Геотектоника, 2020, № 1, стр. 23-40

ВВЕДЕНИЕ

Реконструкция истории развития подвижных поясов является одной из актуальных задач геологии раннего докембрия, поскольку изучение подвижных поясов объясняет характер тектоники ранних стадий геологической истории Земли. Изучение глубинных метасоматитов позволяет выделять этапы развития раннедокембрийских поясов и выявлять переход от максимумов эндогенной активности к ее прекращению в сложных складчатых структурах.

Геотектоническая структура Беломорского подвижного пояса по результатам исследований в 30-е гг. ХХ столетия В.М. Тимофеева, Н.Г. Судовикова, А.А. Полканова, П.А. Борисова [23] и других геологов была сформирована в результате двух архейских тектоно-магматических циклов, разделенных периодом стабилизации и интрузиями основных пород. В дальнейшем была предложена концепция моноцикличной природы беломорид, сформированных в течение архейской многоэтапной эпохи. Структура беломорид в рамках этой модели рассматривалась как пологая моноклиналь или система опрокинутых синклинориев и антиклинориев. По современным представлениям Беломорский подвижный пояс дважды претерпел орогенные процессы – в архее и палеопротерозое. В его структуре выделяются две системы надвигов, разделенных интервалом времени в 900 млн лет [19, 23].

Метасоматические образования на территории Беломорья были выделены С.А. Бушминым и В.А. Глебовицким как серия хизоваритов [5, 10]. Данные породы сложены типовой минеральной ассоциацией роговой обманки, ставролита, кианита, плагиоклаза, жедрита и граната. Они были образованы при температурах 450–620°С и давлении до 8–9 кбар.

Многие аспекты петрологии метасоматических пород Беломорья детально рассмотрены П.Я. Азимовым, И. Биндеманом, Н.С. Серебряковым, Е.Н. Тереховым и другими исследователями [1, 2, 24, 27, 33]. Некоторые проявления метасоматитов несут как признаки рудной минерализации (рудопроявление золота Климовское) [30], так и могут быть использованы в качестве нерудного сырья (месторождение корунда Хитоостровское и многочисленные проявления) [16, 17].

Время формирования метасоматитов ранее не было точно установлено. Нами было проведено определение возраста формирования глубинных метасоматитов локальным U‒Pb датированием цирконов в нескольких пространственно удаленных участках их проявлений. Изучение геохимии циркона имеет большое значение для определения его происхождения и, соответственно, в число задач вошли также исследования распределения редкоземельных элементов (РЗЭ) в датированных цирконах.

В статье представлены результаты изучения глубинных метасоматитов палеопротерозойского этапа развития Беломорского подвижного пояса.

ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК

Беломорский подвижный пояс является полиметаморфической областью со сложной тектонической историей. Континентальная кора данной области сформировалась в мезо- и неоархее в результате аккреционно-коллизионных процессов [1, 5, 25]. В начале палеопротерозоя континентальная кора подверглась рифтогенезу, вероятно, под воздействием мантийных плюмов, что выразилось в появлении многочисленных даек и малых интрузивных тел габбро-норит-лерцолитов сумийского времени (2.45–2.40 млрд лет) [40]. Исследования последних лет [4] показали существенное влияние палеопротерозойской тектоно-термальной переработки архейской коры, которая проходила в условиях высокоградного метаморфизма, достигая степени гранулитовой фации.

В региональном строении раннедокембрийских образований Карело-Кольского региона Беломорский подвижный пояс расположен между Лапландским поясом, Кольским блоком и Карельским кратоном, являясь крупной структурой длительного раннедокембрийского периода формирования (рис. 1). Пояс прослеживается в северо-западном направлении на 1500 км. Значительная его часть находится в акватории Белого моря и под чехлом венд‒фанерозойских отложений Восточно-Европейской платформы. В областях сочленения Беломорского подвижного пояса находятся фрагменты Тикшеозерского и Терского архейских зеленокаменных поясов, сложенных преимущественно метавулканитами, а также Лапландский подвижный пояс с основными и кислыми гранулитами различного состава [11, 12].

