Высокоглиноземистые гнейсы чупинской толщи Беломорского подвижного пояса: условия метаморфизма, парциальное плавление и возраст мигматитов

Финансирование

Исследование выполнено за счет средств гранта Российского научного фонда № 25-27-00117.

Введение

Реконструкция механизма зарождения и эволюции континентальной коры является одной из ведущих современных проблем геологии [1-3]. Главная роль в корообразующих процессах принадлежит образованию гранитоидов [4-6], которые слагают значительные площади и содержат стратегически важные золото, железо, медь, редкометалльные и редкоземельные элементы, а также другие полезные ископаемые [7-9]. Поэтому изучение гранитоидов, механизмов их образования и их роли в становлении коры имеет важное значение для наращивания стратегической базы полезных ископаемых страны.

Образование гранитного вещества при частичном (парциальном) плавлении метаморфических пород играет важную роль в тектонике [10-12], поскольку появление и последующее перемещение анатектического расплава значительно влияют на реологию мигматизируемых толщ за счет снижения механической прочности и увеличения объема метаморфических пород. Объем, состав и РТ-условия образования гранитоидного расплава напрямую зависят от состава исходных пород, флюидного режима метаморфизма, замкнутости или открытости системы в отношении петрогенных компонентов и жидких фаз, включая мобильность самого новообразованного расплава.

PT-условия плавления, количество и состав расплава, который образуется при плавлении метаосадочных пород в условиях замкнутой или открытой системы, можно определить путем прямого термодинамического моделирования с построением псевдосечений в координатах «давление – температура». Для таких расчетов используются валовые составы мигматизируемых пород. Успешность такого подхода была продемонстрирована в последние годы в ряде научных работ [13-15].

В данном исследовании мы обратились к анализу условий проявления частичного плавления (анатексиса) пород чупинской парагнейсовой толщи в составе Беломорского подвижного пояса (БПП). Для такого анализа были использованы максимально разнообразные составы протолитов чупинской толщи, позволяющие выявить специфику их плавления. Кроме состава протолитов детально рассматривались РТХ-режим начала процесса плавления, флюидный режим и зависимость составов анатектических расплавов от внешних параметров. Помимо этого для определения времени анатексиса выполнено U-Pb изотопное датирование монацита, извлеченного из мигматизированных гранат-кианит-биотитовых гнейсов чупинской толщи. Использование полученных данных вносит значительный вклад в понимание проблемы образования коровых гранитоидов в условиях повышенного литостатического давления, что необходимо для достоверных тектоно-метаморфических и геодинамических реконструкций.

Краткая характеристика района исследования

БПП – покровно-складчатая структура сложного строения, расположенная в северо-восточной части Фенноскандинавского щита, протянувшаяся на 700 км вдоль Белого моря до границы с Финляндией полосой шириной 100-150 км и ограниченная с юго-запада Карельским, а с северо-востока Кольским архейскими кратонами [16]. БПП состоит преимущественно из гранитоидов и мигматизированных гнейсов архейского возраста с подчиненным количеством метаинтрузивных базит-ультрабазитовых тел и пегматитов палеопротерозойского возраста. Он представляет собой систему полого погружающихся на северо-восток тектонических архейских и протерозойских покровов [17], осложненных куполами. Протерозойские супракрустальные образования отсутствуют [16, 18, 19].

В осевой части БПП выделяется Чупинский тектонический покров (рис.1) или, как иногда называют в литературе, толща или свита. Как свита в составе беломорской серии она была выделена во время проведения в 1951-1954 гг. геологической съемки масштаба 1:50000 на территории Чупинского слюдоносного района. Другие исследователи при последующем геологическом картировании БПП относили к чупинской свите литологически сходные толщи за пределами этой площади. В данной работе используется нейтральный термин «толща», поскольку не определяет ни тектоническую, ни стратиграфическую природу рассматриваемой геологической единицы, которая в данном случае не является предметом исследования.

Чупинская толща рассматривается исследователями как тектонический покров метаосадочных пород, который залегает на хетоламбинском и керетском покровах и вместе с ними поддвинут под край Карельского кратона в результате позднеархейской субдукции [16]. Чупинский тектонический покров сплошной полосой или в виде разобщенных структур прослеживается через весь БПП [20]. Согласно Государственной геологической карте масштаба 1:200000 (Серия Карельская, лист Q-36-XV, XVI) [21], вместо бывших керетской, хетоламбинской и чупинской свит выделены котозерский мигматит-плагиогранитовый и хетоламбинский ортоамфиболитовый подкомплексы, а также лоухская толща. Чупинская толща отнесена к лоухской толще, нижняя граница которой устанавливается по резкой смене ассоциаций пород с подстилающими ее породами хетоламбинского и котозерского подкомплексов беломорского плутоно-метаморфического комплекса. При этом характерными породами лоухской (чупинской) толщи, отличающими ее от других, являются кианитсодержащие гранат-биотитовые, двуслюдяные и биотитовые гнейсы с подчиненными прослоями амфиболсодержащих сланцев и телами амфиболитов [16].

Существует несколько предположений о происхождении чупинских гнейсов. Одни исследователи предполагают, что это глубокометаморфизованные осадки [22]. Некоторые ученые [18] рассматривают их как продукты ультраметаморфических и метасоматических преобразований метавулканитов среднего, в меньшей степени кислого и основного составов. В более поздней работе [20] высказано предположение, что метаморфические породы чупинской толщи образовались по слабодифференцированным грауваккам, источники которых включали кислую (преобладающую), основную и, по-видимому, в небольшом количестве ультраосновную компоненты, которые скорее всего явились продуктами разрушения вулканических комплексов, в том числе и протоофиолитов мафических зон в составе юных энсиматических островных дуг 2,8-2,9 млрд лет назад, тесно ассоциирующих с граувакками в разрезах.

