Записки Российского минералогического общества, 2021, T. 150, № 3, стр. 27-49

ГЕОЛОГИЯ И ПЕТРОГРАФИЯ

Район исследований находится в юго-западной части Кейвского мегаблока, на территории между Цагинским и Щучье-Медвежьеозерским массивами габбро-лабрадоритов (рис. 1) и сложен главным образом архейскими гранитоидами различного возраста и состава. Известково-щелочные граниты образуют в современном эрозионном срезе массив неправильной, близкой к изометричной, формы площадью около 250 км². Внедрение гранитов разделяло фазы субщелочного магматизма АЛМГ и щелочных гранитоидов, которыми в районе исследований сложены массивы Западных Кейв и Белых тундр, а также многочисленные дайки в известково-щелочных гранитах. Последние имеют отчетливо проявленный гнейсовидный облик с простиранием плоскопараллельных текстур от северо-северо-восточного до субмеридионального и с падением преимущественно к востоку под углами 40°–50°. Образование плоскопараллельных текстур в гранитах было обусловлено, вероятно, процессами палеопротерозойского метаморфизма в условиях кианит-силлиманитовой фациальной серии амфиболитовой фации (Петров, 1999). Щелочные граниты даек оказывают активное контактовое воздействие на вмещающие известково-щелочные граниты, выраженное в образовании порфиробласт калиевого полевого шпата и послойных кварц-полевошпатовых обособлений в экзоконтактовых частях тел. Дискордантный U-Pb возраст известково-щелочных гранитов, определенный методом SIMS, по циркону, составляет 2667 ± 8 млн лет (Vetrin, Rodionov, 2009).

Известково-щелочные граниты представлены мелко-среднезернистыми породами, местами содержащими небольшое количество (<10%) вкрапленников плагиоклаза. Главные породообразующие минералы гранитов: плагиоклаз (альбит-олигоклаз, олигоклаз) 40–70%, микроклин 13–20%, кварц 11–35%, амфибол 0–7%, биотит 1–6%, мусковит 0–2%. Акцессорные минералы – титанит, циркон, апатит, алланит, молибденит, магнетит, эпидот. Наиболее распространены амфибол-биотитовые разновидности, реже встречаются биотитовые граниты. Структуры пород бластогранитные, местами с хорошо выраженным идиоморфизмом зерен плагиоклаза.

Методы исследования. Химические анализы и Sm-Nd изотопные исследования выполнены в Геологическом институте ФИЦ КНЦ РАН. Sm-Nd изотопный состав образца гранитов определен на 7-канальном масс-спектрометре Finnigan-MAT-262 (RPQ) согласно опубликованным методическим приемам (Баянова, 2004). Среднее значение отношения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd в стандарте LaJolla за период измерений составило 0.511833 ± 6 (n = 11) и в стандарте JNdi1 – 0.512068 ± 15 (n = 100). При расчете величин εNd(t) и модельных возрастов t(DM) использованы современные значения CHUR (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.512630, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = 0.1960, Bouvier et al., 2008) и DM (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.513151, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = 0.2136, Goldstein, Jacobsen, 1988). Концентрации элементов-примесей определялись в ИМГРЭ (г. Москва) методом ICP-MS на приборе Elan 6100 DRC. Изотопный состав Hf в цирконе из датированных на SHRIMP II кристаллах (Vetrin, Rodionov, 2009) определен в Университете Маквари, Сидней, Австралия методом лазерной абляции по методике (Griffin et al., 2000). Во время измерений среднее значение ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf для стандарта Мад Танк составило 0.282497 ± 0.000013 (n = 20), для цирконового стандарта Temora – 0.282672 ± 0.000018 (n = 7). С целью вычисления инициальных ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf и εHf(t) использовались значения возраста по изотопному отношению ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb для данного участка циркона, измеренное отношение ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf и константа распада ¹⁷⁶Lu = 1.865× 10^–11 год^–1 (Scherer et al., 2001). Современные хондритовые отношения приняты как ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf = 0.0336 ± 0.0001 и ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf = 0.282785 ± 0.000011 (Bouvier et al., 2008). Влияние изотопа ¹⁷⁶Yb на ¹⁷⁶Hf устранялось путем измерения ¹⁷²Yb и использования отношения ¹⁷⁶Yb/¹⁷²Yb для расчета ¹⁷⁶Yb/¹⁷⁷Hf и ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf. C целью определения модельного Hf-возраста применялась двухстадийная модель ($t_{{{\text{DM}}}}^{{\text{C}}}$) при среднем значении ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf = 0.015 для коры в целом (Griffin et al., 2002).

