Петрология и геохронология анортозитов Лапландского гранулитового пояса тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 04.00.08, кандидат геолого-минералогических наук Нерович, Людмила Ивановна

• Нерович, Людмила Ивановна
• кандидат геолого-минералогических наук
• 1999

Оглавление диссертации кандидат геолого-минералогических наук Нерович, Людмила Ивановна

ОГЛАВЛЕНИЕ

ВВЕДЕНИЕ

1.ГЕОЛОГО-ПЕТРОГРАФИЧЕСКОЕ ОПИСАНИЕ АНОРТОЗИТОВ

ЛАПЛАНДСКОГО ГРАНУЛИТОВОГО ПОЯСА

1.1.Массив Пыршин

1.2.Массив Абварьский 3

1.3.Массив Южно-Туадашский

1.4.Массив Вулвара

1.5.Выводы 69 2.ОСОБЕННОСТИ ПЕТРОХИМИИ АНОРТОЗИТОВ ЛАПЛАНДСКОГО

ГРАНУЛИТОВОГО ПОЯСА 7

3. МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ПРЕОБРАЗОВАНИЯ АНОРТОЗИТОВ ЛАПЛАНДСКОГО ГРАНУЛИТОВОГО ПОЯСА

3.1.Р-Т условия метаморфогенного минералообразования 93 3.2.Особенности состава типоморфных минералов анортозитов98

3.2а.Амфиболы

3.26.Моноклинные пироксены

3.2в.Ромбические пироксены

3.2г.Гранаты

3.2д.Плагиоклазы

3.3.Выводы

4.ГЕОХРОНОЛОГИЯ АНОРТОЗИТОВ ЛАПЛАНДСКОГО ГРАНУЛИТОВОГО ПОЯСА

4.1.Морфологические типы акцессорных цирконов из анортозитов

4.2.Результаты изотопного датирования цирконов и обсуждение результатов

ЗАКЛЮЧЕНИЕ 16

ЛИТЕРАТУРА

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Петрология и геохронология анортозитов Лапландского гранулитового пояса»

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность исследования

Анортозитовый магматизм является характерной чертой эволюции земной коры в докембрии и несет информацию о состоянии литосферы на ранних этапах ее развития (Богатиков, 1979; Богатиков и др., 1985). В Лапландском гранулитовом поясе (ЛГП) сосредорочена значительная часть тел автономных анортозитов Балтийского щита. Традиционно сложилось, что формирование всех анортозитовых комплексов ЛГП связывают с одноактным проявлением анортозитообразования и преобладают две основные точки зрения на время его проявления. Распространено мнение, особенно в западной литературе (Barbey et al., 1984; Bernard-Griffits et al., 1984; Berthelsen et al., 1986) что высокобарический ЛГП возник в результате коллизии Кольской и Беломорской плит примерно 1,9-2,0 млрд. лет тому назад. В качестве образований, маркирующих этот коллизионный шов, рассматриваются тела анортозитов. Согласно другой точке зрения, все породы пояса, включая анортозиты, сформировались задолго до коллизии и последующая их история - это исключительно история метаморфических преобразований (Митрофанов и др., 1993; Митрофанов,Баянова, 1998). В то же время, определения изотопного возраста, полученные для анортозитов юго-восточной части ЛГП дают значения -2,4 млрд. лет (Митрофанов и др., 1993), а для массива Васкойоки - ~2,0 млрд. лет (Bernard-Griffits et al., 1984) и находятся в явном противоречии с такими крайними взглядами. Поэтому важное значение приобретает проблема комплексного геолого-петрографического,

петрохимического, петролого-метаморфического и

геохронологического изучения анортозитовых тел ЛГП.

Цель и задачи работы.

Целью работы являлось определение места и времени анортозитового магматизма и преобразующих анортозиты процессов в эволюции Лапландского гранулитового пояса. Достижение цели включало решение следующих задач:

- изучение геологического строения анортозитовых массивов, выделение участков с лучшей сохранностью первично-магматических структур, текстур и минералов;

изучение магматических и метаморфических минеральных ассоциаций анортозитов, установление последовательности и условий метаморфических преобразований, корреляция

метаморфических процессов;

изучение петрохимических особенностей анортозитов, выделение их петрохимических типов;

- изучение морфологии и внутреннего строения цирконов из анортозитов;

предварительная корреляция выделенных морфологических типов циркона с установленной по геолого-петрографическим данным последовательностью геологических процессов;

изотопное датирование процессов магматизма и метаморфизма;

геологическая интерпретация геохронологических данных, установление времени и особенностей проявления магматических и метаморфических процессов.

Научная новизна работы.

Впервые в ЛГП было выделено два геолого-петрографических и петрохимических типа анортозитов, битовнитит-лабрадоритовый и андезинит-лабрадоритовый. Сделан вывод о том, что проявление анортозитообразования в ЛГП может быть приурочено к двум тектоно-магматическим этапам - сумийскому и свекофеннскому, с формированием на сумийском этапе только битовнитит-лабрадоритов, а на свекофеннском этапе андезинит-лабрадоритов, но, возможно и битовнитит-лабрадоритов.

Фактическая основа работы.

В основу работы положены авторские материалы за период 1985-1999 годы. Фактическим материалом, преимущественно, послужили результаты полевых работ сезонов 1990-1991 годов. В ходе работы изучено свыше 250 шлифов, произведено 120 замеров оптических констант минералов на Федоровском столике и свыше 50 в иммерсионных препаратах. В работе приведено 75 полных химических анализов пород и 29 минералов, 60 рентгеноспектральных количественных определений в породах си, N1 /Со, Сг, V, 66 определений выполненных

рентгенофлюоресцентным методом содержаний Ва, Бг, Р.Ь, Ът, ЫЬ, Y в породах, а также 59 микрозондовых анализов минералов. Для изотопного определения возраста анортозитов проанализировано 22 фракции цирконов и-РЬ методом и 8 фракций методом термоионной эмиссии свинца (ТИЭ). Получено 9 и-РЬ датировок по цирконам. Все определения выполнены в лабораториях Геологического института КНЦ РАН.

Практическая значимость работы

Новые данные о процессах и возрасте формирования и преобразования анортозитов ЛГП позволяют существенно дополнить и частично пересмотреть региональную шкалу последовательности эндогенных процессов в этой структуре. Установленные минералогические и геохимические характеристики анортозитов, отнесенных к разным геолого-петрографическим и петрохимическим типам могут быть использованы для типизации и формационного анализа анортозитовых массивов. Приведенные в работе, петролого-геохимические особенности, развитых в анортозитах ЛГП, метаморфических минералов способствуют выработке геохимических критериев диагностики условий региональных метаморфических процессов.

Апробация работы.

Основные положения работы были доложены на конференции молодых ученых, посвященной памяти К.О. Кратца (Апатиты, 1992) и на межгосударственном (в рамках СНГ ) совещании по геологии гранулитовых поясов (Апатиты, 1993). По теме диссертации опубликовано 11 работ.

Объем и структура работы.

Диссертация состоит из введения, 4 глав и заключения. Общий объем работы составляет 182 страниц машинописного текста, включая 82 рисунка, 18 таблиц и список литературы из 125 наименований.

Во введении приводится краткий обзор состояния проблемы и определяются цель и задачи исследования.

Глава 1 "Геолого-петрографическое описание анортозитов Лапландского гранулитового пояса" включает сведения о строении анортозитовых массивов Пыршин, Абварьский, Южно-Туадашский, Вулвара и дает их петрографическую характеристику с учетом последовательности образования минеральных парагенезисов.

Глава 2 "Петрохимия анортозитов Лапландского гранулитового пояса" содержит петрохимическую характеристику изученных анортозитов и обоснование их разделения на петрохимические типы.

В главе 3 "Метаморфические преобразования анортозитов Лапландского гранулитового пояса" приводятся данные о последовательности метаморфических преобразований анортозитов массивов Сальных-Туадаш тундр и массива Вулвара и их термодинамических условиях. Рассматриваются особенности химического состава минералов из различных минеральных парагенетических ассоциаций.

В главе 4 "Геохронология анортозитов Лапландского гранулитового пояса" приводится описание выделенных морфологических типов цирконов из изученных анортозитов, приводятся результаты и-РЬ датирования и их интерпретация.

В заключении представлены защищаемые положения и обобщающие выводы.

Автор глубоко признательна научному руководителю работы Ф.П. Митрофанову за постоянную поддержку, научную, организационную и материальную помощь. Выполнение работы было бы невозможно без неоценимых консультаций и помощи В.В. Балаганского и В. И. Пожиленко. При написании работы автор

пользовалась консультациями М.И. Дубровского, В.Р. Ветрина, В.Т. Филатовой. Помощь в работе оказали сотрудники ГИ КНЦ РАН: Каулина Т.В., Реженова С.А., Ганнибал Л.Ф., Рюнгенен Г. И., Балашев Ю.А., Баянова Т.Б., Апанасевич Е.А., Кислицин Р. В., Колька В.В., Жиров Д.В., Калачев В.Ю., Лиханова О.Г.. В оформлении работы очень помогли Жихарева Н.Г., Базанов М.П., Рявкин В.Е.,Пятовская Г.А., Кукушкина Н.В., Нерадовский А.Ю. . Всем перечисленным коллегам - моя искренняя благодарность.

1.ГЕОЛОГО-ПЕТРОГРАФИЧЕСКОЕ ОПИСАНИЕ АНОРТОЗИТОВ ЛАПЛАНДСКОГО ГРАНУЛИТОВОГО ПОЯСА

Анортозитовые тела ЛГП отчетливо тяготеют к периферии пояса (рис.1,2) и приурочены к нижней осадочно-вулканогенной толще (Козлов, 1988; Козлов и др., 1988; Козлов и др., 1990). Образования нижней осадочно-вулканогенной толщи часто рассматриваются отдельно от кислых гранулитов, глиноземистых гнейсов, и эндербитов и вместе с породами корватунровской толщи выделяются в качестве самостоятельного пояса Тана (Barbey et al., 1984; Marker, 1985; Балаганский и др., 1998; Перчук, Кротов, 1998). Анортозиты в пределах ЛГП распределены неравномерно. Наиболее насыщены анортозитовыми телами Колвицкая, Кандалакшская и Сальнотундровская части пояса. Примерно с Туадаш-тундр, в западном направлении количество анортозитовых тел и их объем сокращается (рис.1,2).

В предыдущих исследованиях широко освещались вопросы геолого-тектонического положения и генезиса анортозитов (Жданов, 1966; Ефимов и др. 1974; Шарков, 1974, 1984; Прияткина, Шарков, 1979; Юдин,1980; Богатиков, 1979; Ефимов,

S88h EtEk Из Ni l£±b

Иб Шь Шз во

Шк ШЖаР^Ы l'.'.Mis

QLD 16 ГЗ? ШЬ Б^п

Рис.] Схематическая геологическая карта юго-западной части Вольского региона, составлена на основе Геологической карты Кольского региона (северо-восточная часть Балтийского щита), гл. ред.: Ф.П. Митрофанов, 1996, м-б: 1:50 000.

Условные обозначения к рис, 1: 1 - палеозойские щелочные интрузии; 2 - граниты Юовоайвского комплекса; 3 - вулканогенные и осадочные породы томиягсхой серии; 4 - габбро-амфибол иты массива Оспе; 5 - чар но киты и граниты Умбинского и Канозерского комплексов; 6 - основные и ультра о сковные породы Имандровскога массива; 7 - анортозиты: 8 - основные и ультраосновныс породы Мончегорского комплекса; 9 - переслаивание вулканогенных, вулканогенно-осадочных и осадочных пород сейдореченскои и кукпшнекой свит: 10 -гнейсы и амфиболиты кандалакшскон н кор ватундровской толщ, 11 - кислые грану литы, г л ибо чем истые гнспсы яурийокскои и лоттиискои толщ ланлапдекого комплекса; 12 - гранулиты среднего состава, эндербиты лапландского комплекса; 13 - основные гранулиты лапландского комплекса; 14 -метавулканигы и мета осадки корватундровскон и пялочной свит; 15 - гнейсы и сланцы кислогубской толщи; 16 - гагагиограниты, граиоднориты позднего архея: 17 - гнейсы, амфиболиты, кварциты кольско-беломорского комплекса: 18 - гнейсы, амфиболиты, мигматиты верхнего архея (комплекс основания, коль ско-беломорский нестратнфицированный комплекс и (фрагменты зелено каменных поясов): 19 -геологические границы, полосчатость, слоистость, сланцеватость; 20 - тектонические нарушения.

