архейским и эоархейским цирконом характеризуются величинами sNd(T) -0,6...+1,6 и модельным возрастом протолита TNd(DM)
Региональная геология Таблица 2
Изотопный состав самария и неодима в гранулитах
Номер пробы Возраст, млн лет 8ш, ррт Кё, ррт 1478т/144Ш 143ш/144ш ^ш(Т) Тш(БМ), млрд лет ТШ(БМ-2Я), млрд лет
607 3600 17,99 108,90 0,0998 0,510402 + 1,4 3,65 3,67
602 3600 3,323 26,85 0,0899 0,510173 + 1,6 3,64 3,65
607А 3400 7,028 34,08 0,1246 0,510987 -0,6 3,67 3,66
607В 3400 3,873 21,34 0,1097 0,510765 + 1,6 3,47 3,48
601 3000 0,070 0,389 0,1092 0,510851 -1,0 3,33 3,37
601А 3000 0,380 2,061 0,1115 0,510827 -2,4 3,44 3,48
608 2960 2,449 8,498 0,1742 0,512688 +9,6
608А 2860 2,133 14,18 0,0909 0,510433 -4,1 3,35 3,50
600 2270 3,146 16,49 0,1153 0,511316 -2,1 2,83 2,86
603 2270 5,061 28,89 0,1059 0,511403 +2,4 2,46 2,49
606А 2050 4,281 28,48 0,0909 0,511259 + 1,0 2,34 2,43
Примечание. Пробы 600, 607В, 608А — ортопироксеновые плагиогнейсы; 601, 601А — кварциты; 602 — двупироксено-вые плагиокристаллосланцы; 603, 607, 607А, 608 — двупироксеновые кристаллосланцы; 606А — аляскитовые гранатсодер-жащие гнейсограниты.
от 3,65—3,67 млрд лет в двупироксеновых мафических ксенолитах, контаминирован-ных гнейсах и плагиокристаллосланцах до 3,47 млрд лет в плагиогнейсах (табл. 2). Кварциты по двум анализам характеризуются отрицательными значениями еш(Т) —1,0...—2,4 и величинами Тш(БМ-281) = = 3,37—3,48 млрд лет. Протолит палео-протерозойских двупироксеновых кристалло-сланцев является производным мантийного источника еш(Т) = +2,4, ТШ(БМ) = = 2,46 млрд лет, а в ортопироксеновых гнейсах — результатом плавления коро-вого источника (еш(Т) = —2,1) в архейской континентальной коре (Тш(БМ-281) = = 2,86 млрд лет). В гнейсогранитах величина еш(Т) = +1 близка к хондритовому значению, а модельный возраст ТШ(БМ) = = 2,34 млрд лет. С точки зрения формирования ранней коры интерес представляют древние эо- и палеоархейские породы, которые далее будут детально охарактеризованы.
U-Pb датирование и геохимия циркона. Эоархейские гранулиты. Из двупироксеновых мафических кристаллосланцев (пр. 607) было изучено 39 зерен циркона, по которым выполнен 41 анализ и-РЬ изотопной системы в основном по ядрам зерен. Получен возрастной диапазон значений 3838—1928 млн лет, значительная часть из которых дискордантные. В дополнение к единичным анализам проанализировано 13 зерен с дискордантными величинами еще в 66 точках. В общей сложности было выполнено 107 анализов (рис. 4). Некоторые анализы существенно уклоняются от каких-либо трендов, но по семи зернам на основании не менее трех измерений в каждом получены статистически достоверные линейные тренды, а также их верхние и нижние
пересечения с линией конкордии (СКВО < 1, табл. 3). По пяти зернам отмечены менее достоверные данные (СКВО 1,9—2,8) и по одному зерну значение СКВО 11,8. Среди достоверных данных наибольший интерес представляют дискордии с эоархейскими верхними пересечениями. Большинство дис-кордий имеют палеопротерозойские нижние пересечения и объясняются потерями радиогенного свинца в процессе палеопротеро-зойского и в одном случае неоархейского метаморфизма.
Циркон из двупироксеновых плагиокрис-таллосланцев (пр. 602) представлен призматическими зернами со сглаженными гранями и вершинами. Все зерна черные в СЬ-изображении (рис. 5), иногда полигенного строения, ядро окружено тонкими белыми каймами. Эоархейское значение возраста 3631 ± 5 млн лет (ТЬ/и = 0,66, Б = = 3 %) получено в ядерной части зерна 5.1. Зерно темное в СЬ, но с различимой концентрической зональностью, лучше проявленной в оптическом изображении. Второй анализ рядом с этой точкой в ядерной части показал значение 3425 ± 4 млн лет (ТЬ/и = 0,19, Б = 2 %). Все остальные анализы более дискордантные (Б = 5—21 %) и вытянуты вдоль линии конкордии в диапазоне 3200—2485 млн лет. Для времени формирования протолита плагиокристалло-сланцев принимается возраст 3631 ± 5 млн лет, что не противоречит Кё-модельному возрасту протолита ТШ(БМ) 3,64 млрд лет. Значение 3425 ± 4 млн лет интерпретируется как следствие переустановки и-РЬ системы циркона при внедрении гранитоидов с возрастом около 3,4 млрд лет (пр. 607В), для которых плагиокристаллосланцы являются ксенолитами.
