Геохимия, 2023, T. 68, № 11, стр. 1113-1132

ВВЕДЕНИЕ

Архейские чарнокит-эндербитовые комплексы, образующие массивы и купола в пределах областей высокотемпературного (гранулитового) метаморфизма являются характерными структурными элементами докембрийских мобильных поясов. Они известны и детально изучены в Беломорско-Лапландском подвижном поясе на Фенноскандинавском щите (Перчук и др., 1999, 2006; Король, 2005, 2018), в гранулитовом поясе Лимпопо, расположенном между кратонами Каапваль и Зимбабве в южной Африке (Smit et al., 2011; Перчук и др., 2006), в Шарыжалгайском выступе Сибирского кратона (Петрова, Левицкий, 1984) и во многих других древних кристаллических комплексах. Их изучение объясняет многие вопросы, связанные с эволюцией континентальной коры в докембрии. Однако, интенсивно проявленные метаморфические процессы, связанные с протерозойской и более поздней тектонической активизацией архейских кратонов, часто уничтожают первичные высокотемпературные парагенезисы. В палеопротерозойских зонах деформаций повторный метаморфизм обычно приводит к частичному уничтожению признаков магматической природы пород чарнокит-эндербитовых комплексов. Поэтому для изучения таких комплексов особенно важны именно те редкие объекты, на которых сохранились первичные минеральные ассоциации и геологические соотношения архейских пород.

На территории Беломорского подвижного пояса северной Карелии (далее БПП) известно много архейских чарнокит-эндербитовых комплексов (Король, 2005, 2018). При этом в большинстве из них минеральные ассоциации, отвечающие пику архейского гранулитового метаморфизма, сохранились очень плохо. Наилучшая сохранность архейских высокотемпературных ассоциаций отмечается в массиве Поньгома-Наволок, расположенном в Кемском сегменте БПП в 6 км к юго-востоку от устья реки Поньгома (электронное приложение supplementary-1), и в Карецком массиве южного Беломорья. В этой статье мы попытаемся ответить на следующие вопросы, касающиеся природы архейских чарнокит-эндербитовых комплексов Беломорья на примере массива Поньгома-Наволок: (1) выявление вероятного источника расплавов, сформировавших эндербиты главной фазы внедрения массива, (2) определение физико-химических условий формирования этих расплавов и (3) сопоставление этих данных с составом и условиями метаморфизма вмещающих пород.

ГЕОЛОГО-ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА МАССИВА ПОНЬГОМА-НАВОЛОК

Массив Поньгома-Наволок (обнаженная часть ≈1 × 2 км) открыт Л.А. Косым, К.М. Кошицем и Н.Г. Судовиковым при геологической съемке 1935 г. (Косой, 1936; Судовиков, 1937). Геологическое строение, петрология пород массива и его возраст являются темой многочисленных публикаций (Судовиков, 1939; Шуркин, 1980; Зингер и др., 1993, 1994; Zinger et al., 1996, 1999; Байкова, 2001, 2005; Другова, 1977, 1996, 1997; Стенарь, Володичев, 1970; Володичев, 1975; Степанов, Слабунов, 1994; Король, 2009, 2011, 2018; Левченков и др., 1996; Левский и др., 2009). Геологические карты массива публиковались в разное время (Судовиков, 1937; Шуркин, 1980; Zinger et al., 1996; Степанов, Слабунов, 1994); но наиболее полная геологическая карта массива и его метаморфического обрамления была составлена В.М. Козловским, В.В. Травиным, Т.Ф. Зингер на основе полевых работ 2017–2019 г. (Козловский и др., 2021; электронное приложение supplementary-2).

Массив Поньгома-Наволок представляет собой фрагмент жесткого архейского блока, ограниченный с северо-запада и юго-востока палеопротерозойскими зонами пластических деформаций (ductile shear zone; Ramsay, Huber, 1987) и высокобарического метаморфизма (электронное приложение supplementary-2). Породы массива слабо подвержены процессам рассланцевания и разгнейсования, характерным для зон палеопротерозойского высокобарического метаморфизма. На большей части массива (за исключением краевых частей, примыкающих к зонам пластических деформаций), интрузивные породы массива сохранили структуры, минеральные ассоциации и химический состав архейских магматических пород.

Массив имеет двухфазное строение. Главная фаза представлена двупироксеновыми эндербитами (Pl + Cpx + Opx + Qtz + Ilm ± Amph ± Bt). Наиболее распространены мезократовые разновидности эндербитов, в которых присутствуют единичные линзы размером 0.2 × 1.5 м меланократовых эндербитов, незначительно обогащенных темноцветными минералами и обедненные плагиоклазом. Обогащенные плагиоклазом лейкократовые эндербиты формируют серию ветвящихся жильных тел. Время внедрения двупироксеновых эндербитов главной фазы, определенный по длиннопризматической генерации цирконов-I, с осцилляторной зональностью, составляет 2728 ± 21 млн лет (Левченков и др., 1996). Более поздняя фаза представлена дайками северо-восточного и северо-западного простирания мелкозернистых и пегматоидных биотитсодержащих чарнокитов мощностью 0.2–3 м и протяженностью 10–30 м, локализованных преимущественно в центральной части массива. В местах кучного скопления даек чарнокитов эндербиты подвержены метасоматическим преобразованиям и перекристаллизации. Это выражается в образовании межзерновых кайм калиевого полевого шпата по плагиоклазу, формировании новообразованного клинопироксена по магматическому клинопироксену и ортопироксену, образовании кайм биотита по ортопироксену, кайм амфибола по темноцветным минералам. В эндербитах с этим процессом связано формирование второй генерации циркона-II – округлой формы с редуцированой осциляторной зональностью. Возраст этой генерации циркона составляет 2718 млн лет (Левченков и др., 1996).

Наименее изученная третья интрузивная фаза представлена мелкими телами (3–10 м) крупнозернистых или пегматоидных биотитовых гранитов изометричной или жильной формы, преимущественно в восточной и центральной части массива. Граниты прорывают эндербиты первой фазы, а вокруг тел гранитов в эндербитах повсеместно развиваются зоны калишпатизации.

В восточной части массива расположены крупные пластообразные блоки метабазитов мощностью 10–30 м и протяженностью от 50 до 800 м. Простирание самих блоков и гнейсовидных текстур в них ориентировано в северо-западном направлении, согласно простиранию главных структурных элементов комплексов, слагающих БПП. Некоторые блоки разбиты на отдельные линзовидные фрагменты. Крупные размеры, выдержанность простирания и отсутствие следов ротации не позволяют рассматривать эти блоки как типичные ксенолиты, поднятые с глубины. Вероятно, они являлись фрагментами стенок или кровли магматической камеры, оторванные расплавом и погруженные в массив без масштабного перемещения по магматическому каналу.

