CC BY
8
УДК 552.3:550.93:552.16
В.Ю. Герасимов1, В.А. Снежко2, Д. Мозар3, А.Н. Письменный4, Н.Л. Энна5, А.А. Ульянов6
ЦИРКОНОМЕТРИЯ И ТЕРМОХРОНОЛОГИЯ МИГМАТИЗИРОВАННЫХ ГНЕЙСОВ ГОНДАРАЙСКОГО МЕТАМОРФИЧЕСКОГО КОМПЛЕКСА БОЛЬШОГО КАВКАЗА
Минералогический музей имени А.Е. Ферсмана Российской академии наук, 119071, Москва, Ленинский пр-т, 18, корп. 2
Геологический институт Российской академии наук, 119017, Москва, Пыжевский пер., 7, стр. 1 Всероссийский научно-исследовательский геологический институт имени А.П. Карпинского, 199106, Санкт-Петербург, Средний пр-т., 74
Фрибургский университет, кафедра наук о Земле, Швейцария, СН-1700, Фрибург, ул. Музейная, 6 ПАО «Кавказгеолсъемка», 357600, Ставропольский край, г. Ессентуки, ул. Кисловодская, д. 203 ФГБОУ ВО «Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова», 119991, Москва, ГСП-1, Ленинские Горы, 1
Fersman Mineralogical Museum of Russian Academy of Sciences, 119071, Moscow, Leninskii prospect, 18, 2
Geological Istitute of Russian Academy of Sciences, 119017, Moscow, Pyizhevskii per., 7, 1
Karpinsky Russian Geological Research Institute (VSEGEI), 199106, St. Petersburg, Sredny prospect, 74
Department of Geosciences — Earth Sciences, University of Fribourg,
Switzerland, Chemin du musée, 6, CH-1700, Fribourg, Switzerland
PSC "Kavkazgeolseomka", Stavropol region, 357600, Essentuki, Kislovodskaya str., 203
Lomonosov Moscow State University, 119991, Moscow, GSP-1, Leninskiye Gory, 1
Представлена часть результатов изотопного датирования кристаллиникума Большого Кавказа. Рассмотрены соотношения регионального метаморфизма, мигматизации и тепловых потоков в литосфере. Исследования проводились в Эльбрусской подзоне Главного хребта, в области развития наиболее высокотемпературных мигматизированных гнейсов гондарайского метаморфического комплекса. Измерение изотопного состава цирконов выполнено на ионном микрозонде «SHRIMP-II» в ЦИИ ВСЕГЕИ. Все исследованные зерна циркона из гнейсов пробы № 526 имеют зональное строение и часто содержат древние обломочные ядра. Практически все U-Pb изотопные датировки лежат на конкордии и демонстрируют широкий возрастной спектр 320—1000 Ма, частично унаследованный от кластогенных зерен циркона исходных пелитов. Наиболее молодые значения возраста фиксируют момент образования регенерационных кайм (320 Ма) при перекристаллизации детритовых цирконов на стадии анатексиса и мигматизации. Остальные точки образуют возрастной спектр 540—1000 Ма, который характеризует возраст различных источников сноса вещества при формировании протометаморфического субстрата. Кембрийский возраст отдельных детритовых зерен циркона, несомненно, указывает на палеозойский возраст протолита, который ранее традиционно считался протерозойским и даже архейским. Возраст регенерационных кайм кристаллов циркона (320 Ма) совпадает с возрастом постметаморфических гранитоидов. Термохронологические реконструкции ретроградной ветви метаморфизма показывают, что остывание гондарайского комплекса с момента кристаллизации анатектитов (650 оС) до момента закрытия K-Ar изотопной системы биотита (350 оС) проходило с относительно высокой начальной скоростью 8—10 оС/Ма, в субизобарических условиях и длилось 30—40 Ма.
Ключевые слова: цирконометрия, мигматиты, метаморфизм, термохронология, петрология, анатексис, литосфера, Кавказ.
Results from isotope dating of the Greater Caucasus crystalline basement in the Elbrus subzone of the Main Caucasus Range inside of the HT gneiss-migmatite area of the Gondaray Metamorphic Complex is discussed herein. The measurements of the zircons isotope composition were performed on the ion microprobe SHRIMP-II at the CIR VSEGEI (St. Petersburg). All zircon crystals from the gneiss sample N 526 show chemical zoning and an old clastogenic core. Almost all U-Pb isotope dating points toile on the concordant line of the concordia diagram and show a wide age range from 320—1000 Ма, partially obtained from clastogenic grains of
1 Минералогический музей имени А.Е. Ферсмана РАН (Минмузей РАН), науч. с., канд. геол.- минер. н., ГИН РАН; e-mail: gera-igem2008@yandex.ru
2 Всероссийский научно-исследовательский геологический институт им. А.П. Карпинского (ФГУП ВСЕГЕИ), вед. инженер; e-mail: VSnezhko@vsegei.ru
3 Фрибургский университет, кафедра наук о Земле, PhD, профессор; e-mail: jon.mosar@unifr.ch
4 ОАО «Кавказгеолсъемка», начальник геологической партии; e-mail: fgugp@geolog.kmv.ru
5 ОАО «Кавказгеолсъемка», гл. геолог, канд. геол.- минер. н.; e-mail: fgugp@geolog.kmv.ru
6 Московский государственный университет имени М.В.Ломоносова, геологический факультет, кафедра минералогии, докт. геол.-минер. н., профессор; e-mail: ulyanov@geol.msu.ru
the zircon from the initial pelitic sediments. The youngest ages (320 Ma) belong to regenerating zones of the zircon grains recrystallized during stage of the anatexis and migmatization. The other part of the age range 540—1000 Ma belongs to detrital zircons from different magmatic sources that existed during accumulation of the proto-metamorphic sediments. Several clas-togenic zircon grains show a Cambrian age, which is an evidence for the Early Paleozoic age of the metamorphic protolith. Traditionally the age of the Caucasus crystalline basement was suggested to be Precambrian. The ages of rim zones of the recrystallized zircons (320 Ma) have a direct correlation with postmetamorphic granite ages of the Greater Caucasus. It is shown by termochronological modeling that cooling of the Gondaray Metamorphic Complex during a retrogressive stage, from the temperature of migmatite crystallization (650 0C) to the moment of biotite K-Ar isotope system closure temperature (350 0C), was relatively fast (rate of cooling 8—10 0C/Ma) at subisobaric conditions and during a time range about 30—40 Ma.
Key words: zirconometry, thermochronology, migmatites, metamorphism, petrology, anatexis, lithosphere, Caucasus.
Введение. Кристаллический фундамент Большого Кавказа принято делить на инфра- и су-праструктуру. Инфраструктура слагает нижний структурный этаж фундамента и представлена гнейс-мигматитовым комплексом со сложной системой пластических деформаций и складчатостью разного порядка. Верхний структурный этаж супраструктуры представлен гнейсо-сланцевым комплексом пород, для которого характерны более пологая фолиация, хрупкие деформации и срывы. Тектонизированные контакты между сланцевым и мигматитовым комплексами на Кавказе часто залечены постметаморфическими позднекамен-ноугольными гранитами. Гондарайский комплекс [Баранов, Кропачев, 1976] представляет собой наиболее глубоко эродированную часть мигма-тизированной инфраструктуры Эльбрусской подзоны и находится в основании макерской серии
(рис. 1). Ранее считалось, что возраст кристаллического основания Кавказа протерозойский и даже архейский. Однако последние исследования ^ошт, 2011; Герасимов и др., 2010] указывают на то, что протометаморфический субстрат имеет в основном палеозойский возраст, и только возраст источников сноса вещества при накоплении осадков в ряде случаев был докембрийским, но есть и исключения.
Вопрос о возрасте регионального метаморфизма на Кавказе остается дискуссионным. Одни исследователи склонны определять его по датировкам гранитов и мигматитов в 320 Ма ^ошт, 2011], другие — на основании петрологических исследований и многочисленных геохронологических данных считали региональный метаморфизм одноактным каледонским событием [Шенгелиа и др., 1991]. Позднее некоторые геологи вернулись
Рис. 1. Геологическая схема гондарайского метаморфического комплекса на участок долины р. Махар (отметки высот, м) по данным карты метаморфизма Большого Кавказа [КопкоУБку е! а1., 2005]. Точка отбора пробы № 526 из мигматизированных гнейсов отмечена пуансоном; 1 — постметаморфические граниты (yPZ3), 2 — синметаморфические автохтонные гранитоиды (yPZ2), 3 — мигматиты, 4 — высокотемпературные мигматиты и кристаллические сланцы
к концепции полициклического метаморфизма [Гамкрелидзе, Шенгелиа, 2005], что отражает трудности при интерпретации новых разновозрастных геохронологических данных.