Рис. 4. и-РЬ возраст циркона из двупироксеновых кристаллосланцев (пр. 607)
Параметры дискордий для зерен циркона с несколькими анализами
Таблица 3
Номер зерна Исключенные анализы Нижнее пересечение, млн лет ±2о Верхнее пересечение, млн лет ±2о СКВО
6.1-6.2 0 из 2 1978 200 3943 59 0
28.1-28.7 1 из 7 1243 400 3048 82 2,50
34.1-34.3 0 из 3 2042 250 3995 87 0,13
35.1-35.3 0 из 3 1884 1300 3228 820 11,8
36.1-36.4 0 из 4 2332 180 3844 940 0,90
41.1-41.3 0 из 3 1999 72 3645 51 0,71
43.1-43.9 2 из 9 2002 140 3647 110 2,4
44.1-44.5 0 из 5 1728 67 3117 65 0,76
45.1-45.6 0 из 6 1794 45 2721 140 0,77
46.1-46.5 0 из 5 1807 100 2641 490 1,90
47.1-47.5 0 из 5 2646 81 3879 110 0,98
48.1-48.5 1 из 5 1953 49 3765 130 0,71
49.1-49.5 0 из 5 1904 42 3207 150 2,40
50.1-50.6 0 из 6 2304 77 3282 94 2,0
Палеоархейские гранулиты. Из ортопи-роксеновъх плагиогнейсов (пр. 607В) изучено 36 зерен циркона преимущественно в ядерных частях, по которым выполнено 46 и-РЬ определений возраста (рис. 6). В СЬ зерна в основном состоят из однородных, реже
пятнистых темных ядер овальной и округлой формы без свечения и нескольких оболочек с темным и ярким свечением. Ритмично зональный циркон не встречается, доминирующий темный и пятнистый циркон обычно связан с перекристаллизацией
Рис. 5. СЬ-изображения и возраст циркона из двупироксеновых плагиокристаллосланцев пр. 602
Пунктирными окружностями обозначены аналитические кратеры, в числителе номер анализа, в знаменателе -207РЬ-206РЬ возраст. Диаметр кратера составляет 20-30 мкм. Слева от зерна циркона с анализами 5.1 и 5.2 показано его оптическое изображение
Рис. 6. СЬ-изображения и возраст циркона из ортопироксеновых плагиогнейсов пр. 607B
Рис. 7. Диаграммы распределения REE в цирконах из ортопироксеновых плагиогнейсов (пр. 607B)
а — цирконы с дискордантными значениями возраста 3406—3343 млн лет; б - цирконы, образующие дискордию I c верхним пересечением 3343 ± 17 млн лет; в - цирконы с промежуточными возрастами 3306—3219 млн лет; г — цирконы, образующие дискордию II с верхним пересечением 3179 ± 19 млн лет. Заливкой серым цветом на всех диаграммах показано поле магматического циркона по [16]. Нормализация содержаний REE по [26]
в субсолидусных условиях [23]. Преобладают дискордантные значения возраста, по которым построено три линии дискордии с верхними пересечениями: I — 3343 ± 17 млн лет; II - 3179 ± 19 млн лет, III - 2563 ± 51 млн лет (рис. 6). CL-изображения цирконов сгруппированы по принадлежности к полученным линиям дискордий. Химический состав циркона изучен в 31 зерне, при этом более чем в половине случаев (54 %) отмечается низкая величина отношения Th/U < 0,15, указывающая на возможный метаморфический и ана-тектический генезис циркона [23, 24, 30].
Три зерна в верхней части рис. 6 имеют наиболее древние значения 206РЬ/207РЬ возраста 3406-3343 млн лет (D = 2-7 %) и не принадлежат полученным дискорди-ям. В этих зернах отмечаются значительные различия в содержании LREE (ILREE =
= 15,3—73,9 ppm). Величина индекса LREE-I 1 = 29-178 указывает на обогащение циркона LREE в процессе его роста, а не из-за пересечения лучом SIMS трещин или включений в цирконе. Анализ зерна 35.1 с 206pb/207pb возрастом 3343 ± 10 млн лет имеет низкое значение отношения Th/U 0,08, свидетельствующее в пользу его метаморфического генезиса. При этом отмечается большая величина отношения (Yb/Gd)N = 65,8, высокие содержания (ppm): P 860, Y 2426, Hf 10231. Сильное деплетирование LREE (ZLREE = 15,3 ppm) и крутой наклон графика распределения (рис. 7, а) характерны для циркона амфиболитовой и гранули-товой фаций и указывают на формирование в процессе роста циркона минералов,
1 LREE-I = (Dy/Nd) + (Dy/Sm) по [11].
обогащенных LREE: титанита, алланита, монацита [23].
Линия дискордии I построена по 13 анализам с верхним пересечением 3343 ± 17 и нижним 2068 ± 50 млн лет. Нижнее пересечение совпадает с возрастом раннепротерозойского гранулитового метаморфизма, верхнее, судя по геохимическим особенностям цирконов, с процессом анатексиса. По графикам REE они размещаются в поле магматического циркона, однако большинство (пять из семи) анализов имеет низкие отношения Th/U = = 0,02—0,14, характерные для метаморфического циркона. В этой популяции выделяется зерно с анализом 20.1 с секториальной зональностью «елочкой», свойственной гра-нулитовому циркону и отражающей сильные флуктуации скорости роста [12]. Вогнутость на графике HREE в зерне с анализом 22.1 (рис. 7, б) является следствием вытеснения REE из рекристаллизованной решетки циркона [15]. Низкое отношение (Sm/La)N показывает, что вся группа относится к пористому 1 циркону.