Метабазиты представляют собой архейские амфиболиты (Amph + Pl + Qtz), возраст которых не моложе 2.85 ± 0.01 млрд лет (Слабунов, 2008). На эти амфиболиты наложены две более поздние метаморфические ассоциации. Первая – высокотемпературная гранулитовая ассоциация (Opx + + Cpx + Pl + Qtz) – связана с температурным воздействием на амфиболиты интрузии архейских эндербитов; вторая – высокобарическая эклогитоподобная ассоциация (Grt + Cpx + Pl + Qtz) – связана с преобразованием метабазитов в ходе формирования палеопротерозойских зон пластического течения в обрамлении массива.

В блоках метабазитов выявлен проградный тренд метаморфических преобразований от амфиболитовой до гранулитовой фации. Они начинаются ассоциацией клинопироксеновых амфиболитов, соответствующих температурам Т = 690–760°С и давлениям Р = 8.3–10.0 кбар, тогда как пику метаморфизма отвечают двупироксен-плагиоклазовые гранулиты (Т = 830–910°С, Р = 10.3–11.0 кбар) (Козловский и др., 2022). Гранулитовые ассоциации образуют в метабазитах домены, размером 1–5 мм с равномернозернистой (роговиковой) структурой. Наличие такой структуры и ряд других характерных особенностей метабазитов впервые позволили Г.М. Друговой (1996) при исследовании основных гранулитов Тупой губы в Чупинском сегменте БПП предположить их контактово-метаморфическую природу. Следует отметить, что в окружающих массив метаморфических толщах и в блоках метабазитов внутри массива не выявлено признаков гранулитового метаморфизма и мигматизации²². В блоках метабазитов также отсутствуют признаки флюидного воздействия эндербитов.

Массив Поньгома-Наволок рассекается дайками гранатовых метагаббро. Этот дайковый комплекс хорошо известен в пределах БПП. Возраст внедрения даек этого комплекса в Чупинском сегменте БПП составляет 2177 ± 11 млн лет, а возраст высокобарического метаморфизма, наложенного на них – 1880–1890 млн лет (Скублов и др., 2013). При высокобаричеком метаморфизме в дайках гранатовых метагаббро и в блоках метабазитов формируется одинаковая и очень характерная пятнистая текстура, выраженная в крупных (до 20–25 мм) изометричных гломеропорфировых сростках новообразованных граната и клинопироксена. При этом ортопироксен замещается гранатом³³. Крупные сростки граната группируются вдоль отдельных направлений, субпараллельных северо-восточному простиранию зоны пластического течения в центральном домене. В этом случае метабазиты приобретают прожилковую текстуру⁴⁴. Таким образом, эклогитоподобная ассоциация Grt + Cpx + Pl + Qtz развивалась как по архейским амфиболитам, так и по секущим массив палеопротерозойским дайкам метагаббро. Кроме того, апоамфиболитовые Grt + Cpx + Pl + Qtz эклогитоподобные породы широко распространены во внешнем метаморфическом обрамлении массива Поньгома-Наволок и в других районах БПП, где эти породы отчетливо диагностируются по характерной пятнистой и прожилковой текстуре. Следовательно, ассоциацию Grt + Cpx + Pl + Qtz следует рассматривать как результат регионального палеопротерозойского метаморфизма. В эндербитах воздействие этого метаморфизма проявилось лишь в краевых разгнейсованных частях массива, где на ассоциацию эндербитов Opx + Cpx + Pl + Qtz наложилась ассоциация Bt + Grt + Pl + Qtz, аналогичная ортогнейсам в метаморфическом обрамлении массива.

МЕТОДЫ АНАЛИЗА СОСТАВОВ ПОРОД

Содержания породообразующих компонентов определялись в ЦКП ИГЕМ РАН методом рентгеноспектрального флуоресцентного анализа (XRF) на вакуумном спектрометре последовательного действия модель Axios производства компании PANalytical (Нидерланды). Спектрометр снабжен рентгеновской трубкой мощностью 4 кВт с Rh – анодом. Максимальное напряжение на трубке 60 кВ, максимальный анодный ток 160 мА. Анализ выполнен по методике 439-РС НСАМ ВИМС 2010. Подготовка препаратов для анализа выполнена по технологии боратного плавления. Погрешность результатов анализа соответствует III категории точности количественного анализа по ОСТ РФ 41-08-205-04. Содержание железа вне зависимости от действительного валентного состояния представлено в суммарной форме оксида Fe₂O_3общ.

Содержание редких и редкоземельных элементов определялись методом масс-спектрометрии с индукционно-связанной плазмой (ICP-MS) в Аналитическом центре Института геологии КарНЦ РАН (г. Петрозаводск, Карелия, Россия) на квадрупольном масс-спектрометре X-SERIES 2 (Thermo Fisher Scientific) с использованием методики, описанной в (Светов и др., 2015). Навеска пробы массой 100 мг, истертой до пудры, подвергалась разложению путем кислотного вскрытия в открытой системе. Калибровка чувствительности прибора по всей шкале масс осуществлялась с помощью стандартных 68-элементного раствора (ICP-MS-68A-А) и 13-элементного ICP-MS-68A-В) компании High-purity Standards, включающих все анализируемые в пробах элементы. Для контроля качества измерений и учета дрейфа чувствительности прибора анализы проб чередовались с анализами стандартного образца с периодичностью 1 : 15–1 : 20. В качестве стандартных использовались аттестованные образцы СГД-2А, С-1412, BHVO-2, разложенные с серией исследуемых проб. Для большинства элементов погрешность анализа составляла менее 7 отн. %, для Co, Ni, Y, Ta – 7–12 отн. %.

Изотопные исследования были проведены в лаборатории изотопной геохимии и геохронологии ГЕОХИ РАН. Определение концентраций Rb, Sr, Sm и Nd проведено методом изотопного разбавления (ID) (Костицын, Журавлев, 1987). Для этого в предварительно растертые навески проб добавляются взвешенные количества растворов смешанных трасеров ⁸⁷Rb–⁸⁴Sr и ¹⁴⁹Sm–¹⁵⁰Nd. Подготовленные таким образом пробы разлагаются в смеси азотной и плавиковой кислот. На первом этапе на фторопластовых колонках с ионнообменной смолой DowexW 50 × 8 выделялись Rb, Sr и фракция редкоземельных элементов (РЗЭ). Выделение проводилось методом ступенчатого элюирования 2.2 н HCl (для Rb) и 4.0 н HCl (для Sr и РЗЭ). Sm и Nd извлекались из фракции РЗЭ на полиэтиленовых колонках с ионнообменной смолой Ln-spec ступенчатым элюированием 0.15 н HCl, 0.3 н HCl и 0.7 н HCl.