РТ-режимы и этапы метаморфизма Беломорского подвижного пояса

БПП претерпел метаморфизм двух этапов: архейский (2,9-2,7 млрд лет) и палеопротерозойский (2,0-1,7 млрд лет) [16, 19] в условиях повышенных (8-14 кбар) давлений. С этими этапами метаморфизма в чупинской толще и примыкающих амфиболитах Центрально-Беломорского зеленокаменного пояса связаны два эпизода формирования мигматитов и лейкогранитов. Неоархейский эпизод (2710±15 и 2706±14 млн лет, U-Pb возраст циркона) плавления связывают с формированием неоархейского Беломорского коллизионного орогена, а палеопротерозойский эпизод (1944±12 и 1882±9 млн лет, U-Pb возраст лейкосом по циркону) – со становлением палеопротерозойского Лапландско-Кольского орогена [19].

Существуют многочисленные оценки термодинамического режима метаморфизма пород в Беломорском регионе. РТ-параметры самого раннего умеренно-барического гранулитового этапа метаморфизма: Т = 800 °С, Р = 6-8 кбар [18]; Т = 700-730 °С, Р = 6-7 кбар [23]. Более поздний этап высокобарического метаморфизма амфиболитовой фации, локально достигающий условий гранулитовой фации, имеет следующие параметры: Т = 750-850 °С, Р = 8-9 кбар [24]; Т = 730-750 °С, Р = 7-8,5 кбар [23].

Время проявления метаморфизма гранулитовой фации на участке Тупая губа оценивается U-Pb методом по циркону из гранат-биотитового гнейса как 2,85 млрд лет, а по циркону из метагаббро как 2,7 млрд лет [23]. Метаморфизм амфиболитовой фации повышенных давлений, следующий за гранулитовым и отвечающий условиям кианит-силлиманитовой фациальной серии, проявился в интервале 2,7-2,67 млрд лет: Т = 660-700 °С, Р = 12-14 кбар [18]; Т = 600-700 °С, Р = 8-9 кбар [24]. Выделяется также палеопротерозойский этап метаморфизма амфиболитовой фации, локально проявленный вдоль зон рассланцевания, имеющий более низкие РТ-параметры по сравнению с предыдущим позднеархейским амфиболитовым этапом: Т = 630-650 °С, Р = 7,5 кбар [18]; Т = 550-630 °С, Р = 6-7 кбар в районе чупинских мусковитовых месторождений [24].

Для кианитсодержащих гнейсов чупинской толщи приводятся PT-условия образования лейкосом архейского (~2,68 млрд лет) возраста: Р = 9-11 кбар, Т = 700-780 °C. При этом отмечается, что немигматизированные гранат-биотитовые гнейсы характеризуются более высокими параметрами метаморфизма: Р = 8,5-12,5 кбар, Т = 720-840 °C [19]. Для меланосомы вокруг ранней палеопротерозойской лейкосомы в амфиболитах (~1,94 млрд лет) рассчитаны следующие условия: Т = 625-700 °C, Р = 9-11 кбар, а для поздней (также палеопротерозойской, ~1,88 млрд лет) лейкосомы, секущей раннюю, установлены пиковые значения (Т = 800-830°C, Р = 14-15 кбар), снижающиеся до Т = 670-700 °C, Р = 10-12 кбар.

Датирование циркона кианитовых гнейсов и амфиболитов [25] выявило, что ядра циркона из гнейсов отвечают неоархейским событиям возраста 2700-2800 млн лет, из амфиболитов – времени магматической кристаллизации (2775±12 млн лет). При этом внутренние каймы циркона амфиболитов и гнейсов связывают с неоархейскими метаморфическими событиями возрастов 2650±8 и 2599±10 млн лет соответственно, а для внешних – с палеопротерозойским метаморфизмом около 1890 млн лет назад.

Методы и материал для исследования

Содержание химических элементов в породах анализировалось рентгеноспектральным флуоресцентным методом (XRF, Центральная лаборатория Института Карпинского). Анализируемую пробу смешивали с флюсом (50 % метабората лития и 50 % тетрабората лития) в соотношении 1:9 и затем плавили в золото-платиновых тиглях. Анализ выполнялся для спрессованных плавленых таблеток весом 4 г. Количественное содержание каждого элемента вычисляется автоматически путем сравнения сигналов элементов (масс-спектров) рабочей пробы и калибровочной смеси. Нижний предел определения оксидов составлял 0,01-0,03 вес.%.

U-Pb изотопное датирование. Монацит из протолочек проб мигматизированного гранат-кианит-биотитового гнейса извлекался с помощью тяжелых жидкостей. Затем зерна монацита группировались под бинокуляром с учетом их морфологии и размеров. Каждая анализируемая проба содержала от 8 до 12 зерен монацита. Химическое разложение монацита проводилось в термостате при температуре 220 °С в течение 24 ч при помощи концентрированной кислоты HCl с использованием фторопластовых вкладышей внутри кожуха из нержавеющей стали. Выделение U и Pb выполнялось по модифицированной методике Т.Е.Кроу. Для количественного определения Pb и U применялся смешанный индикатор ²⁰⁸Pb-²³⁵U. Изотопный анализ Pb и U выполнялся на многоколлекторном масс-спектрометре Triton TI (аналитик Н.Г.Ризванова, ИГГД РАН) в одноленточном режиме на Re-катодах, предварительно отожженных в течение 30 мин при температуре 2000±50 °С. Для измерений применялся силикатный эмиттер в смеси с H₃PO₄. Коэффициенты фракционирования, определенные для Pb по измерениям NBS стандарта SRM-982, а для U – по измерению природного образца, составили 0,1 и 0,08 % на атомную единицу массы соответственно. Холостое загрязнение не превышало 50 пг Pb и 10 пг U. Обработка данных проводилась по программам PbDAT и ISOPLOT (автор К.Людвиг). При расчете возраста использовались значения констант распада урана [26]. Поправки на обычный свинец вводились в соответствии с модельными величинами. Все ошибки приводились на уровне 2σ.