Такого рода кризис может быть преодолен с помощью комплексных термохронологических исследований, которые включают в себя как традиционные петрологические исследования, термо-барометрию минералов, так и мультиизотопное датирование на основе локальных методов исследования вещества. В итоге достигается синхронизация параметров температурно-временного тренда регионального метаморфизма и разрозненных изотопных датировок с определенным моментом в термодинамической эволюции системы.
Термохронологический подход при анализе температурной эволюции различных геологических объектов хорошо зарекомендовал себя на практике [Berger, York, 1981; Герасимов, Савко, 1995; Герасимов, 1992; Philippot et al., 2001], он во много раз увеличивает информативность исследований и носит универсальный характер. В основе термохронологического подхода лежит фундаментальное понятие о температуре закрытия системы [Dodson, 1973].
В статье демонстрируется один из элементов такого комплексного подхода. Рассмотрены результаты локального датирования U-Th-Pb системы акцессорных цирконов из мигматитов Гондарайского комплекса Кавказа в комбинации с K-Ar датированием биотитов метаморфического генезиса.
Методически термохронологический анализ ретроградной стадии метаморфизма следует начинать с петрологических исследований, с определения температуры пика метаморфизма. Затем, используя диффузионные модели, можно оценить скорость остывания системы и температуру закрытия изотопных геохронометров. Полученные изотопные датировки и значения температуры закрытия используются для построения темпе-ратурно-временного тренда эволюции системы и его синхронизации с геологическими событиями.
Важно понимать, что при медленном остывании различные изотопные системы в разных минералах закрываются в разное время при разной температуре, которая обычно не совпадает с пиком метаморфизма.
Температура закрытия (Tc) геохронологической системы (или температура включения геохронометра) в условиях медленного охлаждения согласно теории [Dodson, 1973] может быть определена как температура момента времени, которому соответствует ее измеренный с помощью радиоизотопных методов (кажущийся) возраст.
С точки зрения кинетики и термодинамики процесса изотопные геохронометры включаются, когда химический потенциал продуктов распада радиоактивных элементов не успевает выравни-
ваться в среде, и дочерние атомы в заметном количестве начинают накапливаться в структуре минералов. Этот процесс контролируется скоростью объемной диффузии компонентов в кристаллической структуре минералов. Она резко уменьшается с падением температуры, что в определенный момент приводит к запуску «изотопных часов».
Так, термохронологическое моделирование возраста андалузитовых сланцев макерской серии на Кавказе показывает, что температурный пик регионального метаморфизма (560 °С) приходился на рубеж 425 млн л. н., эта величина в среднем на 100 млн лет древнее значений обычных K-Ar датировок. При этом средняя скорость охлаждения метаморфической системы на регрессивном этапе составляла около 2 оС/млн лет [Герасимов и др., 2004], что довольно типично для регионального метаморфизма.
Однако среди анатектитов и мигматитов инфраструктуры доминируют U-Pb датировки циркона с возрастом 300—320 Ма [Somin, 2011; Герасимов и др. 2010]. Это объясняется тем, что в пределах одного метаморфического цикла, различные блоки претерпели во времени дифференцированную температурно-временную эволюцию, обусловленную рядом теплофизических и термодинамических свойств системы. Так, блоки инфраструктуры с очагами анатексиса, в силу понятных причин, претерпели более длительную температурную эволюцию. Они остывали на глубине медленнее и дольше супракрустальных комплексов, а кристаллизация расплава сопровождалась дополнительным выделением тепла, что приводило к более позднему закрытию изотопных систем в минералах и, следовательно, к более молодым датировкам. К этому мы вернемся и рассмотрим детальнее при обсуждении результатов исследования.
Для уточнения возраста кристаллического фундамента Большого Кавказа в рамках программы «ГИС-Атлас Кавказа» были проведены исследования U-Th-Pb изотопной системы цирконов из различных метаморфических комплексов. Измерения проводились на ионном зонде «SHRIMP-II» в ЦИИ ВСЕГЕИ. По предварительным результатам изотопного датирования цирконов из 20 проб получены три группы значений возраста: 290— 360 Ма — возраст постметаморфических гранитов и мигматитов, 420—460 Ма — возраст синметамор-фических образований и 540—2850 Ма — широкий возрастной спектр детритовых цирконов, причем последняя группа датировок характеризует только возраст различных источников сноса вещества при формировании метаморфического протолита в раннем палеозое [Герасимов и др., 2010].
Материалы и методы исследований. Петрологическая характеристика пробы. Для датирования процессов мигматизации в пределах Кубанского мигматит-гнейсового выступа, на западном склоне
водораздела рек Махар и Гондарай (N 43°16'24"; E 41°57'31"), бассейна р. Кубань (рис. 1) была отобрана проба № 526. Эта порода представляет собой мигматизированный биотит-силлиманито-вый гнейс с парагенезисом биотит (Bt) — гранат (Grt) — силлиманит (Sil) — плагиоклаз (Pl) — калиевый полевой шпат (Kfs) — кварц ^2)±кордиерит (Crd) + илменит (Ilm) + циркон (Zrn) + монацит (Mnz). Она имеет гнейсовидную текстуру и ле-пидо-гранобластовую средне-мелкозернистую структуру. По химическому составу (табл. 1) порода относится к глиноземистым гнейсам с повышенным содержанием оксидов алюминия, титана и железа, очень характерным для исходных пелитов. Микроскопические исследования показывают, что некоторые участки породы имеют признаки Na-Ca метасоматоза с образованием характерных мирмекитовых структур по Kfs и признаками дебазификации меланократовой части субстрата в виде «гребенчатых» структур замещения биотита плагиоклазом. Местами биотит замещается тонкоигольчатым агрегатом фибролита. Все это признаки постмагматического метасоматоза, который проявляется на ретроградной стадии метаморфизма в зонах развития мигматизации. Отдельные зерна цирконов в биотитах имеют интенсивные плеохроичные ореолы, что говорит об относительно высоком содержании радиоактивных компонентов (U, Th) в структуре цирконов.
С генетической точки зрения эта порода — продукт мигматизации глиноземистых биотит-гранатовых гнейсов и сланцев в условиях высокотемпературной ступени амфиболитовой фации регионального метаморфизма; в более общей интерпретации — продукт магматического замещения метапелитов гранитным расплавом на стадии мигматизации. Мигматизация широко проявлена в инфраструктуре Эльбрусско-Макерского метаморфического комплекса. Усредненные значения максимальных параметров регионального метаморфизма в этой зоне оцениваются на уровне Т=650^720 °С, Р=3^5 кбар [Шенгелиа и др., 1991; Гамкрелидзе, Шенгелиа, 2005], что достаточно типично для зон верхнекорового анатексиса. Эти данные будут использованы для оценки температуры закрытия изотопных систем.
Особенности методики исследований. Изотопно-геохронологические исследования вещества, включая обработку проб, извлечение монофракций минералов и изотопное датирование, проводились в Центре изотопных исследовании (ЦИИ) ВСЕГЕИ. Измерение изотопного состава цирконов
выполнено на ионном микрозонде «SHRIMP-II» по стандартной методике [Williams, 1998], с использованием эталонов «91500» и «Temora». Для исследования была отобрана фракция кристаллов циркона размером 100—200 мкм, локальность U-Th-Pb изотопного датирования составляла при этом около 25—30 мкм. Таким образом, пространственное разрешение ионного зонда позволяло уверенно датировать отдельные зоны роста кристаллов, их центры и края. Однако следует иметь в виду, что такие крупные кристаллы циркона довольно редки в породах этого типа. Они представляют собой своего рода аномалию. В них обычно присутствуют древние ядра, которые перемещаются из россыпи в россыпь и несут информацию о древних источниках сноса, а не о процессах метаморфизма. Эти ядра также служат причиной увеличения дискордантности датировок. Для метаморфогенных зерен более типичен размер 10—40 мкм. Как правило, это новообразованные зерна, и в перспективе именно эту фракцию следует использовать при датировании метаморфизма.