Измерение изотопных составов Rb, Sr, Sm и Nd проводили на девятиколлекторном масс-спектрометре Triton в статическом режиме. Коррекция на изотопное фракционирование стронция производится с помощью нормализации измеренных значений по отношению ⁸⁶Sr/⁸⁸Sr ≡ 0.1194. Нормализованные отношения приводятся к значению ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.71024 в международном изотопном стандарте SRM-987. При обработке результатов производилось нормирование (для изотопов неодима – по изотопному отношению ¹⁴⁸Nd/¹⁴⁴Nd, для самария – по ¹⁵²Sm/¹⁴⁷Sm), более подробно методика измерений рассмотрена в работе (Ревяко и др., 2012). Среднее значение изотопного состава неодима для стандарта JNdi-1 (Tanaka et al., 2000) за период проведения исследований составило: ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.512114 ± 6 (2σ; N = 10). Холостое измерение Sm/Nd изотопного отношения принимается равной 0.1% значения. Уровень холостого опыта за время исследований составлял 0.4ng Rb и 0.8ng Sr, 0.01ng, для Sm, 0.001ng Nd. Измерение для 0¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd изотопных отношений проведено с точностью ±0.1, и ±0.005% (2σ) для¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd изотопных отношений.

Построение изохронных зависимостей и расчет возраста пород осуществляется по программе ISOPLOT (Ludwig, K.R., 2003). При расчете величин εNd(t) и первичного отношения (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)₀ использованы следующие константы распада: λ⁸⁷Rb = 1.42 × 10^–11 год^–1, λ¹⁴⁷Sm = 6.54 × 10^–12 год^–1 и современные характеристики однородного хондритового резервуара (CHUR) ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = = 0.512638, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = 0.1967 по (Jacobsen, Wasserburg, 1984). Характеристики деплетированной мантии – ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.513151, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = = 0.21365 взяты из (Goldstein, Jacobsen, 1988).

Таблицы с результатами анализов XRF и ICP-MS составов пород приведены в сопроводительных электронных приложениях supplementary-3 и supplementary-4.

ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ЭНДЕРБИТОВ, ЧАРНОКИТОВ, ОСТАНЦОВ МЕТАБАЗИТОВ И ГНЕЙСОВ В ОБРАМЛЕНИИ МАССИВА ПОНЬГОМА-НАВОЛОК

На диаграмме в координатах Al₂O₃/(Na₂O + + K₂O)–Al₂O₃/(CaO + Na₂O + K₂O) (Frost et al., 2001) эндербиты и чарнокиты массива Поньгома-Наволок соотвествуют полю I-гранитов (рис. 1б), что предполагает для них магматический протолит, вероятно, базитового состава. Причем, более кальциевые и менее щелочные эндербиты расположились в поле умеренной глиноземистости, тогда как чарнокиты характеризуются более высокой глиноземистостью. Согласно диаграмме SiO₂–FeO/(FeO + MgO) (рис. 1а) чарнокиты обладают заметно большей железистостью, чем эндербиты.

Рис. 1.

Составы пород массива Поньгома-Наволок на дискриминационных диаграммах для гранитоидов (Frost et al., 2001).

Амфиболиты, встреченные в блоках внутри массива, и близкие к ним по составу амфиболиты в его метаморфическом обрамлении, слагают в пределах БПП протяженные области, интерпретируемые как архейские зеленокаменные пояса (Слабунов, 2008). Парные логарифмические соотношения петрогенных и малых элементов (Mg-Fe, Ca-Fe, Mn-Fe, Zn-Fe, Ni-Fe, Sc-Fe, Ti-Fe, Co-Ni, Sr-Ba, Zr-Nb, Zn-Ti, Ti-V, P-Nb, P-РЗЭ) в амфиболитах из блоков и в эндербитах (рис. 2) показывают, что составы мезократовых эндербитов главной интрузивной фазы массива и составы амфиболитов следуют единым корреляционным линиям. Эндербиты по сравнению с амфиболитами обеднены Fe, Mg, Mn, Ca, Ti, Ni, Co, Sc, Zn, V, но обогащены РЗЭ, Sr, Ba, Zr, Nb, P.

Рис. 2.

Парные логарифмические соотношения породообразующих и редких элементов (ppm) в амфиболитах и эндербитах массива Поньгома-Наволок, иллюстрирующие их генетическое родство. Пунктиром показаны корреляционные линии.

Итак, составы эндербитов и амфиболитов отвечают закону рэлеевского фракционирования в закрытой системе в отношении указанных компонентов, что указывает на их генетическое родство. Лейкократовые и меланократовые эндербиты иногда имеют тенденцию отклоняться от корреляционных линий в отношении ряда элементов. Эти отклонения, предположительно, могут быть связаны с изменением состава пород в результате позднемагматических и послемагматических процессов.

Поведение Si, Na, K существенно отличается от других породообразующих катионов. По отношению к амфиболитам, эндербиты существенно обогащены Si, Na, K; в отношении этих элементов корреляционные зависимости амфиболиты-эндербиты не формируются. Однако породы массива – лейкократовые, мезократовые и меланократовые эндербиты формируют отчетливые корреляционные зависимости, в которых амфиболиты не участвуют. Si образует отчетливые отрицательные корреляции с Fe, Mg, Ca, Mn, Ti, Na и положительную – с K. При этом намечается слабая положительная корреляция Na с Al и отрицательная K с Al (рис. 3а–3и).

Рис. 3.

Парные логарифмические соотношения породообразующих и редких элементов (ppm) в эндербитах массива Поньгома-Наволок, иллюстрирующие дифференциацию эндербитового расплава. Пунктиром показаны корреляционные линии, которым следуют только составы эндербитов, а составы амфиболитов находятся в стороне от этих линий.

Установленные две группы корреляционных зависимостей, вероятно, указывают нам на два процесса, определявших формирование пород массива Поньгома-Наволок. Наиболее ранний процесс – неизохимическое выплавление эндербитов из предполагаемого амфиболитового протолита в результате взаимодействия с метаморфическим флюидом, обогащенным соединениями K, Na и SiО₂. Более поздний процесс – кристаллизация и дифференциация эндербитового расплава в магматической камере. Так как этот процесс не был связан с амфиболитовым протолитом, составы амфиболитов (черные квадраты на рис. 3) лежат в стороне от корреляционных линий. Ранние дифференциаты – меланократовые эндербиты – обогащены темноцветными минералами, содержат бедный ортоклазовой составляющей более основной плагиоклаз. В поздних дифференциатах – лейкократовых эндербитах – уменьшается доля плагиоклаза и возрастает доля калиевого полевого шпата и кварца.