Компьютерное моделирование фазовых равновесий выполнялось при помощи программы PERPLE_X v.7.19 [27] (обновления до 2024 г.) c базой термодинамических данных минералов и твердых растворов биотита, плагиоклаза, хлорита, граната, шпинели, ортопироксена, светлых слюд, хлоритоида, ставролита, кордиерита, ильменита в системе MnTiNCKFMASH (MnO–TiO₂–Na₂O–CaO–K₂O–FeO–MgO–Al₂O₃–SiO₂–H₂O–СО₂) hp62ver [28]. Термодинамическое описание свойств расплава выполнено по статье [29].

Материал для определения составов протолитов супракрустальных пород чупинской толщи включал 100 образцов, помимо авторских, были использованы данные из работ О.И.Володичева и О.С.Сибелева (все они могут быть предоставлены по запросу). Эти данные были разделены методом кластерного анализа и с использованием различных диаграмм на пять групп, которые затем детально анализировались с помощью термодинамических расчетов условий метаморфического минералообразования. Также был использован анализ химического состава 152 образцов породообразующих минералов. Определение U-Pb возраста мигматитов по монациту было выполнено для двух проб мигматизированного гранат-кианитового гнейса (из породы в целом).

Петрохимическая характеристика изученных пород

Имеющиеся данные по химическому составу пород чупинской толщи на основе кластерного анализа были предварительно разделены на пять групп (gr1-1 – gr2-3) и рассмотрены на диаграммах. На классификационной диаграмме Н.П.Семененко* большинство фигуративных точек составов концентрируется в верхней части поля II, которое соответствует железисто-магнезиально-алюмосиликатным протолитам (рис.2, а). Меньшее количество точек расположено в полях щелочноземельно-алюмосиликатных (III) и алюмосиликатных (I) протолитов. При этом в поле алюмосиликатных протолитов (I) выделяются две группы пород – одна с повышенным содержанием алюминия (gr2-1), а другая  (gr1-2, gr2-2) тяготеет к составам железисто-магнезиально-алюмосиликатных протолитов (II).

На классификационной диаграмме [30], которая используется для определения зрелости осадков, составы гнейсов чупинской толщи попадают в поле незрелых осадков – граувакк (рис.2, б). Слабая и средняя зрелость осадков также иллюстрируется диаграммой Al₂O₃ – (CaO + Na₂O + K₂O) – (FeO_общ + MgO) (рис.2, в), предложенной в работе [31]. Составы этих образцов образуют компактное поле между векторами А и Б, вытянутое к вершине треугольника в направлении увеличения степени выветривания. Это свидетельствует о неравномерном химическом выветривании широкого спектра терригенного материала в области сноса. Небольшая часть точек образует тренд в направлении изменения состава кислых магматических пород (А), подвергшихся химическому выветриванию, в то же время это может быть результатом высокой степени мигматизации гнейсов [32].

Индекс зрелости осадков (ICV) меняется в диапазоне от 0,5 до 1,1 и отражает присутствие в метаосадочных породах обломочного материала различной степени седиментационной зрелости (рис.2, г, табл.1). Фигуративные точки на диаграмме CIA-ICV [31, 32] тяготеют к нижней части гранитного тренда, а точки глиноземистых гнейсов имеют более высокое значение ICV и тяготеют к центральной линии гранитов. Индекс химического выветривания CIA указывает на то, что породы чупинской толщи в целом имели слабо и умеренно выветрелые источники сноса. Высокоглиноземистые гнейсы, содержащие заметное количество кианита, имеют значения CIA от 60 до 78 и являются чуть более зрелыми, чем гранат-биотитовые гнейсы, в которых этот индекс составляет 50-60 (рис.2, г).

Составы изученных пород по значениям гидролизатного модуля ГМ [34] относятся к сиаллитам и сиферлитам (последние преобладают), а также силитам (рис.3, а). В половине проб содержание MgO превышает или близко 3 мас.%, что позволяет считать их псевдосиаллитами и псевдосилитами. Отрицательная корреляция на диаграмме ГМ-НКМ (рис.3, а) и положительная в координатах ТМ-ЖМ (рис.3, б), наряду со ЩМ > 1 повышенные значения ЖМ и ГМ свидетельствуют о первичном разрушении магматических пород с заметной примесью пирокластики (вулканокластики) основного состава [34].

Таблица 1

Значения петрохимических параметров для чупинских гнейсов

Примечания. Петрохимические модули: гидролизатный ГМ – [(Al₂O₃ + TiO₂ + FeOt + MnO)/SiO₂]; алюмокремниевый АМ – [Al₂O₃/SiO₂]; фемический ФМ – [(FeOt + MnO + MgO)/SiO₂]; титановый ТМ – [TiO₂/Al₂O₃]; щелочной ЩМ – [Na₂O/K₂O]; модуль нормированной щелочности НКМ – [(Na₂О + K₂О)/Al₂O₃]; железный ЖМ – [(FeOt + MnO)/(TiO₂ + Al₂O₃)]; общая щелочность ОЩ – [Na₂O + K₂O] [34]. Петрохимические параметры: a – Al/Si, b – (Fe²⁺ + Fe³⁺ + Mn + Ca + Mg)/1000, длина вектора n – K + Na, наклон вектора k – K/(K + Na) [35]. CIA – [Al₂O₃/(Al₂O₃ + CaO + Na₂O + K₂O)]∙100 [31], IСV – [(Fe₂O₃ + K₂O + Na₂O + CaO + MgO + TiO₂)/Al₂O₃ [32]. В скобках даны медианные значения составов.