Рис. 2. Схема геологического строения российской части Лапландского гранулитового пояса (на основе Геологической карты ЦККГЭ ПГО "Севзапгеология" с дополнениями из схемы геологического строения юго-восточной части Сальногундровского участка Б, А. Юдина {1980}).

1.2 - Верхняя осадочная толща (кондалитовый комплекс): силлиманитсодержащие гранат-биотит-кварц-полевошпатовые кислые гранулиты (1); силлиманит и (или) кордиеритсодержащие гранат-биотитовые лоттинские гнейсы (2).

3 - эидербиты (птерстеновыс и двупироксеповые диориты и диорито-гнейсы),

4,5 - Нижняя осадочио-вулка ноге иная толща (породный комплекс пояса Тана): гипсрстеновые и двупироксе новые основные плагиокриеталлосланцы, часто гранате о держа щ и с (4); гранатовые амфиболиты и меланократовые гранат-клшюпироксен-амфиболовые основные плагиокристаллосланцы (5).

6 - анортозиты: 7 - оливиниты, гшроксенлты. габбро-норнты массивов Застейд: S -плагиомикроклиновые граниты ГОоввоайвского массива; 9 - нерасчлененный комплекс гнейсов и гнейсо-гранигов беломорской и польской серий; 10 - тектонические нарушения, А-Д" - тектоническая депрессия, совпадающая с долиной реки Конья; 11 - элементы залегания.

Римские цифры - массивы анортозитов: 1 - Вулвара; 11 - Абваръский; ТП - Пырпнгн-Уайвиш; IV -Северо-Восточный; V - Малый Гирвас: VI - Вуим-Элгорас; VII - Южно-Туадашский; УШ - Йврозерский.

Богданова, 1991), металлогении (Юдин,1980; ИЕлиев и др., 1971; Ивлиев, Пожиленко, 1976), формационной принадлежности (Богатиков, 1979; Богатиков и др., 1985; Шарков, 1984; Андреев, Суханов,1982; Суханов, 1988), генетической связи с комплексом вмещающих пород (Суханов, Терехов, 1988).

Не меньшее внимание привлекала проблема времени образования анортозитов и их дальнейшей метаморфической истории. В российской части ЛГП наиболее геохронологически изучен Колвицкий массив анортозитов. Результаты Pb-Pb термоизохроны цирконов (Суханов и др., 1987) дали значения: 2,37 млрд. лет -для катаранскитов, 2,26 - 2,36 млрд. лет - для анортозитов и 2,19 млрд. лет для габбро-анортозитов. По результатам LJ-Pb датирования диафтореза анортозитовой ассоциации Колвицкой зоны сделан вывод, что возраст формирования этой ассоциации древнее 2,43 млрд. лет (Богданова и др., 1993). Одно из самых корректных исследований U-Pb системы цирконов из анортозитов Колвицкого массива сделано В.В. Балаганским (Митрофанов и др., 1993) , по результатам которого возраст формирования массива устанавливается в 2 4 50±10 млн. лет и возраст метаморфизма в 2423±3 млн. лет. По результатам исследований Т.Фриша (Фриш и др., 1995) возраст магматизма Колвицкого массива - 24б2±7 млн. лет, метаморфизма 1905±26 млн. лет.

В финской части пояса имеются геохронологические данные для массива Васкойоки. Это результаты датирования анортозитов К. Мериляйненом (Merilainen К., 1976) - 2115 млн. лет (Pb-Pb изохрона по породе) и комплексное исследование Д. Бернарда Гриффитса (Bernard - Griffits et al., 1984) как анортозитов, так и породных комплексов всего гранулитового пояса и пояса Тана. Результаты U -Pb, Rb - Sr, Pb - Pb и Sin - Nd исследований

дали сходные значения возраста 1.9 - 2.0 млрд. лет. Авторами это связывается как с образованием магматических пород, так и с сопряженным с магматизмом гранулитовым метаморфизмом. В последнее время Т.В. Каулиной (1998) получены данные U-Pb исследования цирконоЕ из анортозитов Яврозерского массива. Возраст магматизма устанавливается в 1945±10 млн. лет, диафтореза в 1900±19 млн. лет. Достаточно популярно мнение, что молодой Еозраст анортозитовых тел, расположенных к западу от Сальных тундр, обусловлен интенсивной метаморфической переработкой. Действительно, породы Яврозерского массива сильно преобразованы, вплоть до образования бластомилонитов и полученные для него датировки требуют уточнения. Однако, можно отметить, что в массиве Васкойоки, даже в краевой части, степень преобразований умеренная (Merilainen, 1976).

Также противоречивы данные о возрасте других образований Лапландского пояса, приведенные для его различных частей. Возраст метавулканитов Колвицкой и Кандалакшской структур - ~ 2,4 мпрд. лет (Балаганский и др., 1998), возраст метавуканитов Тана пояса и эндербитов финской части ЛГП - -2 млрд. лет (Merilainen, 1976; Bernard-Griffits et al./ 1984). Возраст протолита магматических пород колеицкого комплекса оценивается интервалом 2,62-2,73 млн. лет (Балаганский и др., 1998), возраст протолита эндербитоЕ на западе российской части ЛГП - ~ 2220 млн. лет (Геолог, и геохронол. обосноЕ., 1997).

В качестве реперных объектов, наиболее пригодных для разрешения возникших противоречий, были выбраны массивы Пыршин и Вулвара, как наименее метаморфизованные (Юдин, 1980), Для сравнения и более полной характеристики метаморфических преобразований исследовались также массивы: ТОжно-Туадашский -

из южной зоны бластомилонитов и Абварьский - с промежуточной степенью метаморфической переработки.

В основу характеристики пород, слагающих анортозитовые тела, положена следующая классификация, составленная с учетом уже существующих (Buddington, 1939; Ленников,

19 68;Классификация и номенклатура, 1981; Андреев, Суханов, 1982). Анортозиты > 90% плагиоклаза; габбро - анортозиты - 3090% плагиоклаза; лейкогаббро, лейкогаббро-нориты - 65-80% плагиоклаза; нормальные габбро - 35-65% плагиоклаза; меланократовые габбро - 10-35% плагиоклаза.

1.1. Массив Пыршин

Массив Пыршин расположен на северо-западе Сальных тундр. В геологическом отношении это зона сочленения образований Лапландского гранулитового пояса и Беломорского комплекса. Он имеет субизометричную в плане форму, непосредственно вмещающими породами являются гранат -полевошпатовые амфиболиты, коренные выходы которых прослеживаются по юго-западному/ южному и юго-восточному краям массива (рис.3). В зоне контакта породы будинированы, что затрудняет изучение характера воздействия интрузии на вмещающий комплекс. Северо-восточный контакт массива не обнажен.

По классификации Б. А. Юдина (1980) массив относится к одноактно дифференцированным. Действительно, в нем отчетливо не проявлена расслоенность. Основной объем интрузива сложен породами, соответствующими по соотношению плагиоклаза и темноцветных минералов - лейкогаббро. Встречены лишь единичные линзы габбро-анортозитов неясного генезиса, их образование может быть результатом расслоенности, но нельзя исключать возможности их образования в процессе метаморфической

Рис.3, Схема строения массива Пыршнн.

1-3 - мегалейкогаббро-нориты и металейкогаббро: 1 - массивные с преобладанием магматических (а) и метаморфических (б) минералов, 2 - с предпочтительной ориентировкой агрегатов темноцветных минералов, 3 - интенсивно рассланцованные; 4 - метагаббро я метамеланогаббро, интенсивно рассланцованныс; 5 - ультрабазитьг, в- гранат-амфибол-клинопироксеновые метам икрогаббро; 7 -гранатовые амфиболиты; 8 - нсрасчлененный комплекс гнейсов и гнейсо-гранитов Беломорья; 9 -сланцеватость; 10 - геологические грашщы установленные (а) и предполагаемые (б); 11 - границы структур но-метаморфически.\ зон; 12 - тектонические нарушения (по результатам дешифрирования аэрофотоснимков); 13.14 - места отбора проб для петрологических (13) и геохронологических (14) исследований.

Породы, показанные условным знаком 1 отнесены к центральной, знаком 2 - к промежуточной и знаками 3,4 - к краевой структурно-метаморфическим зонам массива.

дифференциации, поскольку пространственно они тяготеют к краевой, наиболее рассланцованной части массива. Мощность линз не превышает 0,5м, простирание совпадает с простиранием сланцеватости, контакты с более меланократовыми разностями постепенные. На юго-восточной периферии Пыршина (рис.З) обособлено расположена площадь развития пород с соотношением плагиоклаза и фемических компонентов, соответствующим габбро и меланократоЕому габбро. Контакт между габброидами и лейкогаббро основного объема интрузива тектонический. Габброиды включаются в состав массива и, возможно, являются самостоятельной фазой интрузии.

Дайковый комплекс массива представлен единичными телами оливиновых перидотитов и более широко распространенными дайками мелкозернистых гранат-амфибол-клинопироксеновых микрогаббро (рис.3). Мощность даек обычно не превышает 0, 5м, протяженность по простиранию 20-60м. Они залегают согласно со сланцеватостью вмещающих пород и совместно с ними метаморфизованы. В некоторых дайкоЕЫХ телах сохранились отчетливые тонкозернистые буроватые зоны закалки.

Характерной особенностью внутреннего строения массива Пыршин является зональность, отражающая структурно-метаморфические преобразования пород. В центре интрузива сохранились участки, сложенные крупнозернистыми и средне-крупнозернистыми массивными лейкогаббро—норитами (рис.З). Подобные породы в Джугджурском анортозитовом массиве выделены как пегматоидные анортозиты (Лебедев, Павлов, 1957). В современном эрозионном срезе массивные породы приурочены к возвышенным участкам.

Площадь распространения массивных пород выделяется как центральная структурно-метаморфическая зона (рис.3). В поле массивных пород отчетливо различаются два типа пород, визуально отличающиеся прежде всего по цвету и зернистости плагиоклаза. Первый тип, это темно-серые, с легким коричневато-фиолетовым оттенком лейкогаббро—нориты, на 80-85% сложенные минералами магматического генезиса, 15-20% составляют метаморфические минералы (рис.4). Породы состоят из ортопироксена, клинопироксена, амфибола, граната, плагиоклаза и небольшого количества кварца. Из акцессориев присуствуют рутил, апатит, циркон, ближе к краю центральной зоны встречается сфен (табл.1). Распределение рудных минералов неравномерное, от рассеянного распространения мелких зерен титаномагнетита, либо магнетита и ильменита до участков с гнездово-вкрапленным оруденением, где содержание ильменита и титаномагнетита достигает 25-30% (рис.б). В незначительном количестве содержатся сульфиды. Слабо и неравномерно проявлена скаполитизация.

Магматический плагиоклаз (плагиоклаз I) представлен крупными таблитчатыми кристаллами, размеры которых варьируют от 5 до 50-60мм, преобладающий размер 6-10мм. Он насыщен мелкой рудной пылью и разнообразными включениями, распределенными часто неравномерно. Среди включений явно различимы мелкие игольчатые выделения ильменита и прозрачные, с зеленоватым оттенком, включения силикатного облика. Неравномерность распределения наиболее характерна для силикатных включений, они могут образовывать скопления, часто ориентированы по спайности или под углом к ней, иногда в одной части кристалла включения ориентированы, в другой разноориентированы, изредка встречается

Рис.4. Породы центральной зоны массива Пыршин: массивный лейкогаббро-норит с преимущественным развитием магматических минералов. В полевых условиях выделяется крупнозсрнястостью и темным цветом.