Между верхними пересечениями дискор-дий I и II размещаются анализы шести зерен, показавшие значения возраста 3306—3219 млн лет (рис. 6). В трех случаях величина отношения Th/U = 0,08—0,14 соответствует метаморфическому циркону. По графикам REE (рис. 7, в) они близки к магматическому типу, хотя в анализе 34.1 повышенное содержание LREE 75,6 ppm, при величине индекса LREE-I = 19,7, что может быть связано с трещинами или включениями в цирконе. В анализе 24.1 (Th/U = 0,08) с возрастом 3265 млн лет отмечается высокая температура кристаллизации циркона по титановому геотермометру [28] TTiZir = 969 °C, указывающая на UHT-метаморфизм. «Сползание» возрастов по конкордии в диапазоне 3306—3219 млн лет происходит, вероятно, в результате длительности сохранения термодинамических условий высокоградного метаморфизма, обеспечивающих рост и перекристаллизацию циркона [13, 18].
Линия дискордии II построена на основании 15 анализов, дающих верхнее пересечение 3179 ± 19 млн лет (рис. 6). Геохимия ядер циркона изучена в 11 зернах (рис. 7, г), из которых больше половины имеет отношение Th/U = 0,02—0,15, свойственное метаморфическому циркону, и в пяти зернах метаморфизм относится к UHT-типу.
Линия дискордии III построена по шести анализам метаморфических оболочек и кайм. Единичные измерения по каймам показали, что они имеют архейский и палеопротеро-зойский возраст. Каймы с ярким свечением
1 Пористый циркон интерпретируется как измененный магматический циркон в результате растворения - переотложения в присутствии водного флюида [14].
(20.3 и 24.2) и значениями возраста по отношению Pb/Pb 2620 ± 31 - 2487 ± 64 млн лет близки по характеру распределения REE, причем в 20.3 (2620 млн лет) отношение Th/U 0,03, высокая величина отношения (Lu/Gd)N 54-185 указывает на метаморфизм амфиболитовой фации. Протерозойская кайма 19.1 с возрастом 1932 ± 37 млн лет с высоким Th/U 2,27 и низким отношениями (Lu/Gd)N 16 свидетельствует о гранулитовом метаморфизме этого возраста.
В семи зернах с возрастом от 3349 до 3099 млн лет по Ti-геотермометру [28] фиксируется высокая температура кристаллизации (~ 900 °C и более), причем в популяции циркона с возрастом 3179 ± 9 млн лет таких анализов пять, что дает основание выделения UHT-метаморфизма указанного возраста. В цирконе из ортопироксеновых гнейсов отсутствуют ядра с ритмичной (магматической) зональностью и только небольшое число зерен имеет геохимию неизмененного магматического циркона. По CL и геохимическим данным преобладающий циркон орто-пироксеновых гнейсов имеет анатектическое происхождение, измененное под действием флюидов.
В пр. 607A (контаминированные двупи-роксеновые гнейсы) было датировано 13 ядер цирконов (рис. 8). Все значения в разной степени дискордантные, минимальная D = = 4 % отмечается для анализа 3.1 с возрастом 3384 ± 3 млн лет. Среднее отношение Th/U 0,55, но в двух точках (4.1 и 11.1) величина отношения Th/U = 0,04-0,08 низкая — как у метаморфического циркона. По шести анализам построена линия дискордии с верхним пересечением 3386 ± 7 млн лет (СКВО 1,9). Нижнее пересечение с возрастом 240 ± 160 млн лет предполагает потери свинца в результате современного взаимодействия с водой в поверхностных условиях [27]. Возраст верхнего пересечения близок к значениям около 3400 млн лет, полученным в пр. 607B, и соответствует времени формирования протолита ортопироксеновых плагиогнейсов.
Из кварцитов пр. 601 было изучено 28 зерен циркона (рис. 9), по которым выполнено 35 изотопных U-Pb анализов и 28 анализов REE. Циркон из кварцитов в половине анализов (14) имеет высокое содержание LREE с низкой величиной индекса LREE-I = 2—23. На линии конкордии значения возраста рассредоточены в диапазоне 3600—3250 млн лет, для которых построено три дискордии.
Линия дискордии I с верхним пересечением 3570 ± 12 млн лет и нижним 0 ± 300 млн лет (СКВО 0,81) получена по четырем зернам удлиненной формы (пять анализов, один из которых находится на линии конкордии). В цирконах из этой популяции на отдельных участках зерен наблюдается тонкая ритмичная
14 1Н 3S it so
Рис. 8. CL-изображения и возраст циркона из контаминированных двупироксеновых гнейсов пр. 607А
Рис. 9. CL-изображения и возраст циркона из кварцитов пр. 601
зональность. Циркон характеризуется отношением Th/U 0,32-0,50 и по характеру распределения REE представлен двумя типами. Первый имеет распределение магматического типа [16], второй обогащен LREE и по индексу LREE-I = 2-5 относится к измененному циркону. Различия между двумя типами наиболее показательные в зерне с точками 9.1 и 9.2 (рис. 9). Ядро 9.1 обладает секториальной и тонкой ритмичной зональ-ностями, характерными для магматического циркона, и окружено оболочкой с «размытой» зональностью (точка 9.2). На диаграмме REE (рис. 10, а) графики ядра 9.1 и зерен
10.1 и 20.1 соответствуют магматическому типу. Они характеризуются отношениями Th/U 0,35—0,46 с низкими содержаниями Hf 7065-8699 и Li 0,02-0,10 ppm и величиной отношения (Yb/Gd)N = 17,1-20,8. По сравнению с магматическим ядром, в оболочке низкое отношение Th/U = 0,07, что свойственно метаморфическому циркону, резко увеличено содержание LREE, U, Hf, Li, Ca, Ti, исчезает Eu-минимум (Eu/Eu* = 1,07), снижается отношение (Yb/Gd)N = 9,4, а это косвенно указывает на перекристаллизацию циркона в присутствии граната - гранулитовый метаморфизм. Температура кристаллизации
магматических ядер по Тьгеотермометру [28] 780-813 °С, в метаморфическом цирконе она заметно выше - 921-940 °С, что может указывать на иНТ-тип метаморфизма с возрастом, близким к 3570 млн лет.