На диаграмме ФМ-НКМ [34], предназначенной для разделения глинистых отложений, большая часть пород локализуется в поле составов существенно хлоритовых глин с подчиненной ролью Fe-гидрослюд. Более лейкократовые гнейсы попали в поле неопределенности. Часть составов находится в поле преимущественно каолинитовых глин, в то время как высокоглиноземистые гнейсы тяготеют к верхней части поля (V) и попадают в поля перекрытий – монтмориллонит-каолинит-гидрослюдистых глин (рис.3, в).

Для определения номенклатурной принадлежности пород использовалась классификационная диаграмма А.Н.Неелова [35], разработанная для метаморфизованных осадочно-вулканогенных образований. На диаграмме (рис.3, г) параметр а – глиноземистый модуль – отражает два механизма дифференциации вещества: интенсивность химического выветривания и гранулометрическую сортировку, параметр b характеризует общую меланократовость пород, а щелочность пород выражена векторами n и k. Основная часть точек концентрируется в поле алевролитов и алевропелитов. Меньше составов попадают в поле песчаников и пелитов. В соответствии с этим можно сделать вывод о том, что распределение точек составов пород связано в большей степени с гранулометрической дифференциацией вещества. Следует отметить, что часть точек (gr2-1) характеризуется более пологим наклоном вектора k (0,12-0,15) в отличие от других групп пород (0,20-0,55) за счет преобладания Na₂O над K₂O. В то же время эти составы по оси b сдвинуты влево относительно большинства других составов за счет более низкого содержания в породе FeO и MgO. Также характерно, что часть точек (gr1-1) сдвинута вправо по оси b из-за большего содержания в породе FeO и MgO, в то же время у этой группы пород максимальные значения параметра k (0,38-0,55) за счет преобладания K₂O над Na₂O.

Петрографические особенности чупинских гнейсов

По петрографическому составу уверенно выделяются четыре разновидности гнейсов: гранат-биотитовые; кианит-гранат-биотитовые, с количеством кианита от единичных зерен до 20 об.%; лейкократовые существенно кварц-плагиоклазовые, в которых темноцветные минералы (гранат, биотит, единичные зерна кианита) не превышают 10 об.%; мусковитсодержащие, в которых мусковит находится в ассоциации или парагенезисе с описанными темноцветными минералами. Для всех гнейсов характерны как мелкозернистые, так и крупнозернистые порфиролепидогранобластовые, лепидогранобластовые, гранобластовые структуры и массивные, чаще полосчатые текстуры (рис.4). Как правило, порфиробласты представлены гранатом, гораздо реже – кианитом. Гранат имеет пироп-альмандиновый состав (Alm_60-73Py_17-30Grs_6-9Sps_1-4)*, содержит включения как минералов матрикса – кварца, биотита, кианита, так и акцессорных фаз – апатита, монацита, циркона, рутила. Зерна граната имеют регрессивную зональность – от центра к краю зерен уменьшается содержание пиропового компонента и возрастает доля альмандинового компонента.

Биотит относится к магнезиальным разностям (Mg# 0,58-0,67) с преобладанием в составе флогопитового компонента и содержит 2,6-4,0 мас.% TiO₂. Он является вторым по распространенности и по размеру зерен, как правило, тяготеет к меланократовым прослоям, плеохроирует в коричневых цветах, практически не имеет вторичных изменений и содержит включения циркона.

Плагиоклаз (An 23-30 %) часто имеет полисинтетические двойники и расположен в лейкократовых прослоях, местами подвержен вторичным изменениям. Кварц встречается вместе с плагиоклазом, размеры его зерен широко варьируют, часто наблюдаются мелкие зерна или оторочки рядом с гранатом и вокруг зерен кианита.

Кианит чаще всего находится в парагенезисе с гранатом и биотитом, выявляется его приуроченность к границам прослоев, что, скорее всего, подчеркивает неоднородность первичного протолита метаосадочной породы. При регрессивных изменениях этот ранний метаморфический кианит замещается ставролитом. Наряду с метаморфическим кианитом в мигматитах встречается кианит с реакционными оторочками в виде мусковита и кварца. Порфиробласты кианита могут содержать включения кварца, биотита, апатита, рутила.

Мусковит – вторая по значимости слюда в чупинских гнейсах, встречается в ассоциации с биотитом и развивается по трещинам в кианите, реже присутствует в матриксе породы. Содержание мусковита сильно варьирует и иногда достигает 30 об.%. Калиевый полевой шпат практически отсутствует в изученных породах, но найден в виде включений в гранате и в некоторых типах лейкосом мигматитов.

Мигматизация в изученных гнейсах проявлена неравномерно – встречаются в широком спектре пород – от незатронутых мигматизацией до сильно мигматизированных, содержащих до 50-70 об.% лейкосом. Толщина лейкосом варьирует от первых миллиметров до первых сантиметров. Они представлены в основном плагиоклаз-кварцевыми скоплениями с единичными зернами биотита, мусковита и граната, изредка встречаются также калиевополевошпатовые разности с мусковитом.