Рис.5. Породы центральной зоны массива Пыршин: массивный лейкогаббро-норит с преимущественным развитием метаморфических минералов. Метаморфический плагиоклаз светлый и более мелкозернистый, чем магматический,

Табл. 1. Минеральный состав (%) главных разновидностей пород массива Пыршин.

положение в массиве структурно метаморфическая зона порода PI Срх Орх Amf Gr Ер Q Scap Ru Sph Tmt Mgt Ilm Ort

основной объем центральная зона массива металейко-габбро-норит А 70 65-75) 15 (5-25) 3 (1-15) 5 (1-15) 5 (3-7) 0 0.5 (0.1-2) ед.з. едз едз. (ед.ч.-30) 0

интрузива В 75 {70-80 8 (3-13) 3 (1-5) 7 (3-15) 4 (3-5) 0 1 (1-3) ед.з. ед.3. едз. СД.Э, 0

1Г промежуточная зона м еталейкогаббро-норит 73 (70-80) 6 (3-10) 2 (1-3) 9 (5-15) 6 (3-7) 0 3.5 (1-5) СД.З. ед.з ед.з (ед.з,-3) 0

массива метагаббро-анортозит 80 2 0-3) 0.6 (0.5-1) 10 (7-12) 2.5 (1-3) 0 3.5 (3-7) едз. ед.з едз. едз. 0

II металейко габбро 74 (70-75) 10 (0-20) 0 10 (7-20) 3 (0.5-5) ед,з, 4 (1-5) (ед.з.— 10) ед.3. (ед.з.— 2) ед.з. ед.з.

краевая зона мета габбро -анортозит 85 (80-90) 2 (0-3) 0 7 (2-Ю) 4 (0.5-7) ед.з. 2 (0.5-5 (ед.з.~ Ю) едз. (ед.з,-2) ед.з. ед.з.

[ого-воеточн;1я массива метамеланогаббро 30 5 (1-7) 0 49 (50-55) 5 (0-7) 3 (0-7) 8 (5-10) едз. ед.з. ед.з. ед.з. едз.

периферия массива метагаббро 54 (50-65) 12 (0-20) 0 23 (10-40) 7 (0-10) (ед.з.-2) 3 (1-10) (ед.г~ 15) (ед.з.— 5) (едз,-5) ед.з

ОО

Примечание к табл. L. Минералы: Р1 - плагиоклаз* Срх - клинопироксен. Ops - ортопироксёй, Amf - амфибол. Gr - гранат. Ер - эпидот, Scap - скаполит, Q - кварц, Ru - рутил. Spli - сфсн. Tmgt - тита но магнетит. Mgt - магнетит, 11ш - ильменит. Orf - ортит; цифры в скобках -минимальные и максимальные значения; ед.з. - единичные зерна; А - преобладают магматические минералы. В - преобладают метаморфические минералы.

Рис.6. Гнездово-вкрапденная форма выделения тиганомагнетита в лейкогаббро-норитах массива Пыршин.

два направления в одном кристалле. Именно насыщенность плагиоклаза I рудной пылью и включениями придает самому минералу и Есей породе такой темный цвет, составом плагиоклаза это определяется в меньшей степени.

В целом для породы не характерна трахитоидность по плагиоклазу, однако встречаются мелкие участки, размером менее 10x10см, в каждом из которых наблюдается своя автономная план-параллельная ориентировка плагиоклаза , не создавая единого направления для всего массива. Последнее, возможно, свидетельствует о сложных протомагматических течениях внутри магматической камеры.

Для плагиоклаза I характерно сочетание магматической прямой зональности и деформационной метаморфической. Состав центральных зон битовнитовый (76-85% Ап) , состав периферийных зон варьирует от 55 до 75% Ап. Деформации в плагиоклазе

проявлены изгибанием, дроблением двойников, появлением деформационных двойников и деформационной зональности (рис.7). Деформационная зональность наблюдается в шлифах в виде полос разного погасания с резкими границами, а деформационные двойники имеют характерную клиновидную и линзовидную форму и заканчиваются Енутри кристаллов, образуя "висячие" двойники (Верной, 1980; Добржинецкая, 1989). В магматическом плагиоклазе наблюдаются двойники по карлсбадскому, альбит-карлсбадскому, альбитовому и периклиновому законам.

Темноцветные минералы в массивных лейкогаббро-норитах локализуются е амебообразные разноориентированные

гломеропорфиробластовые агрегаты, размеры которых варьируют от 2-3 до 15-20 мм в поперечном сечении. В центре таких гломеропорфиробластов находятся таблитчатые кристаллы магматических ромбического (ортопироксен I) и моноклинного (клинопироксен I) пироксенов размером до 3- 4 мм.

Магматический ортопироксен (2У=-60° .,Пд-Пр=0,017) содержит пластинчатые вростки кальциевого пироксена (рис.9), полосы структур распада сравнительно широкие, имеют размеры в сотые доли миллиметра, что характеризует такой тип структур распада ортопироксенов как стиллуотерский (Хэтч и др., 1975), Структуры распада располагаются параллельно реликтовой плоскости (001) претерпевшего инверсию пижонита. Кристаллизация ортопироксена из расплава, по видимому опережала появление клинопироксена. Об этом свидетельствует присуствие реликтов инвертированного пижонита в крупных кристаллах клинопироксена I (рис.10).

Магматический клинопироксен - авгит (с:N9=36-43° ., 2У=+б5-68°Пд-Пр=0,030-0,035 ) имеет структуры распада идущие в двух направлениях. Преобладающее пересекает спайность и расположено

Рис.8. Начальная стадия развития плагиоклаза-П по трещине в плашоклазе-1. Справа вверху плагиоклаз-II в межзерновом пространстве между крупными зернами плагиоклаза-1, Ув,50, Ник+

Рис.9. Ортопирсжссн-1 со структурами распада, окружен мелкозернистымагрегатом метаморфических минералов парагенезиса II, на контакте темноцветных минералов и плагиоклаза -гранатовая кайма. Ув.50, Ник.+.

Рис. 10. Реликт ортопироксена-1 в клинопироксене-1, в обоих минералах наблюдаются структуры распада. Ув.50, Ник.%.

параллельно плоскости (111) минерала-хозяина (рис.11), немного менее распространено направление параллельное плоскости (001). Иногда встречается сочетание обоих направлений в одном кристалле (рис.12) . Кристаллизация клинопироксена I сопровождалась выделении рудного вещества или "шиллеризацией", часто рудное вещество сгруппировано в авгите в узкие полоски как перпендикулярные структурам распада в минерале, так и расположенные вдоль них.

Уже в крупных зернах магматических пироксенов слабо проявлена перекристаллизация, краевые и периферийные части кристаллов осветлены, не содержат структур распада, появляются мелкие выделения кварца, магнетита и ильменита (рис.13). Более отчетливо метаморфические процессы проявляются при образовании самостоятельных мелких зерен метаморфических минералов по трещинам и вокруг крупных кристаллов магматических пироксенов (рис.11,12). Обычно первичные лироксены окружены мелкозернистым агрегатом ортопироксена II - гиперстена, клинопироксена II -салита ( с:Кд=36-4 0°., 2У=+58-62°., пд-пр=0, 030-0, 036 ) и раиновесной с ними буро-зеленой роговой обманки (с: 35д=20°., 2У=-60°.) - амфибол 11 (римские цифры соответствуют номеру минерального парагенезиса и отражают последовательную смену парагенезисов в породе). Внешняя кайма гломеропорфиробластовых срастаний обычно образована гранатом (гранат II) , преобладают сплошные гранатовые каймы (рис.13), реже внешняя кайма образована амфиболом. Метаморфические преобразования сопровождаются высвобождением кварца и рудного минерала. Кварц образует цепочки перед внешней каймой гломеропорфиробластов, а также наблюдается в интерстициях зерен пироксенов и амфибола. Перекристаллизация рудных минералов приводит к нарушению

Рис.11. Структуры распада в клиноттароксене-I параллельно плоскости {111}. По трещине развиваются метаморфические клинопироксен-П и буро-зеленая роговая обманка. Ув.50. Ник.\\.

Рис. 12. Клинопироксен-1 со структурами распада, идущими в двух направлениях. По трещине и вокруг кристалла развиваются метаморфические пироксен, амфибол и рудный минерал. Ув.50. Иик.\\.

Рис.13. Часть глом ер о пор фироб ластового агрегата, на контакте клиноггир о кссна и плагиоклаза наблюдается кварц-гранатовая кайма. Клинопироксеи частично перекристаллизован, наименее измененная часть зерна со структурами распада видна справа. Краевые части зерна осветлены, не содержат структур распада, что отражает начальную стадию метаморфического преобразования. Ув.5().

Ник.\\.

Рис.14. Реликт первичного клинопироксена в средне-мелкозернистом агрегате метаморфических минералов парагенезиса П, Ув50, Ник.\\,

структур распада титаномагнетита с ильменитом и образованию самостоятельных выделений магнетита и ильменита. Магнетит и ильменит в виде неправильных мелких зерен размером в десятые доли миллиметра рассредоточен по пироксенам и амфиболу. Гранатовой каймой также иногда обрастают выделения первичного титаномагнетита, содержащего структуры распада с ильменитом.

Параллельно образованию субполигональных зерен

метаморфических пироксенов и формированию коронитовых структур на границе пироксенов и плагиоклаза, в межзерновом пространстве и по трещинам магматического плагиоклаза развивается более мелкий изометричный субполигональный плагиоклаз II (рис.8, 15). Метаморфический плагиоклаз светлый, почти не содержит рудной пыли и включений. Количество полигонального плагиоклаза от центра к краям участков, сложенных массивными породами, постепенно возрастает, При этом происходит рост размеров плагиоклаза II, если в центре он обычно не превышает 0,5мм, то на краю участков его размеры составляют от 0,5 до 1,5мм. Соответственно происходит и рост размеров

гломеропорфиробластовых агрегатов. В гломеропорфиробластах увеличивается доля метаморфических пироксенов и амфибола (рис.14). Так возникает второй тип массивных пород (рис.5), уже на 30-40% состоящий из минералов метаморфического парагенезиса. В полевых условиях они выделяются более светлым цветом и меньшей зернистостью минералов.

Промежуточная зона массива (рис.3) сложена крупно-среднезернистыми гломеропорфиробластовыми металейкогаббро-норитами с ориентированным положением гломеропорфиробластовых агрегатов (рис.18). Гломеропорфиробласты уплощены, вытянуты в шлировидные образования и порода приобретает плоско-

Рис 15. Развитие средне-мелкозернистого агрегата суб поли тонального плагиоклаза-Ц по трещине в крупном кристалле плагиоклаза-!, Ув.50, Ник.+,

Рис.16. Преобладающее развитие субполигональных зерен плагиоклаза-Ц, плагиоклаз-1 раздроблен и частично перекристалл изо ван. Ув.50, Ник,+.

параллельную текстуру с падением на север, северо-восток. Углы падения варьируют от 30° до 75°. Данные породы близки выше описанным массивным лейкогаббро-норитам (табл.1), но в них метаморфические минералы составляют уже до 90% (рис.16,17). Также для них характерно развитие минералов субполигональной формы. Гранат кроме кайм появляется и б гранулированной массе среди плагиоклаза. Плагиоклаз 11 содержит от 50 до 78% анортитовой составляющей. В плагиоклазе II наблюдаются двойники по альбит-карлсбадскому, альбитовому и периклиновому законам.

Краевая зона массива (рис.3) сложена мелко-среднезернистыми гранат-клинопироксен-амфиболовыми, клинопироксен-амфиболовыми и гранат-амфиболовыми бластотектоыитами с линзовидно-полосчатой плоско-параллельной текстурой (рис.19). По соотношению фемических компонентов и плагиоклаза они соответствуют преимущественно лейкогаббро, реже отмечаются линзы габбро-лабрадоритов (табл.1). Габброиды юго-восточной периферии Пыршина (рис.3) по интенсивности и характеру метаморфических преобразований также отнесены к краевой зоне массива.