Отбор зерен для анализа проводился под микроскопом. Непосредственно для датирования пробы № 526 было отобрано 58 зерен разной морфологии. Большинство из них имело неправильную удлиненную или округлую форму, другие — четкую огранку (фототаблица). Отобранные зерна монтировались в шашку вместе с эталонами и сошлифовывались приблизительно на половину толщины. Полученные таким образом срезы полировали, и после напыления углеродом исследовали на электронном сканирующем микроскопе с катодолюминесцентной приставкой при ускоряющем напряжении 15 кВ. Изображения цирконов в катодолюминесценции (CL) и в отраженных электронах позволяют определить степень неоднородности кристаллов, их зональность и наметить точки съемки для датирования на ионном зонде (фототаблица). Такой подход выгодно отличают исследования на SHRIMP от традиционных нелокальных методов датирования, несмотря на относительно более низкую точность измерений. Уже на стадии пробоподготовки удается классифицировать объект не только по внешним признакам, но и по внутреннему строению кристаллов, их химической зональности, которая непосредственно отражает их генетические особенности и связь с физико-химическими параметрами системы.
Измерения на ионном зонде проводились при величине тока первичных ионов 4 нА (аналитик Н.В. Родионов), в каждой точке анализа набор
Таблица 1
Химический состав пробы № 526 по результатам силикатного анализа
Номер пробы SiO2 AI2O3 TiO2 FeO Fe2O3 P2O5 MnO CaO MgO K2O Na2O F Сумма
526 64,00 18,70 0,98 5,92 0,93 0,14 0,14 0,57 2,28 3,02 1,14 0,04 97.86
Фототаблица. Изображения кристаллов циркона из пробы № 526 (фракция 100—200 мкм) в катодо-люминесценции (кадры А) и в проходящем свете (кадр Б). Кадры имеют построчное соответствие (1—2, 3—4). Участки зондирования (белые кружки) и номера точек показаны на срезах зерен в катодолю-минесценции (СЦ); и-РЬ датировки в млн лет (Ма) для тех же зерен построчно приведены в колонке Б и выделены курсивом. На кадрах 5 и 6 представлены изображение срезов кристаллов в катодолюминес-ценции (СЦ) с номерами точек зондирования и возрастом, млн лет (черный курсив на белом фоне). Молодые датировки стадии мигматизации получены для вершин регенерированных кристаллов (кадры 3 и 6). Такие кристаллы имеют призматическую форму, хорошую огранку и внешнюю темную кайму (СЦ), богатую ураном, с возрастом около 320 Ма. Древние кластогенные зерна имеют скругленную форму со следами растворения и образуют возрастной спектр 540-1000 Ма
Рис. 2. Результаты датирования цирконов из пробы № 526 нанесены на кон-кордию с табулированными значениями возраста (млн лет, Ма). Молодые значения возраста (точки 7.1 и 6.2) фиксируют момент образования регене-рационных кайм (320 Ма) при перекристаллизации детритовых цирконов. Остальные точки образуют возрастной спектр 570-1000 Ма, который характеризует возраст различных источников сноса вещества при формировании протометаморфиче-ского субстрата
интенсивности массовых спектров проводился до 5 раз в диапазоне масс от 196 (Zr2O) до 254 (UO). Для обработки измерений использована компьютерная программа SQUID [Ludwig, 2000]. Расчет параметров конкордантности полученных значений возраста проводился исходя из величины погрешности 2а. Результирующие графики с конкордией (рис. 2) построены с использованием программы ISOPLOT/EX [Ludwig, 1999]. Всего
из 58 отобранных зерен циркона пробы № 526 исследовано 8 кристаллов. Получены датировки по 10 точкам, результаты измерений приведены в табл. 2.
Результаты исследований и их обсуждение. Морфология, внутреннее строение и генезис цирконов. По морфологии зерна цирконов из пробы № 526 можно разделить на две основные группы. Первая группа — скругленные вытянутые зерна с глянце-
Таблица 2
Результаты U-Th-Pb изотопных исследований цирконов из мигматизированного гнейса Кавказа (обр. 526)
Проба № 526 206Pb % Содержание, г/т (ppm) 232Th 238U Возраст, млн лет (Ма) D, % Изотопные отношения R
Номер зерна и точки U Th 206Pb* 206Pb 207Pb 207Pb* 206Pb* ±% 207Pb* ±% 206Pb* ±%
238U 206Pb 235U 238U
1.1 0,09 367 149 53 0,42 999,6 ±4,3 1001 ±25 0 0,07253 1,2 1,677 1,3 0,16773 0,46 0,354
2.1 0,11 272 176 38,6 0,67 982,5 ±4,9 983 ±28 0 0,07188 1,4 1,632 1,5 0,16465 0,54 0,364
3.1 0,11 363 153 29,4 0,43 580 ±3 588 ±37 1 0,0596 1,7 0,773 1,8 0,09415 0,54 0,303
3.2 -- 526 186 39,5 0,36 539,9 ±2,3 648 ±28 20 0,06125 1,3 0,738 1,4 0,08735 0,45 0,329
4.1 0,00 352 39 34,3 0,12 692,5 ±3,9 672 ±28 -3 0,06195 1,3 0,969 1,4 0,11341 0,59 0,414
5.1 0,00 309 94 27,7 0,31 640,5 ±3,4 641 ±32 0 0,06106 1,5 0,879 1,6 0,10446 0,56 0,357
6.1 1,96 48 1 4,91 0,02 707 ±10 873 ±200 23 0,0681 9,8 1,09 9,9 0,1159 1,5 0,155
6.2 1,91 662 4 30,4 0,01 329 ±2,1 303 ±160 -8 0,0524 6,8 0,378 6,9 0,05236 0,66 0,097
7.1 0,05 777 4 33,7 0,01 317,1 ±1,4 319 ±37 1 0,05277 1,6 0,3668 1,7 0,05042 0,45 0,268
8.1 0,16 802 153 63,6 0,20 568,6 ±2,3 604 ±34 6 0,06001 1,6 0,763 1,6 0,0922 0,42 0,257
Примечания. Ошибка единичных измерений в таблице приведены исходя из величины стандартного отклонения (1а). РЬС и РЬ относятся к обычному и радиогенному свинцу соответственно. Ошибка калибровки на стандарте для данной серии измерений составила 0,32%. Поправка на обычный свинец рассчитана с учетом измерений изотопа — РЬ. D — дискордантность, %; D=[возраст(207PЬ/206PЬ)/возраст(206PЬ/238U) — 1]-100; R — коэффициент корреляции погрешностей.
вой поверхностью и следами растворения. Их доля составляет ~30-40%. Надо сказать, что внешний вид таких зерен («леденцов») иногда вводит геологов в заблуждение, их называют то окатанными, то оплавленными. В действительности же окатанные зерна циркона обычно имеют шагреневую, матовую поверхность, а не глянцевую. В то же время температура плавления силиката циркония достигает 2550 оС, что, конечно, полностью исключает возможность плавления циркона в условиях земной литосферы.
Вторая группа зерен — хорошо образованные прозрачные кристаллы с четкими гранями и ребрами без следов растворения и абразии. Доля последних составляет 50%. Среди них есть восьмигранные призмы с пирамидальными вершинами и коэффициентом удлинения 2-3. Есть кристаллы более изометричной формы, с недоразвитым призматическим габитусом. Считается, что удлиненные призматические кристаллы возникают при относительно быстрой кристаллизации, а короткопризматические и дипирамидальные — в условиях медленной кристаллизации.
Многие зерна циркона имеют оптическую неоднородность, включения минералов, а также скопления газово-жидких включений. Срезы кристаллов в катодолюминесценции демонстрируют наличие древних ядер и неоднородности практически во всех отобранных зернах. Такие ядра представлены обломками неправильной формы или скругленными фрагментами кристаллов циркона более ранних генераций, иногда в виде двойников или корродированных ядер со следами растворения. На ядрах, как на затравках, нарастают регенерационные каймы. Состав каждой каймы и время ее образование характеризуют определенный этап в эволюции физико-химических параметров системы (температура, давление, химические потенциалы компонентов, фазовые переходы). Некоторые зерна имеют схожую последовательность зон роста, что указывает на их генетическое родство. Характер концентрической зональности кристаллов обычно тонкоритмичный, осциллирующий. В ядрах кристаллов встречаются фрагменты секториальной зональности. Большое разнообразие типов зональности циркона в одной пробе, несомненно, указывает на их кластогенную природу и широкий спектр разнообразных источников сноса вещества при формировании осадка в дометаморфический период.