Вероятным источником вещества для чарнокитов могли служить эндербиты главной фазы массива. Напомним, что чарнокитовые дайки маломощны, всегда локализованы внутри массива эндербитов, не выходя во вмещающие породы. Парные логарифмические соотношения некогерентных элементов, например, Y-Nb, Ti-Nb, Ti-Y, Y-(сумма РЗЭ), Y-Yb, P-(сумма РЗЭ), P-La и др. в эндербитах и чарнокитах показывают что составы этих пород хорошо ложатся на единые линии корреляции (рис. 4а–4г).

Рис. 4.

Парные логарифмические корреляции породообразующих и редких элементов (ppm) в эндербитах и чарнокитах массива Поньгома-Наволок, иллюстрирующие возможность выплавления чарнокитов из эндербитов под воздействием флюида, обогащенного SiO₂ и соединениями K. Крупным пунктиром показаны единые линии корреляции, на которые ложатся составы как эндербитов, так и чарнокитов; мелким пунктиром – линии корреляции, отвечающие раздельной эволюции химического состава этих пород.

Это указывает на то, что, чарнокиты и эндербиты могли эволюционировать из одного источника. Между этими породами наблюдаются хорошие положительные корреляции Si-K, Al-Na и Ca-Mg и отрицательные – Si-Na и Al-K (рис. 4д–4и). При этом, внутри каждой группы пород, и в эндербитах и в чарнокитах наблюдаются отрицательные корреляции Si-Al, Si-Fe, Si-Mg, Si-Ca; но между эндербитами и чарнокитами корреляции нарушены (рис. 4к–4м). Чарнокиты незначительно обогащены Si по отношению к эндербитам. Объяснить эти соотношения можно плавлением эндербитов с привносом Si и K метаморфическим флюидом и комплементарным выносом Ca, Mg и, возможно, Fe. Это выражено в исчезновении клинопироксена, увеличении количества микроклина в чарнокитах, где основными Fe-Mg минералами становятся ортопироксен, биотит и титаномагнетит. Содержание магнетита в чарнокитах существенно выше, чем в эндербитах. Если в эндербитах он встречен только в виде структур распада в ильмените, то в чарнокитах он формирует собственные зерна. Вынос Mg при чарнокитизации эндербитов опережал вынос Fe, поэтому в результате железистость чарнокитов существенно возрастала FeO/(FeO + MgO) = 0.62–0.87 мол. против FeO/(FeO + MgO) = 0.48–0.55 мол. в мезократовых эндербитах главной фазы внедрения. В результате того, что магнетит в чарнокитах становится одним их главных концентраторов Fe, в этих породах проявляются положительные корреляции Fe-Mn, Fe-Ti, Fe-V, Fe-V, Ti-V, Fe-Co.

Как в эндербитах, так и в чарнокитах РЗЭ образуют хорошую положительную корреляцию с P (рис. 2з, 4г), иногда с Ti, причем для легких РЗЭ эта корреляция лучше, чем для тяжелых РЗЭ. Поскольку в породах распространен апатит, то характер распределения РЗЭ в породах комплекса определялся, преимущественно, поведением именно этого минерала.

Анализ спектров РЗЭ показывает, что амфиболиты, эндербиты и чарнокиты отчетливо различаются. Амфиболиты (рис. 5) характеризуются пологими спектрами РЗЭ: La/Sm(n) = 1.1–2.1, Gd/Yb(n) = 1.1–1.4, что очень характерно для амфиболитов БПП, не подверженных палеопротерозойскому метаморфизму и мигматизации (Козловский, Бычкова, 2015). В отличие от амфиболитов, мезократовые эндербиты главной фазы внедрения обладают дифференцированными спектрами РЗЭ: они обогащены легкими РЗЭ и обеднены тяжелыми РЗЭ. Отношения в эндербитах La/Sm(n) = 6.9–10.5 Gd/Yb(n) = 3.4–5.3 (рис. 5).

Рис. 5.

Спектры РЗЭ в амфиболитах и в мезократовых эндербитах главной фазы внедрения массива Поньгома-Наволок. (Здесь и далее спектры РЗЭ нормализованы по N-MORB (Sun, Mс.Donough, 1989)).

Более дифференцированный характер спектров РЗЭ в эндербитах, по сравнению с амфиболитами предполагаемого протолита, предполагает ряд минералогических ограничений на условия выплавления эндербитового расплава. Первое ограничение связано с тем, что в рестите должен остаться гранат – концентратор тяжелых РЗЭ. Второе ограничение состоит в том, что легкие РЗЭ, обогащающие апатит и амфибол, должны перейти в расплав. Третье ограничение налагает плагиоклаз – концентратор Eu, который также должен перейти в расплав и не оставаться в рестите. Иначе в выплавках сформируется отрицательная европиевая аномалия, которая отсутствует в спектрах РЗЭ. Эти минералогические ограничения определяют выбор Р-Т-области, благоприятной для выплавления эндербитового расплава из предполагаемого амфиболитового протолита.

По конфигурации спектров РЗЭ эндербиты отчетливо образуют три совокупности (рис. 6): (1) – меланократовые эндербиты наиболее обогащены РЗЭ и характеризуются слабо выраженным Eu-минимумом Eu/Eu* = 0.4–0.9; (2) – мезократовые эндербиты главной фазы внедрения массива показывают промежуточные спектры, в которых Eu-аномалии отсутствуют Eu/Eu* = 0.9–1.3; (3) лейкократовые эндербиты обеднены РЗЭ, а Eu-аномалия в них также отсутствует (Eu/Eu* = 1.0–1.3). Сочетание спектров РЗЭ и поведения Eu в родственных породах одного массива, вероятно, можно объяснить процессом фракционирования плагиоклаза и акцессорных минералов (наиболее вероятных концентраторов РЗЭ) в магматической камере. Меланократовые эндербиты – вероятные кумулаты – обеднены плагиоклазом и обогащены акцессорными минералами по сравнению с лейкократовыми и мезократовыми эндербитами. Поздние жильные лейкократовые эндербиты обеднены акцессорными минералами.

Рис. 6.

Спектры РЗЭ мезократовых, лейкократовых и меланократовых эндербитов массива Поньгома-Наволок.

По характеру дифференцированных спектров РЗЭ среди чарнокитов выделяются две совокупности (рис. 7) Первая совокупность (А), включающая только дайки мелкозернистых чарнокитов, практически аналогична мезократовым эндербитам главной фазы – La/Sm(n) = 4.5–9.7, Gd/Yb(n) = = 2.7–3.2 без ярко выраженной Eu-аномалии. Вторая совокупность (Б), включающая как мелкозернистые, так и пегматоидные разновидности чарнокитов, существенно обеднена и легкими и тяжелыми РЗЭ, обладает более дифференцированным спектром La/Sm(n) = 12.2–17.7, Gd/Yb(n) = = 2.4–5.9 и отчетливой положительной Eu-аномалией Eu/Eu* = 1.9–3.7.