Простирание сланцеватости, развитой в породах краевой зоны, СЗ - ЮВ, падение северо-восточное, углы падения от 40° до 80°., что в целом очень близко к направлению сланцеватости в промежуточной зоне. В условиях несплошной обнаженности первоначально возникает впечатление постепенного нарастания единой деформации. Однако при изучении обнажений и образцов выявлено, что при переходе в краевую зону массива наблюдается наложение на плоскостную текстуру, характерную для промежуточной зоны и образованную закономерно ориентированными агрегатами темноцветных минералов, сланцеватости, широко

Рис. 1Крупно-среднезернистый металсйкогаббро-норит с ориентированным положением гломеропорфиробластовых агрегатов, промежуточная зона массива Пыршин.

Рис, 19. Мелко-с р ед н сзер н истое рассланцо ванное металейко габбро краевой зоны массива Пыршин.

Рис.20. Наложение сланцеватости, развитой в интенсивно рассланцованных породах краевой зоны массива Пыршин (нижняя часть фото) на сланцеватость, образованную закономерно ориентированными агрегатами темноцветных минералов (верхняя часть фото) и развитую в промежуточной зоне массива.

развитой в сильно деформированных породах краевой зоны (рис.20).

Краевые метагабброиды состоят, преимущественно, из клинопироксена III (с:Ng=32-40°.;2V=+60-64°; ng-np=0,020-0,022), равновесной с ним буро-зеленой роговой обманки амфибол III (c:Ng=20°; 2V=-70-78°. ) , граната III, и плагиоклаза III (табл.1). Темноцветные минералы обычно вытянуты в линзы и полосы среди плагиоклазовой ткани породы, хотя гранат и амфибол часто присуствуют и среди плагиоклаза.

Клинопироксен III - салит чаще имеет форму неправильных зерен (рис.21,22) размером до 5 миллиметров, границы зерен извилистые.

Плагиоклаз краевой зоны также, обычно, имеет неправильную форму зерен с извилистыми границами, реже субтаблитчатую со ступенчатыми границами. По составу он мало отличается от субполигонального центральной и промежуточной зон и содержит от 50 до 76% анортитовой составляющей. Весь плагиоклаз светлый, практически без включений, иногда присуствует редкая рудная пыль. В плагиоклазе III развиты простые и полисинтетические двойники по альбитовому закону, простые по периклиновому, многие зерна несдвойникованы.

Смена минеральных ассоциаций II и III резкая. В промежуточной зоне только в единичных случаях отмечается развитие минералов парагенезиса III, но она резко доминирует в краевой зоне, где раннеметаморфические минералы сохранились незначительно.

Обращает на себя внимание разная форма выделения минералов парагенезисов II и III. В работе Д. Флинна (1967, с. 64), посвященной исследованию деформаций при метаморфизме,

Рис.21. Неправильно-таблитчатая, вытянутая форма выделения темноцветных минералов в интенсивно рассланцованных мстагаббро краевой зоны массива Пыршин указывает на преобладание механизма трансляции при деформации пород. Ув.50. Ник.\\.

Рис 22. Металейкогаббро краевой зоны массива Пыршин. интенсивно рассланцованное. Полоса темноцветных минералов в плагиоклазовой матрице. Наряду с неправильно-таблитчатыми, вытянутыми зернами, прасуствуют изометричные. Деформация осушсселялась как трансляционным скольжением, так и процессами динамической регенерации и рекристаллизации. Ув.ЗО, Ник.\\.

подчеркивается что "в условиях гидростатического давления миграция границ зерен, контролируемая поверхностной энергией, ведет к образованию изометричных зерен. Вероятно,в условиях негидростатического давления миграция границ зерен, контролируемая поверхностной энергией, должна приводить к образованию неравноосных зерен, форма которых будет отражать форму дифференциального эллипсоида деформации". По мнению Р.Х.Вернона (1980), на форму зерен может влиять также скорость деформаций, так как при разных скоростях реализуются различные деформационные механизмы . Так, при высоких температурах и замедленной деформации преобладают процессы динамической регенерации, рекристаллизации и перекристаллизации с постепенным возникновением предпочтительной ориентировки, а при быстром росте давления преобладают процессы внутризернового скольжения. Процессы первой группы при повышенных температурах способствуют образованию изометричных зерен, в том числе и при ориентированном давлении. Процессы второй группы способствуют образованию вытянутых зерен, форма которых определяется формой дифференциального эллипсоида деформации. Субполигональная форма метаморфических минералов в центральной и промежуточной зонах, появление ориентировки только у агрегатов минералов при изометричности самих зерен свидетельствует по крайней мере о преобладании статических условий при образовании парагенезиса II. А, преобладание в интенсивно рассланцованных породах краевой зоны массива Пыршин неправильно-таблитчатых, вытянутых форм зерен минералов при ограниченном развитии изометричных форм, указывает на то, что деформация в краевой зоне происходила, преимущественно, путем трансляционного скольжения,

но процессы динамической регенерации и рекристаллизации также проявились.

Перекристаллизация рудного вещества в породах краевой зоны приводит к выделению магнетита и сфека либо рутила в наиболее рассланцованных разностях.

В металейкогаббро-норитах центральной и промежуточной зон относительно слабо проявлено развитие по моноклинным пироксенам и амфиболу II сине-зеленой роговой обманки (с:^д=19-22°.; 2Ч=~ 80-85° - амфибол IV), что сопровождается выделением кварца, обычно в виде симплектитовидных образований. Хотя не исключено присуствие первичного апатита, но в шлифах его выделения всегда приурочены к кварцу. С развитием данной ассоциации связано появление в породах центральной и промежуточной зон сфена более поздей генерации (сфен IV) . Не представляется возможным однозначно решить вопрос об отнесении скаполита к тому или иному парагенезису, равно как и о выделении различных его генераций. Как известно {Фации метаморфизма, 1970), скаполиты устойчивы в большинстве фаций метаморфизма, хотя наиболее характерны для гранулитовой и амфиболитовой. При этом с более основным плагиоклазом ассоциирует скаполит с более высоким содержанием мейонитовой составляющей. Поскольку химический анализ скаполитов не производился, е дальнейшем описании пород будет просто отмечаться наличие или отсуствие процесса скаполитизации. Однако, можно подчеркнуть, что более характерен он для амфиболизированных разностей. Развитие минералов парагенезиса IV не нарушает массивного облика пород центральной зоны и наследует сланцеватость промежуточной.

В краевой части массива более широко проявлено развитие сине-зеленой роговой обманки (амфибол IV) с высвобождением

кварца (кварц IV) , замещение плагиоклаза эпидотом либо скаполитом, появляется ортит в эпидотовой "рубашке", увеличивается количество сфена (сфен IV) и относительно увеличивается количество апатита. В полностью

амфиболизированных разностях рудный минерал представлен только сфеном и его количество явно зависит от степени амфиболизации породы. Происходит также незначительное раскисление плагиоклаза, хотя четко отделить плагиоклаз, равновесный с минералами ассоциаций III или IV нельзя, Не представляется также возможным окончательно решить вопрос о присуствии граната в данном парагенезисе, но можно отметить, что в амфиболизированных разностях появляются более крупные его выделения с образованием порфиробластов размером до 5-7 миллиметров (гранат IV?), Развитие регрессивных минералов в рассланцовакных породах наследует уже существующие направления, не создавая самостоятельной сланцеватости.

Таким образом по результатам геолого-петрографических исследований можно сделать вывод, что породы массива Пыршин сложены минералами четырех, последовательно сменяющих друг друга, парагенетических ассоциаций:

I. Ортопироксен (инвертированный пижонит) + клинопироксен (авгит) + плагиоклаз (битовнит, Лабрадор) + титаномагнетит. Магматическая. Минеральная ассоциация I развита в центральной зоне массива, в которой ее минералы слагают 60-85% массивных металейкогаббро-норитов. Реликты магматических минералов обычны для промежуточной зоны и почти не встречаются в краевой зоне.

II. Клинопироксен (салит) ± ортопироксен (гиперстен) -ь буро-зеленая роговая обманка + гранат + плагиоклаз (Лабрадор, битовнит) + ильменит + магнетит + кварц. Метаморфическая.

Минеральная ассоциация II формировалась при преобладании условий статического метаморфизма. Начальной стадии ее развития отвечает перекристаллизация краевых частей магматических минералов. При значительном развитии минералов ассоциации II образуются породы с коронитовой структурой. Широко проявлена в центральной и, особенно, в промежуточной зонах массива.

III. Клинолироксен {салит) + буро-зеленая роговая обманка + гранат + плагиоклаз (Лабрадор, битовнит) + магнетит ± сфен ± рутил. Метаморфическая. Минеральная ассоциация III формировалась в условиях ориентированного давления при быстром росте нагрузки и основным механизмом деформации, преимущественно, являлось трансляционное скольжение. Доминирует в краевой зоне массива, где породы интенсивно рассланцованы и превращены в кристаллические сланцы. При переходе в краевую зону наблюдается наложение сланцеватости, проявленной в краевой зоне, на сланцеватость, проявленную в промежуточной зоне.

IV. Сине-зеленая рогоЕая обманка ± гранат? + эпидот + ортит + плагиоклаз (Лабрадор) ±скаполит + кварц + сфен + апатит. Метаморфическая. Развитие минералов минеральной ассоциации IV наследует направление уже существующей сланцеватости в промежуточной и краевой зонах и не нарушает массивный облик пород центральной зоны, что свидетельствует о статических условиях ее формирования. Проявлена по всему массиву, но более широко в краевой части массива.

1.2. Массив Абварьский

Массив Абварьский находится к северо-западу от массива Пыршин и отделен от него тектонической депрессией, выраженной долиной реки Конь я (рис.2) . В современном эрозионном срезе

массив имеет неправильную форму с вытянутой северо-западной и субизометричной восточной частью. Вмещающими породами являются меланократовые гранат-клинопироксеновые

кристаллосланцы и гранатовые амфиболиты. В работе А.И. Ивлиева и В, И. Пожиленко (1976) описан северо-западный контакт массива. Породы е зоне контакта интенсивно рассланцованы, контакт тектонизирован. Автором исследования проводились в юго-восточной части массива, непосредственно выше долины реки Конь я.

Характерной особенностью строения массива является сочетание расслоенности и метаморфической

полосчатости.Расслоенность представлена на рис. 23.

На восточном фланге массива наблюдаются обнажения среднезернистого гранатового метагаббро. Порода на 20% состоит из клинопироксена, на 30-35% из голубовато-зеленого амфибола, из граната (до 10%), плагиоклаза (до 40%) и кварца (0,5-1%). Амфибол по своим оптическим характеристикам (с:Мд =19-22°., 2У--84°.), прежде всего большому углу оптических осей, близок к амфиболу IV в породах массива Пыршин. Бледно-розовый гранат обра зу ет порфиробласты размером до 4 -5 миллиметров. Форма выделения плагиоклаза различная. Имеются реликты крупных таблиц с деформационными клиновидными двойниками, субизометричные и неправильные зерна с извилистыми границами. Состав плагиоклаза варьирует от 40 до 50% Ал. В породах проявлена линейность (аз . пад . 350°. <60°.) .

К западу от метагаббро в разрезе перемежаются полосы; в одних из них наблюдается чередование средне-мелкозернистых неяснополосчатых (рис.24) или тонкополосчатых (рис.25)

С

Ю И

85

Заключение диссертации по теме «Петрография, вулканология», Нерович, Людмила Ивановна

3.3. Выводы

Исходя из приведенных в главе данных, основными выводами являются следующие:

1. Формирование минеральной парагенетической ассоциации II происходило в условиях гранулитовой фации метаморфизма умеренных давлений, Р=6,5-8 кбар, Т=700-800.С°.

2. Условия формирования минеральной парагенетической ассоциации III соответствуют гранулитовой фации метаморфизма умеренных и высоких давлений, Р=7-13 кбар, Т=750-1000.С°.