Рис. 1.

Карта-схема восточной части Фенноскандинавского щита. Сегменты БПП: I – Енский, II – Ковдозерский, III – Чупинский, IV – Энгозерский, V – Южно-Беломорский, VI – Колвицкий. Показаны участки: 1 – Хитоостровский, 2 – Климовский, 3 – Варацкий, 4 – Кив-губа, 5 – Кийостров. 1 – отложения Восточно-Европейской платформы; 2 – рифейские отложения; 3 – Мурманский блок; 4 – Кольский блок (композитный кратон); 5 – Лапландский подвижный пояс; 6 – Беломорский подвижный пояс; 7 – Карельский кратон; 8 – проявления метасоматитов на территории БПП: а – относящиеся к климовскому комплексу, б – не относящиеся к климовскому комплексу; 9 – датированные участки (данные авторов)

Беломорский подвижный пояс сформирован преимущественно системой тектонических покровов, которая слагается Хетоламбинским, Чупинским, Ориярвинским и Ковдозерским аллохтонами [9, 23, 25] (см. рис. 1). Структура и состав пояса изменяются по его простиранию. Выделены следующие структурные домены (сегменты):

‒ Енский,

‒ Ковдозерский,

‒ Чупинский,

‒ Энгозерский,

‒Южно-Беломорский,

‒ Колвицкий.

Границы между доменами преимущественно имеют надвиговые соотношения [19]. Метасоматические породы в пределах Беломорского подвижного пояса (БПП) приурочены к зонам пологого рассланцевания, по которым осуществлялись субгоризонтальные перемещения.

Беломорский подвижный пояс рассматривается как геологическая структура с неоднократными периодами магматизма и регионального высокобарического метаморфизма в условиях кианит‒силлиманитовой серии с изменчивыми Р–Т условиями [6, 9]. Границы между доменами преимущественно имеют надвиговые соотношения [19]. По наблюдениям авторов метасоматические породы в пределах Беломорского подвижного пояса локализованы в зонах пологого рассланцевания, по которым осуществлялись субгоризонтальные перемещения. Для данной геологической структуры характерна сложная, иногда инвертированная метаморфическая зональность с увеличением степени метаморфизма от ставролитовых субфаций амфиболитовой фации (550–580°С и 6–8 кбар) до высокобарических гранулитов с телами эклогитоподобных пород и эклогитов (690–860°C, 10–20 кбар) [1, 14]. По некоторым моделям [21, 32] э-клогиты образовались в результате субдукции арх-ейской океанической коры.

В состав Беломорского подвижного пояса входят разнообразные породные ассоциации:

‒ тоналиты–трондъемиты–гранодиориты;

‒ габброамфиболиты;

‒ гранатовые амфиболиты с телами метагарцбургитов;

‒ разнообразные биотитовые, кианит–гранат–биотитовые гнейсы;

‒ небольшие тела метаморфизованных лерцолитов, норитов, друзитов, габбро, диоритов и гранитов.

Гнейсы и амфиболиты испытали неоднократную мигматизацию с образованием спектра мигматитов от послойных до теневых. Последовательность и геодинамическая обстановка формирования данных пород рассматривались в много-численных публикациях [5, 7, 19, 21–23, 25].

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Выделение цирконов проведено в лаборатории минералогии (аналитик Н.П. Пугачева) ИГГД РАН (г. Санкт-Петербург) по стандартной методике с разделением в тяжелых жидкостях и электромагнитной сепарацией. Изотопно-геохронологические исследования были выполнены в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ (ЦИИ ВСЕГЕИ, г. Санкт-Петербург) (аналитики П.А. Львов, Н.В. Родионов, Е.Н. Лепехина, А.Н. Ларионов). Локальные измерения Th‒U–Pb изотопного состава цирконов проведены на ионном микрозонде SHRIMP-II по классической методике, многократно описанной в литературе [41], с использованием стандартов “Temora” и “91 500” [34]. Обработка полученных первичных данных проведена с использованием программы SQUID. Погрешности единичных анализов (отношений и возрастов) приводятся на уровне одной σ, погрешности вычисленных конкордантных возрастов (по совокупности анализов) и пересечений с конкордией – на уровне двух σ. Построение результирующих графиков было проведено с использованием программы ISOPLOT/EX.