Линия дискордии II с верхним пересечением 3452 ± 12 млн лет построена по шести анализам ядер мелких округлых зерен с пятнистым СЬ-изображением, редко с нечеткой «размытой» зональностью. Циркон этой популяции характеризуется отношением ТЬ/и = 0,30,55, большинство обогащено LR.EE (ЕЬИЕЕ 74-220 ррт) с низким значением индекса LREE-I = 5-19. Только анализ 5.1 имеет магматический профиль и вместе с анализом 2.1 - низкие содержания Ы = 0,03-0,04 ррш. Два анализа 2.1 и 22.1 имеют низкое отношение (УЬ/Оё)К = 6,3-11,4, указывающее на присутствие граната в процессе роста циркона и возможный гранулитовый метаморфизм.
Промежуточные значения возраста от 3400 до 3309 млн лет получены по 11 зернам
(рис. 9). Из них зерна с возрастом около 3400 млн лет имеют графики REE (рис. 10, в), подобные магматическому циркону. Только в зерне 24.1 c высокой дискордантно-стью наблюдается повышенное содержание LREE (индекс LREE-I = 19). По мере уменьшения возраста преобладают зерна, сильно-обогащенные LREE (индекс LREE-I = 5—23), и только в двух случаях: анализы 25.1 (возраст 3366 ± 12, D = 0 %) и 17.1 (возраст 3309 ± 15 млн лет, D = 6 %) - отмечаются графики циркона магматического типа.
Линия дискордии III, построенная по пяти анализам, с верхним пересечением 3254 ± 38 млн лет указывает на наиболее молодой возраст циркона в кварцитах. В этой популяции зерно 1.1 с возрастом 3266 ± 31 млн лет (D = 0 %) с тонкой (магматической) зональностью, которая в CL-изображении немного «размытая». Распределение REE (рис. 10, г), подобное магматическому циркону, наблюдаются
Рис. 10. Диаграммы распределения REE в цирконах из кварцитов пр. 601
а — цирконы, образующие дискордию I c верхним пересечением 3570 ± 12 млн лет; б — цирконы, образующие дискордию II c верхним пересечением 3452 ± 12 млн лет; в — цирконы с промежуточными возрастами 3400—3300 млн лет; г — цирконы, образующие дискордию III с верхним пересечением 3262 ± 24 млн лет. Заливкой серым цветом на всех диаграммах показано поле магматического циркона по [16]. Нормализация содержаний REE по [26]
в точках 1.1, 17.1 и 12.1, в остальных установлено повышенное содержание LREE, особенно в зернах с точками 11.1 и 14.1, однако низкая величина индекса LREE-I = = 12 отмечается только в зерне с анализом 11.1. Таким образом, возраст осадочного протолита кварцитов не древнее 3254 ± 38 млн лет и условно принимается 3 млрд лет.
Обсуждение результатов. Ортопироксено-вые плагиогнейсы с возрастом около 3,4 млрд лет содержат линзы более древних мафических кристаллосланцев и плагиокристаллосланцев. По геохимическим особенностям мафические и плагиокристаллосланцы являются родственными, их объединяет высокое содержание Cr, Co, Ni, REE, Th и особенно Zr, а также ком-плементарность составов по Pb, Sr, P, Eu, Sm. Можно полагать, что эти породы — диффе-ренциаты одной и той же умереннощелочной базальтовой магмы. Именно они характеризуются эоархейским Nd-модельным возрастом протолитов TNd(DM) = 3,65—3,67 млрд лет и содержат наиболее древний циркон: в мафических породах дискордантные анализы дают верхние пересечения 3987 ± 71 — 3599 ± 33 млн лет, в плагиокристаллослан-цах циркон имеет возраст 3631 ± 5 млн лет. На основании этих данных для мафических ксенолитов и плагиокристаллосланцев предполагается эоархейский ( >3,6 млрд лет) возраст протолитов.
Метабазиты эоархейских мафических ксенолитов существенно отличаются от мета-базитов расслоенной серии мезоархейского возраста Анабарского щита [4], что также видно на примере мафических кристаллос-ланцев (табл. 1, рис. 3, пр. 608). Мезоархей-ские метабазиты обеднены REE (IREE 33,63— 46,63 ppm) со слабофракционированным распределением ((La/Yb)N = 2,63—2,77), отсутствием Eu-минимума и эквивалентны низкотитанистым толеитовым базитам. Эоархейские мафические ксенолиты, в отличие от мезоархейских метабазитов, вероятно, являются фрагментами дифференцированной в условиях коры умереннощелочной базальтовой серии, судя по высокой концентрации REE, Th, Pb, Zr, умеренной фракциониро-ванности REE ((La/Yb)N = 17,73), хорошо выраженному Eu-минимуму (Eu/Eu* 0,51) и отрицательной аномалии Sr.
В эоархейских мафических ксенолитах установлено большое количество циркона с конкордантным возрастом 3567—1939 млн лет. Для глубокометаморфизованных пород «сползание» по линии конкордии объясняется потерями радиогенного свинца в связи с длительным нахождением пород в условиях гранулитовой фации метаморфизма [13, 18]. Изучение детритового циркона в кварцитах позволяет более уверенно судить о реальных
магматических событиях и отличать их от значений возраста, полученных в результате нарушений и-РЬ изотопной системы. Так, циркон с возрастом 3570 млн лет встречается не только в мафических ксенолитах (пр. 607), но и кварцитах (пр. 601), где наряду с кон-кордантными значениями получена дискор-дия по пяти анализам с верхним пересечением 3570 ± 12 млн лет. Среди циркона этого возраста присутствуют полигенные зерна с тонкой ритмичной зональностью ядер, рост которых происходил в гранитном расплаве, и близкие по времени образования метаморфогенные оболочки, формировавшиеся в условиях иНТ-метаморфизма (ТТ12к = 921-940 °С). иНТ-метаморфизм (ТТ^ = 1002 °С) отмечался также в группе зерен циркона с верхним пересечением дис-кордии 3599 ± 33 млн лет из мафических кристаллосланцев пр. 607.