Определение РТ-условий мигматизации

Наблюдаемые в изученных породах метаморфические минеральные парагенезисы хорошо воспроизводятся при компьютерном моделировании минералообразования в программе PERPLE_Х (рис.5). Парагенезис, состоящий из граната, плагиоклаза, кианита, биотита и рутила, занимает на этих диаграммах области высокотемпературной амфиболитовой и гранулитовой фаций метаморфизма средних и умеренно высоких давлений. Наилучшие результаты минералообразования при компьютерном моделировании получены с использованием углекислотно-водного флюида с соотношением СО₂:Н₂О = 0,2:0,8. При большем количестве углекислоты во флюиде получают распространение карбонатные минералы (доломит, анкерит и т.д.), что не соответствует природным наблюдениям.

Бескианитовый минеральный парагенезис также адекватно воспроизводится путем моделирования, если протолиты характеризуются повышенным содержанием кальция (рис.5, б). Это можно продемонстрировать с помощью бинарных диаграмм с переменным количеством ряда компонентов (рис.6). На диаграммах видно, что кианитсодержащие минеральные парагенезисы при одних и тех же РТ-параметрах могут возникать только в относительно высокоглиноземистых протолитах, но с невысоким содержанием кальция. Если первое условие очевидно – глинозем является главным компонентом кианита, то увеличение содержания кальция заключается в возрастании количества плагиоклаза в метаморфической породе, что приводит к полному расходованию глинозема при образовании этого полевого шпата. Дополнительным условием к указанным параметрам является превышение суммы щелочей (Na₂O + K₂O) над CaO в протолите. Однако в рассмотренных примерах благоприятными составами протолита для образования кианита являлись составы, в которых сумма содержаний FeO + MgO обычно не превышала 10 мас.% (в редких случаях незначительно выше).

Начальная температура появления гранитного расплава в породах разного состава в среднем несколько различается и указывает на возможность образования анатектических лейкосом в диапазоне температур 680-730 °С. Главнейшим параметром, влияющим на положение линии гранитного ликвидуса, кроме состава протолита, является доля (активность) воды в метаморфическом флюиде. Например, уменьшение мольной доли воды от 1 до 0,6 в углекислотно-водном флюиде вызывает увеличение начальной температуры плавления чупинских гнейсов на 50-70 °С.

U-Pb датирование монацита

Изотопный U-Pb анализ монацита из двух проб (Plot1 и Plot2, см. рис.1) мигматизированного гранат-кианит-плагиоклазового гнейса приведен в табл.2. Фигуративные точки монацита на диаграмме с конкордией (рис.7) располагаются с незначительным отклонением от линии конкордантной эволюции двух изотопных субсистем U-Pb системы, что говорит об отсутствии ее нарушения после кристаллизации исследуемых минералов.

Таблица 2

Результаты U-Pb изотопных исследований монацита

Конкордантные значения возрастов составили для пробы Plot1 1853±5 млн лет, СКВО = 2 с вероятностью конкордантности 0,16, для пробы Plot2 – 1854±5 млн лет, СКВО = 0,48 с вероятностью 0,49. Учитывая практическую идентичность рассчитанных значений возрастов, а также их перекрытия аналитической погрешностью, возраст монацитов из двух проб принимается за 1854±5 млн лет.

Обсуждение результатов

Метаморфические минеральные парагенезисы в изученных породах чупинской толщи имеют достаточно широкое поле устойчивости в координатах температуры и давления. Данные предшествовавших исследований (например, [19]) свидетельствуют о том, что в лейкосомах амфиболитов сохранились минеральные парагенезисы, отвечающие пиковым условиям гранулитовой фации высоких давлений, а их регрессивные преобразования происходили в условиях средне- и высокотемпературной амфиболитовой фации высоких давлений. Однако остается неясным, к какому времени эндогенной эволюции пород относятся эти РТ-параметры, поскольку в мигматитах этими авторами датированы только цирконы архейского возраста, а более молодые (например, палеопротерозойские) цирконы в пробах обнаружены не были. Это странно, поскольку палеопротерозойские процессы весьма интенсивно проявлены в БПП [16, 23, 37], что подтверждено многочисленными геохронологическими исследованиями [38-40]. В частности, в породах района Воче-Ламбина северо-западной части БПП лейкосома с погружающейся на восток транспрессионной линейностью имеет возраст 1898±2 млн лет и связывается с палеопротерозойскими коллизионными событиями [38]. Южнее, в районе Чупа-Лоухи последний коллизионный метаморфизм и мигматизация имели место между 1840 и 1875 млн лет (по данным U-Pb изучения циркона методом SIMS [41]). С учетом этих геохронологических данных высказано предположение [38], что в пределах БПП коллизия Кольского и Карельского архейских кратонов привела к образованию регионального комплекса зон рассланцевания (пластического сдвигового течения) в условиях метаморфизма амфиболитовой фации, которое сопровождалось мигматизацией пород [38, 41, 42]. Метаморфизм не всегда приводит к заметной миграции химических элементов в породах, что следует из ряда работ по примыкающим к чупинской толще структурам [43, 44].

Условия метаморфизма, отвечающие умеренным или повышенным давлениям амфиболитовой фации весьма характерны как для БПП, так и для непосредственно примыкающих к поясу структурам. В частности, РТ-параметры метаморфизма амфиболитовой фации умеренных давлений установлены в интрузиях перидотитов, а также кислых и средних метавулканитов возрастом 1923-1926 млн лет Каскамской структуры террейна Инари, расположенной к северу от Лапландского гранулитового пояса [45]. Палеопротерозойский прогрессивный метаморфизм амфиболитовой фации при T = 625-660 °С и P = 7-9 кбар также описан в породах Корватундровской структуры, подстилающей Лапландский гранулитовой пояс [46].