Содержание редкоземельных элементов (РЗЭ) в цирконах изучалось в тех же зернах и точках, что и исследование U–Pb системы, на ионном микрозонде Cameca IMS-4f в Ярославском филиале Физико-технологического института РАН (ЯФ ФТИАН, г. Ярославль) по методикам, приведенным в [28, 37]. Полученные значения были нормированы на хондритовый стандарт СI [38]. Содержание РЗЭ в породах было выполнено в Центральной аналитической лаборатории ВСЕГЕИ (ICP-MS) (г. Санкт-Петербург).

ХАРАКТЕРИСТИКА ПРОЯВЛЕНИЙ МЕТАСОМАТОЗА

К настоящему времени в Беломорском подвижном поясе известно 166 проявлений метасоматитов, для которых исследованны местоположение, состав, рудоносность и структурное положение пород [11–13]. Для 65 из этих участков нами предполагается принадлежность к климовскому комплексу (см. рис. 1). Нами были датированы пять участков локальным U–Pb методом по циркону.

Общими чертами климовского комплекса обладают следующие породы:

• породы, сформированные в условиях регрессивного этапа амфиболитовой фации регионального метаморфизма высоких давлений (Т 550–700°С и Р 7–9 кбар) палеопротерозойского возраста. Соответственно, ведущими породообразующими минералами являются Hbl, Grt, Ky, St, Pl, Qz, Bt. Второстепенные минералы представлены Crn, Cpx, Kfs, Ms, Krn, Spl, Rt, Czo, Scp, Ged или Ath, иногда Mag, Spr, Crp, Hgb, Grp и сульфидами. По существу минеральные парагенезисы соответствуют метасоматитам группы хизоваритов [10]. В наиболее поздних, низкотемпературных ассоциациях, преимущественно близких к пропилитам, появляются Chl, Mrg, Ab, Ep, Srp и Dsp;

• породы по петрохимическим особенностям соответствующие основному (преимущественно гранат‒амфиболовые), среднему (гранат‒плагоклазовые) и кислому (Ky–Fsp–Qz) составу. Часто наблюдается интенсивная десиликация с привносом Ca, Mg и Fe.

Структурная позиция метасоматитов в большинстве случаев определяется тектонизированными контактами гнейсов и базит-ультрабазитовых тел. Гнейсовидность и полосчатость постпенно исчезают вплоть до образования массивной текстуры. Нередко проявлены признаки позднекинематической природы метасоматических тел, участвовавших в поздних складчатых деформациях. Е.Н. Тереховым [26] было высказано мнение о структурной позиции данных метасоматитов во фронтальных частях надвиговых пластин, которое согласуется с нашим мнением.

Необычный состав имеют не только минеральные ассоциации, но и минералы, например, значительно повышается:

‒ магнезиальность в гранатах (до 35% пиропа);

‒ глиноземистость в роговых обманках и жедритах (до 3.5–4 атомов на формульную единицу);

‒ кальциевость в плагиоклазах (битовнит-анортит);

‒ железистость в шпинели (плеонаст).

Метасоматические тела преимущественно имеют линзовидную форму, мощность составляет от первых десятков см до 120 м. Текстура обычно полосчатая или массивная, наложенная на гнейсовидность или сланцеватость (рис. 2). Контакты резкие, нередко контрастные, иногда причудливой формы, субсогласные со структурными элементами вмещающих пород (см. рис. 2). Во многих случаях сохраняются реликты мигматизированного субстрата.

Рис. 2.