Рис. 7.

Распределение РЗЭ в чарнокитах массива Поньгома-Наволок.

Наличие этих двух совокупностей, вероятно, связано с низкой степенью плавления эндербитового протолита, но разной степенью сегрегации чарнокитового расплава. Совместное действие этих факторов приводит к тому, что чарнокитовые жилы содержат расплавленный мобилизованный материал и фрагменты эндербитового протолита в разных соотношениях. В чарнокитах, возникших при малой степени плавления, сегрегация расплава не высока, поэтому новообразованный расплав концентрируется только в межзерновом пространстве. При этом валовый анализ РЗЭ соответствует эндербитовому протолиту (формирование чарнокитов группы “А”). Более высокая степень сегрегации новообразованного расплава связана с отделением выплавок от эндербитового протолита и концентрированием его в трещинах. Такие чарнокиты оказываются обедненными РЗЭ за исключением Eu (чарнокиты группы “Б”).

В областях, подверженных разгнейсованию при формировании палеопротерозойских зон пластического течения, в эндербитах формируется новообразованная Grt-Bt-Pl ассоциация. Разгнейсованные эндербиты в контактовых частях массива по текстуре, структуре и минеральному составу становятся неотличимыми от ТТГ ортогнейсов в обрамлении массива Поньгома-Наволок. По спектрам РЗЭ в разгнейсованных эндербитах внутри массива и в ортогнейсах в обрамлении массива можно выделить три совокупности (нормальные, обогащенные и обедненные РЗЭ) аналогичные мелано-, мезо- и лейкократовым эндербитам (рис. 8), хотя границы между совокупностями становятся менее отчетливыми. Подобие спектров РЗЭ говорит о том, что некоторые разновидности ортогнейсов, наблюдаемые в составе тоналит-трондьемит-гранодиоритового комплекса, БПП могли быть сформированы в результате разгнейсования эндербитов и что РЗЭ в процессе палеопротерозойского метаморфизма были, преимущественно, инертны в отсутствии мигматизации.

Рис. 8.

Распределение РЗЭ в разных группах гранат-биотитовых ортогнейсов в обрамлении массива Поньгома-Наволок.

В отдельных разновидностях ТТГ ортогнейсов в обрамлении массива встречаются реликты клинопироксена, состав которого близок к клинопироксену эндербитов. Г.М. Друговой (1996) в породах в окружении массива также описаны находки ортопироксена, которые дополнительно доказывают, что эндербиты служили протолитом для некоторых разновидностей ортогнейсов.

ИЗОТОПНО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ЭНДЕРБИТОВ, ЧАРНОКИТОВ, АМФИБОЛИТОВ И АПОАМФИБОЛИТОВЫХ ГРАНУЛИТОВ МАССИВА ПОНЬГОМА-НАВОЛОК

Для выявления источника вещества, из которого происходило выплавление эндербитов главной фазы массива Поньгома-Наволок были отобраны 4 пробы, наиболее представительные для главных разновидностей пород комплекса: (1) эндербитов главной фазы массива (проба ПНГ-58), (2) чарнокитов дайковой фазы массива (проба ПНГ-113), (3) амфиболитов из наиболее крупного блока внутри массива, минимально подверженных гранулитовому метаморфизму и перекристаллизации в палеопротерозойских зонах пластического течения, (4) апоамфиболитовых гранулитов из блока, где максимально проявлена пиковая двупироксен-плагиоклазовая ассоциация. Результаты Sm-Nd и Rb-Sr изотопных определений приведены в таблице 1. Расчеты ɛNd(t) и (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)₀ приведены на возраст внедрения массива 2728 млн лет по данным О.А Левченкова (1996).

Высокое значение ɛNd (2728) и низкое значение (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)₀ во всех четырех проанализированных породах (табл. 1) указывает связь пород с деплетированным источником. Точки анализов эндербитов и чарнокитов лежат даже выше линии эволюции резервуара (DM) по модели из работы (Goldstein, Jacobsen,1988) (рис. 9). Интервал значений ɛNd для архейских амфиболитов и метаультрабазитов Центрально-Беломорского зеленокаменного пояса, определенный по породам Серякской структуры (Слабунов, 2008), составляет от +2.2 до +4.5 (рис. 9). Породы комплекса Поньгома-Наволок соответствуют этому интервалу. Эндербиты (обр. ПНГ-58) и чарнокиты (обр. ПНГ-113) по величине ɛNd (2728) = +4.3 и +4.4 соответственно находятся в самой верхней части этого интервала; амфиболиты (обр. ПНГ-123) и апоамфиболитовые гранулиты (обр. ПНГ-132) по величине ɛNd (2728) = +3.1 и +2.7 соответственно – в нижней его части. Высокие величины ɛNd позволяют предполагать, что выплавление эндербитов комплекса Поньгома–Наволок происходило из амфиболитов с более высокой величиной ɛNd, чем в тех, которые мы наблюдаем в останцах внутри массива. Можно предположить, что непосредственный протолит для эндербитов – это амфиболиты, залегающие на более глубоких горизонтах коры, чем те амфиболиты, которые доступны для наблюдения в блоках внутри массива. По сравнению с ними, амфиболиты и метабазиты БПП, для которых также предполагается архейский протолит, но выходящие на поверхность в ассоциации с ортогнейсами ТТГ-комплекса, характеризуются существенно меньшей величиной ɛNd (2728), изменяющейся, по нашим данным, в интервале +1.6 и +2.6 (рис. 9). Выплавки из таких амфиболитов не смогли бы дать столь высокие значения ɛNd, какие наблюдаются в породах массива Поньгома-Наволок.

Рис. 9.

Эволюция изотопного состава Nd в эндербит-чарнокитовом комплексе Поньгома-Наволок. Закрашены породы комплекса Поньгома-Наволок (образцы: ПНГ-58 – эндербит, ПНГ-113 – чарнокит, ПНГ-123 – амфиболит, ПНГ-132- апоамфиболитовый основной гранулит). Незакрашены метабазиты из других районов БПП, для которых предполагается архейский протолит. Образцы из Серякского комплекса по материалам А.И. Слабунова (2008): С‑2800-16 – амфиболит, С-2800-1, С-2800-32 – гранатовые амфиболиты, С-2800-2 – ультрабазит. Образцы авторов (Козловский и др., 2019) ассоциации метабазитов с ортогнейсами со среднего течения р. Верхняя Куземка и Кемлудских островов: КУЗ-3 – эклогитоподобная порода, КЛ-28 – апоамфиболитовый эклогит; ГРД-45 – амфиболит с острова Кочкома, по нашим неопубликованным данным.