ПЕТРОГЕОХИМИЯ

Химический состав известково-щелочных гранитов охарактеризован 22 анализами, из них 9 являются оригинальными (табл. 1), 13 заимствованы из ранее опубликованной работы (Батиева, Бельков, 1983). Концентрации SiO₂ в породах изменяются от 67.5 до 73.9 мас. %, и на диаграмме в координатах SiO₂–(Na₂O + K₂O) они отвечают составу гранита, в единичных случаях – составам субщелочного гранита и гранодиорита. Преобладающая часть образцов пересыщена глиноземом, что фиксируется появлением в их нормативном составе альсилита (Al₂SiO₅) в количестве 0.5–4.1%. По величине соотношения глинозема с щелочами и кальцием (ASI) граниты находятся главным образом в поле пересыщенных глиноземом (перглиноземистых) пород (рис. 2, а). Во всех образцах железо существенно преобладает над магнием с вариациями железистости (F_ат) в пределах 65–94% (среднее 74%). По соотношению SiO₂ и Fe/Mg граниты относятся к железистому типу (рис. 2, б). Концентрации щелочей составляют 6.45–8.33 мас. % (среднее 7.43 мас. %), величина отношения K₂O/Na₂O находится в пределах 0.58–1.39 (среднее 0.94). На диаграмме в координатах SiO₂–K₂O точки состава пород располагаются в поле высококалиевых известково-щелочных гранитов (рис. 2, в). По соотношению концентраций K₂O и Na₂O, SiO₂ и Zr породы отвечают составам I‑гранитов (рис. 2, г, д). На диаграммах Харкера точки состава пород при увеличении содержания SiO₂ образуют тренды с уменьшением содержаний TiO₂, Al₂O₃, FeO*, MnO, MgO, CaO, Na₂O, P₂O₅, Nb, Zr, Y, U, Sr, Gd, Eu, Yb, Lu при увеличении содержаний K₂O, Rb, Ba, Pb, Th, La, Pr, Nd (рис. 3, табл. 1), что связано, вероятно, с процессами кристаллизационной дифференциации расплава. Содержание элементов группы железа (Cr, Co, Ni, Cu, V) в гранитах в 1.5–3.0 раза ниже их концентраций в земной коре (Rudnick, Gao, 2003). На спайдер-диаграммах распределения редких элементов, нормированных относительно примитивной мантии (рис. 4, а), крупноионные литофильные элементы (K, Rb, Cs) преобладают над высокозарядными элементами (Zr, Nb, Hf, Ta, Y), тяжелыми редкими землями и иттрием. Породы содержат 121–313 ppm РЗЭ (среднее 203 ppm), с преобладанием легких лантаноидов (La–Gd, 186 ppm) над тяжелыми РЗЭ (17 ppm). На диаграмме нормированных к хондриту концентраций РЗЭ (рис. 4, б) концентрационные кривые имеют сходную конфигурацию, определяемую умеренным фракционированием лантаноидов (La_N/Yb_N = 7–42) с более четко выраженным фракционированием легких лантаноидов (La_N/Sm_N = 2.6–6.4) по отношению к тяжелым РЗЭ (Gd_N/Lu_N = 1.3–2.8) и четко проявленным Eu-минимумом (среднее Eu/Eu* = 0.46). Повышенные концентрации тяжелых лантаноидов (Er–Lu) определяют слегка вогнутую форму кривых распределения РЗЭ, что наряду с четко проявленным Eu-минимумом свидетельствует о наличии амфибола и плагиоклаза в составе кристаллизата (Taylor, McLennan, 1985).