В исследуемой группе цирконов финальная регенерационная кайма развита не у всех зерен, а только у кристаллов с хорошей огранкой. Эта самая внешняя кайма имеет слабое свечение в катодолюминесценции из-за относительного обогащения ураном и характеризуется крайне низким ТИ/и отношением (-0,01). Финальная кайма образовалась за счет перекристаллизации вещества, предположительно на стадии мигмати-
зации, с последующей флюидной переработкой породы на ретроградной стадии метаморфизма. При появлении расплава (флюида) зерна циркона с большим количеством радиационных дефектов и избыточной энергией в кристаллической решетке оказываются термодинамически неустойчивы. Они растворяются и идут на постройку более совершенных кристаллов. Этим объясняется и кардинальное различие в морфологии зерен, извлеченных из одной и той же породы: одни округлые — растворенные, другие ограненные — регенерированные.
С точки зрения кинетики минералообра-зующих процессов изотопный состав именно регенерационных кайм в общем случае должен указывать на время последней перекристаллизации в системе и фиксировать момент исчезновения флюида или расплава. Возможные диффузионные потери свинца в цирконах на регрессивной стадии метаморфизма при остывании породы можно оценить с использованием t-S-a диаграммы (рис. 3), где температура закрытия изотопной системы (Q является функцией скорости охлаждения (S) и размера кристалла (а). Диаграмма рассчитана на основе экспериментальных данных о скорости диффузии свинца в структуре циркона с использованием формализма Додсона [Dodson, 1973]. В ней представлен широкий диапазон значений скорости охлаждения в природных системах (0,1—10000 °C/Ma) и необходимый диапазон реальных размеров кристаллов циркона (10—1000 мкм). Диаграмма — надежный инструмент для оценки степени нарушенности изотопной системы циркона, она позволяет фиксировать момент включения изотопных часов в условиях регрессивной температурной эволюции метаморфической системы. Однако в нашем случае из анализа диаграммы следует, что при значениях температуры мигматизации (700—750 °C) диффузионные потери свинца как для крупных зерен циркона, так и для регенерационных кайм остаются исчезающе малы, и ими можно пренебречь. Главным фактором включения изотопных часов следует считать процесс перекристаллизации цирконов в расплаве или активном водном флюиде, точнее, момент окончания перекристаллизации.
Анализ результатов датирования. Техника локального SHRIMP-датирования циркона позволяет до некоторой степени обойтись без обязательной предварительной разбраковки кристаллов по внешним признакам, как это принято в классической цирконометрии. В шашку для анализа закладывается произвольная выборка из 50—70 зерен, что на практике обеспечивает статистически значимый результат исследования. Изучение зональности этих кристаллов в катодо-люминесценции позволяет (в идеальном случае) одновременно провести разбраковку зерен, сделать осознанный выбор точек зондирования в соответствии со спецификой объекта и поставленной
задачей. Если объект однороден, то датировки образуют на конкордии устойчивый возрастной кластер, и, как правило, в этом случае для статистики достаточно 10—12 точек съемки. В более сложных случаях требуется гораздо больше точек зондирования, а для правильной генетической интерпретации результатов датирования цирконов следует принимать во внимание совокупность сразу нескольких факторов:
1) внешние характеристики кристаллов по группам (форма, цвет, прозрачность, размер, огранка, удлинение, следы растворения, абразии);
2) внутренне строение кристаллов, наличие древних ядер, включений, химическая зональность, регенерационные каймы и их связь с морфологией зерен;
3) положение точки зондирования на срезе циркона (ядро или центр, внешняя кайма, промежуточная зона) и ее связь с внутренним строением кристалла;
4) химические характеристики точек съемки: валовое содержание компонентов, ТЬ/и отношение;
5) характер расположения точек датировок на конкордии: наличие кластеров, групп, спектров изотопных значений возраста;
6) степень отклонения точек от конкордии (дискордантность, нарушенность изотопной системы).
Результаты датирования цирконов пробы № 526 нанесены на диаграмму с конкордией (рис. 2) в координатах 206рЬ/238и_207рЬ/235и с табулированными значениями возраста в млн лет (Ма). Большинство точек съемки лежит на конкордии и представлено диапазоном значений возраста 320—1000 Ма. Такой широкий спектр значений возраста возникает за счет анализа древних ядер и кластогенных цирконов, которые в изобилии присутствовали в раннепалеозойских осадочных породах на Палеокавказе. Среди них доминирует группа датировок панафриканского возраста (650-500 Ма).
Наибольшая дискордантность наблюдается для точек 6.1 (центральная часть древнего детритового ядра регенерированного кристалла циркона) и 3.2 (одно из ядер сдвоенного кристалла). Такое отклонение от конкордии характерно в случае частичной потери радиогенного свинца, однако точка 6.1, кроме того, имеет аномально низкое содержание урана и тория, что, скорее, обусловлено фазовой неоднородностью этого включения (табл. 2, фототаблица), т.е. захватом другого минерала.
Молодые значения возраста (точки 7.1 и 6.2) получены только для краевых зон хорошо образованных кристаллов циркона, они фиксируют момент образования регенерационных кайм (320 Ма) при перекристаллизации детритовых цирконов и имеют повышенное содержание урана. Остальные точки образуют возрастной спектр 540-1000 Ма, который характеризует возраст различных источ-
Рис. 3. Диаграмма зависимости температуры закрытия (tc) U-Th-Pb изотопной системы циркона (Zrn) от величины скорости охлаждения (S) и размера кристалла (эффективного радиуса, а), рассчитанная с использованием экспериментальных данных о диффузии свинца [Lee et al., 1997] и формализма Додсона [Dodson, 1973]. Изолинии постоянного радиуса хорошо аппроксимируются степенными функциями (Best Fit)
ников сноса вещества при формировании прото-метаморфического субстрата. Не исключено, что этот возрастной спектр не достаточно полный, поскольку для аналогичных пород на Кавказе известны датировки ядер с возрастом вплоть до 2800 Ма [Герасимов и др., 2010].
Точка съемки 1.1 находится в центре крупного (>100 мкм) окатанного зерна циркона, который представляет собой обломок еще более крупного кристалла. Первоначально кристалл имел тонкоритмическую, концентрическую ростовую зональность. Судя по характеру зональности, первоначальный размер циркона достигал 400—600 мкм. Обломок был частично растворен и имеет фрагментарные зачатки ростовой реге-нерационной каймы шириной 5—7 мкм. По ряду параметров — дискордантности, содержанию U и Th, Th/U отношению и возрасту — точка 1.1 близка к параметрам точки 2.1 другого кластогенного циркона. Кристаллы имеют сходный тип ростовой зональности и, вероятно, их можно отнести к одной генетической группе. Датировки этих зерен близки к рубежу 1000 Ма, который характеризует возраст некоторого древнего протерозойского магматизма. Позднее цирконы из этого магмато-генного источника попали в пелитовый осадок и прошли через цикл палеозойского метаморфизма Кавказа практически без потерь. Во всяком случае, ни температурное воздействие, ни частичное растворение зерен не повлияли на стабильность U-Th-Pb изотопной системы этих цирконов.
Точка зондирования 2.1 находится в краевой части удлиненного обломка призматического кристалла циркона. Кристалл имеет ритмичную, осциллирующую ростовую зональность, схожую с
таковой в точке 1.1, и древнее ядро, обогащенное и и ТИ. Первоначально кристалл имел размеры около 100x400 мкм. Поверхность обломка имеет следы растворения, отмечены фрагменты зон регенерации в привершинной части призмы. Содержание радиоактивных компонентов достаточно обычное: и=272 ррт и ТИ=176 ррт, отношение ТИ/и=0,67, что типично для магматических цирконов.
Зерно № 3 представлено сростком двух кристаллов циркона одной генерации с близким составом и и ТИ. По данным катодолюминесценции каждый кристалл имеет размер -100 мкм. У них одинаковый тип ростовой зональности без ос-цилляций — темное ядро, обогащенное и и ТИ, и яркая кайма финальной перекристаллизации толщиной 5-10 мкм. Возраст ядер около 580 Ма, ТИ/и=0,3^0,4, изотопный состав каймы не анализировался. Точка 3.2 имеет возраст 540 Ма и дискордантность -20%, что может быть обусловлено как потерей свинца, так и частичным захватом молодой каймы с гипотетическим возрастом -320 Ма и более низким отношением ТИ/и. По типу зональности и возрастным характеристикам зерно № 3 имеет сходство с точкой съемки 8.1. В совокупности они образуют небольшой кластер на конкордии в окрестности датировки 570 Ма и, вероятно, характеризуют возраст позднепротеро-зойского магматизма, продукты которого эродировались уже в раннем палеозое.