Вероятно, около 3570 млн лет назад мафическая кора испытала частичное плавление с формированием гранитоидов и иНТ-метаморфизм, на что указывает циркон с возрастом 3570 ± 12 млн лет. Предполагается, что образование наиболее ранней мощной мафической континентальной коры происходило в тектонической обстановке, сопоставимой с современной Исландией [22]. Значительно более высокий, по сравнению с современностью, геотермальный градиент в эо- и палео-архее приводил к частичному плавлению пород в основании мафической коры. По результатам моделирования фазовых равновесий этот процесс вполне мог отвечать модели формирования «гранитоидов несубдукцион-ного генезиса» [21, 22]. Формирование относительно мощной коры (~ 30 км) позволяет процессам фракционной кристаллизации и ассимиляции создать значительную часть пород среднего и кислого составов, которые впоследствии эволюционируют в более ТТО-подобные составы [21]. Эти гранитои-ды, представленные в нашем случае ортопи-роксеновыми плагиогнейсами с эоархейскими мафическими ксенолитами, являются результатом внутрикорового плавления выше поля стабильности граната. По СЬ-изображениям и геохимическим данным, циркон с возрастом около 3,4 млрд лет в ортопироксеновых пла-гиогнейсах является анатектическим, что подтверждает несубдукционный генезис протоли-та ортопироксеновых плагиогнейсов. Время кристаллизации мафических ксенолитов древнее, чем протолита вмещающих ортопиро-ксеновых плагиогнейсов, что подтверждается Nd-модельным возрастом протолитов, который составляет для плагиогнейсов 3,47 млрд лет, а мафических пород 3,65-3,67 млрд лет. Близкие по времени формирования грани-тоиды ТТО-серии (3388 ± 11 млн лет) несуб-дукционного происхождения установлены на юго-западе Сибирского кратона [9].
Формирование этих гранитоидов также связано с внутрикоровым плавлением около 3,4 млрд лет назад. Причем модельный возраст ТШ(БМ) трондьемитов и плагиогней-сов, фиксирующий время отделения вещества из мантии, средний по семи анализам 3538 млн лет, среди которых присутствуют значения 3560-3568 млн лет [9]. Вероятно, установленный нами магматический эпизод с возрастом около 3570 млн лет, когда происходила переработка (иНТ-метаморфизм) и частичное плавление ранее образованной коры, в масштабе Сибирского кратона сопровождался формированием новой коры за счет горячего вещества, отделявшегося от мантии, которое, поступая в кору, являлось причиной иНТ-метаморфизма. В дальнейшем коровые породы неоднократно подвергались иНТ-метаморфизму 3382-3349, 3265 и около 3180 млн лет назад, когда происходило внедрение в кору горячих базитовых магм.
Заключение. Изученный участок Анабар-ского щита сложен гранулитами с длительной и разнообразной историей магматизма и метаморфизма от эоархея до палеопротерозоя. По результатам изотопных и геохимических исследований, наиболее древние (эоархей-ские) образования представлены мафическими кристаллосланцами и плагиокристалло-сланцами, в первичном виде - габброидами и монцодиоритами с комплементарным химическим и мкроэлементным составом, возможно, связанными процессами дифференциации умереннощелочной базальтовой магмы. Эти породы являются фрагментами эоархейской мафической коры. Они характеризуются эоар-хейским Кё-модельным возрастом протоли-тов ТШ(БМ) = 3,65-3,67 млрд лет и содержат наиболее древний циркон: в мафических породах дискордантные анализы дают верхние пересечения 3987 ± 71 - 3599 ± 33 млн лет, в плагиокристаллосланцах ядро циркона имеет возраст 3631 ± 5 млн лет. В начале палео-архея около 3570 млн лет назад мафическая кора испытала иНТ-метаморфизм и частичное плавление с формированием анатекти-ческих гранитоидов, на что указывает циркон с возрастом 3570 млн лет, присутствующий как в мафических кристаллосланцах, так и детритовый циркон того же возраста в кварцитах. Останцы эоархейской коры залегают в более поздних (~ 3,4 млрд лет) палеоар-хейских ортопироксеновых плагиогнейсах, в первичном виде представленных анатек-тическими гранитоидами. В процессе ана-тексиса эоархейская мафическая кора была почти полностью переработана и присутствует в настоящее время только в виде ксенолитов в палеоархейских ортопироксеновых плагиогнейсах. По данным цирконовой термометрии, в палеоархее фиксируется несколько эпизодов иНТ-метаморфизма с возрастом
3570, 3382-3349, 3265 и около 3180 млн лет, которые связаны с внедрением в кору горячих базитовых магм.
Работа выполнена по материалам Госгеол-карты РФ м-ба 1 : 1 000 000 третьего поколения листа R-49 - Оленёк. Геохимия циркона изучена в рамках Госзадания ИГГД РАН (тема НИР № 0153-2019-0002). Исследование проведено при финансовой поддержке РФФИ (грант 18-35-00229/18 мол_а).
1. Архей Анабарского щита и проблемы ранней эволюции Земли. — М.: Наука, 1988. — 253 с.