Составы большинства протолитов чупинских гнейсов оказались благоприятными для образования кианита. Ключевым фактором, определяющим появление в изученных породах кианита, является повышенное отношение Al₂O₃/CaO в протолитах, которое должно быть не менее 5:1 при содержании суммы щелочей (Na₂O + K₂O), превышающей содержание CaO. В таких протолитах кианит образуется как выше температуры водонасыщенного солидуса, так и ниже нее. Этим определяется широкое присутствие данного минерала как в мигматизированных разностях, так и в гнейсах, не содержащих лейкосомы.

Судя по ICV, в диапазоне 0,5-1,1 протолиты содержали обломочный материал различной седиментационной зрелости. Протолитами могли выступать слабо и умеренно выветрелые породы гранитного состава.

Зоны пологого разгнейсования и рассланцевания (пластического сдвигового течения), связанные с формированием пологозалегающих (5-30°) надвигов субширотного или северо-западного простирания, рассматриваются как важный репер палеопротерозойского этапа эволюции БПП [38, 39, 42]. Так же считает С.Ю.Колодяжный – широко развитые в пределах БПП пологопадающие зоны надвигов образовались в результате становления протрузии гранулитов Порьей губы [47]. На основе геологических соотношений палеопротерозойских даек и массивов метагаббро с рассланцованными породами, а также геохронологических данных, полученных по метаморфическим породам в зонах пологого рассланцевания и разгнейсования, предполагается, что эти зоны сформировались около 1855 млн лет назад [39].

По данным U-Pb датирования титанита и рутила [37], в период примерно от 1,94 до 1,82 млрд лет назад породы БПП испытывали медленное остывание. Последнее метаморфическое событие 1900-1800 млн лет назад, которое привело к перезапуску U-Pb системы титанитов и локальному росту циркона, связывалось с зонами мигматизации и пегматитообразования, где предполагается наиболее интенсивная циркуляция водно-щелочных флюидов [37, 41].

Полученные данные о РТ-параметрах метаморфизма и времени проявления мигматизации в чупинской толще необходимо рассматривать как один из этапов палеопротерозойской тектоно-термальной активности, достигающий по интенсивности условий частичного плавления пород. Место этого события в общей последовательности тектонических событий в регионе, а также характер участия геологических структур, сформированных к тому времени, требует дальнейшего изучения. Возможно, в тектоническом сценарии, объясняющем эволюцию палеопротерозойских эндогенных событий в пределах БПП следует учитывать процессы, связанные со становлением Свекофеннского орогена, и, соответственно, свекофеннской орогенией.

Заключение

Проведенные исследования минерального и петрографического состава вместе с определением литохимических параметров пород чупинской толщи БПП с U-Pb датированием метаморфического монацита и петрогенетическим моделированием позволяют сделать следующие выводы:

• РТ-параметры метаморфизма и изотопный U-Pb возраст по монациту 1854±5 млн лет миг-матизированных гнейсов чупинской толщи отвечают одному из этапов проявления палеопроте-розойской тектоно-термальной активности в БПП. Природа этой активности в контексте разви-тия и становления крупных структур Беломорья в палеопротерозое требует дальнейшего изучения.
• Метаморфические минеральные парагенезисы, состоящие из граната, плагиоклаза, киани-та, биотита и рутила хорошо воспроизводятся при компьютерном моделировании минералообразования в области высокотемпературной амфиболитовой и гранулитовой фаций метаморфизма средних и умеренно высоких давлений.
• Ключевым фактором, определяющим появление в чупинских породах кианита, является повышенное отношение Al₂O₃/CaO, которое должно быть не менее чем 5:1 при весовом содер-жании щелочей, сумма (Na₂O + K₂O) которых должна превышать CaO.
• Судя по значению параметра ICV, протолиты содержали обломочный материал различной седиментационной зрелости. Такими протолитами могли быть слабо и умеренно выветрелые граниты.