Точка 4.1 находится почти в центральной зоне ядра крупного призматического обломка циркона с пирамидальной вершиной. Кристалл имеет слабо выраженную ростовую зональность и тонкую регенерационную кайму в области роста пирамидальной вершины. По параметрам состава точка 4.1 довольно близка к другим точкам серии 1-3, однако возрастная оценка вплотную приближается к рубежу 700 Ма, что формально роднит ее с точкой 6.1. Все эти датировки характеризуют возраст детритовых цирконов.
Точка 5.1 также характеризует возраст (640 Ма) удлиненного детритового обломка циркона. Размер обломка более 100 мкм, первоначальная зональность представлена довольно однородным фрагментом, но на его поверхности образовалась тонкая контрастная кайма регенерации с переходом от темной зоны с высоким содержанием и и ТИ к светлой зоне на поверхности зерна с пониженным содержанием этих компонентов. Количественный состав каймы не определяли.
В зерне № 6 зондировали не только центр, но и край кристалла в зоне регенерации, что позволяет, наконец, оценить возраст последней перекристаллизации цирконов.
Точка 6.2 (329 Ма) находится в пирамидальной вершине удлиненного призматического кристалла циркона с хорошо развитой огранкой. Эта вершина выросла в ходе перекристаллизации (регенерации)
крупного (>200 мкм) обломочного циркона, она имеет высокое содержание урана, ее изотопный состав характеризует возраст последней флюид-но-магматической активности в системе. Параметры состава: и=662 ррт, ТИ=4 ррт, а также крайне низкое отношение ТИ/и (0,01) указывают на регрессивную стадию высокотемпературного метаморфизма.
Точка 6.1 (707 Ма) находится в центре округлого включения концентрического строения, которое расположено внутри того же крупного обломка циркона с регенерационной каймой (рис. 2). По форме включение напоминает древнее детритовое ядро, но, скорее всего, это залеченная эрозия в древнем обломочном цирконе, который послужил затравкой для роста более совершенного кристалла в условиях мигматизации. Точка 6.1 имеет аномально низкое содержание радиоактивных компонентов: и=48 ррт, ТЬ=1 ррт, радиогенный свинец РЬ=4,9 ррт, а также характеризуется крайне низким отношением ТИ/и (0,02) и сильной дискордантностью (Б=23%). Ошибка измерения возраста в этой точке так велика, что делает ее практически непригодной для датировки даже детритовой компоненты.
Циркон № 7 имеет идеальную огранку без признаков растворения, это прозрачный призматический кристалл длиной >200 мкм, с двумя пирамидальными вершинами. Коэффициент удлинения 3,5. Ядро кристалла имеет сложное строение с ростовой концентрической зональностью вокруг исходного реликтового зерна размером -50 мкм. Точка съемки 7.1 — по аналогии с точкой 6.2 — расположена в вершинной части кристалла, полностью сформированной на стадии регенера-ционного роста. Она имеет близкие параметры состава: высокое содержание урана (и=777 ррт), низкое содержание тория (ТИ=4 ррт), очень низкое отношение ТИ/и (0,01) и возраст 317 Ма. Все это не оставляет сомнений в генетическом родстве финальных зон регенерационного роста кристаллов 6 и 7.
Точка 8.1 (570 Ма) заканчивает серию из 10 регламентных точек для датирования цирконов из пробы № 526. Зерно № 8 оптически однородное, прозрачное, имеет удлиненную призматическую форму с явными следами растворения. В катодо-люминесценции отчетливо видна концентрическая зональность вытянутого обломанного ядра кристалла, а также широкая однородная ростовая кайма в привершинной части, что указывает на две стадии роста в докембрийской эволюции этого зерна. Остатки ядра имеют размер -100 мкм, а внешняя кайма — ширину до 50 мкм. Точка съемки 8.1 находится на краю зерна в зоне внешней ростовой каймы. Как уже отмечено, по параметрам состава и возрасту она имеет определенное сходство с зерном № 3 и может характеризовать возраст источника детритовых цирконов панафриканского возраста.
Таким образом, приведенные результаты цирконометрии гондарайского метаморфического комплекса показывают, что широкий возрастной спектр датировок циркона обусловлен наличием детритового компонента и только самые молодые датировки (320 Ма), которые получены по регене-рационным каймам, отражают возраст последней перекристаллизации циркона в зоне мигматиза-ции. Скорее всего, это возраст кристаллизации мигматитов и сопряженной с ней гидротермальной активности на регрессивном этапе регионального метаморфизма. В связи с этим следует подробнее рассмотреть несколько физико-химических факторов, которые контролируют минералообразование в системе, прежде всего это термодинамические и кинетические факторы.
Роль внутрикристаллической диффузии в цирконах и потери радиогенного свинца. Образование зональных кристаллов циркона обусловлено двумя взаимоконкурирующими процессами, это процессы роста и растворения на поверхности кристалла и процесс объемной диффузии в кристаллической структуре минерала. Процессы роста и растворения превалируют, когда в среде существуют признаки неравновесности (градиент концентраций, дефектность структур, метастабильность фаз) и возможен свободный массоперенос вещества с помощью раствора, флюида или расплава. Зональный кристалл формируется в условиях неравновесного бездиффузионного роста, когда градиенты концентраций не успевают выравниваться. Если температура достаточно высока, то с течением времени кристалл может гомогенезироваться за счет объемной диффузии компонентов. Но на практике мы постоянно видим зональные кристаллы циркона, значит, температура процессов была не достаточно высока для гомогенизации, а роль внутрикристаллической диффузии компонентов была не столь существенной в данном временном интервале.
Химическая зональность хорошо видна в ка-тодолюминесценции при электронно-микроскопических исследованиях и обусловлена в основном вхождением различных тетра- и тривалентных катионов в кристаллическую структуру циркона. Однако, поскольку U-Th-Pb система циркона является изотопным геохронометром, особенно важно оценить возможные диффузионные потери радиогенного свинца, который изначально не входил в кристаллическую структуру минерала и накапливался там как продукт радиоактивного распада.
По экспериментальным данным о диффузии свинца в структуре циркона можно оценить температуру закрытия U-Th-Pb изотопной системы минерала. Для этого была рассчитана t-S-a диаграмма (температура закрытия tc, скорость охлаждения S, размер кристалла а) с использованием экспериментальных данных [Lee et al., 1997] и формализма
Додсона [Dodson, 1973]. Температура закрытия изотопной системы циркона в этом случае рассматривается как функция скорости охлаждения метаморфической системы и размера кристалла (эффективного радиуса) (рис. 3). Показано, что изолинии постоянного размера кристалла могут быть аппроксимированы степенными функциями, а уменьшение скорости охлаждения на 4 порядка приводит к уменьшению температуры закрытия для циркона приблизительно на 150—200 °С. При увеличении радиуса зерна на порядок температура закрытия, наоборот, увеличивается приблизительно на 100 °С.
Если бы температура максимума метаморфизма превышала модельную температуру закрытия изотопной системы циркона, то роль твердофа-зовой диффузии была бы существенной. Тогда в условиях регрессивной температурной эволюции метаморфического процесса, чем больше скорость охлаждения системы и чем крупнее зерна циркона, тем выше температура закрытия и тем древнее окажутся измеренные возрастные датировки (при прочих равных условиях).
Если температура процесса была заведомо ниже модельной температуры закрытия, то велика вероятность сохранения первичной ростовой зональности циркона при любых сценариях температурной эволюции процесса. Роль диффузионного массопереноса в кристаллах становится незначительной. Изотопная система цирконов остается закрытой и наследует древнюю возрастную компоненту.
Практически это означает, что в большинстве метаморфических комплексов с температурой ниже 800 °C крупные кристаллы циркона (>100 мкм) должны сохранять ростовую зональность, а изотопные датировки лучше всего проводить с использованием мелких новообразованных метаморфогенных цирконов, которые обычно не используются при пробоподготовке. Альтернатива этому — датирование регенерационных кайм, которые возникают при перекристаллизации старых детритовых зерен циркона и фиксируют время кристаллизации мигматитов и активизации постмагматических флюидов, что и было показано в этой работе.
Особенности термальной эволюции гнейс-миг-матитового комплекса. Прежде всего обсудим несколько вопросов: почему изотопный возраст мигматитов моложе возраста сланцев супраструк-туры, сколько длится метаморфический цикл, что показывают K-Ar датирование и изотопная термохронология?