2. Барнэм У. К. Значение летучих компонентов // Эволюция изверженных пород. — М.: Мир, 1983. — С. 425-437.
3. Государственная геологическая карта СССР масштаба 1 : 200 000. Серия Анабарская. Листы: R-48-XI, XII; R-49-I, II; R-49-VII, VIII; R-49-XIII, XIV. Объясн. записка. — М.: Госгеолтехиздат, 1987. — 194 с.
4. Гусев Н. И., Пушкин М. Г., Круглова А. А. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1 : 1 000 000 (третье поколение). Лист R-49 — Оленёк. Объясн. записка. — СПб.: Картфабрика ВСЕГЕИ, 2016. — 448 с.
5. Липенков Г. В., Мащак М. С., Кириченко В. Т. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1 : 1 000 000 (третье поколение). Серия Анабаро-Вилюйская. Лист R-48 — Хатанга. Объясн. записка. — СПб.: Картфабрика ВСЕГЕИ, 2016. — 342 с.
6. Мальковец В. Г., Третьякова И. Г., Белоусо-ва Е. А. и др. Этапы эволюции литосферы Сибирского кратона: результаты исследования U-Pb-Th, Lu-Hf и Re-Os изотопных систем глубинного ксеногенного материала из кимберлитов // Геология и минерагения Северной Евразии (материалы совещания). — Новосибирск: ИГМ СО РАН, 2017. — C. 145—146.
7. Розен О. М., Туркина О. М. Древнейшая кора Сибирского кратона // Общие и региональные проблемы тектоники и геодинамики: Материалы XLI Тектонического совещания. Т. 2. — М.: ГЕОС, 2008. — С. 180—183.
8. Тейлор С. Р., Мак-Леннан С. М. Континентальная кора, ее состав и эволюция. — М.: Мир, 1988. — 384 с.
9. Туркина О. М. Этапы формирования раннедо-кембрийской коры Шарыжалгайского выступа (юго-запад Сибирского кратона): синтез Sm-Nd и U-Pb изотопных данных // Петрология. — 2010. — Т. 18, № 2. — С. 168—187.
10. Туркина О. М. U-Pb возраст циркона из парагнейсов в гранулитовом блоке Шарыжалгайского выступа (юго-запад Сибирского кратона): свидетельства архейского осадконакопления и формирования континентальной коры от эо- до мезоархея / О. М. Туркина, С. А. Сергеев, В. П. Сухоруков, Н. В. Родионов // Геология и геофизика. — 2017. — № 9. — С. 1281—1297.
11. Bell E. A., Boehnke P., Harrison T. M. Recovering the primary geochemistry of Jack Hills zircons through quantitative estimates of chemical alteration // Geo-chimica et Cosmochimica Acta. — 2016. — Vol. 191. — P. 187—202.
12. Corfu F., Hanchar J. M., Hoskin P. W. O., Kin-ny P. Atlas of zircon textures // Reviews in Mineralogy and Geochemistry. — 2003. — Vol. 53. — P. 469—500.
13. Corfu F., Heaman L. M., Rogerset G. Poly-metamorphic evolution of the Lewisian complex, NW
Scotland, as recorded by U-Pb isotopic compositions of zircon, titanite and rutile // Contributions to Mineralogy and Petrology. - 1994. - Vol. 117. - P. 215-228.
14. Grimes C. B., John B. E., Cheadle M. J. et al. On the occurrence, trace element geochemistry, and crystallization history of zircon from in situ ocean lithosphere // Contributions to Mineralogy and Petrology. - 2009. -Vol. 158, N 6. - P. 757-783.
15. Hoskin P. W. O., Black L. P. Metamorphic zircon formation by solid-state recrystallization of protolith igneous zircon // Journal of Metamorphic Geology. -2000. - Vol. 18. - P. 423-439.
16. Hoskin P. W. O. Trace-element composition of hydrothermal zircon and the alteration of Hadean zircon from the Jack Hills, Australia // Geochimica et Cosmochimica Acta. - 2005. - Vol. 69. - P. 637648.
17. Kostrovitsky S. I., Skuzovatov S. Yu., Yakov-lev D. A. et al. Age of the Siberian craton crust beneath the northern kimberlite fields: Insights to the craton evolution // Gondwana Research. - 2016. - Vol. 39. -P. 365-385.
18. O'Brien T. M., Miller E. L. Continuous zircon growth during long-lived granulite facies metamorphism: a microtextural, U-Pb, Lu-Hf and trace element study of Caledonian rocks from the Arctic // Contributions to Mineralogy and Petrology. - 2014. - Vol. 168. -P. 1071-1088.
19. Maier A. C., Cates N. L., Trail D. et al. Geology, age and field relations of Hadean zircon-bearing supracrustal rocks from Quad Creek, eastern Beartooth Mountains (Montana and Wyoming, USA) // Chemical Geology. - 2012. - Vol. 312-313. - P 47-57.
20. Paquette J. L., Ionov D. A., Agashev A. M., Gannoun A., Nikolenko E. I. Age, provenance and Pre-cambrian evolution of the Anabar Shield from U-Pb and Lu-Hf isotope data on detrital zircons, and the history of the northern and central Siberian craton // Precambrian Research. - 2017. - Vol. 301. - P. 134-144.
21. Reimink J. R., Chacko T., Stern R. A., Hea-man L. M. Earth's earliest evolved crust generated in an Iceland-like setting // Nature Geoscience. - 2014. -Vol. 7. - P. 529-533.
22. Reimink J. R., Chacko T., Stern R. A., Hea-man L. M. The birth of a cratonic nucleus: lithogeo-chemical evolution of the 4.02-2.94 Ga Acasta Gneiss Complex // Precambrian Research. - 2016. - Vol. 281. -P. 453-472.