Тесная пространственная ассоциация эндербитов и чарнокитов, а также близкие ɛNd (2728) в этих породах = +4.3 и +4.4, соответственно, позволяют предполагать, что образование чарнокитов в эндербитах имело место без существенного привноса Nd из внешнего источника. Однако начальные соотношения (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)₀, рассчитанные на возраст 2728 млн лет возрастают в ряду амфиболиты-гранулиты-эндербиты-чарнокиты: 0.7008–0.7026–0.7031–0.7049 (табл. 1), отражая поэтапное обогащение радиогенным Sr. Это обогащение, вероятно, можно объяснить тем, что выплавление эндербитов из амфиболитов и выплавление чарнокитов из эндербитов проходило при участиии метаморфического флюида, привносившего некоторое количество радиогенного Sr.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ. ОЦЕНКА Р-Т-${{{\text{Х}}}_{{{\text{С}}{{{\text{О}}}_{{\text{2}}}}}}}$-${{{\text{Х}}}_{{{{{\text{Н}}}_{{\text{2}}}}{\text{О}}}}}$ УСЛОВИЙ ЗАРОЖДЕНИЯ КИСЛЫХ РАСПЛАВОВ МАССИВА ПОНЬГОМА-НАВОЛОК

Опираясь на химический состав эндербитов, геохимические корреляции элементов в эндербитах и амфиболитах (рис. 1–3) и изотопно-геохимические особенности пород комплекса Поньгома-Наволок можно сказать, что некоторые разновидности амфиболитов БПП могли служить вероятным протолитом для выплавления кислых расплавов, близких по составу к эндербитам первой фазы внедрения массива Поньгома-Наволок. Для выплавления таких расплавов необходимо воздействие на амфиболиты метаморфического флюида, обогащенного соединениями K, Na и SiО₂. Вероятным протолитом для чарнокитов второй фазы могли служить эндербиты первой фазы внедрения массива. Для выплавления расплавов, близких по составу к чарнокитам, необходимо воздействие на эндербиты флюида, обогащенного соединениями K и SiО₂.

Таким образом, главная серия расчетов проводилась с учетом пересыщения системы SiO₂ с участием флюида H₂O–CO₂–NaCl. Расчеты проводились при следующих мольных долях NaCl во флюиде: 0.07, 0.15, 0.20, 0.30, 0.40. Содержание свободного О₂ как параметра, отражающего содержание Fe₂O₃ в системе, также задавалось дискретно: 0.10, 0.12, 0.20 мас. %. Для каждого значения NaCl на псевдосечении Р-Т предварительно оценивалось давление. Для полученного значения давления на псевдосечении Т-${{{\text{X}}}_{{{\text{С}}{{{\text{О}}}_{{\text{2}}}}}}}$ оценивалась мольная доля СО₂ во флюиде, а далее, для этого значения ${{{\text{X}}}_{{{\text{С}}{{{\text{О}}}_{{\text{2}}}}}}}$ строилось скорректированное псевдосечение в координатах Р-Т, по которому определялся интервал значений этих параметров. При необходимости проводились повторные расчеты. Корректировка на влияние содержания О₂ производилась на заключительном этапе. Однако на расположение полей минеральных ассоциаций она существенного влияния не оказывала⁵⁵.

Р-Т условия существования эндербитового расплава определялись посредством определения области пересечения (суперпозиции) изолиний молекулярных отношений al = Al₂O₃/(Al₂O₃ + FeO + + MgO + CaO),  fm = (FeO + MgO)/(Al₂O₃ + FeO + + MgO + CaO), ca = CaO/(Al₂O₃ + FeO + MgO + + CaO) для модельного расплава melt(G), соответствующих составам природных эндербитов: al = 0.46–0.51, fm = 0.28–0.30, ca = 0.20–0.24 (рис. 10а, 10б). В случае несоответствия модели реальным составам пород область суперпозиции изоплет выделить невозможно. Соотношения с участием SiO₂, Na₂O и K₂O не использовались для выявления поля эндербитового расплава. В оконтуренные по изолиниям области попадают 11 из 13 анализов мезократовых эндербитов главной фазы. Эти области находятся в Р-Т-поле устойчивости ортопироксена – Opx(W), клинопироксена – Cpx(HP), граната – Grt(W), тогда как плагиоклаз (feldspar) и амфибол Amph(DHP) в этом поле отсутствуют (рис. 10б). Тем самым соблюдаются минералогические ограничения, выявленные на основе анализа спектров РЗЭ.

Рис. 10.

Псевдосечения, иллюстрирующие положение области, благоприятной для плавления амфиболитов: (а) в координатах Т-СО₂, (б) в координатах Р-Т, (в) изолинии плотности, объема, и содержания воды в модельном расплаве в координатах Р-Т. На рисунках а и б красными, зелеными и синими линиями показаны изолинии катионных отношений в фазе melt(G). Оранжевое поле – область схождения изоплет – соответствует области выплавления расплава, близкого по составу к эндербитам главной фазы. Желтые ромбы и подписи у них – реальные анализы эндербитов, соответствующие анализам в электронном приложении; желтая звезда – среднее из 11 анализов.

Поле melt(G) + Opx(W) + Cpx(HP) + Grt(W), в котором выявлено наилучшее схождение изолиний молекулярных отношений состава расплава, можно интерпретировать как поле устойчивости расплава и рестита. Объемное содержание расплава в этом поле варьирует в пределах 45–67% (рис. 10в). В более низкотемпературной области за границей устойчивости расплава (линия melt+/melt– на рис. 11б) при Т = 930–950°С к этим минералам присоединяется плагиоклаз, что сопровождается существенным уменьшением содержания расплава до 0–40 об. %. Это поле отвечает полю мигматитов гранулитовой фации. При температурах 870–930°С расположено поле Opx(W) + Cpx(HP) + Grt(W) + feldspar (рис. 10б), отвечающее гранат-двупироксеновым гранулитам, которые можно рассматривать как ассоциацию вмещающих пород.

Рис. 11.

Диаграмма фазовых отношений в системе CO₂–H₂O–NaCl по (Аранович и др., 2010) для давления 9 кбар. Пунктиром ограничена область составов флюида, равновесного с расплавами эндербитов в области их генерации, оцененная по всей совокупности анализов пород; звездочки – по среднему составу эндербитов (по данным табл. 2).

На рис. 10а–10в представлены результаты только для мольной Х_NaCl во флюиде, равной 0.15. Аналогичным образом были рассчитаны псевдосечения Т-${{{\text{X}}}_{{{\text{С}}{{{\text{О}}}_{{\text{2}}}}}}}$ и Р-Т, отвечающие Х_NaCl = 0.00, 0.07, 0.20, 0.30, 04.0. На этих псевдосечениях по наилучшему совпадению изолиний катионных соотношений в расплаве для каждого Х_NaCl были определены области значений P-T-${{{\text{X}}}_{{{\text{С}}{{{\text{О}}}_{{\text{2}}}}}}},$ в которой при плавлении амфиболитов с участием водно-углекислотно-солевого флюида наиболее вероятно могло происходить зарождение расплавов, близких по составу к эндербитам массива Поньгома-Наволок. Результаты этих расчетов приведены в табл. 2 и на рис. 11.