3. Условия поздних диафторических преобразований, соответствующих формированию минеральной парагенетической ассоциации IV, отвечают амфиболитовой фации метаморфизма.

4. Изучение особенностей состава минералов из установленных метаморфических минеральных парагенетических ассоциаций позволило установить основные параметры состава, по которым различаются одноименные минералы из различных парагенезисов. К таковым можно отнести значение - у амфиболов, содержание жадеитовой и чермакитовой составляющих у клинопироксенов и ортопироксенов, пироповой и спессартиновой составляющих у гранатов, а также различный характер перераспределения Мд и Са при формировании парагенезисов II и III. С другой стороны, проведенное исследование подтвердило правомочность пространственной корреляции метаморфических процессов, соответствующих одному и тому же этапу метаморфических преобразований. Метаморфогенные минералы парагенезиса III из анортозитов разных массивов имеют близкие параметры состава и общие закономерности вариаций состава в зависимости от вариаций Р-Т условий. То же можно сказать и о парагенезисе IV, сине-зеленые роговые обманки из анортозитов разных массивов имеют сходный химический состав.

5. Для массива Вулвара характерны отличия состава минералов, определяемые спецификой первичного состава пород массива. К таковым можно отнести более высокое, по сравнению с минералами из анортозитов Сальных-Туадаш тундр, содержание МпО, БеО в амфиболах и клинопироксенах, более высокую частную железистость в них же и более кислый состав реликтового и метаморфогенного плагиоклаза.

4. ГЕОХРОНОЛОГИЯ АНОРТОЗИТОВ ЛАПЛАНДСКОГО ГРАНУЛИТОВОГО ПОЯСА

В данной главе приводятся результаты исследования цирконов из пород массивов Пыршин, Абварьский, Южно-Туадатский и Вулвара. Более детально рассматриваются цирконы из Пыршина и Вулвары, где они представлены большим разнообразием морфологических типов.

4.1. Морфологические типы акцессорных цирконов из анортозитов объектов исследования

В массиве Пыршин изучен средне-крупнозернистый массивный пегматоидный лейкогаббро--норит центральной зоны массива (обр.А-32/190) и рассланцованное металейкогаббро краевой зоны массива (обр.А-31/190). Места отбора проб показаны на рис. 3.

Образец А-32/190 на 85-90% сложен минералами магматического парагенезиса I и на 10-15% минералами раннеметаморфического парагенезиса II. В незначительном количестве присуствуют минералы парагенезиса IV, в основном сине-зеленая роговая обманка.

Главный тип цирконов из массивного лейкогаббро-норита -циркон I, выделенный из зерен магматического плагиоклаза, представляет собой крупные (0,2-0,7мм) призмы и их обломки, в которых наблюдается преобладание призмы {110} над {100}, ассиметричные головки образованы бипирамидами {111} при подавленном развитии {311} (рис.69а). Кристаллы чуть уплощены и Ку=1,5-2,5. Циркон полупрозрачный коричневато-розового цвета. Трещиноватость варьирует от сравнительно интенсивной до

Рис.69. Цирконы из анортозитов массива Пыршин: а - магматический циркон (циркон I, фракции А-32/190-2. 10, 11): б - метаморфический циркон (циркон 11, фракции А-32/-191Ы, в -метаморфический циркон (циркон Ш, фракция А-31/190-9). почти полного отсуствия. Для нетрещиноватых разностей характерна матовая поверхность кристаллов и в них часто заметна зональность роста.

Исследовались три фракции циркона данного морфотипа. Две фракции - А-32/190-2 и А-32/190-10 представлены преимущественно обломками кристаллов. Фракция А-32/190-11 состоит из более крупных (0,4-0,7мм) и наименее поврежденных при дроблении кристаллов, извлеченных из зерен первичного плагиоклаза. Магматическое происхождение этого циркона подчеркивается также звгедральностью его облика (РаэзсЬиег ее а1. , 1990) . Он близок к магматическому циркону из Колвицкого массива, где кристаллы циркона также находятся внутри зерен первичного Лабрадора (Митрофанов и др., 1993).

Второй тип цирконов - циркон II, извлеченных из массивного лейкогаббро-норита - это мелкие (0,075-0,1мм) кристаллы дипирамидально-призматического габитуса (рис.696). Ребра граней сглажены и корродированы, характер граней уверенно не устанавливается. В большинстве же зерен головки дипирамид сколоты. Важными диагностическими признаками данного типа цирконов являются высокая степень прозрачности, что характерно для метаморфических цирконов (РаэБсЫег et а1.г 1990) и стеклянный блеск. Цвет - от кремового до светло-желтого.

Анализировались две фракции этого циркона - А-32/190-1 и А-32/190-8, причем во второй из них содержалось большее количество целых зерен. Циркон по форме, цвету и прозрачности близок к метаморфическому циркону из металейкогаббро Колвицкого массива (Митрофанов и др., 1993).

Среди выделенного из массивного лейкогаббро-норита циркона отмечено также присуствие единичных зерен изометричного округлого полупрозрачного циркона темного чайного цвета.

Для образца А-31/190 из краевой зоны массива характерно наличие редких реликтов плагиоклаза I и реликтов минералов дарагенезса II. Основной объем породы слагают минералы парагенезиса III ив небольшом количестве присуствуют минералы парагенезиса IV.

Среди циркона, выделенного из этого металейкогаббро краевой зоны, нельзя выделить резко преобладающего морфологического типа. Более крупные зерна (>0,1мм) обычно представлены обломками дипирамидально-призматического циркона (фракция А-31/190-1), сходного с цирконом I из образца А-32/190. Но здесь он более трещиноватый, замутненный, имеет более темный цвет и сильно корродированную поверхность граней. В мелкой фракции (<0,1мм) содержатся цирконы трех типов. Один из них - это обломки мелких прозрачных призм со стеклянным блеском {фракция Ä-31/190-2). Цирконы сходны с цирконом II из образца А-32/190. Другой тип представлен субизометричными округлыми и слегка овальными цирконами (рис.69в) светло-розового, иногда светло-кремового цвета (фракция А-31/190-9). Для данного циркона характерна идеальная прозрачность и алмазный блеск - признаки цирконов из гранулитовых пород. Эта популяция циркона рассматривается как морфологический тип III - циркон III.

И последний тип циркона, присуствующего в мелкой фракции краевого металейкогаббро - это единичные зерна округлого прозрачного циркона чайного цвета. Морфологически он практически не отличается от циркона III, но на основании различия в цвете и немного меньшей степени прозрачности выделяется в качестве самостоятельного типа - циркона IV.

В массиве Абварьский изучен средне-мелкозернистый рассланцованный. метагаббро-анортозит (образец А-45/7 90). Место отбора пробы показано на рис. 23. Основной объем породы сложен минералами парагенезиса III и в заметном количестве присуствуют минералы парагенезиса IV. а б

Рис.70, Цирконы из анортозитов массива Абварьский: а - крупные черна замутненного, бесформенного циркона с сильно корродированной поверхностью, их нельзя отнести к определенному морфотипу (фракция A-45/790-I); б - метаморфический циркон (циркон III, мелкая фракция соответствует А-45/790-6).

Среди цирконов, выделенных из А-45/790, отмечаются сравнительно крупные (до 0,15мм) зерна и обломки бесформенного циркона (фракция А-45/790-1) с резко выраженной коррозией поверхности (рис.70а). Их нельзя отнести к какому-либо морфотипу и по своему качеству они без абразии мало пригодны для изотопных исследований. Наиболее распространенным, типом цирконов в метагаббро-анортозите Абварьского массива является изометричный округлый (рис.7Об,в) идеально прозрачный циркон светло-розового цвета с алмазным блеском (фракция А-45/790-6). Он идентичен циркону III из пород краевой зоны массива Пыршин. Немного в меньшем количестве в метагаббро-анортозите содержится изометричный округлый прозрачный циркон цвета крепко заваренного чая (фракции А-45/790-5 и А-45/790-7), аналогичный циркону IV из краевого металейкогаббро массива Пыршин.

В Южно-Туадашском массиве изучен интенсивно рассланцованный метаанортозит (образец 38/390) , сложенный преимущественно минералами парагенезиса III, при очень незначительном распространении минералов парагенезиса IV. Из породы было извлечено небольшое количество зерен различной крупности (0.05-0.2мм) изометричного округлого идеально прозрачного циркона светло-розового цвета с алмазным блеском (фракция 38/390-1), идентичного циркону морфитипа III.

В массиве Вулвара исследовался мелко-среднезернистый анортозит центральной (образец А-б/191) и средней (образец Ä-7/191) части массива. Места отбора проб показаны на рис. 33. В породе присуствует до 50% зерен плагиоклаза, который может рассматриваться как реликтовый, хотя частично перекристаллизация в нем проявилась, но в меньшей степени, чем в остальном объеме породы. Довольно широко представлены минералы парагенезиса III, по которым отмечается развитие минералов диафторического парагенезиса IV. Среди цирконов, выделенных из анортозитов Вулвары, отчетливо устанавливаются пять морфологических типов. Три из них - это дипирамидально-призматические эвгедральные типы (рис,71,73,74), два округлые, отличающиеся друг от друга по цвету и степени прозрачности.

Остановимся вначале более подробно на эвгедральных разностях. Циркон первой морфологической популяции (рис.71, фракции A-6-la, А-6-16, А-6-4, А-б-17) относится к гиацинтовому типу (Минералы, 1972) и характеризуется преобладанием призмы {100} над {110} и пирамиды {111} над [311). Цвет изменяется от светло-розового в полупрозрачных и прозрачных мелких зернах до темно-розового в более крупных и более трещиноватых непрозрачных зернах, Ку=2-3,5. В приполированных и протравленных парами HF кристаллах отмечается тонкая осцилляторная зональность (рис.71в-д). В центре кристаллов присуствует ксеногенное, захваченное ядро (рис.716,г,д), в котором также просматриваются зоны роста. Эвгедральный циркон второй морфологической популяции (фракции A-7-la, А-7-16) имеет длиннопризматический (Ку=5-6), в мелких зернах игольчатый габитус (рис.73), характеризуется развитием призм {100+110} и дипирамид {311+111}. Основание дипирамид сложено дипирамидой {311}, которая сменяется дипирамидой {111]. В крупной фракции полупрозрачны?! желтовато-розовый, в мелкой - прозрачный и более светлый. При травлении парами HF приполировэнных кристаллов обнаруживает отчетливую тонкую осцилляторную зональность (рис.736). Третья популяция эвгедрального циркона (фракции А-б-2а, А-6-26, А-6-12) имеет копьевидный облик (рис.74), характеризуется преобладанием развития призмы {10 0} над {110} и развитием острой дипирамиды {311}, Ку=2-3,5. Обычно это мелкие (<0,1мм) полупрозрачные и прозрачные кристаллы желтовато-розового цвета. В головках дипирамид очень часто наблюдаются темные коричневые пятна, т

Рис.71, Гиацинтовый тип цирконов из анортозитов массива Вулвара (фракции А-б-1 а, 16, 4. 17): а,б - фото в иммерсионной жидкости, в б — заметны зоны роста, в центре отчетливо выделяется ксеногенное ядро; в-д - прилолированные и протравленные НБ цирконы, вв - видны зоны роста, г,л -зерно с ксеногенным ядром в центре, оболочка магматическая - вверху и справа видна тонкая зональность роста.

Рис,72. Крупная фракция юометричного циркона из анортозитов массива Вулвара, содержит ядра цирконов с зонами роста (фракция А-6-36).