23. Rubatto D. Zircon: the metamorphic mineral // Reviews in Mineralogy and Geochemistry. - 2017. -Vol. 83. - P. 261-295.
24. Song H., Xu H., Zhang J. et al. Syn-exhumation partial melting and melt segregation in the Sulu UHP terrane: Evidences from leucosome and pegmatitic vein of migmatite // Lithos. - 2014. - Vol. 202-203. -P. 55-75.
25. Springer W., Seek H. A. Partial fusion of basic granulites at 5 to 15 kbar: implications for the origin of TTG magmas // Contributions to Mineralogy and Petrology. - 1997. - Vol. 127. - P. 30-45.
26. Sun S., McDonough W. F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes // Geological Society London Special Publications. - 1989. - N 42. - P. 313-345.
27. Villa I. M., Hanchar J. M. Age discordance and mineralogy // American Mineralogist. - 2017. -Vol. 102. - P. 2422-2439.
28. Watson E., Harrison T. Zircon thermometer reveals minimum melting conditions on earliest Earth // Science. - 2005. - Vol. 308. - P. 841-844.
29. Werner C. D. Saxonian granulites - a contribution to the geochemical diagnosis of original rocks in high-metamorphic complexes // Gerlands Beiträge zur Geophysik. - 1987. - Vol. 96, N 3-4. - P. 271-290.
30. Williams I. S., Claesson S. Isotopic evidence for the Precambrian provenance and Caledonian metamor-phism in high grade paragneisses from Seve Nappes, Scandinavian Caledonides // Contributions to Mineralogy and Petrology. - 1987. - Vol. 97, N 2. - P. 205-217.
1. Arkhey Anabarskogo shchita i problemy ranney evolyutsii Zemli [Archaean of Anabar Shield and problems of the evolution of the Earth]. Moscow: Nauka. 1988. 253 p.
2. Burnham C. W. The value of volatile components. Evolution of igneous rocks. Moscow: Mir. 1983. Pp. 425-437. (In Russian).
3. Gosudarstvennaya geologicheskaya karta SSSR masshtaba 1 : 200 000. Seriya Anabarskaya. Listi: R-48-XI, XII; R-49-I, II; R-49-VII, VIII; R-49-XIII, XIV. Objasn. zapiska [State Geological Map of the USSR, scale 1:200,000. Series Anabar. Sheets: R-48-XI, XII; R-49-I, II; R-49-VII, VIII; R-49-XIII, XIV. Explan. note. Moskow: Gosgeoltehizdat. 1987. 194 p.
4. Gusev N. I., Pushkin M. G., Kruglova A. A. et al. Gosudarstvennaya geologicheskaya karta Rossiyskoy Fe-deratsii. Masshtab 1 : 1 000 000 (tret'e pokolenie). List R-49 — Olenek. Ob"yasn. zapiska [State Geological Map of the Russian Federation, scale 1:1,000,000. Series Ana-baro-Viluyskaya. Sheet R-49. (Olenek, third generation). Explan. note. St. Petersburg: Kartfabrika VSEGEI. 2016. 448 p.
5. Lipenkov G. V., Mashchak M. S., Kirichen-ko V. T. et al. Gosudarstvennaya geologicheskaya karta Rossiyskoy Federatsii masshtaba 1 : 1 000 000 (tret'e pokolenie). Seriya Anabaro-Vilyuyskaya. List R-48 — Khatanga. Ob"yasn. zapiska [State Geological Map of the Russian Federation, scale 1:1,000,000 (third generation). Series Anabaro-Viluyskaya. Sheet R-48 — Khatanga. Explan. note]. St. Petersburg: Kartfabrika VSEGEI. 2016. 342 p.
6. Malkovets V. G., Tretjakova I. G., Belouso-va E. A et al. Stages of the evolution of the lithosphere of the Siberian Craton: the results of the study of the U-Pb-Th, Lu-Hf and Re-Os isotope systems of the deep xenogenic material from kimberlites. Geology and minerageny of Northern Eurasia (materials of the meeting). Novosibirsk: IGM SO RAN. 2017. Pp. 145—146. (In Russian).
7. Rozen O. M., Turkina O. M. The oldest crust of the Siberian Craton. General and regional problems of tectonics and geodynamics: Proceedings of the XLI Tectonic Conference. Vol. 2. Moscow: GEOS. 2008. Pp. 180—183. (In Russian).
8. Taylor S. R., McLennan S. M. Kontinental'naya kora, ee sostav i evolyutsiya [The continental crust, its composition and evolution]. Moscow: Mir. 1988. 384 p.
9. Turkina O. M. Stages of the formation of the Early Precambrian crust of the Sharyzhalgaysky uplift (southwest of the Siberian Craton): synthesis of Sm-Nd and U-Pb isotope data. Petrologiya. 2010. Vol. 18. No. 2, pp. 168—187. (In Russian).
10. Turkina O. M., Sergeev S. A., Sukhorukov V. P., Rodionov N. V. U-Pb age of zircon from paragneisses in granulite terrane of the Sharyzhalgai uplift (southwest of the Siberian Craton): evidence for the Archean sedimentation and evolution of continental crust from Eoarchean to Mesoarchean. Geologiya i geofizika. 2017. Vol. 58. No. 9, pp. 1281 — 1297. (In Russian).
11. Bell, E. A., Boehnke, P., Harrison, T. M. 2016: Recovering the primary geochemistry of Jack Hills zircons through quantitative estimates of chemical alteration. Geochimica et Cosmochimica Acta. 191. 187—202.
12. Corfu, F., Hanchar, J. M., Hoskin, P. W. O., Kinny, P. 2003: Atlas of zircon textures. Reviews in Mineralogy and Geochemistry. 53. 469—500.