Рис. 2.

Диаграммы соотношений петрогенных и редких элементов в известково-щелочных гранитах. а – SiO₂–ASI, б – SiO₂–FeO/(FeO + MgO) (Frost, Frost, 2011), в – SiO₂–K₂O (Peccerillo, Taylor, 1976), г – K₂O–Na₂O (White, Chappel, 1983), д – SiO₂–Zr (King et al., 1997), е – тренды K–Rb фракционирования (Shaw, 1968). OT – океанические толеитовые базальты, МТ – главный тренд фракционирования, РН – пегматиты, гидротермалиты, ж – SiO₂–P₂O₅ (Green, Watson, 1982), з – диаграмма реконструкции состава расплавов различного генезиса (Eby, 1992). Fig. 2. Binary plots of major and trace elements for саlc-alkaline granites.

Рис. 3.

Диаграммы Харкера. Fig. 3. Harker variation diagrams

Рис. 4.

Спайдер-диаграмма (а) и диаграмма редкоземельных элементов (б) для известково-щелочных гранитов. Содержания редких элементов нормированы относительно примитивной мантии (Sun, McDonough, 1989), содержания редкоземельных элементов – относительно C1 хондрита (Boynton, 1984). Fig. 4. Spider diagram (а) and REE diagram (б) for calc-alkaline granites. Trace element contents are normalized to primitive mantle (Sun, McDonough, 1989), REE contents are normalized to С1 chondrite (Boynton, 1984).

ХАРАКТЕРИСТИКА И Lu-Hf ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ КРИСТАЛЛОВ ЦИРКОНА

В известково-щелочных гранитах (обр. 13/06) циркон образует светло-коричневые, бесцветные кристаллы “цирконового” типа размером от 0.05 до 0.5 мм, с удлинением от 1 : 1 до 1 : 3, редко до 1 : 5. В катодных лучах кристаллы прозрачные, полупрозрачные, для их части установлена хорошо проявленная осцилляционная зональность (рис. 5). Во внутренних частях зерен циркона находятся мелкие включения темноцветных минералов, вызывающие нарушение двойниковой структуры кристаллов.

Рис. 5.

Катодолюминесцентные фотографии циркона из гранитов. Кружки – области U-Pb изотопного анализа кристаллов. Цифры соответствуют номерам анализов в табл. 2. Fig. 5. Cathodoluminescence images of zircon from granites. Circles are the U-Pb points of the isotopic analyses of crystals. The numbers correspond to the ones in Table 2.

Измеренные отношения ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf в кристаллах циркона находятся в пределах 0.281097–0.281166 и, будучи скорректированы на возраст (Hf_in), изменяются от 0.281053 до 0.281113 (табл. 2). Двухстадийный модельный Hf возраст ($t_{{{\text{DM}}}}^{{\text{C}}}$) циркона, определяющий время пребывания протолитов в коре, варьирует от 3.07 до 3.21 млрд лет при εHf(t) в 1.6 и –0.7 соответственно. Коэффициент фракционирования f_Lu = = [(¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf)_обр/¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf)$_{{{\text{CHUR}}}}^{0}$] – 1 во всех образцах циркона имеет отрицательные значения (от –0.969 до –0.981) и показывает вероятность образования изученного циркона из обогащенных Hf и обедненных Lu фельзических источников.