Как уже отмечено, в пределах одного метаморфического цикла различные блоки кристаллического основания на Кавказе претерпели дифференцированную температурно-временную эволюцию, обусловленную рядом теплофизических и термодинамических свойств системы. Так, наиболее
глубинные высокотемпературные ядра структуры в зонах мигматизации и анатексиса претерпели более длительную температурную эволюцию по сравнению с амагматичными низкотемпературными комплексами супраструктуры.
Теоретически, находясь на одной геотерме, глубинные зоны имели более высокую температуру, проходили через стадию частичного плавления на прогрессивном этапе метаморфизма. Плавление сиалической части субстрата сопровождалось поглощением тепла и стабилизацией температуры на уровне, близком к температуре плавления гранитной эвтектики (при теплопереносе возникают новые граничные условия, обусловленные фазовым переходом). На регрессивной стадии метаморфизма, в условиях деградации теплового потока, кристаллизация остаточных расплавов в этих зонах сопровождалась, кроме того, выделением тепла и замедлением скорости охлаждения системы. Все это отразилось на более позднем закрытии изотопных систем в минералах высокотемпературных комплексов и как следствие привело к появлению более молодых изотопных датировок.
Для метаморфической системы это означает, что с началом анатексиса прекращается подъем изотерм и рост температуры в вышележащих супраструктурных комплексах. Тепло расходуется на поддержание плавления. Метаморфическая система проходит через температурный максимум и по мере уменьшения теплового потока переходит в ретроградную стадию. В действительности картина осложняется еще и перемещением расплавов в верхние горизонты относительно холодной супра-структуры. Интрузивный магматизм постметаморфических гранитов сопровождается здесь развитием ограниченных контактовых метаморфических ореолов, иногда довольно высокотемпературных. Такого рода сценарии реализуются в различных регионально-метаморфических комплексах, в том числе в разных структурных зонах кристаллини-кума Большого Кавказа. Важно отметить, что анатексис и ультраметаморфизм здесь не столько температурный пик процесса (в сухих системах, в гранулитах температура может быть и выше), сколько начало его конца, а регрессивная стадия метаморфизма всегда сопровождается постметаморфическим гранитным магматизмом.
Эта закономерность отмечена и в работах Л.Л. Перчука. С помощью методов термобароме-трии было показано, что большинство гранитов выплавляется в земной коре в пределах термодинамического окна, ограниченного следующими параметрами: 650-750 °С и 5-7 кбар (т.е. на глубине в интервале 15-20 км). А сам процесс гранитизации протекает не на прогрессивной стадии метаморфизма, а на его регрессивной ветви, с падением Р-Т параметров метаморфизма [Перчук, 1997].
Это возможно, когда система проходит через температурный максимум, достигает субсолидус-
ных температур гранитнои эвтектики, насыщается водным флюидом и под его воздействием начинается частичное плавление гнейсов. Температура водного солидуса гранита смещается в низкотемпературную область, вплоть до температуры около 650 °С. Термодинамически этот феномен обусловлен тем, что растворимость компонентов флюида выше в расплаве, чем в твердой фазе. Так формируется гнейс-мигматитовый комплекс (ГМК) умеренных давления и температуры.
Простые расчеты показывают, что если плавление начинается на глубине 15 км при температуре 750 °С, то этим параметрам соответствуют геотермический градиент -50 °С/км и континентальная геотерма с тепловым потоком #=150 мВт/м2 [Pollack, Chapmen, 1977]. С началом плавления часть теплового потока расходуется на поддержание плавления, а температура расплава остается постоянной до момента полного исчерпания эвтектического субстрата. В этот период температура в вышележащих горизонтах перестает расти, формируется новая геотерма с редуцированным тепловым потоком, которая со временем релаксирует к стационарному состоянию:
= 0; ^Т = 50 °С/км.
dt дх
На верхней границе плавления формируется изотерма, равная температуре расплава (в данном случае 750 °С). Она может понижаться по мере увеличения парциального давления воды во флюиде. Через эту границу проходит редуцированный тепловой поток qr, который определяется температурным градиентом и теплопроводностью вышележащих пород в соответствии с законом Фурье:
дТ
qr =-k— = 2 ВтДмтрад)- 50 °С/км= дх
=100 мВт/м2.
Здесь и далее приведены типичные значения теплофизических параметров, которые используются при моделировании гранитного магматизма: теплопроводность к=2 ВтДмтрад), удельная теплота плавления гранита Hm=300 кДж/ кг, теплоемкость ^=1250 ДжДкгтрад), плотность р=2800 кг/м3. Строго говоря, параметр q — плотность теплового потока (удельная величина), но для простоты и по аналогии с англоязычной литературой мы здесь и далее будем называть его тепловым потоком.
Легко видеть, что в рассматриваемом случае большая часть теплового потока, составляющего 100 мВт/м2, уходит в верхние горизонты разреза земной коры, тогда как оставшаяся часть теплового потока (qm=50 мВт/м2) расходуется на поддержание плавления гранитной эвтектики на глубине. Нетрудно составить простой тепловой баланс и
подсчитать, что при такой скорости поступления тепла на выплавление гранитного слоя (гранитного батолита) мощностью ~5 км чисто термодинамически (без учета конвекции и боковых потерь тепла) потребуется время ¿~2,5Ма:
t(5 км) =5 км Hm p/qm=5000 м -300 кДж/кгх х2800 кг/м3/50 мВт/м2=2,53Ма.
Если величина qm уменьшится до 5 мВт/м2, то аналогичный процесс займет уже 25 Ма и т.д. Мощность 5 км — характерный масштаб для батолитов древних щитов и кристаллического фундамента Большого Кавказа. Например, в зоне Главного хребта расположен Улукамский массив гранитов, он занимает площадь несколько сотен квадратных километров и имеет видимую мощность несколько километров.
Очевидно, что в реальных условиях, когда тепловой поток начнет уменьшаться на ретроградной стадии метаморфизма, то плавление все равно продолжится, но с меньшей интенсивностью, вплоть до момента деградации мантийного источника тепла, когда на поддержание плавления уже не останется энергии (qm=0). Этот процесс может затянуться на десятки миллионов лет. Затем начнется обратный процесс кристаллизации остаточного гранитного расплава, который по мере теплоотвода будет сопровождаться еще и выделением тепла, что затянет процесс кристаллизации еще на несколько миллионов лет. В совокупности временной интервал между пиком метаморфизма (началом плавления гранитной эвтектики) и моментом кристаллизации мигматитов может составить несколько десятков миллионов лет. Кристаллизация расплава сопровождается выделением большого количества летучих компонентов водного флюида, которые облегчают перекристаллизацию старых кластоген-ных зерен циркона, а на поверхности кристаллов образуются финальные регенерационные каймы. Они имеют очень низкое Th/U отношение, считается, что их возраст характеризует ретроградную стадию регионального метаморфизма на момент кристаллизации мигматитов и отделения флюидов.
На этом практически заканчивается метаморфический цикл, и дальнейшее остывание системы можно отследить по другим изотопным сенсорам с более низкой температурой закрытия. Так, температура закрытия K-Ar изотопной системы биотитов находится на уровне 320—350 °С. Датировки красновато-бурого матричного метаморфогенного биотита из разных проб мигматитов гондарай-ского комплекса Кавказа находятся на уровне 280—290 Ма (табл. 3). Из этого следует, что остывание системы на 300 °С с момента кристаллизации водной эвтектики (650 °С) происходит за период 30—40 Ма, со средней скорость -8—10 °С/Ма. Это довольно высокая скорость охлаждения для регионального метаморфизма, обычно она в 2—3 раза меньше. Возможно, это связано с более резким
перепадом температуры между еще горячим кристаллизующимся расплавом и уже холодным региональным температурным фоном. Понижение фоновых значений температуры к этому времени обусловлено общей деградацией теплового потока на ретроградной стадии регионального метаморфизма (эффект опускания изотерм). Петрологические сенсоры показывают, что остывание мигматитов гондарайского комплекса проходило в субизобарических условиях с пересечением линии моновариантного равновесия кианит—силлиманит.
Таблица 3
Результаты K-Ar датирования матричных биотитов из мигматитов Кавказа
Номер образца Минерал К, масс.% 40Ar, нг/г Возраст, Ма
516 биотит 6,93±0,04 145,0±0,4 288±6
529 биотит 6,91±0,07 150,0±0,5 289±6
Примечания. Измерения проводились в ИГЕМ РАН на мас-спектрометре МИ-1201ИГ, аналитик В.А. Лебедев.