Примеры метасоматических пород климовского комплекса (участок Кийостровский). (а) – кварц–гранатовый метасоматит с реликтами мигматизированного габброамфиболита; (б) – жилообразное тело зональных Grt–Cpx–Grt–Hbl метасоматитов по полосчатому габброамфиболиту; (в) – коррозионные контакты Grt–Hbl и Hbl–Pl метасоматитов; (г) – Grt–Pl метасоматит с теневой полосчатой текстурой; (д) – Cpx–Pl–Grt метасоматит с будинированными реликтами мигматизированных габброамфиболитов в тектонической зоне; (е) – жилообразная зона крупнозернистого Cpx–Fsp метасоматита. Масштаб: длина рукоятки молотка 60 см, длина линейки 20 см.

В проявлениях метасоматитов в Беломорском подвижном поясе цирконы имеют резко выраженное зональное строение (рис. 3). Окаймляющая (метасоматическая) часть кристаллов цирконов значительно обеднена легкими редкоземельными элементами, U и Th. Th/U соотношение в каймах составляет около 0.1‒0.01, поэтому в работе использовались только геохронологические датировки, полученные локальным U–Pb методом исследования.

Рис. 3.

CL-изображения цирконов из метасоматитов климовского комплекса. Участки: (а) – Климовский, (б) – Кив-губа, (в–д) – Кийостровский, (е) – Хитоостровский, по [22], (ж) – Варацкий. В точках измерения указаны: содержания U и Th, г/т; U‒Pb возраст, млн лет.

Метасоматические породы, относящиеся к климовскому комплексу, наиболее известны своими корундсодержащими породами [8, 15, 16, 28, 33], однако корунд является частым, но не обязательным минералом в породах данного комплекса.

Наиболее типичными проявлениями глубинных метасоматитов климовского комплекса являются три наиболее детально изученные участка – Климовский, Хитоостровский и Кийостровский.

Участок Климовский

Рудопроявление золота Климовское [11, 30] расположено южнее пос. Чкаловский на территории бывшего пегматитового карьера. Вмещающими породами являются чередующиеся кварц-плагиоклаз-биотитовые, амфиболовые гнейсы и амфиболиты хетоламбинской толщи беломорского метаморфического комплекса (рис. 4). Метасоматические тела, вскрытые в карьере, имеют мощность до 10–15 м, видимая протяженность зоны – до 250 м, по данным бурения – до 1500 м. Наиболее ранними являются:

Рис. 4.

Схематическая карта Климовского золоторудного проявления (по данным [30]). 1‒2 – хетоламбинский подкомплекс беломорского метаморфического комплекса: 1 – ортоамфиболиты, амфиболовые гнейсы, 2 – измененные амфиболовые гнейсы; 3 – пегматитовая жила; 4 – кварцевая зона пегматитовой жилы; 5 – кианит‒гранат‒амфиболовые, гранат‒биотит‒амфиболовые, гранат‒флогопитовые, кианит‒кварцевые, гранат‒биотит‒кварцевые метасоматиты; 6 – зоны хлорит‒серпентиновых, эпидот‒скаполитовых, карбонат-цеолитовых метасоматитов; 7 – зона сульфидных руд и метасоматитов нерасчлененная; 8 – поздние разломы; 9 – геологические границы: а – наблюдаемые, б – предполагаемые; 10 – элементы залегания пород; 11 – контуры карьера; 12 – место отбора геохронологической пробы

• кианит‒гранат‒амфиболовые,

• гранат‒биотит‒амфиболовые,

• гранат‒флогопитовые,

• кианит‒кварцевые,

• гранат‒биотит‒кварцевые метасоматиты, иногда корундсодержащие.

Они участками оталькованы, хлоритизированы, биотитизированы в ходе более поздних низкотемпературных преобразований. Присутствуют также зоны эпидот‒скаполитовых, карбонат‒цеолитовых и существенно хлоритовых пород. Зоны хлоритизированных Grt–Pl–Hbl метасоматитов с скаполитом и эпидотом имеют мощность около 0.5 м. В зоне хлоритолитов (0.2–0.5 м) с реликтами биотита, амфибола содержатся алюмохромит и сульфиды (пирротин, пентландит, пирит, халькопирит).