13. Corfu, F., Heaman, L. M., Rogerset, G. 1994: Polymetamorphic evolution of the Lewisian complex, NW Scotland, as recorded by U-Pb isotopic compositions of zircon, titanite and rutile. Contributions to Mineralogy and Petrology. 117. 215-228.
14. Grimes, C. B., John, B. E., Cheadle, M. J. et al. 2009. On the occurrence, trace element geochemistry, and crystallization history of zircon from in situ ocean lithosphere. Contributions to Mineralogy and Petrology. 158. 6. 757-783.
15. Hoskin, P. W. O., Black. L. P. 2000: Metamor-phic zircon formation by solid-state recrystallization of protolith igneous zircon. Journal of Metamorphic Geology. 18. 423-439.
16. Hoskin, P. W. O. 2005: Trace-element composition of hydrothermal zircon and the alteration of Hadean zircon from the Jack Hills, Australia. Geochimica et Cos-mochimica Acta. 69. 3. 637-648.
17. Kostrovitsky, S. I., Skuzovatov, S. Yu., Yakov-lev, D. A. et al. 2016: Age of the Siberian craton crust beneath the northern kimberlite fields: Insights to the craton evolution. Gondwana Research. 39. 365-385.
18. O'Brien, T. M., Miller, E. L. 2014: Continuous zircon growth during long-lived granulite facies metamor-phism: a microtextural, U-Pb, Lu-Hf and trace element study of Caledonian rocks from the Arctic. Contributions to Mineralogy and Petrology. 168. 1071-1088.
19. Maier, A. C., Cates, N. L., Trail, D. et al. 2012: Geology, age and field relations of Hadean zircon-bearing supracrustal rocks from Quad Creek, eastern Beartooth Mountains (Montana and Wyoming, USA). Chemical Geology. 312-313. 47-57.
20. Paquette, J. L., Ionov, D. A., Agashev, A. M. et al. 2017: Age, provenance and Precambrian evolution of the Anabar Shield from U-Pb and Lu-Hf isotope data on detrital zircons, and the history of the northern and central Siberian craton. Precambrian Research. 301. 134-144.
21. Reimink, J. R., Chacko, T., Stern, R. A., Heaman, L. M. 2014: Earth's earliest evolved crust generated in an Iceland-like setting. Nature Geoscience. 7. 529—533.
22. Reimink, J. R., Chacko, T., Stern, R. A., Heaman, L. M. 2016: The birth of a cratonic nucleus: litho-geochemical evolution of the 4.02—2.94 Ga Acasta Gneiss Complex. Precambrian Research. 281. 453—472.
23. Rubatto, D. 2017: Zircon: the metamorphic mineral. Reviews in Mineralogy and Geochemistry. 83. 261-295.
24. Song, H., Xu, H., Zhang, J. et al. 2014: Syn-exhumation partial melting and melt segregation in the Sulu UHP terrane: Evidences from leucosome and peg-matitic vein of migmatite. Lithos. 202-203. 55-75.
25. Springer, W., Seek, H. A. 1997: Partial fusion of basic granulites at 5 to 15 kbar: implications for the origin of TTG magmas. Contributions to Mineralogy and Petrology. 127. 30-45.
26. Sun, S., McDonough, W. F. 1989: Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Geological Society London Special Publications. 42. 313-345.
27. Villa, I. M., Hanchar, J. M. 2017: Age discordance and mineralogy. American Mineralogist. 102. 24222439.
28. Watson, E., Harrison, T. 2005: Zircon thermometer reveals minimum melting conditions on earliest Earth. Science. 308. 841-844.
29. Werner, C. D. 1987: Saxonian granulites - a contribution to the geochemical diagnosis of original rocks in high-metamorphic complexes. Gerlands Beiträge zur Geophysik. 96. 3-4. 271-290.
30. Williams, I. S., Claesson, S. 1987: Isotopic evidence for the Precambrian provenance and Caledonian metamorphism in high grade paragneisses from Seve Nappes, Scandinavian Caledonides. Contributions to Mineralogy and Petrology. 97. 2. 205-217.
Гусев Николай Иванович — зав. отделом, ВСЕГЕИ <[email protected]>
Сергеева Людмила Юрьевна — инженер, ВСЕГЕИ <[email protected]>
Скублов Сергей Геннадьевич — доктор геол.-минерал. наук, гл. науч. сотрудник, Институт геологии и геохронологии докембрия Российской академии наук (ИГГД РАН). Наб. Макарова, 2, Санкт-Петербург, 199034, Россия; профессор, Санкт-Петербургский горный университет (СПГУ). 21-я линия, Васильевский остров, 2, Санкт-Петербург, 199106, Россия. <[email protected]>
Gusev Nikolay Ivanovich — Head of Department, VSEGEI<[email protected]>
Sergeeva Lyudmila Yur'evna — Engineer, VSEGEI1. <[email protected]>
Skublov Sergey Gennad'evich — Doctor of Geological and Mineralogical Sciences, Chief Researcher, RAS Institute of the Precambrian Geology and Geochronology (IGGD RAS). 2 Naberezhnaya Makarova, St. Petersburg, 199034, Russia; Professor, Saint-Petersburg Mining University (SPGU). 2 21st Line, St. Petersburg, 199106, Russia. <[email protected]>
1 Всероссийский научно-исследовательский геологический институт им. А. П. Карпинского (ВСЕГЕИ). Средний пр., 74, Санкт-Петербург, 199106, Россия.
A. P. Karpinsky Russian Geological Research Institute (VSEGEI). 74 Sredny Prospect, St. Petersburg, 199106, Russia.