Sm-Nd ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ ИЗВЕСТКОВО-ЩЕЛОЧНЫХ ГРАНИТОВ

Результаты изучения изотопного состава Nd в образце 13/06, из которого сепарирован циркон, приведены в табл. 3 . Величина отношения ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd равна 0.107732, одностадийный модельный возраст t(DM) составляет 3.0 млрд лет, εNd(2670) составляет –0.37.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Мобильность элементов при метаморфизме. Изученные граниты в палеопротерозое испытали метаморфизм в условиях кианит-ставролит-биотит-мусковитовой субфации амфиболитовой фации, чем было обусловлено замещение магматических минеральных ассоциаций метаморфическими парагенезисами. В то же время на диаграммах Харкера (рис. 3) точки концентраций большинства породообразующих компонентов (TiO₂, CaO, Al₂O₃, Na₂O, MgO) образуют близкие к прямолинейным тренды, определяющие незначительную мобильность этих элементов при метаморфизме. На мультиэлементных спайдер-диаграммах (рис. 4, а, б) концентрационные кривые всех образцов имеют сходную конфигурацию, также свидетельствующую, вероятно, об инертном поведении этих элементов примесей. Величина отношения K/Rb в рассматриваемых гранитах варьирует в пределах 131–274 (среднее 199). На диаграмме соотношения концентраций Rb и K точки состава располагаются на главном тренде дифференциации магматических пород, что свидетельствует о незначительных масштабах удаления Rb из протолита (рис. 2, е). Эти данные согласуются с результатами предыдущих исследований (Shaw, 1968; Taylor et al., 1986; Макрыгина, 1981) о незначительной мобильности преобладающей части химических элементов пород и в первую очередь Ti, Nb, Ta, Zr, Hf, Y, Th и РЗЭ (за исключением Eu) при региональном метаморфизме.

Признаки существенно корового генезиса гранитов. По химическому составу рассматриваемые породы относятся к высококалиевым известково-щелочным, железистым, перглиноземистым гранитам, по особенностям состава близким гранитам I-типа. Происхождение исходных расплавов для таких гранитов предполагается в результате следующих процессов: (1) кристаллизационной дифференциации базальтовых расплавов, в разной степени контаминированных веществом коры (Loiselle, Wones, 1979; Peccerillo et al., 2003), (2) парциального плавления коровых протолитов преимущественно магматического генезиса, как в отсутствие свободного флюида, так и при насыщении пород водой (Skjerlie, Johnson, 1993; Rapp, Watson, 1995; Patiño Douce, 1997; Bogaerts et al., 2006).

Кейвские известково-щелочные граниты пространственно ассоциируют с Цагинским и Щучье-Медвежьеозерским массивами габбро-лабрадоритов с возрастами 2668 ± 10 и 2663 ± 7 млн лет соответственно (Баянова, 2004), в пределах ошибок определения близкими по U-Pb возрасту с гранитами. Об изменении составов гранитов в процессе кристаллизации расплава свидетельствуют такие геохимические признаки, как отчетливо проявленные негативные Eu и Sr аномалии, что наряду с минимумами для Nb, Ta, Ti, Ba может определяться фракционированием плагиоклаза и амфибола при дифференциации расплава. В то же время отсутствие данных о наличии магматических производных, промежуточных по составу между габбро-лабрадоритами и гранитами не подтверждает предположение о происхождении известково-щелочных гранитов при дифференциации базитового расплава. О фельзическом составе источника гранитных расплавов свидетельствуют и отрицательные значения коэффициента фракционирования (f_Lu) в цирконе.

Известково-щелочные граниты характеризуются узким интервалом концентраций SiO₂ (67.5–73.9 мас. %), повышенной глиноземистостью (ASI до 1.8), железистостью (F_at 65–94%), низкими концентрациями Ni (12–63 ppm), содержат повышенные концентрации крупноионных литофильных и легких редкоземельных элементов. Отношения Th/U и Rb/Sr в гранитах составляют 4.4–12.7 (среднее 7.7) и 0.55–0.85 (среднее 0.73) соответственно и превышают величину этих отношений для коры в целом (соответственно, 4.3 и 0.15, Rudnick, Gao, 2003), что свидетельствует о существенном вкладе корового компонента в состав гранитов. По данным Г. Иби (Eby, 1992) и Т. Грина (Green, 1995), величина отношений Y/Nb и Nb/Ta в расплавах корового генезиса составляет >1.2 и 11–12 соответственно, тогда как в мантийных магмах Y/Nb < 1.2 и Nb/Ta ~ 17.5. Средние значения отношений Y/Nb и Nb/Ta в изученных гранитах составляют 2.0 и 12 соответственно, что также свидетельствует об их происхождении в результате плавления коровых пород.