Эти данные показывают, что Р-Т условия, благоприятные для формирования таких расплавов соответствуют интервалам P = 12.5–15.8 кбар (средн. 14.8 кбар) и T = 1030–1080°С (средн. 1060°С). Однако ${{{\text{X}}}_{{{\text{С}}{{{\text{О}}}_{{\text{2}}}}}}}$ и X_NaCl во флюиде находятся в строгой обратной зависимости. Это указывает на то, что флюид, благоприятный для выплавления эндербитов, должен был обладать низкой активностью Н₂О, но совершенно не важно, чем эта низкая активность Н₂О была обусловлена, либо высоким содержанием солей, либо – СО₂.

По данным таблицы 2 на диаграмме фазовых соотношений H₂O–CO₂–NaCl (Аранович и др., 2010) оконтурена область состава флюида, благоприятного для выплавления эндербитов (рис. 11). Большая часть этой области лежит в поле сосуществования двух флюидов при давлении 9 кбар. Однако, поскольку с давлением область гомогенного флюида расширяется, то при P = 12.5–15.8 кбар, отвечающим условиям выплавления эндербитов, можно ожидать наличие гомогенного водно-углекислотно-солевого флюида. Содержание H₂O в модельном расплаве в этой Р-Т области составляет 4.7–5.1 мас. % (рис. 10в).

Активность воды во флюиде оценивалось с помощью псевдосечений в координатах T-log(αH₂O) также посредством построения изолиний al = = Al₂O₃/(Al₂O₃ + FeO + MgO + CaO) = 0.46–0.51, fm = (FeO + MgO)/(Al₂O₃ + FeO + MgO + CaO) = = 0.28–0.30, ca = CaO/(Al₂O₃ + FeO + MgO + + CaO) = 0.20–0.24). Одно из псевдосечений, построенное для мольной доли NaCl = 0.15 и давления 14.9 кбар приведено на рис. 12. Диаграмма демонстрирует, что при температурах 1030–1080°С выплавление расплавов, близких по составу к эндербитам массива Поньгома-Наволок, возможно только при log(αH₂O) в интервале от –0.47 до ‒0.32 для всей совокупности анализов (–0.42 для среднего состава эндербита), что соответствует αH₂O = 0.34–0.48 (0.38 для среднего состава). Поле выплавления эндербитового расплава граничит с областью устойчивости граната. Поэтому, при большей активности H₂O плавление будет происходить в отсутствие граната, что не приведет к дифференцированному спектру РЗЭ. Более низкая активность H₂O, менее 0.18 приведет к смещению поля выплавок в область устойчивости плагиоклаза в рестите, что сформирует Eu-минимум в выплавках, который отсутствует в спектрах РЗЭ.

Рис. 12.

Псевдосечение Т-log(αH₂O), показывающее положение области, благоприятной для выплавления эндербитового расплава из амфиболитов. Оранжевое поле – область максимальной суперпозиции изолиний катионных соотношений в модельном расплаве melt(G), отвечающих реальным анализам эндербитов; поле соответствует области выплавления расплава, близкого по составу к эндербитам главной фазы. Желтые ромбы и подписи у них – реальные анализы эндербитов, соответствующие анализам в электронном приложении; желтая звезда – среднее из 11 анализов.

Положение изолиний на рис. 12 показывает, что в поле устойчивости граната могут формироваться расплавы как при более низкой температуре, так и при более высокой активности воды. Однако состав таких расплавов будет отличаться от эндербитов массива Поньгома-Наволок: они будут более глиноземистые и содержать меньше Ca, Fe, Mg.

В области генерации количество эндербитового расплава составляет 57–67 об. % (рис. 10в), а его плотность ρ = 2400–2430 кг/м³. При этом плотность всей системы расплав + рестит заметно выше – ρ = 2730–2850 кг/м³, что уже делает подобную систему гравитационно нестабильной. Однако более корректное сравнение плотностей необходимо проводить не в системе расплав – рестит, а в системе расплав – окружающие нерасплавленные породы, в роли которых могут выступить гранат-двупироксен-плагиоклазовые гранулиты (Grt + Opx + Cpx + feldspar), поле которых примыкает справа (со стороны низкотемпературной области) к границе появления расплава (рис. 10б). При давлении 12.5–15.8 и температуре 920–930°С плотность таких гранулитов составляет ρ = 3140–3240 кг/м³ (среднее 3190 кг/м³), т.е. это существенно более “тяжелые” породы, чем те, которые перешли в состояние частичного плавления. Заметное различие (в 1.3 раза) плотностей вмещающих пород и автохтонного расплава, а также большой объем выплавки (57–67 об. %) позволяют предположить возможность отделения расплава от зоны генерации и продвижение его на более высокие горизонты коры в виде смеси расплав + реститовые минералы в областях тектонического растяжения. Однако, в эндербитах нет реститовых фаз, прежде всего, граната⁶⁶, а составы главных породообразующих минералов эндербитов – плагиоклаза и ортопироксена обычно близки к равновесию с составом расплава (валовым составом породы) при Р-Т условиях его кристаллизации, а не выплавления (Козловский и др., 2022). Поэтому подъем эндербитового расплава по трещинам в более высокие горизонты земной коры связан с его фракционированием, при котором минералы рестита практически не выносятся из зоны плавления. Мы предполагаем, что этот механизм подъема расплава в большей степени характерен для орогенов, развивающихся в конвергентном режиме.

Согласно модели Э.С. Персикова (Персиков, Бухтияров, 2009) вязкость эндербитового расплава, содержащего 5% H₂O, при Р = 14.8 кбар и Т = = 1060°С равна η = 5.87 × 10² Па с. Такой относительно маловязкий расплав мог легко отжиматься по трещинам и сегрегироваться, образуя массивы на более высоких горизонтах коры (где вязкость расплавов возрастает ввиду их дегидратации и снижения давления). На уровне 15 кбар нельзя ожидать формирования крупных массивов эндербитов. Однако зоны прожилковой эндербитовой мигматизации по гнейсам ТТГ были отмечены в районе д. Гридино – в наиболее высокобарном участке БПП (Сибилев и др., 2013), где на поверхность выведены метаморфические породы, сформировавшиеся при давлении 15–17 кбар (по нашим данным) и более.