Рис.73, Игольчатый тип цирконов из анортозитов массива Вулвара (фракции А-7-1а, 16): а - для игольчатого циркона характерна поперечная отдельность; б - в приполированных и протравленных НР зернах отчетливо видна осцилляторная зональность роста

Рис.74. Копьевидный тип циркона из анортозитов массива Вулвара (фракции А-б-2а, 26, 12): в приполираванных и протравленных ГО зернах (б,в) в центре видна зональность роста, вокруг ' метаморфическая оболочка без зон роста. реже они присуствуют по всему зерну. При травлении парами НЕ приполированных кристаллов в центре зерен наблюдаются отчетливые тонкие зоны роста (рис.746,в). Вокруг, как правило присуствует относительно широкая кайма перекристаллизованного материала, но общий эвгедральный облик кристаллов при этом сохраняется. Исследования кристаллов с тонкой осцилляторной зональностью, имеющих зональные и незональные участки были проведены Пиджеоном (Р1с1деоп, 1992). Результаты исследований показали, что участки незонального циркона - это результат перекристаллизации первичного циркона с зонами роста. Возраст зональных и незональных участков может сильно отличаться, и это нужно учитывать при интерпретации изотопных данных. В то же время им описаны случаи, когда возраст участков с зонами роста и без них практически не отличается.

Из результатов многочисленных исследований разных авторов цирконов из различных пород от неизмененных фанерозойских до полиметаморфических архейских следует, что тонкая осцилляторная зональность - следствие кристаллизации циркона либо из расплава, либо из высокотемпературного пневматолито-гидротермального флюида (Краснобаев, 1986; Бибикова др., 1989; Носырев и др., 1989; р1

Первый вариант - все три морфологические разновидности кристаллизовались из расплава, синхронны или субсинхронны образованию первично-магматического парагенезиса, и все три можно обозначить как магматический циркон I. В связи с этим вариантом (с учетом полученных данных - см.4.2 - возраст гиацинтового циркона древнее игольчатого и копьевидного > 100 млн. лет), возникает вопрос о разной степени сохранности изотопной системы гиацинтового, игольчатого и копьевидного цирконов при последующей метаморфической переработке породы. На уровне зерен степень сохранности определяется вероятностностью, которую мы не в состоянии оценить. Каждый исследователь, работающий с цирконами из метаморфических пород, сталкивается с тем, что в пределах одного морфотипа какое-то зерно хорошо сохранилось, другое слегка растворено, третье полностью покрыто метаморфической оболочкой и т.д. в наиболее метаморфизованных породах, как например в бластомилонитах Южно-Туадашского массива, от первичных цирконов не сохраняется практически ничего. В таких случаях исследуют внутреннее строение метаморфических цирконов и при наличии древних ядер, работают с ними. Но здесь речь идет о лучшей сохранности изотопной системы одной из трех морфологических популяций и вряд ли это можно объяснить только вероятностностью. Можно предположить, что гиацинтовый циркон, кристаллизуясь несколько раньше игольчатого и копьевидного, при более высокой температуре, вследствие этого имеет большую устойчивость. Но поскольку в основных породах весь циркон кристаллизуется на поздних стадиях магматического процесса, разница температур не может быть столь существенной, чтобы определить полученные различия в цифрах возраста для гиацинтовой, игольчатой и копьевидной разновидностей.

Поэтому более перспективным, представляется второй вариант, в дальнейшем положенный в основу интерпретации изотопных данных. По второму варианту, в качестве собственно магматического циркона, синхронного или субсинхронного образованию магматического парагенезиса I, рассматривается гиацинтовая морфологическая популяция и она выделяется в качестве магматического морфологического типа - циркона I. Появление игольчатого и копьевидного циркона связывается с кристаллизацией из высокотемпературного пневматолито-гидротермального флюида, сопровождающего внедрение в анортозиты пегматитовых и сиенитовых жил. Основная сложность такой трактовки состоит в том, что хотя по юго-восточному флангу массива процессы контактного воздействия, метасоматоза анортозитов проявлены сравнительно широко, ка участках, где отобраны пробы они фиксируются лишь очень незначительной серитизацией плагиоклаза. Образование цирконов за счет "привноса компонентов, когда это еще не фиксируется изменением породообразующих минералов" описано, в частности, Е. Б. Бибиковой (1989), т.е. они достаточно распространены. По-видимому либо количества флюида было недостаточно для существенного преобразования породы, либо была недостаточна активирующая способность флюида, от которой зависит степень миграции компонентов и степень вещественных превращений (Поспелов, 1973).

Косвенно, в пользу связи образования игольчатой и копьевидной морфологических разностей циркона с внедрением плагиопегматитов и сиенитов, склоняет их морфология. Так И. В.

Носыревым (1985, 1989). на Украинском щите морфологически идентичные разности описаны в сопровождающих анортозиты гранитах рапакиви, как цирконы пегматитовой и пневматолитовой стадий. В качестве циркона пегматитовой стадии там устанавливается копьевидный морфотип, а длиннопризматический в качестве циркона пневматолитовой стадии. При этом И.В. Носырев (1985), как характерные признаки цирконов из пегматитов указывает более крупный размер зерен и наличие поперечной трещиноватости. Последние два признака в Вулваре более характерны для длиннопризматической игольчатой разновидности (рис.73а).

Метаморфические цирконы в анортозитах Вулвары представлены двумя разновидностями изометричного циркона. Первая разновидность - это светлый розовато-желтый изометричный циркон, идеально прозрачный, с алмазным блеском. Аналогичен морфологическому типу III из анортозитов Сальных-Туадаш тундр. Изучение этих цирконов в иммерсии и в приполированных и протравленных парами HF зернах показало, что в крупных зернах (фракция A-6-Зб) под метаморфической оболочкой сохраняются ядра более раннего циркона с зонами роста (рис,72). Для мелких зерен (фракция А-6-За) это не характерно. Вторая разновидность метаморфического циркона - это изометричный прозрачный и полупрозрачный циркон чайного цвета (фракции А-7-2а, А-7-26, А-7-14), аналогичный циркону IV из анортозитов Сальных-Туадаш тундр. Кроме отчетливо диагностируемых морфологических типов, в анортозитах Вулвары присуствуют неправильные гантелевидные зерна (рис,75). Подобные формы рассматриваются Т.Ф. Зингер (1993) как переходные от призматических к изометричным. Присуствие гантелевидных форм явно указывает на значительную

Рис.75, рнтелевюшые цирконы из анортозитов массива Вулвара. роль процессов растворения при образовании округлых цирконов. Нужно только отметить, что в данном конкретном случае, в большинстве гантелевидных зерен наблюдается появление оттенков чайного цвета либо по всему зерну, либо по его части. Можно, по-видимому, предположить более интенсивное растворение при образовании округлого циркона чайного цвета, чем при образовании светлого, типично гранулитового.

Циркон, соответствующий морфологическому типу III, присуствует в породах всех гранулитовых поясов мира. На происхождение формы гранулитовых цирконов существует две основные точки зрения. Некоторые исследователи отводят ведущую роль в образовании изометричных цирконов процессам растворения цирконов более ранних генераций (Старков,Фласс, 1966). Другие считают, что изометричный облик обусловлен ростом новообразованных цирконов в стесненных условиях (Hoppe,1966; Краснобаев,1986). При этом подчеркивается, что не всегда можно отличить коррозионные формы от форм роста. Результаты изучения цирконов из анортозитов ЛГП указывают на влияние обоих факторов при образовании изометричных форм, но растворение более проявлено при образовании изометричных цирконов чайного цвета.

4.2. Изотопное датирование цирконов

Результаты изотопного датирования цирконов будут изложены в той очередности, в которой проводились исследования. Вначале для анортозитов Сальных -Туадаш тундр (массивы Пыршин, Абварьский, Южно-Туадашский) и затем для массива Вулвара.

В процессе подготовки к исследованию U-Pb системы цирконов из анортозитов Сальных и Туадаш тундр было проведено экспрессное РЬ-РЬ термоионное их датирование. Результаты датирования приведены в табл.16. На основании этих результатов уже можно предполагать разновозрастность выделенных генераций циркона. С учетом больших погрешностей метода, уверенно здесь можно говорить только о двух группах разновозрастных цирконов. Одна группа - это цирконы , возраст которых близко к 2400 млн. лет, вторая - это цирконы, возраст которых близко к 1900-2 000 млн. лет.

Заключение

Проведенное комплексное геолого-петрографическое, петрохимическое, петролого-метаморфическое исследование анортозитов ЛГП, позволило автору сформулировать следующие защищаемые положения:

1. В Лапландском гранулитовом поясе выделяется две группы анортозитов, отвечающие двум петрографо-петрохимическим типам: битовнитит-лабрадоритовому и андезинит-лабрадоритовому. Представителем первого типа является массив Пыршин, второго -массив Вулвара. Формирование двух групп анортозитов может быть связано с двумя разновозрастными этапами анортозитового магматизма. Массив Пыршин образовался - 2452±7 млн. лет тому назад, массив Вулвара - в интервале 2100-1965 млн. лет.

2. В массиве Пыршин установлено развитие трех метаморфических минеральных парагенезисов, наложенных на первично-магматические минералы и последовательно сменяющих друг друга. Первая метаморфическая перераборка массива Пыршин с формированием коронитовых структур произошла в условиях гранулитовой фации умеренных давлений при Т=700-800°С и Р=6,5-8 кбар 2417±3 млн. лет тому назад.

3. В массиве Вулвара установлено развитие двух метаморфических минеральных парагенезисов, наложенных на первично-магматические минералы и последовательно сменяющих друг друга. Первая метаморфическая переработка массива Вулвара произошла на этапе лапландского гранулитового метаморфизма (194 7±11 млн. лет), который в анортозитах ЛГП проявлен формированием кристаллических сланцев по анортозитам в

167 4 условиях гранулитовой фации умеренных (массив Вулвара: Т=750-8 00°С и Р=7,5-8 кбар; краевая зона Пыршина: Т=800°С, Р=7-8,5 кбар; массив Абварьский: Т=800-900°С, Р=7,5-9 кбар) и высоких (Южно-Туадашский массив: Т=900-1000°С, Р=9-13 кбар) давлений.

4. Постгранулитовый диафторез в условиях амфиболитовой фации в ЛГП произошел в интервале с 1900 до 1850 млн лет. В Абварьском массиве установлено только ранее диафторическое событие с возрастом 1906±4 млн. лет, а в массиве Вулвара и раннее (1896±15 млн. лет) и позднее (1852±17 млн. лет) события.

Таким образом анортозитообразование в ЛГП приурочено к двум тектоно-магматическим этапам, сумийскому и свекофеннскому. На сумийском этапе формируются анортозиты только типа битовнитит-лабрадоритов, на свекофеннском этапе формируются андезинит-лабрадориты, но, возможно и битовнитит-лабрадориты. Сумийскому этапу, который в целом характеризуется формированием крупных объемов основных пород на Кольском полуострове, соответствует больший объем анортозитообразования по сравнению со свекофеннским.

Результаты исследований, изложенные в представленной работе могут служить основой дальнейших исследований по корреляции магматических, тектонических и метаморфических процессов в ЛГП. В ближайшей перспективе наиболее важным представляется оценить возраст и характер протолита анортозитовых расплавов для формирования массивов разных типов и разного возраста.

В данной работе не делаются выводы о характере геологических обстановок и reoдинамических режимов, соответствующих формированию анортозитов как разного возраста, так и разных типов. Подобные выводы на данном этапе работ были бы преждевременны, поскольку требуют дополнительных исследований, дополнительного объема изложения и рассмотрения совокупности данных о всех породных комплексах ЛГП. Однако, можно заметить, что независимо оттого в рамках какой геодинамической модели рассматривается образование анортозитов и в целом Тана пояса и ЛГП, будь это континентальная коллизия (Mitrofanov at а1., 1997), островодужная (Козлов и др., 1989, Козлов и др., 1990) или рифтогенная и коллизионная (Балаганский и др., 1998) системы, дискретность формирования анортозитов ЛГП ставит вопрос о возможности дискретного развития самих геодинамических режимов.

Список литературы диссертационного исследования кандидат геолого-минералогических наук Нерович, Людмила Ивановна, 1999 год

ЛИТЕРАТУРА

1. Авченко О.В. Минеральные равновесия в метаморфических породах и проблемы геобарометрии. М., Наука, 1990. 182с.

2. Авченко О.В. Петрогенетическая информативность гранатов метаморфических пород. М., Наука, 1982. 102с.