Оценка состава протолитов. Результаты экспериментов дают ряд ограничений по составу расплавов, образованных при плавлении субстратов различного состава при варьирующих T, Р, активности летучих и степени плавления протолитов. В результате плавления пород основного состава независимо от степени плавления гранитные расплавы имеют пониженную глиноземистость (Rapp, Watson, 1995; Wolf, Wyllie, 1994). Плавление кварц-полевошпатовых пород (ортогнейсов) в условиях полной водонасыщенности приводит к формированию слабо пересыщенных глиноземом выплавок, переходящих в метаглиноземистые при увеличении температуры и количества образованных выплавок (Bogaerts et al., 2006). В процессе дегидратационного плавления ортогнейсов глиноземистость расплавов увеличивается при снижении температуры, степени плавления субстрата, повышении общего давления и сопровождается увеличением содержания кремнезема в расплаве; железистость расплавов уменьшается при увеличении температуры и давления (Skjerlie, Johnson, 1993; Patiño Douce, 1997). При дегидратационном плавлении метаграувакк в широком интервале температур, давлений и степени плавления образуются лейкократовые перглиноземистые расплавы, количество калия в которых увеличивается с ростом давления (Gerdes et al., 2000). Приведенные данные позволяют предполагать возможность образования железистых щелочно-известковых перглиноземистых расплавов за счет дегидратационного парциального плавления протолитов среднего-кремнекислого составов. Результаты экспериментов позволяют по ряду компонентов состава выплавок определить состав подвергавшихся плавлению протолитов. Показано, что величина отношения CaO/Na₂O при образовании палингенных расплавов не зависит от температуры, давления и контролируется главным образом составом пород, подвергавшихся плавлению (Sylvester, 1998). Для метапелитов величина CaO/Na₂O составляет менее 0.5 и для граувакк и изверженных пород колеблется в пределах 0.3–1.5 (Jung, Pfänder, 2007). В кейвских известково-щелочных гранитах отношение CaO/Na₂O варьирует от 0.3 до 0.7 (среднее 0.5) и определяет метамагматический, граувакковый или смешанный состав их протолитов. Последнее подтверждается нахождением преобладающей части точек составов гранитов в полях расплавов, полученных при плавлении дацитов-тоналитов и метаграувакк (рис. 6). Единичные точки состава гранитов находятся в полях парциальных выплавок из амфиболитов и метапелитов, что могло определяться, вероятно, разнообразием источников гранитных расплавов.

Рис. 6.

Диаграмма реконструкции составов протолитов (Gerdes et al., 2000). Fig. 6. Diagram of the reconstruction of protolith compositions (Gerdes et al., 2000).

Вероятные гомологи мезоархейских пород Кейвского мегаблока на территории Кольского полуострова. Результаты геохимического изучения пород и изотопного Lu-Hf исследования циркона свидетельствуют о мезоархейском возрасте и преимущественно дацит-тоналитовом и метаграувакковом составе протолитов известково-щелочных гранитов. Следует отметить, что в настоящее время породы мезоархейского и более древнего возраста на территории Кейвского мегаблока достоверно не установлены. Гранитоиды и гнейсы, предположительно архейского возраста, входящие в состав фундамента Кейвского мегаблока и образующие овальную структуру в его юго-западной части (Геологическая карта…, 1996; Balagansky et al., 2020), не датированы и геохимически слабо исследованы. Наиболее детально породы мезо- и палеоархейского фундамента Кольского региона изучены по данным бурения Кольской сверхглубокой скважины СГ-3 и ее окружения (Vetrin et al., 2016; Levchenkov et al., 1995; Morozova et al., 2012). Разрез архейских пород скважины состоит главным образом из чередующихся толщ мигматизированных плагиогнейсов (метавулканитов дацит-плагиориодацитового состава, ~45% разреза) и гнейсов с высокоглиноземистыми минералами (метаграувакков, ~20% разреза). Около 30% разреза составляют амфиболиты, преобладающая часть которых имеет палеопротерозойский возраст, и ~5% – жильные гранитоиды. Возраст плагиогнейсов СГ-3 и окружения скважины, определенный U‑Pb методом, составляет 2.8–2.83 млрд лет (Чупин и др., 2009; Levchenkov et al., 1995). Их модельный Hf возраст попадает в интервал 3.02–3.47 млрд лет. Как следует из рис. 7, наблюдается сходство модельных датировок ($t_{{{\text{DM}}}}^{{\text{C}}}$) циркона из плагиогнейсов СГ-3 и кейвских известково-щелочных гранитов в мезоархейской части возрастного спектра, что может свидетельствовать о близости состава части протолитов этих пород. В то же время наличие палеоархейских модельных датировок в цирконе из мезоархейских плагиогнейсов СГ-3 определяет присутствие вещества палеоархейского возраста в составе пород скважины.