Характерной особенностью рудоносных метасоматитов являются наложенные графит и сульфиды в зонах, субсогласных с полосчатостью. Исследованы рудоносные тела (до 2–4 м мощности), с которыми связаны повышенные содержания благородных металлов (Au до 2 г/т, Pd до 0.25 г/т) [30]. Среди рудных минералов преобладают пирит и пирротин, в подчиненных количествах были определены халькопирит, галенит, молибденит и самородный висмут.

В районе мыса Песчаный (Кив-губа Белого моря) севернее Климовского участка была выявлена Картешская зона проявлений метасоматитов. Здесь в амфиболитах выделяются тела грубополосчатых кварц‒гранатовых и полевошпат‒амфиболовых метасоматитов, в которых проявлена наложенная вкрапленная, гнездово-вкрапленная, реже прожилково-вкрапленная или массивная сульфидная минерализация (фальбанды), преимущественно представленная пиритом и пирротином. Зоны сульфидизации прослеживаются на расстояние многих десятков и сотен метров без признаков огнейсования и мигматизации. Мощность оруденелых тел метасоматитов составляет до 2–3 м с средним содержанием сульфидов 15–20%. Проявления фальбандов с перерывами наблюдаются в полосе длиной до 20 км при общей ширине до 2 км [11].

Возраст вмещающих биотит-амфиболовых гнейсов составляет 2810 ± 19 млн лет [29], что согласуется с данными по времени образования вмещающих пород в районе мыса Песчаный (Кив-губа Белого моря) (рис. 5, б) [11]. Конкордантный возраст цирконов из сульфидсодержащих Ky‒Grt‒Hbl метасоматитов составляет 1912 ± 28 млн лет (см. рис. 5, а, табл. 1).

Рис. 5.

Возраст формирования метасоматитов на участках Климовский и Кив-губа. Участки: (а) – Климовский ‒ Ky–Grt–Hbl метасоматит (с.ш. 66°22′41″, в.д. 33°32′10″); (б) – Кив-губа ‒ Grt–Pl–Hbl метасоматит по Grt–Pl–Hbl гнейсу (с.ш. 66°15′06″, в.д. 33°30′27″).

Участок Хитоостровский

Хитоостровское месторождение коллекционного корунда подробно описано в литературе [15, 16, 33]. Метасоматиты слагают крупное S-образное тело на границе гранат-биотитовых гнейсов чупинской толщи (около 2.8 млрд лет) и высокомагнезиальных габброноритов с возрастом около 2.45 млрд лет. Три корундсодержащие зоны расположены в центральной части метасоматического тела и имеют мощность 6, 14 и 30 м и протяженность 30, 90 и 34 м соответственно.

В составе метасоматитов преобладают Crn‒Grt‒Hbl‒Pl ассоциации в центральной части метасоматического тела и Ky‒St‒Bt‒Pl‒ Grt‒Hbl породы в его периферической зоне. В переменных количествах могут присутствовать Ged, Spr, Krn, Chl, Ms, Mrg и другие минералы. Аномально низкие значения δ¹⁸O (до –21–27‰) были обнаружены в цирконах из корундсодержащих пород [15, 16], связанных с метасоматозом (см. рис. 3). Призматические кристаллы корунда ярко-розового, малинового, иногда фиолетового цвета по удлинению составляют 0.5–5 см (в среднем 1.5 см) хорошо огранены, иногда содержат включения граната и жедрита, преобладают столбчатые, удлиненные разновидности. Запас коллекционного сырья по категории С₂ Хитоостровского месторождения составляет 320 т [11].

Многократная (не менее 4 этапов) перекристаллизациия пород и частичное нарушение изотопных систем даже локальным U–Pb методом по циркону затрудняет датирование эндогенных процессов на Хитоостровском месторождении. Возраст метасоматоза составляет 1894 ± 17 млн лет с предшествующим метаморфизмом на рубежах 2692 ± 68 и 1965 ± 27 млн лет при преобразовании гнейсов чупинской тощи (2857 ± 30 млн лет), что согласуется с нашими материалами по другим участкам [2, 3, 11, 24].