Таким образом, в совокупности весь ретроградный цикл, начиная с образования мигматитов (750 °С) до их кристаллизации (650 °С), и остывания метаморфических пород вплоть до температуры закрытия K-Ar изотопной системы биотитов (320-350 °С), может растянуться во времени на 80-100 Ма. Эта величина вполне сопоставима с другими представлениями о длительности регионального метаморфизма. Так, некоторые исследователи считают, что продолжительность грану-литового метаморфизма составляет относительно короткий промежуток времени — 50-200 Ма [Ньютон, 1989].
Характерное время разогрева пород в условиях коллизионного метаморфизма после быстрого погружения может составлять 60-80 Ма при средней скорости нагрева 5 °С/Ма [England, Tompson, 1984], вплоть до достижения параметров новой геотермы при температуре 600-700 оС. При этом начальная температура в момент барического скачка может составлять всего 200-300 °С.
Геотермическое моделирование показывает, что характерное время установления стационарного (равновесного) режима для геотерм коры континентального типа варьирует в пределах 50-300 Ма в зависимости от характера распределения радиоактивных источников в литосфере [Pollack, Chapmen, 1977]. Фактически эти временные рамки устанавливают возможные вариации длительности прогрессивного этапа регионального метаморфизм. При этом считается, что физически нижняя граница литосферы лимитирована зоной начала плавления мантийного вещества. Величина теплового потока в литосфере и толщина литос-ферных плит в этом случае имеют обратную корреляцию: чем больше тепловой поток, тем тоньше
литосфера, и наоборот. Используя стандартную модель для коры континентального типа, где тепловой поток — независимая переменная [Pollack, Chapmen, 1977], можно показать, что в палеозое на Кавказе в зоне регионального метаморфизма при тепловом потоке в 120—150 мВт/м2 мощность литосферы могла достигать 30—40 км. Эта оценка коррелирует с термодинамическими параметрами низкоградиентного субдукционного комплекса на Кавказе, где максимальные оценки давления по коровым эклогитам и гранат-кианитовыми гнейсами достигают 8—12 кбар [Philippot et al., 2001; Gerasimov, Pismennyi, 2005], что соответствует глубине -30—35 км.
Многочисленные термохронологические оценки с использованием петрологических и изотопных сенсоров показывают, что скорость остывания региональных метаморфических комплексов составляет всего несколько градусов за миллион лет, а длительность ретроградного этапа растягивается на десятки и даже сотни миллионов лет [Герасимов и др., 2004; Berger, York, 1981; Герасимов, Савко, 1995; Герасимов, 1992].
Таким образом, полученные нами данные о длительности регрессивной температурной эволюции в зонах мигматизации Большого Кавказа хорошо согласуются с общими представлениями о продолжительности метаморфических циклов скорости изменения параметров при региональном метаморфизме.
Th/Uотношение как характеристика метаморфического генезиса цирконов. Осталось рассмотреть геохимические аспекты образования цирконов при метаморфизме. Th/U отношение — наиболее часто используемый критерий при определении генетической принадлежности цирконов к магматической, метаморфической или гидротермальной ветви эволюции системы. Так, например, низкое Th/U отношение (<0,1) часто считается характеристикой метаморфических цирконов [Rubatto, 2002]. Чтобы оценить верность такой интерпретации, полезно рассмотреть факторы, контролирующие Th/U отношение в цирконах. Концентрация Th и U в первую очередь зависит от присутствия этих элементов в минералообразующей среде и различий в степени перераспределения Th и U между цирконом и сосуществующими минералами, расплавом или флюидом.
Например, одновременный рост с цирконом такого минерала, как монацит, в состав которого в качестве основного компонента входит Th, приводит к снижению концентрации Th в цирконе и как следствие к понижению Th/U отношения. В противоположность этому циркон, кристаллизующийся из высокотемпературного расплава еще до появления монацита, может иметь высокую концентрацию Th, что приведет к повышению Th/U отношения. В реальности картина может оказаться более сложной. Существует множество
наблюдений, когда «метаморфические» домены цирконов действительно имели низкое Th/U отношение (<0,1) [Rubatto, 2002], однако бывают и исключения. Кроме того, очень низкое Th/U отношение (Th/U<0,02) возникает на поздних регрессивных стадиях высокотемпературных процессов в ходе взаимодействия флюида и породы при температурах значительно ниже пика метаморфизма, а также на стадии постмагматического метасоматоза (автометаморфизма).
В случае, когда высокотемпературные мета-пелиты и гнейсы подвергаются анатексису или мигматизации, сценарий образования регенера-ционных кайм по циркону должен быть близок к первому варианту с тенденцией к понижению Th/U отношения. Действительно, поскольку исходные осадочные породы обычно содержат достаточно детритового циркона и монацита в качестве россыпного компонента, то совместная перекристаллизация этих минералов под воздействием анатектического расплава или высокотемпературного водного флюида будет сопровождаться диспропорционированием Th и U в ходе растворения дефектных метамиктных зерен. Поскольку изоморфная емкость монацита в отношении Th в несколько раз выше, чем у циркона, новообразованный циркон будет обедняться Th в пользу обогащения им фосфатов редкоземельных элементов (REE), что и наблюдается на практике. Такая же картина наблюдается и в нашем исследовании: регенерационные каймы резко обеднены торием. За счет кайм формируется новая идеальная огранка кристаллов циркона в условиях перекристаллизации вещества мигматитов. Возраст этих финальных кайм в 320 Ма указывает на момент, когда на регрессивной стадии метаморфизма заканчивается перекристаллизация и из системы исчезают расплав и активный водный флюид. По этой причине возраст мигматитов и постмета-морфическх гранитов оказывается на несколько десятков миллионов лет моложе термального пика регионального метаморфизма.
Заключение. В мигматитах гондарайского метаморфического комплекса Кавказа с помощью ионного зонда были исследованы две группы цирконов. Первая группа зерен циркона имела округлую форму, растворенные грани и древние ядра. Вторая группа зерен циркона имела четкую огранку и также древние кластогенные ядра, на которых, как на затравке, нарастали молодые регенерационные каймы каменноугольного возраста — ~320 Ма. Каймы образовались на стадии мигматизации и анатексиса и имеют крайне низкое Th/U отношение (0,01), что характерно для регрессивной стадии регионального метаморфизма. Остальные датировки кластогенных зерен образуют возрастной спектр 540—1000 Ма, который характеризует только возраст различных магматических источников вещества, при накоплении
протометаморфческих осадков в раннем палеозое. Совместное нахождение в одной пробе хорошо ограненных регенерированных кристаллов циркона и растворенных округлых зерен характерно для зон мигматизации и анатексиса и не наблюдается в обычных гранитах, ортогнейсах и сланцах.
Возраст пика регионального метаморфизма коррелирует с началом анатексиса и мигматизации в сиалической части разреза верхней коры при парметрах плавления водной гранитной эвтектики (650—750 °С, глубина 15—20 км). За счет плавления формируется термодинамический буфер, который ограничивает дальнейший рост температуры при метаморфизме и поддерживает ее на постоянном уровне. Возраст температурного пика метаморфизма на Каваказе определяется по разным изотопным системам с помощью термохронологических реконструкций на уровне 400—420 Ма [Герасимов и др., 2004; Бибикова и др., 1991; Герасимов и др., 2015]. Длительность процесса анатексиса в верхней коре зависит от скорости деградации мантийного источника тепла.
При высоком парциальном давлении воды плавление может продолжаться даже при уменьшении тепловых потоков и с падением температуры вплоть до 650 °С длится нескольких десятков миллионов лет. Очевидно, что в этом случае возраст регенерационных кайм циркона в 320 Ма ограничен моментом завершения перекристаллизации мигматитов при температуре ~600—650 °С, на начальной стадии регрессивного метаморфизма.
Роль диффузионных потерь свинца за счет внутрикристаллической диффузии при этих значениях температуры оказывается несущественной. Экспериментальные данные показывают, что циркон может оставаться закрытой системой даже в условиях гранулитового метаморфизма при температуре 800 °С и выше. Парадоксально, но такая консервативность U-Pb изотопной системы циркона часто служит причиной дискордантности датировок, поскольку при обычном валовом анализе зональных кристаллов происходит микширование зон различного возраста. Древние детритовые ядра могут перемещаться из россыпи в россыпь, вовлекаться в магматические и метаморфические процессы и при этом не испытывать существенных диффузионных потерь. Однако перекристаллизация циркона при взаимодействии с расплавом или флюидом приводит к регенерации обломков зерен, к росту более совершенных кристаллов. Внешние зоны роста таких кристаллов несут информацию о последнем эндогенном процессе, а ядра наследуют древний компонент. Поэтому для расшифровки возраста зональных цирконов особенно важно использовать технологию локального датирования SHRIMP, которая позволяет уверенно датировать отдельные зоны кристаллов.