Рис. 7.

Диаграмма возраст–ɛHf(t). Пунктиром соединены значения ɛHf(t) и модельного возраста циркона ($t_{{{\text{DM}}}}^{{\text{C}}}$) известково-щелочных гранитов. Серым цветом закрашена область изотопных составов Hf источников известково-щелочных гранитов, ограниченная эволюционными линиями составов наиболее радиогенного циркона (с максимальным значением ɛHf, верхняя часть поля) и циркона с фракционированным изотопным составом Hf (нижняя часть поля). Темно-серой полосой обозначена область состава DM, соответствующая значениям $t_{{{\text{DM}}}}^{{\text{C}}}$ пород архейского комплекса Кольской сверхглубокой скважины (Vetrin et al., 2016). Fig. 7. Age versus ɛHf(t) diagram. Values of εHf(t) and model zircon age ($t_{{{\text{DM}}}}^{{\text{C}}}$) for calc-alkaline granite are connected by dash lines. The gray area indicates the region of Hf isotopic compositions of calc-alkaline granite sources, which is limited by evolutionary lines of compositions of the most radiogenic zircon (maximum values of ɛHf in the upper part of the field) and zircon with a fractionated isotopic composition Hf (the lower part of the field). The dark gray band indicates the DM composition area corresponding to the values $t_{{{\text{DM}}}}^{{\text{C}}}$ for rocks of the Archean complex of the Kola Superdeep Borehole according to (Vetrin et al., 2016).

Температура и давление при образовании расплавов. Гранитоиды, образованные из расплавов, возникших при дегидратационном плавлении пород коры, имеют определенные характеристики состава, позволяющие использовать их для определения температур плавления (Green, Watson, 1986; Hanchar, Watson, 2003; Jung, Pfänder, 2007). Экспериментальные работы показали зависимость растворимости апатита главным образом от температуры и содержания SiO₂ в расплавах (Green, Watson, 1982), с увеличением концентрации P₂O₅ при увеличении температуры. Отчетливо проявленная отрицательная корреляция между концентрациями P₂O₅ и SiO₂ в изученных породах (рис. 3) определяет насыщенность исходных гранитных расплавов фосфором. Оценки температур расплавов плагиомикроклиновых гранитов составляют 800–1000 °С с наибольшим числом рассчитанных значений в интервале 850–950 °С (рис. 2, ж). По данным С. Юнга и Й.А. Пфендера (Jung, Pfänder, 2007), отношение Al₂O₃/TiO₂ в парциальных расплавах определяется составом протолитов, температурой и не зависит от давления. Температуры, вычисленные методом линейной регрессии для расплавов, образовавшихся за счет субстрата метамагматических пород, равны 880–950 °С, при этом наибольшие температуры зафиксированы для пород с минимальным содержанием SiO₂ (табл. 1) и отвечают температурам расплавов при их отделении от протолита (Jung, Pfänder, 2007).