Литература

1. Mingguo Zhai, Xiyan Zhu, Yanyan Zhou et al. Continental crustal evolution and synchronous metallogeny through time in the North China Craton // Journal of Asian Earth Sciences. 2020. Vol. 194. № 104169. DOI: 10.1016/j.jseaes.2019.104169
2. Emo R.B., Kamber B.S. Evidence for highly refractory, heat producing element-depleted lower continental crust: Some implications for the formation and evolution of the continents // Chemical Geology. 2021. Vol. 580. № 120389. DOI: 10.1016/j.chemgeo.2021.120389
3. Touret J.L.R., Santosh M., Huizenga J.M. Composition and evolution of the continental crust: Retrospect and prospect // Geoscience Frontiers. 2022. Vol. 13. Iss. 5. № 101428. DOI: 10.1016/j.gsf.2022.101428
4. Marimon R.S., Hawkesworth C.J., Dantas E.L. et al. The generation and evolution of the Archean continental crust: The granitoid story in southeastern Brazil // Geoscience Frontiers. 2022. Vol. 13. Iss. 4. № 101402. DOI: 10.1016/j.gsf.2022.101402
5. Sakyi P.A., Kwayisi D., Nunoo S. et al. Crustal evolution of alternating Paleoproterozoic belts and basins in the Birimian terrane in southeastern West African Craton // Journal of African Earth Sciences. 2024. Vol. 220. № 105449. DOI: 10.1016/j.jafrearsci.2024.105449
6. Wen-Bin Xue, Shao-Cong Lai, Yu Zhu et al. Generation of Neoproterozoic granites of the Huangling batholith in the northern Yangtze Block, South China: Implications for the evolution of the Precambrian continental crust // Journal of Asian Earth Sciences. 2025. Vol. 277. № 106395. DOI: 10.1016/j.jseaes.2024.106395
7. Алексеев В.И. Глубинное строение и геодинамические условия гранитоидного магматизма Востока России // Записки Горного института. 2020. Т. 243. С. 259-265. DOI: 10.31897/PMI.2020.3.259
8. Марин Ю.Б., Смоленский В.В., Бескин С.М. Типизация редкометалльных щелочных гранитов // Записки Российского минералогического общества. 2023. Ч. 152. № 5. С. 1-13. DOI: 10.31857/S0869605523050040
9. Lehmann B. Formation of tin ore deposits: A reassessment // Lithos. 2021. Vol. 402-403. № 105756. DOI: 10.1016/j.lithos.2020.105756
10. Yong-Fei Zheng, Peng Gao. The production of granitic magmas through crustal anatexis at convergent plate boundaries // Lithos. 2021. Vol. 402-403. № 106232. DOI: 10.1016/j.lithos.2021.106232
11. Qiong-Xia Xia, Meng Yu, Er-Lin Zhu et al. Two generations of crustal anatexis in association with two-stage exhumation of ultrahigh-pressure metamorphic rocks in the Dabie orogen // Lithos. 2023. Vol. 446-447. № 107146. DOI: 10.1016/j.lithos.2023.107146
12. Shaoji Yang, Yanru Song, Haijin Xu et al. Paleoproterozoic ultrahigh-temperature metamorphism and anatexis of the pelitic granulites in the Kongling terrane, South China // Precambrian Research. 2024. Vol. 414. № 107591. DOI: 10.1016/j.precamres.2024.107591
13. Guangyu Huang, Jinghui Guo, Richard Palin. Phase equilibria modeling of anatexis during ultra-high temperature metamorphism of the crust // Lithos. 2021. Vol. 398-399. № 106326. DOI: 10.1016/j.lithos.2021.106326
14. Haobo Wang, Shuyun Cao, Junyu Li et al. High-pressure granulite-facies metamorphism and anatexis of deep continental crust: New insights from the Cenozoic Ailao Shan–Red River shear zone, Southeast Asia // Gondwana Research. 2022. Vol. 103. P. 314-334. DOI: 10.1016/j.gr.2021.10.010
15. Guangyu Huang, Hao Liu, Jinghui Guo et al. Partial melting mechanisms of peraluminous felsic magmatism in a collisional orogen: An example from the Khondalite belt, North China craton // Journal of Metamorphic Geology. 2024. Vol. 42. Iss. 6. P. 817-841. DOI: 10.1111/jmg.12774
16. Ранний докембрий Балтийского щита / Отв. ред. В.А. Глебовицкий. СПб: Наука, 2005. 711 с.
17. Глебовицкий В.А., Седова И.С., Ларионов А.Н., Бережная Н.Г. Изотопная периодизация магматических и метаморфических событий на рубеже архея и палеопротерозоя в Беломорском поясе, Фенноскандинавский щит // Доклады Академии наук. 2017. Т. 476. № 4. С. 435-439. DOI: 10.7868/S0869565217280179
18. Володичев О.И. Беломорский комплекс Карелии. Геология и петрология. Л.: Наука, 1990. 245 с.
19. Слабунов А.И., Азимов П.Я., Глебовицкий В.А. и др. Архейская и палеопротерозойская мигматизации пород Беломорской провинции Фенноскандинавского щита: петрология, геохронология, геодинамические следствия // Доклады Академии наук. 2016. Т. 467. № 1. С. 71-74. DOI: 10.7868/S0869565216070239
20. Мыскова Т.А., Глебовицкий В.А., Миллер Ю.В. и др. Супракрустальные толщи Беломорского подвижного пояса: первичный состав, возраст и происхождение // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2003. Т. 11. № 6. С. 3-19.
21. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1:200 000. Издание 2-е. Серия Карельская. Лист Q-36-XV, XVI (Лоухи). Объяснительная записка. М.: Московский филиал «ВСЕГЕИ», 2021. 109 с.
22. Ручьев А.М. О протолите северокарельских гнейсов чупинской свиты беломорского комплекса // Геология и полезные ископаемые Карелии. Петрозаводск: Карельский научный центр РАН, 2000. Вып. 2. С. 12-25.
23. Бибикова Е.В., Борисова Е.Ю., Другова Г.М., Макаров В.А. Метаморфическая история и возраст глиноземистых гнейсов Беломорского пояса Балтийского щита // Геохимия. 1997. № 9. С. 883-893.