3. Алексеев Н.Л. Реакционные структуры интрузивных и метаморфических пород как индикаторы направленности процессов метаморфизма (на примере Кандалакшско-Колвицкой зоны, Балтийский щит) // Автореферат канд. дисс. Санкт-Петербург, 1997. 2бс.

4. Андреев В.П., Суханов М.К. Анортозиты Сальных тундр (Лапландский гранулитовый пояс Кольского полуострова) // Изв.

АН СССР, №3, 1982. с.14-24.

5. Атертон М.П. Состав гранатов в регионально метаморфизованных породах // Природа метаморфизма. М.:Мир, 1967. с.293-302.

6. Балаганский В.В., Козлов Н.Е., Козлова Н.Е., Алексеева В.Б. Об эруптивных соотношениях лабрадоритов и лейкогаббро Колвицкого расслоенного массива (Кольский полуостров) // ДАН СССР, 1986. т.291. №5. с.1186-1188.

7. Балаганский В.В., Глазнев В.Н., Осипенко Л.Г. Раннепротерозойская эволюция северо-востока Балтийского щита: террейновый анализ // Геотектоника, №2, 1998. с.16-2 8.

8. Балаганский В.В., Тиммерман М.Я., Кислицин Р.В., Дэйли Дж.С., Балашов Ю.А.,Ганнибал Л.Ф., Рюнгенен Г.И., Шерстенникова О.Г. Изотопный возраст пород Колвицкого пояса и Умбинского блока (юго-восточная ветвь Лапландского гранулитового пояса), Кольский полуостров // Вестник Мурманск, гос.тех. университета, 1998. т.1. №3. с.19-32.

9. Беляев К.Д. Новые данные по структуре, геологии и металлогении гранулитовой формации Кольского полуострова. Л.: Наука, 1971. с.218-225.

10. Беляев O.A., Митрофанов Ф.П., Петров В.П. Локальные вариации РТ - параметров тектонометаморфизма в зоне пластического сдвига // ДАН, 1998. т.361. №3. с.370-374.

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

12. Бибикова Е.В., Мельников В.Ф., Авакян К.Х. Лапландские гранулиты: петрология, геохимия и изотопный возраст // Петрология, 1993. т.1 №2. с.215-234.

13. Биркис А.П., Кошик Л.И. Анортозиты поздних этапов развития Восточно-Европейской платформы // Анортозиты Земли и Луны. М.: Наука, 1984. с.148-188

14. Богатиков O.A. Анортозиты. М.: Наука, 1979, 231с.

15. Богатиков O.A., Биркис А.П., Суханов М.К., Шарков Е.В. Эволюция магматизма в главнейших структурах Земли // Тез.докл., М.: Наука, 1983. с.71-72.

16. Богатиков O.A., Шарков Е.В., Суханов М.К. Анортозиты докембрия // Магматические горные породы. Основные породы. М.: Наука, 1985. с.240-277.

17. Богданова М.Н., Ефимов М.М., Сорохтин Н.О., Балашов Ю.А., Ганнибал Л.Ф., Рюнгенен Г.И. Развитие полиметаморфизма в гранулитовом поясе Кольского полуострова ( Колвицкая зона) и U-Pb датирование диафтореза анортозитовой ассоциации // ДАН,

т.331, №3, 1993. с.332-334.

18. Браун У.Л. Кристаллографические аспекты поведения полевых шпатов при метаморфизме // Природа метаморфизма. М.:Мир, 1967. с.355-364.

19. Булах А.Г. Расчет формул минералов. М., 1964. 144с.

20. Великославинский Д.А. Сравнительная характеристика регионального метаморфизма умеренных и низких давлений. JI.: Наука, 1972. 189с.

21. Верной Р.Х. Метаморфические процессы. М.: Недра,1980. 228с.

22. Вильяме X, Тернер Ф., Гилберт Ч. Петрография, т.2, М.: Мир, 1985, 320с.

23. Винклер Г. Генезис метаморфических пород. М.: Мир,

1969. 247с.

24. Виноградов JI.A., Богданова М.Н., Ефимов М.М. Гранулитовый пояс Кольского полуострова. J1. : Наука, 1980. 208с.

25. Гинсбург И.В. Обзор систематики пироксенов // Минералы базитов в связи с вопросами петрогенезиса. М.: Наука,

1970. с.5-39.

26. Геологическая карта Кольского региона (северовосточная часть Балтийского щита), м-б 1:50 000, под ред. Митрофанова Ф.П.

27. Гранулитовая фация метаморфизма // Другова Г.М.. Глебовицкий В.А., Никитина Л.П. и др. Л.: Наука, 1972. 256с.

28. Дир У.А., Хауи P.A., Зусман Дж. Породообразующие минералы, т.1. М.: Мир, 1965, 370с.

29. Дир У.А., Хауи P.A., Зусман Дж. Породообразующие минералы, т.2. М.: Мир, 1965, 406с.

30. Дир У.А., Хауи P.A., Зусман Дж. Породообразующие минералы, т.4. М.: Мир, 1966, 482с.

31. Добрецов Н.Л., Ревердато В.В., Соболев B.C. и др. Фации метаморфизма. М.: Недра,1970. 432с.

32. Добрецов Н.Л., Кочнин Ю.Н., Кривенко А.П., Кутолин В.А. Породообразующие пироксены. М.:, 1971. 454с.

33. Добржинецкая Л.Ф. Деформации магматических пород в условиях глубинного тектогенеза. М.: Наука, 1989. 288с.

34. Другова Г.М., Глебовицкий В.А. Некоторые закономерности изменения состава граната, биотита, роговой обманки при региональном метаморфизме // Региональный метаморфизм докембрийских формаций СССР. М.-Л.: Наука, 1965. с.33-46.

35. Дубровский М.И. Рациональная классификация амфиболов и метод расчета их кристаллохимических формул на минальные (методические рекомендации). Апатиты, КФАН СССР, 1981. 64с.

36. Ефимов М.М., Прияткина Л.А., Шарков Е.В., Шемякин В.М., Шуркин К.А. Кандалакшско-Колвицкая группа массивов габбро-анортозитов // Петрология, минералогия и геохимия. Апатиты, 1974. с.130-142.

37. Ефимов М.М., Богданова М.Н. Магматизм интракратонных коллизионных зон гренвильского типа // Эндогенные режимы и эволюция магматизма в раннем докембрии. Санкт-Петербург: Наука, 1991. с.133-146.

38. Жданов В.В. Метаморфизм и глубинное строение норит-диоритовой (гранулитовой) серии Русской Лапландии. М.: Наука, 1966. 66с.

39. Закруткин В.В. Об эволюции амфиболов при метаморфизме // Зап. ВМО, 97, №1, 1968. с.13-23.

40. Зингер Т.Ф. Морфогенетическая эволюция циркона в полиметаморфических породах // ДАН, 1993. т.331. №4. с. 452455.

41. Ивлиев А.И., Корнюшин A.M., Минина Е.Г. Новые данные о структуре гранулитового комплекса и структурном контроле ванадиево-титаномагнетитового оруденения в районе Сальных тундр // Материалы по геологии и металлогении Кольского полуострова. Вып.2, Апатиты, 1971. с.36-43.

42. Ивлиев А.И., Пожиленко В.И. Марганцевоносные породы докембрийских супракрустальных комплексов // Геохимическая эволюция метаморфических комплексов Кольского полуострова. Апатиты, 1976. с.108-114.

43. Кепежинскас К.Б. Влияние давления на состав гранатов среднетемпературных метапелитов // ДАН, 1972. т.203. №1 с.196-199.

44. Классификация и номенклатура магматических горных пород: справочное пособие // Богатиков O.A., Гоньшакова В.И., Ефремова C.B. и др., М.: Недра, 1981. 160с.

45. Козлов Н.Е. К вопросу о генезисе металабрадоритов Колвицкого габбро-лабрадоритового массива // Магматическиекомплексы докембрия северо-восточной части Балтийского щита. Апатиты, КФАН СССР, 1983. с.65-71.

46. Козлов Н.Е. Расчленение и корреляция разрезов

Лапландского гранулитового пояса // Литология и полезные

/

ископаемые, №5, 1988. с.111-117.

47. Козлов Н.Е., Иванов A.A., Нерович Л.И. Сальнотундровская зона Лапландского гранулитового пояса // ДАН, 1988. т.298. №6. с.1442-1445.

48. Козлов Н.Е., Иванов A.A., Нерович Л.И. Распределение бария и стронция в метаморфитах архея юга и юго-запада Кольского полуострова // Геохимия, №7, 1989. с.1058-1061.

49. Козлов Н.Е., Иванов A.A., Нерович Л.И. Гранулиты Балтийского щита - протоостроводужные образования

раннедокембрийского этапа формирования земной коры // Препринт на русск. и англ. яз., Апатиты. 1989. 16с.

50. Козлов Н.Е., Иванов A.A., Нерович Л.И. Лапландский гранулитовый пояс - первичная природа и развитие. Апатиты, 1990. 170с.

51. Козлов Н.Е., Липов А.П., Назаренко В.О., Нерович Л.И., Саргсян Г.О. Первичная природа эндербитов гранулитового пояса Кольского региона // Геохимия, №4. 1990. с.591-598.

52. Козлов Н.Е., Иванов A.A., Нерович Л.И. Тектоническое развитие Лапландского гранулитового пояса в связи с проблемой его металлогении // Металлогения докембрия и метаморфогенное рудообразование. Тез. докл.. Киев, 1990. ч.1. с.129-130.

53. Королюк В.Н. Оценка термической истории метаморфических комплексов по зональным гранатам // Автореферат канд. дисс. Новосибирск, 1984. 17с.

54. Костюк Е.А. Статистический анализ и парагенетические типы амфиболов метаморфических пород. М., 1970. 312с.

55. Краснобаев A.A. Циркон как индикатор геологических процессов. М.: Наука, 1986. 146с.

56. Крылова М.Д., Галибин В.А., Крылов Д.П. Главные темноцветные минералы высокометаморфизованных комплексов: справочное пособие. Л.: Недра, 1991. 350с.

57. Лебедев А.П.. Павлов Н.В. Джугджурский анортозитовый массив. М., 1957.84с.

58. Ленников A.M. Петрология Джугджурского анортозитового массива. М., 1968. 154с.

59. Лик Б.Э. Соотношение между составом известковистых амфиболов и степенью метаморфизма // Природа метаморфизма. М.: Мир, 1967. с.311-330.

60. Минералы. т.З, вып.1. под ред Чухрова Ф.В., 1972. 882с.

61. Митрофанов Ф.П., Балаганский В.В.,Балашов Ю.А., Ганнибал Л.Ф., Докучаева B.C., Нерович Л.И., Радченко М.К., Рюнгенен Г.И. U-Pb возраст габбро-анортозитов Кольского полуострова // ДАН, 1993. т.331.№ 1. с.95-98.

62. Митрофанов Ф.П., Баянова Т.В., Балабонин Н.Л.. Сорохтин Н.О., Пожиленко В.И. Кольский глубинный раннедокембрийский коллизион: новые данные по геологии, геохронологии, геодинамике и металлогении // Вестник СПбГУ, сер.7, 1997. выпЗ. №21. с.5-18.

63. Митрофанов Ф.П., Пожиленко В.И., Нерадовский Ю.Н. Геологическое и геохронологическое обоснование раннедокембрийской геодинамике Балтийского щита // Отчет по теме. Апатиты, 1997. 51с.

64. Нерович Л.И., Реженова С.А., Ганнибал Л.Ф., Рюнгенен Г.И., Захарова Т.В. Особенности состава, условия и последовательность формирования минеральных ассоциаций анортозитов Сальных-Туадаш тундр // Тез.докл. Апатиты, 1993. с.12-13.

65. Носырев И.В. Основные черты онтогении акцессорного циркона метаморфических пород // Циркон в породах докембрия и фанерозоя. М.: Наука, 1985. с.15-25.

66. Носырев И.В., Робул В.М., Есипчук К.Е., Орса В.И. Генерационный анализ акцессорного циркона. М.: Наука, 1989. 203с.