Участок Кийостровский

Кийостровский архипелаг представляет собой серию островов в Онежской губе Белого моря в 10–12 км севернее г. Онега (см. рис. 1). На их территории преимущественным развитием пользуются метагаббро–габброамфиболиты и метаультрабазиты. Кроме того, широко проявлены согласные и секущие жилы и дайки пегматитов, базальтов, гранитоидов, лейкогаббро и других пород [17]. В юго-восточной части о. Кий сохраняются вмещающие неоархейские мигматизированные кианит-гранат-биотитовые и амфиболовые гнейсы. В тектонизированных зонах исходно массивные габброиды становятся полосчатыми и значительно мигматизированными, а затем сминаются в разномасштабные закрытые и изоклинальные складки с осевыми поверхностями северо-западного простирания, вдоль которых проявлены интенсивные наложенные преобразования (рис. 6).

Рис. 6.

Геологическая карта участка Кийостровский. 1 – позднеархейские кианит-гранат-биотитовые гнейсы и амфиболиты; 2‒5 – Кийский массив: 2 – габброамфиболиты, 3 – полосчатые и мигматизированные метагаббро, 4 – метаперидотиты, амфиболиты, 5 – гранатовые метаперидотиты; 6 – габброанортозиты; 7 – зоны метасоматитов; 8 – элементы залегания пород; 9 – главные разломы; 10 – системы неотектонических нарушений; 11 – места отбора геохронологических проб; 12 – контур береговой линии

Метасоматиты Кийостровского архипелага слагают две системы крутопадающих кулисообразно расположенных тел, субсогласных с простиранием пород, мощностью до 10–15 м, по простиранию прослежены на 400–600 м. Как правило, проявлены резкие контакты между вмещающими породами и разновидностями метасоматитов в общей зональности (см. рис. 2). Гнейсовидность практически отсутствует, породы имеют массивную или грубополосчатую текстуру. По составу в метасоматитах преобладают гранат‒роговообманковые, плагиоклаз‒пироксеновые и гранат‒плагиоклазовые породы, состав которых также значительно варьирует по простиранию. Второстепенными минералами являются синий кианит (иногда по окраске линейно-зональный), биотит, таблитчатый малиновый корунд, титаномагнетит, магнетит, реже ставролит, хлорит, клиноцоизит и жедрит. Особо в составе метасоматитов можно отметить ярко-зеленые клиноцоизитовые, гигантозернистые черные амфиболовые или клинопироксеновые разновидности, темно-красные гранатовые, серовато-белые псевдоанортозитовые породы, иногда с ирризирующим плагиоклазом. В поздних наложенных зонах сравнительно локальных изменений амфиболы интенсивно хлоритизируется, корунд псевдоморфно замещается маргаритом, диаспором, анальцимом и другими постериорными минералами.

Согласно полученным результатам возраст вмещающих гранат‒биотитовых гнейсов оценивается:

• 2910‒2850 млн лет для протолита [2, 3];

• 2670–2720 млн лет для времени метаморфизма [3].

Для габброидов время формирования Кийского массива по трем конкордантным определениям из различных проб составляет 2425 ± 5 млн лет [3]). Метасоматиты имеют значительно более молодой возраст (1895 ± 5 млн лет) (рис. 7, табл. 2), совпадающий в пределах точности измерений U‒Pb методом по цирконам из пород разного состава (плагиоклазовых, гранатовых, клиноцоизитовых, амфиболовых, полевошпат‒кварцевых).

Рис. 7.

Возраст метасоматитов участка Кийостровский. (а) – гранат–кварцевый метасоматит (проба АБ-4726/2, с.ш. 64°00′24″, в.д. 37°51′32″); (б) – Pl–Hbl метасоматит (АБ-4729/1, с.ш. 64°00′23″, в.д. 37°51′52″); (в) – Pl–Grt–Hbl метасоматит (АБ-4749, с.ш. 64°00′24″, в.д. 37°51′33″); (г) – для сравнения приведен пример датировки Grt–Bt–Pl метасоматита Хизоваарской структуры (проба АБ-3235/1, с.ш. 65°54′30″, в.д. 37°26′04″) из зоны сочленения Беломорского подвижного пояса и Карельского кратона.