Низкотемпературный тренд охлаждения гнейсов гондарайского метаморфического комплекса
после кристаллизации мигматитов можно отследить по K-Ar изотопной системе матричного биотита. Датировки биотита в 280—290 Ма фиксируют момент, когда температура системы опускается до уровня 320—350 °С. Таким образом, в совокупности весь ретроградный цикл регионального метаморфизма на Кавказе растягивается от силура до позднего карбона, т.е. на период -80—120 Ма. Он сопровождается анатексисом и мигматизаций и заканчивается орогенным этапом с внедрением аллахтонных орогенных гранитов в позднем карбоне и накопленим пермских красноцветных моласс. Такая последовательность геологических событий достаточно типична для зонально-метаморфических комплексов коллизионного типа.
Если принять, что циклы нагрева и охлаждения при региональном метаморфизме приблизительно симметричны во времени относительно температурного пика метаморфизма, то общая продолжительность метаморфического цикла в палеозое на Кавказе может составить величину ~150—200 Ма. Действительно, статистика показывает, что возраст самых молодых кластогенных цирконов в метаосадочных породах на Кавказе составляет 440—460 Ма. Таким образом, накопление осадков и их погружение происходило в ордовике. Процесс сопровождался инициальным магматизмом вплоть до границы с силуром (430 Ма), а температурный пик метаморфизма приходится на границу силура и девона (400—420 Ма). Далее следуют анатексис и мигматизация, которые заканчиваются в середине карбона (320 Ма), затем последовало внедрение орогенных гранитов в позднем карбоне и финал с накоплением моласс в пермское время.
Термохронологический подход показывает, что часто нет смысла интерпретировать каждую отдельную изотопную датировку как элемент полициклической термальной истории региона. Есть более простой способ объяснения разрозненных геохронологических данных, которые естественным образом укладываются в рамки термальной истории одного метаморфического цикла. При этом временные рамки регионального метаморфизма контролируются вариациями тепловых потоков в литосфере. Длительность метаморфического цикла сопоставима со временем установления стационарного теплового режима в литосфере и может достигать нескольких сотен миллионов лет.
С практической точки зрения при геологическом картировании и поисковых работах мульти-изотопные термохронологические исследования позволяют отличить аллохтонные гранитоиды от анатектитов и мигматитов. Цирконометрия этих пород может иметь близкие возрастные характеристики, но в мигматитах цирконы имеют крайне низкое Th/U отношение, а датировки по K-Ar геохронометрам кардинально различаются из-за разной скорости остывания этих систем. Интрузии внедряются в верхние холодные горизонты коры и
остывают относительно быстро. Зоны мигматиза-ции и анатексиса остывают на глубине медленно, по мере деградации теплового потока на регрессивной стадии регионального метаморфизма. При этом часто возникает парадоксальная ситуация, когда изотопный возраст инфраструктурных комплексов оказывается моложе возраста низкотемпературных супракрустальных комплексов. Это
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Баранов Г.И., Кропачев С.М. Стратиграфия, магматизм и тектоника Большого Кавказа на докембрийском и палеозойском этапах развития // Геология Большого Кавказа. М.: Недра, 1976. С. 45-154.
Бибикова Е.В., Сомин М.Л., Красивская И.С. и др. и-РЬ возраст ортогнейсов Главного Кавказского хребта // Изв. АН СССР. Сер. Геол. 1991. № 9. С. 23-34.
Гамкрелидзе И.П., Шенгелиа Д.М. Докембрийско-па-леозойский региональный метаморфизм, гранитоидный магматизм и геодинамика Кавказа. М.: Научный мир, 2005. 460 с.
Герасимов В.Ю. Температурная эволюция метаморфизма и обратимость минеральных равновесий. М.: Наука, 1992. 129 с.
Герасимов В.Ю., Гаранин В.К., Письменный А.Н., Энна Н.Л. Новые данные о проявлении мезозойского магматизма в Бечасынской зоне Большого Кавказа и оценка возраста регионального метаморфизма // Вестн. Моск. ун-та. 2015. № 4. С. 62-73.
Герасимов В.Ю., Лебедев В.А., Аракелянц М.М., Письменный А.Н. Термохронологическое моделирование возраста метаморфизма андалузитовых сланцев Кавказа // Тез. докл. XVII Симп. по геохимии изотопов имени академика А.П. Виноградова. М.: ГЕОХИ, 2004. С. 61-62.
Герасимов В.Ю, Письменный А.Н., Энна Н.Л. Цир-конометрия метагранитоидов кристаллиникума Большого Кавказа // Магматизм и метаморфизм в истории Земли. Мат-лы XI Всеросс. петрографического совещ. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2010. Т. 1. С. 167-168.
Герасимов В.Ю, Савко К.А. Геоспидометрия и температурная эволюция гранат-кордиеритовых мета-пелитов Воронежского кристаллического массива // Петрология. 1995. № 6. С. 563-577.
Ньютон Р.С. Флюиды гранулитовой фации метаморфизма. Взаимодействие флюид порода при метаморфизме / Под ред. Дж. Уолтера, Б. Вуда. М.:. Мир, 1989. 249 с.
Перчук Л.Л. Глубинные флюидные потоки и рождение гранитов // Соросовский образ. журн. 1997. № 6. С. 56-63.
Шенгелиа Д.М., Кориковский С.П., Чичинадзе Г.Л. и др. Петрология метаморфических комплексов Большого Кавказа. М.: Наука, 1991. 232 с.
обусловлено тем, что температура закрытия K-Ar изотопной системы минералов при медленном охлаждении становится ниже, а изотопные датировки — относительно моложе.
Финансирование. Работа выполнена при поддержке МПР РФ, ФГУП «ВСЕГЕИ», ОАО «Кав-казгеолсъемка», ГИН РАН, Минмузея РАН, МГУ и проекта SCOPES SNSF (грант № IZ73Z0_152392).
Berger G.W., York D. Geothermometry from 40Ar/39Ar dating experiments // Geochim. et Cosmochim. Acta, 1981. Vol. 45. P. 795-811.
Dodson M.H. Closure temperature in cooling geochro-nological and petrological systems // Contrib. Mineral. and Petrol. 1973. Vol. 40, N 3. P. 259-274.
England P.C., Tompson A.B. Pressure-temperature-time paths of regional metamorphism: heat transfer during the evolution of regions of thickened continental crust // J. Petrol. 1984. Vol. 25. P. 894-928.
Gerasimov V.Yu, PismennyiA.N. Thermochronological modeling of the Greater Caucasus metamorphism age // Geophys. Res. Abstr. EGU. 2005. Vol. 7. 07853.
Korikovsky S.P., Shengelia D.M., Potapenko Yu.Ya. et al. The map of metamorphic facies of the crystalline basement of the Greater Caucasus; Scale 1:200 000. Moscow; Tbilisi: Metsniereba, 1995.
Lee J.K.W, Williams I.S., Ellis D.J. Pb, U and Th diffusion in natural zircon // Nature. 1997. Vol. 390. P. 159-162.
Ludwig K.R. User's Manual for ISOPLOT/EX, Version 2.10. A geochronological toolkit for Microsoft Excel // Berkeley Geochronology Center Spec. Publ. 1999. N 1a. USA, Berkeley, 22 p.
Ludwig K.R. SQUID 1.00. User's Manual // Berkeley Geochronology Center Spec. Publ. 2000. N 2. USA, Berkeley.
Philippot P., Perchuk A.L., Blichert-Toft J. et al. Lu-Hf and Ar-Ar geochronology confirms extreme rate of subduction zone metamorphism deduced from geospeedometry // Tectonophys. 2001. Vol. 342. Р. 23-38.
Pollack H.N., Chapman D.S. On the regional variation of heat flow, geotherms, and lithospheric thickness // Tec-tonophys. 1977. Vol. 38. P. 279-296.
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.
Somin M.L. Pre-Jurassic basement of the Greater Caucasus: Brief overview // Turkish J. Earth Sci. 2011.Vol. 20. P. 545-610.
Williams I.S. U-Th-Pb Geochronology by ion microprobe // Application of microanalytical techniques to understanding mineralizing processes // Rev. Econ. Geol. 1998. Vol. 7. P. 1-35.
Поступила в редакцию 05.12.2019 Поступила с доработки 26.02.2020 Принята к публикации 26.02.2020