Из табл. 2 и рис. 10б видно, что выплавление расплавов, близких по составу к эндербитам возможно только при давлениях 12.5–15.8 кбар. Это существенно более глубинный уровень, чем тот, который мы наблюдаем, анализируя метаморфизм в останцах амфиболитов в теле эндербитов, где давление изменяется от Р = 8.3–10.0 до Р = = 10.3–11.0 кбар. Приблизительная оценка глубины выплавления эндербитов, с учетом плотности всей системы ρ = 3190 кг/м³ – 40–50 км, что отвечает нижней коре или границе кора-мантия. Температура выплавления эндербитов, 1030–1080°С, много выше, чем температура пика метаморфизма в блоках метабазитов, 830–910°С. Таким образом, область генерации эндербитового расплава и область гранулитового метаморфизма в блоках амфиболитов разъединены как по температуре, так и по давлению. Метаморфизм в блоках (если рассматривать его как метаморфизм региональный) не мог генерировать выплавки эндербитового расплава. Однако это противоречие исчезает, если рассматривать гранулитовый метаморфизм в блоках амфиболитов как контактовый, инициированный тепловым воздействием эндербитового массива. Следовательно, апоамфиболитовые двупироксеновые гранулиты в блоках амфиболитов, заключенных в массиве эндербитов, необходимо рассматривать как контактовые роговики. При этом, на скрытой от нас глубине, отвечающей давлению Р = 12.5–15.8 кбар, возможно региональное распространение большего объема гранат-двупироксен-плагиоклазовых гранулитов и соответствующих им мигматитов, отвечающим более низким температурам, чем температуры в области выплавления эндербитов (рис. 10б).

Сопоставляя полученные величины Т, Р и глубину формирования эндербитового очага с конфигурацией распределения геотерм в докембрийских комплексах, полученных по результатам численного моделирования субдукции (Perchuk et al., 2019) и коллизии (Perchuk et al., 2018) можно сказать, что в стабильных тектонических блоках невозможно достичь температуры 1000–1100°С на глубине 40–50 км. В недеформированной океанической или континентальной коре такой глубине соответствуют геотермы 500–700°С (краевые части модельных блоков). Повышенный тепловой поток, ведущий к подъему геотерм, достигается только в небольшой части надсубдукционной области (в модели горячей докембрийской субдукции, ΔТ = = 150°С) или в центральной части орогенной постройки над областями плавления в мантии (в модели докембрийского горячего орогена на финальной стадии его развития). Важным условием подъема геотерм и протекания высокотемпературного гранулитового метаморфизма, согласно модельным расчетам, является небольшая мощность континентальной коры. Согласно докембрийской геологической истории БПП именно возрасту формирования эндербитов, 2728 млн лет, соответствовало завершение субдукционно-аккреционного этапа 2.74–2.72 млрд лет (Слабунов, Сибилев, 2008) или начало предколлизионного этапа его развития 2.73–2.72 млрд лет (Слабунов, 2008). То есть мощная континентальная кора БПП была сформирована существенно позднее – 2.217–2.58 млрд лет (Слабунов, 2008) и не мешала подъему геотерм, высокотемпературному метаморфизму и плавлению амфиболитов.

ВЫВОДЫ

1. Эндербиты главной фазы массива Поньгома-Наволок сформировались из магмы, которая появлялась в ходе плавления амфиболитового протолита при участии водно-углекислотно-солевого флюида с низкой активностью Н₂О. Образование магмы происходило в присутствии граната, который оставался в рестите, что привело к обеднению эндербитовых выплавок тяжелыми РЗЭ по сравнению с амфиболитами протолита.

2. Непосредственным протолитом для выплавления эндербитов могли служить амфиболиты архейских зеленокаменных поясов БПП с характеристиками деплетированного источника. Эндербиты и чарнокиты также не несут следов коровой контаминации.

3. Р-Т-поле, благоприятное для формирования выплавок, близких по составу к эндербитам главной фазы массива располагается на глубине 40–50 км, что приблизительно соответствует нижней коре или границе кора-мантия – P = = 12.5–15.8 кбар (средн. 14.8 кбар). Обеспечение температур 1030–1080°С (средн. 1060°С), необходимых для выплавления эндербитов, подразумевает наличие дополнительного потока тепла, что характерно для участков коры и верхней мантии, находящихся на заключительной стадии формирования горячего орогена.

4. Фракционирование плагиоклаза и акцессорных минералов в ходе кристаллизации эндербитов главной фазы в магматической камере отразилось на геохимических особенностях пород массива и на их минеральном составе. Обогащение плагиоклазом лейкократовых эндербитов привело к обеднению РЗЭ и формированию положительной Eu-аномалии; обеднение плагиоклазом и обогащение акцессорными минералами меланократовых эндербитов сопровождалось ростом содержания РЗЭ и формированием отрицательной Eu-аномалии.

5. Несмотря на разгнейсование и метаморфизм повышенного давления в процессе формирования палеопротерозойских зон пластического течения, наложенных на эндербиты массива Поньгома-Наволок, породы сохранили особенности распределения РЗЭ, характерные для первичных магматических пород массива. В разгнейсованных эндербитах и в ТТГ-гнейсах обрамления наблюдаются три группы пород по степени обогащения РЗЭ, соответствующие мезо-, лейко- и меланократовым эндербитам. Это указывает на то, что эндербиты, аналогичные породам массива Поньгома-Наволок, могли служить протолитом для некоторых разновидностей ортогнейсов.

6. Выплавление эндербитов проходило при существенно больших Р-Т-параметрах, 12.5–15.8 кбар и 1030–1080°С, чем фиксируется в двупироксен-плагиоклазовой ассоциации пика апоамфиболитового гранулитового метаморфизма в блоках амфиболитов внутри массива, 830–910°С и 10.3–11.0 кбар. Региональный гранулитовый метаморфизм, на современном срезе, отвечающем средней коре, не мог инициировать выплавки, более чем на 100°С превышающие пик его температуры и находящиеся на существенно большей глубине. Однако, внедрение эндербитов и их кристаллизация при 8.1–11.4 кбар и 925–970°С вполне могли инициировать гранулитовый метаморфизм в контактовом ореоле и в блоках внутри массива. Поэтому архейский гранулитовый метаморфизм Беломорья, проявленный на современном эрозионном срезе, вероятно, имел контактовую, а не региональную природу. Дополнительным подтверждением этого является однородная (роговиковая) структура гранулитов, не характерная для пород регионального метаморфизма.

Авторы благодарят C.А. Силантьева, О.Г. Сафонова и О.М. Туркину за ценные замечания, обсуждение основных результатов статьи и подготовку рукописи к печати.

Авторы благодарят ЦКП “Аналитика” ИГЕМ РАН за XRF анализы горных пород.

Работа выполнена в рамках государственного задания ИГЕМ РАН и по гранту РНФ-23-17-00066; Rb-Sr и Sm-Nd изотопные данные выполнены по госзаданию ГЕОХИ РАН.