Состав РЗЭ в цирконах из метасоматитов

Практически все новообразованные цирконы в докембрийских метасоматических породах Северо-Запада России имеют гетерогенное строение и состоят из ядер и кайм, которые характеризуются контрастными содержаниями редкоземельных и радиоактивных элементов [2, 3, 11, 12]. Cодержание урана в наружных каймах цирконов климовского комплекса на 1–2 порядка ниже (2–20 г/т), чем в ядрах кристаллов (в среднем 200–400 г/т). В цирконах из метасоматитов Терского пояса, напротив, эти значения на 1–2 порядка выше (до 3500 г/т урана [2]). Это отражается и в составе редкоземельных и редких элементов, чувствительном к резкому изменению условий кристаллизации. Спектры РЗЭ в генерациях этих минералов практически всегда различны.

Строение и состав РЗЭ в цирконах из метасоматитов климовского комплекса сходны (см. рис. 3, рис. 8). В наружных каймах зерен фиксируется пониженное содержание легких РЗЭ, иногда сглаживаются европиевая и даже цериевая аномалии по сравнению с ядерными зонами кристаллов и во многом это определяется переменным содержанием синхронно образующихся плагиоклаза, граната и амфибола.

Рис. 8.

Состав редкоземельных элементов в цирконах из метасоматитов климовского комплекса и обрамления Беломорского подвижного пояса. Показаны: метасоматические обрастания (сплошные линии), ядра цирконов протолита (пунктирные линии). (а) – Кийостров (АБ-4701/1, Crn–Pl–Hbl метасоматит по габброамфиболиту, PR₁); (б) – Кийостров (АБ-4703, Grt–Pl метасоматит по Grt–Bt гнейсу, AR₂), по [2, 3]; (в) – Хитоостров, по [24]; (г) – Лягкомина, по [33]; (д) ‒ Терский пояс (Grt–Bt–Ms–Pl метасоматит по биотитовым плагиосланцам, по [2]; (е) – Лапландский пояс (Po–Grp–Pl–Hbl метасоматит по амфиболовому гнейсу, по [18].

Как и в цирконах, состав РЗЭ в метасоматических породах также практически всегда отличается от субстрата, поскольку резко изменяются геохимические закономерности петрогенеза. Положительная цериевая аномалия нередко полностью сглаживается, происходит инверсия отрицательной европиевой аномалии на положительную (рис. 9). Суммарное содержание РЗЭ в метасоматитах относительно хондрита обычно на порядок ниже, чем в породах субстрата. Исключение составляют гранатиты как концентраторы тяжелых РЗЭ и обедненные РЗЭ Qz–Fsp и Chl–Srp породы. Сглаженные спектры во вмещающих породах Кийостровского участка, по-видимому, обусловлены метаморфизмом в сравнительно флюидонасыщенных условиях. Сходные примеры в Беломорском поясе описаны и на других участках [24, 33].

Рис. 9.

Состав редкоземельных элементов в породах участка Кийостровский. 1 – вмещающие плагиогнейсы и амфиболиты; 2‒5 – метасоматиты: 2 – нерасчлененные породы, 3 – породы с преобладающим гранатом (>50%), 4 – серпентин‒хлоритовые пропилиты, 5 – плагиоклаз‒кварцевые породы

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Результаты проведенных исследований позволяют историю формирования, уточнить возраст и геологическую позицию климовского метасоматического комплекса (табл. 3). На метасоматический генезис этих пород указывает зональность, связь с наложенными зонами складчато-разрывных деформаций, резкое изменение состава пород и минералов с коррозионными соотношениями. Разница в возрасте между основным магматизмом (ранний сумий) и метасоматозом (людиковий) составляет около 480–500 млн лет. Общая протяженность полосы распространения метасоматитов до границы с Финляндией свидетельствует о региональном геологическом процессе, сопровождаемом флюидным импульсом. На смежной с Россией территории Финляндии также известны проявления пород с корундом, сапфирином и корнерупином в районе пос. Киттиля [36], однако, они находятся в другой структурной зоне.