24. Другова Г.М. Особенности раннедокембрийского метаморфизма в Беломорском складчатом поясе (Балтийский щит) // Записки Всероссийского минералогического общества. 1996. Ч. 125. № 2. С. 24-38.
25. Скублов С.Г., Азимов П.Я., Ли С.-Х. и др. Полиметаморфизм чупинской толщи Беломорского подвижного пояса (Фенноскандия) по данным изотопно-геохимического (U-Pb, REE, O) исследования циркона // Геохимия. 2017. № 1. С. 3-16. DOI: 10.7868/S0016752517010095
26. Steiger R.H., Jäger E. Subcommission on geochronology: Convention on the use of decay constants in geo- and cosmochronology // Earth and Planetary Science Letters. 1977. Vol. 36. Iss. 3. P. 359-362. DOI: 10.1016/0012-821X(77)90060-7
27. Connolly J.A.D. Multivariable Phase Diagrams: An Algorithm Based on Generalized Thermodynamics // American Journal of Science. 1990. Vol. 290. Iss. 6. P. 666-718. DOI: 10.2475/ajs.290.6.666
28. Holland T.J.B., Powell R. An improved and extended internally consistent thermodynamic dataset for phases of petrological interest, involving a new equation of state for solids // Journal of Metamorphic Geology. 2011. Vol. 29. Iss. 3. P. 333-383. DOI: 10.1111/j.1525-1314.2010.00923.x
29. White R.W., Powell R., Holland T.J.B. et al. New mineral activity–composition relations for thermodynamic calculations in metapelitic systems // Journal of Metamorphic Geology. 2014. Vol. 32. Iss. 3. P. 261-286. DOI: 10.1111/jmg.12071
30. Pettijohn F.J., Potter P.E., Siever R. Sand and Sandstone. Springer-Verlag, 1972. 634 p.
31. Nesbitt H.W., Young G.M. Early Proterozoic climates and plate motions inferred from major element chemistry of lutites // Nature. 1982. Vol. 299. Iss. 5885. P. 715-717. DOI: 10.1038/299715a0
32. Юрченко А.В., Балтыбаев Ш.К., Волкова Ю.Р., Мальчушкин Е.С. Особенности вещественного состава, параметры метаморфизма и протолиты гранулитов Ларбинского блока Джугджуро-Становой складчатой области // Тихоокеанская геология. 2024. Т. 43. № 2. С. 20-39. DOI: 10.30911/0207-4028-2024-43-2-20-39
33. Cox R., Lowe D.R., Cullers R.L. The influence of sediment recycling and basement composition on evolution of mudrock chemistry in the southwestern United States // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1995. Vol. 59. Iss. 14. P. 2919-2940. DOI: 10.1016/0016-7037(95)00185-9
34. Юдович Я.Э., Кетрис М.П. Основы литохимии. СПб: Наука, 2000. 479 с.
35. Неелов А.Н. Петрохимическая классификация метаморфизованных осадочных и вулканических пород. Л.: Наука, 1980. 100 с.
36. Warr L.N. IMA–CNMNC approved mineral symbols // Mineralogical Magazine. 2021. Vol. 85. Iss. 3. P. 291-320. DOI: 10.1180/mgm.2021.43
37. Bibikova E., Skiöld T., Bogdanova S. et al. Titanite-rutile thermochronometry across the boundary between the Archaean Craton in Karelia and the Belomorian Mobile Belt, eastern Baltic Shield // Precambrian Research. 2001. Vol. 105. Iss. 2-4. P. 315-330. DOI: 10.1016/S0301-9268(00)00117-0
38. Daly J.S., Balagansky V.V., Timmerman M.J., Whitehouse M.J. The Lapland–Kola orogen: Palaeoproterozoic collision and accretion of the northern Fennoscandian lithosphere // European Lithosphere Dynamics. Geological Society of London, 2006. Vol. 32. P. 579-598. DOI: 10.1144/GSL.MEM.2006.032.01.35
39. Козловский В.М., Травин В.В., Саватенков В.М. и др. Термобарометрия палеопротерозойских метаморфических событий центральной части Беломорского подвижного пояса, Северная Карелия // Петрология. 2020. Т. 28. № 2. С. 184-209. DOI: 10.31857/S0869590320010033
40. Dokukina K.A., Konilov A.N., Bayanova T.B. et al. Metamorphosed Plagiogranite Veins In Salma Eclogites, Belomorian Eclogite Province // Precambrian Research. 2024. Vol. 400. № 107248. DOI: 10.1016/j.precamres.2023.107248
41. Бибикова Е.В., Богданова С.В., Глебовицкий В.А. и др. Этапы эволюции Беломорского подвижного пояса по данным U-Рb цирконовой геохронологии (ионный микрозонд NORDSIM) // Петрология. 2004. Т. 12. № 3. С. 227-244.
42. Балаганский В.В. Главные этапы тектонического развития северо-востока Балтийского щита в палеопротерозое: Автореф. дис. … д-ра геол.-минерал. наук. СПб: Институт геологии и геохронологии докембрия РАН, 2002. 32 с.
43. Крылов Д.П., Климова Е.В. Происхождение карбонатно-силикатных пород Порьей губы (Лапландско-Колвицкий гранулитовый пояс) по результатам анализа стабильных изотопов (δ18O, δ13C) // Записки Горного института. 2024. Т. 265. С. 3-15.
44. Салимгараева Л.И., Скублов С.Г., Березин А.В., Галанкина О.Л. Фальбанды Керетского архипелага Белого моря: характеристика состава пород и минералов, рудная минерализация // Записки Горного института. 2020. Т. 245. С. 513-521. DOI: 10.31897/PMI.2020.5.2
45. Вревский А.Б., Кузнецов А.Б., Львов П.А. Возраст и стратиграфическое положение супракрустального комплекса каскамского блока террейна Инари (северо-восток Кольско-Норвежской области Фенноскандинавского щита) // Доклады Российской академии наук. Науки о Земле. 2023. Т. 511. № 2. С. 159-167. DOI: 10.31857/S2686739723600674
46. Ниткина Е.А., Беляев О.А., Доливо-Добровольский Д.В. и др. Метаморфизм Корватундровской структуры Лапландско-Кольского орогена (арктическая зона Фенноскандинавского щита) // Геология и геофизика. 2022. Т. 63. № 4. С. 603-621. DOI: 10.15372/GiG2021172
47. Колодяжный С.Ю. Структурно-кинематическая эволюция юго-восточной части Балтийского щита в палеопротерозое. М.: ГЕОС, 2006. 332 с.