67. Перчук Jl.JI., Кротов A.B. Петрология слюдистых сланцев пояса Тана в южном тектоническом обрамлении Лапландского гранулитового комплекса // Петрология, т.б, №2, 1998. с.165-196.

68. Поспелов Г.Л. Парадоксы, геолого-физическая сущность и механизм метасоматоза. Новосибирск: Наука, 1973. 355с.

69. Прияткина Л.А., Шарков Е.В. Геология Лапландского глубинного разлома (Балтийский щит). Л.: Наука. 1979. 128с.

70. Соболев Н.В. Парагенетические типы гранатов. М.:Наука, 1964. 218с.

71. Соболев Н.В. Гранаты // Фации метаморфизма. М.: Недра, 1970. с.328-340.

72. Старков Н.П., Фласс Г.С. Формы зерен акцессорного циркона в породах кристаллического фундамента Восточно-Русской платформы // Генезис минеральных индивидов и агрегатов. М.: Наука, 1986. 146с.

73. Суханов М.К. Анортозитовая ассоциация Каларского массива (Алданский щит) // Анортозиты Земли и Луны. М., 1984, с.86-111.

74. Суханов М.К., Сумин Л.В., Богданова Н.Г. Возраст анортозитовых комплексов Сибирской платформы по результатам термоизохронного радиологического исследования // Геология и минерагения, ДВО АН СССР, 1987. с.72-78.

75. Суханов М.К., Терехов E.H., Левицкий В.И. Новые данные о строении и радиологическом возрасте образований Лапландского гранулитового пояса (Кандалакшский берег Белого моря) // ДАН СССР, 1987. т.296. №6. с.1437-1440.

76. Суханов М.К. Сравнительный анализ формаций автономных анортозитов // Извест.АН СССР, №7, 1988. с.3-18.

77. Суханов М.К., Терехов E.H., Малова H.A. Анортозитовые комплексы центральной части Лапландского гранулитового пояса

// Извест. высш. учебн. завед. Геология и разведка, №9, 1988. с.44-56.

78. Тугаринов А.И., Бибикова Е. В. Геохронология Балтийского щита по данным цирконометрии. М.: Наука, 1980. 132с.

79. Тугаринов А.И. Происхождение урановых месторождений // Очерки современной геохимии и аналитической химии. М.: Наука, 1972. с.263-271.

80. Термо-и барометрия метаморфических пород. Л.: Наука, 1977. 207с.

81. Фации метаморфизма восточной части Балтийского щита // O.A. Беляев, С.А. Бушмин, О.И. Володичев, В.А. Глебовицкий и др. Л.: Наука, 1990. 144с.

82. Флинн Д. Деформации при метаморфизме // Природа метаморфизма. М.: Мир, 1967. с.49-77.

83. Фриш Т., Джексон Г.Д., Глебовицкий В.А., Ефимов М.М., Богданова М.Н., Пэрриш P.P. U-Pb геохронология цирконов Колвицкого габбро-анортозитового комплекса, южная часть Кольского полуострова, Россия // Петрология,т.3, №3. 1995,

с.248-254.

84. Хэтч Ф., Уэллс А., Уэллс М. Петрология магматических пород. М.: Мир, 1975. 511с.

85. Хауи P.A. Пироксены метаморфических пород // Природа метаморфизма. М.: Мир, 1967. с.331-338.

86. Шарков Е.В. Массивы метагаббро-лабрадоритов-мангеритов Колвицких, Кандалакшских и Сальных тундр (Кольский

полуостров) как интрузии шовного типа зоны глубинного разлома // Анортозиты СССР. М.: Наука, 1974. с.30-41.

87. Жарков Е.В. Анортозитовые ассоциации Кольского полуострова // Анортозиты Земли и Луны. М.: Наука, 1984. с.5-61.

88. Юдин Б.А. Габбро-лабрадоритовая формация Кольского полуострова и ее металлогения. Л.: Наука, 1980. 168с.

89. Яковлев Ю.Н., Яковлева А.К., Журавлев Д.З., Баянова Т.Б., Кощеев О.А., Балашов Ю.А. Массив Суэйнлагаш // Новые данные по геохронологии и геохимии изотопов докембрия Кольского полуострова. Под ред. Митрофанова Ф.П., Балашова Ю.А. Препринт. Апатиты, 1990. т.1. с.23-25.

90. Amelin Y.V., Heaman L.M., Semenov V.S. U-Pb geochronology of layered mafic intrusions in the eastern Baltic Sield: implications for the timing and duration of Paleoproterozoic continental rifting // Precamrian Res., 1995. 75. p.31-46.

91. Anastasion P., Seifert F. Solid solubility of A1203 in enstatite at high temperature and 1-5 kb water pressure // --CMP, 1972. v.34. №3. p.272-287.

92. Anderson А. Т., Morin M. Two types of massif anorthosites and their implications regarding the thermal history of the crust // Vtv. N. Y. State Mus. Sci.. Serv., 1969. v.18. p.57-69.

93. Barbey P. et al.. Petrogenesis and evolution of the early proterozoic collisional orogenic belt: the Granulite belt of Lapland and the Belomorides (Fennoscandia) // Bull. -Geol. Soc. Finl., 1984. v.56. 1-2. p.161-188.

94. Bard J.P. Composition of hornblendes formed during the Hercynian progressive metamorphism of the Arocena metamorphic belt, Sw Spain. // CMP, 1970. v.28. №2 p.117-134.

95. Bernard-Griffits J., Pencat J.J., Postaire B., Vidal Ph., Convert J., Moreau B. Isotopic data (U-Pb, Rb-Sr, Pb-Pb and Sm-Nd) on mafic granulites from Finnish Lapland // Precambrian Res., 1984. v.23.^«3-4, p.325-348.

96. Berthelsen A., Marker M. Tectonics of the Kola collision suture and adjacent archaean and early proterosoic terrains in the N-E region of the Baltic Shield // Tectonophysics, 1986. 126. p.31-55.

97. Boyd F.R., England J.L. Minerals of the mantle: aluminous enstatite // Rept. geophys. lab., Carneg. Inst., 1960. 59. 49p.

98. Buddington A.F. Adirondack igneous rocks and their metamorphism // Geol. Soc. Airier. Mem., 1939. v. 7. 137p.

99. Ellis D.J., Green D.H. An experimental study the ' effect of Ca upen garnet-clinopyroxene Fe-Mg exchange equilibria. Contrib. Miner. Petrol. 1979. v.71. №1. p.13-22.

100. Fonarev V.I., Konilov A.N., Graphchikov A.A. Lapland Granulite Belt (LGB): PT conditions of metamorphism // Res. Terrae., 1991. Ser.A.№ 5. p.16.

101. Frost B.R., Frost C.D. CO2, melts and granulite metamorphism // Nature, 1987. 327. №6122. p.503-506.

102. Geology and geochronology of the Adirondacks and the nature and evolution of the anorthosite-mangerite-charnockite-granite (AMCG) Suite // McLelland J., Chiarenzelli J. IGCP-290 Anorthosite Conferense, Sep.1991. 107p.

103. Gorai M. Petrological studies on plagioclase twins // Amer. Mineral., 1951. v.36. №11-12. p.884-901.

104. Harley S.L. An experimental study of the partitioning of Fe and Mg between garnet and orthopyroxene // Contrib. Miner. Petrol. 1984. v.86. №4. p.359-374.

105.Harley S.L. The solubility of alumine in orthopiroxene coexisting with garnet. Fe0~Mg0-Al2C>3-Si02 and CaO-FeO-MgO-Al203-Si02 // J. Petrol., 1984. v.25. №3. p.665-712.

106. Hoppe G. Zirkone aus Granuliten. Ber. Deutsch. Ges. geol., Miner. Lägest, 1966. 11. №1. s.47-81.

107. Krogh T.E. A low-contamination method for hydrothermal dissolution of zircons and extraction of U and Pb for isotope age determination // Geochim. Cosmochim. Acta, 1973. v.37. p.485-494.

108. Kushiro J., Syono Y., Akimoto S. Effect of pressure on garnet-pyroxene equilibrium in the system MgSi03-CaSiC>3-A1203 // Earths and Planet. Sei. Let., 1967. v.2. №5. p.460-464.

109. Leake B.F. Nomenclature of amphiboles // Mineral. Mag., 1978. v.42. №324. p.533-569.

110. Lyubavin L.M., Zhamaletdinov A.A., Pozhilenko V.l. The structure of the south-eastern part of the Kola Peninsula by results of airborne and ground electromagnetic research // Europrobe-Svekalapko Workshop, 27-30 November, 1997. Lammi, Finland, p.l.

111. Ludwig K.R.US Geol/ Surv. Open-file repot/, 1991. 91445. 36p.

112. Machado N. et al // Precambrian Res., 1991. v.49. №3/4. p.329-354.

113. Marker M. Early Proterozoic (2000-1900 Ma) Crustal structure of the north-eastern Baltic Shield: tectonic division and tectonogenesis // Nor. Geol. Unders. Bull., 1985. v.403. p.55-74.

114. Merilainen K. Granulite complex Finnish Lapland // Geol. Surv. of Finland Bull., 1976. v.281. 109p.

115. Mitrofanov F.P., Balagansky V.V., Balashov Yu.A., Dokucheva V.S., Ganniball L.F., Nerovich L.I., Radchenko M.K., Ryungenen G.I. U-Pb age of gabbro-anorthosites in Kola, Russia // Symposium on "The Svecofennian Domain" Turku, Finland, 2325 August 1993, Abstracts, p.42-43.

116. Mitrofanov F.P., Balagansky V.V., Balashov Yu.A., Dokucheva V.S., Ganniball L.F., Nerovich L.I., Radchenko M.K., Ryungenen G.I. U-Pb age of gabbro-anorthosite massifs in the Lapland Granulite Belt // 1st International Barents Symposium, 21-23 October 1993, Kirkenes, Norway. Norges Geologiske Undersokelse. 1993. p.44-45.

117. Mitrofanov F.P., Balagansky V.V., Balashov Yu.A., Dokucheva V.S., Ganniball L.F., Nerovich L.I., Radchenko M.K., Ryungenen G.I. U-Pb age of gabbro-anorthosite massifs in the Lapland Granulite Belt // Nor. Geol. Unders. Special Publ. 7. 1995. p.179-183.

118. Mitrofanov F.P., Vinogradov A.N., Petrov V.P., Filatova V.T. Tectonics, deep structure and thermodynamic hystory of the Kola-Belomorian intracratonic collision bellt: petrological constaints for geodinamic and geophysical simulations // Annales Geophysic. Part 1, Supplement 1 to

v.15, 1997. p.19.

119. Miyashiro A. Calciuv poor garnet in reltion to metamorphism // Geochim. et Cosmachim. Acta, 1953. v.4. 179. p.463-470.

120. Mottana A., Edgar A.D. The significance of amphibole composition in the genesis of eclogites // Lithos, 1970. v.3. №1. p.37-49.

121. Newton R.C., Perkins D. Thermodynamic calibration of geobarometers based on the assemblages garnet-plagioclase-orthopyroxene (clinopyroxene)-quartz // Amer. Miner., 1982.

v.67. №3-4. p.203-222.

122. Newton R.C., Hansen E.C. The origin of Proterozoic and Late Archean charnockites-evidensce from field relations and experimental petrology // Proterozoic Geology; Selected Papers from an International Proterozoic Symposium. Geol. Soc. Am., Inc., Boulder, Cola, 1983. p.167-178.

123. Passchier C.W., Myers J.S., Kroner A. Field Geology of High-Grade Gneiss Terrains. Berlin, etc. Springer-Verlag. 1990. 150p.

124. pj-dgeon R.T. Recrystallisation of oscillatory zoned zircon: some geochronological and petrological impcations // Contrib. Mineral. Petrol., 1992. 110 p.463-472.

125. Turner F.J. Observations on twinning of plagioclase in metamorphic rocks // Amtr. Mineral. , 1951. v.36. №7-8.

p.581-589.