В метасоматитах близких возрастов и условий формирования существуют признаки и сходства, и различия. Выявлено не только сходство возраста изученных цирконов, но и однотипность их состава и строения, проявленные по породам различного субстрата и в метасоматитах разного состава (амфиболовые, гранатовые, кварц-полевошпатовые, клиноцоизитовые породы). В метасоматитах близкого возраста и состава в других метасоматических комплексах наблюдается иное распределение редкоземельных элементов, чем в цирконах климовского комплекса (см. рис. 8) [2, 3, 18].

Метасоматиты климовского комплекса распространены во всех фрагментах Беломорского подвижного пояса (см. рис. 1). В структурах разных доменов они различаются размером и формой тел, составом субстрата и содержанием типоморфных минералов. В областях сочленения с Беломорским поясом метасоматиты значительно отличаются по Р–Т условиям, особенностям минерального состава и возрасту.

• в Терском поясе, смежном с Беломорским подвижным поясом, выделены два этапа: 1905–1915 млн лет и 1770–1800 млн лет [2, 12] (см. рис. 8, д);

• в Тикшеозерском поясе метасоматиты значительно моложе, при близком составе метасоматитов и субстрата они датируются как 1770–1800 млн лет [11] (см. рис. 8, г);

• в Лапландском гранулитовом поясе метасоматиты древнее – 1910–1925 млн лет [18] (см. рис. 8, е).

Аномальные отрицательные значения δ¹⁸O (до –27‰) в минералах корундовых метасоматитов некоторыми исследователями [8, 15] объясняются участием в их образовании метеорных вод, прошедших неоднократное изменение фазового состояния в холодных климатических условиях. В одной из моделей рассматривается образование корундсодержащих пород по фрагментам древних кор выветривания и/или подледной фумарольной пропилитизации обогащенным “легким” кислородом метеорным флюидом с последующим высобарическим метаморфизмом [24]. По другой модели [26] метасоматиты связаны с региональным метаморфизмом и маркируют фронтальные части надвиговых пластин, что подтверждается полученными нами геохронологическими данными. Принципиально то, что метасоматоз происходил на поздних этапах регионального метаморфизма, но не до него, и обладает присущими ему новообразованной зональностью и минеральными ассоциациями, массивными или порфиробластическими текстурами. Гнейсовидность в телах метасоматитов наблюдается только в реликтах вмещающих пород. Разница в возрасте между протолитом и метасоматитами составляет от 500 до 900 млн лет, от пика регионального метаморфизма – 50‒60 млн лет (табл. 3).

ВЫВОДЫ

1. В Беломорском подвижном поясе выделена группа раннедокембрийских метасоматических пород с согласующимися геохронологическими датировками, сходными минеральными и геохимическими особенностями. Данные проявления рассматриваются нами, как единый климовский метасоматический комплекс с возрастом ≈1890 ± ± 5 млн лет и в совокупности прослеживаются от Онежской губы Белого моря в северо-западном направлении на расстоянии не менее 550 км.

2. Метасоматиты образовались на регрессивной стадии раннесвекофеннского регионального метаморфизма, маркируют фронтальные части надвиговых структур этого времени, а также в своем составе отражают условия времени их формирования.

3. Распространенность и сходство геологической позиции и условий формирования пород указывают на структурное единство данной территории во время регионального флюидного импульса при формировании метасоматитов этого периода тектонической активизации. Рассмотренные метасоматиты изменчивы по составу и особенностям позиции в отдельных проявлениях, но фиксируют конкретный важный этап геологического развития Беломорского подвижного пояса.

Благодарности. Авторы признательны П.Я. Азимову (ИГГД РАН, г. Санкт-Петербург), С. Г. Скублову (ИГГД РАН, г. Санкт-Петербург), А.С. Воинову (СПбГУ, г. Санкт-Петербург) за обсуждение результатов исследования. Авторы благодарны анонимному рецензенту и рецензенту А.А. Щипанскому (ГИН РАН, г. Москва) за замечания и рекомендации, которые значительно улучшили нашу статью.

Финансирование. Работа выполнена в рамках Госзадания (тема НИР № 0153-2019-0004).