Экспериментальные работы по определению зависимости растворимости циркона от концентрации Zr, температуры и соотношения ряда породообразующих компонентов в расплавах позволили использовать эти особенности для создания циркониевого геотермометра (Hanchar, Watson, 2003). Концентрации Zr в известково-щелочных гранитах равны 198–359 ppm. Температуры, установленные по концентрациям Zr и величине отношения М = (K + Na + 2Ca)/(Si*Al) в породах, варьируют в пределах 800–860 °С. Следует отметить, что температуры, установленные по циркониевому геотермометру, на 64–114 °С ниже температур, определенных по соотношению Al₂O₃/TiO₂ в соответствующих образцах (табл. 1). Указанное несоответствие может быть обусловлено неполной растворимостью кристаллов циркона из протолитов при образовании парциальных гранитных расплавов и насыщением их цирконием при более низких температурах по сравнению с температурами исходных выплавок (Jung, Pfänder, 2007).

Приведенные данные свидетельствуют о высокотемпературном характере известково-щелочных гранитов, что в целом свойственно для производных недосыщенных водой расплавов (Chappell et al., 1998).

Оценка глубины образования расплавов может быть проведена по геохимическим особенностям гранитов. Как отмечалось, для гранитов свойственны слабо фракционированные спектры тяжелых РЗЭ при относительно повышенных концентрациях Y (среднее 23 ppm) и Yb (среднее 2.2 ppm). Эти данные наряду с резко отрицательной аномалией Eu определяют отсутствие граната в составе кристаллизата, образованного при парциальном плавлении пород при пониженном общем давлении. По имеющимся экспериментальным данным (Rushmer, 1991; Rapp et al., 1991; Wolf, Wyllie, 1994), образование граната в составе кристаллизата, равновесного с гранитным расплавом, происходит при общем давлении ≥8 кбар, соответствующем глубине (при плотности пород 2.7 г/cм) более 21–22 км. По данным сейсмических исследований для северо-западной, наиболее изученной части Кольского полуострова, нижняя граница верхней коры региона проводится на глубинах 12–15 км. Ниже до глубин 20–21 и 37–38 км выделены, соответственно, диорит-гранодиоритовая средняя и базитовая нижняя кора (Сейсмогеологическая…, 1997). С учетом приведенных данных, образование расплавов кейвских пералюминиевых известково-щелочных гранитов происходило, вероятно, в средней коре или на границе средней и нижней коры региона. Последнее подтверждается нахождением точек состава гранитов в полях составов расплавов нижне-среднекорового уровня глубинности на диаграмме в координатах Th–Th/U (рис. 2, з).

Источники тепла при образовании расплавов. Образование палингенных расплавов гранитоидов возможно в результате процессов регионального метаморфизма, при плавлении утолщенной земной коры, содержащей повышенные концентрации продуцирующих тепло элементов – U, Th, K, а также в результате привноса тепла при внедрении в кору высокотемпературных базитовых расплавов.

Процессы высокотемпературного регионального метаморфизма архейского возраста, ведущие к образованию палингенных расплавов, в породах Кейвского мегаблока достоверно не установлены. Это объясняется или отсутствием таких процессов, или изофациальностью архейских метаморфических преобразований относительно низкотемпературному палеопротерозойскому метаморфизму, происходившему в условиях кианит-ставролит-биотит-мусковитовой субфации амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фаций (Петров, 1999).

Оценка тепла, производимого U, Th, K в кейвских плагиомикроклиновых гранитах, выполнена при использовании данных по скорости образования современного теплового потока в породах коры, с использованием уравнения: A = 10^–5ρ($3.5{{С}_{{{{{\text{K}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}}}}$ + 9.67C_U + 2.63C_Th) (Hasterok, Chapman, 2011), где А – скорость производства тепла (µW/m³), C_U и C_Th – концентрации U и Th (ppm), ${{С}_{{{{{\text{K}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}}}}$ – концентрация К₂О (мас. %), ρ – плотность пород (2700 кг/m³). Предполагается, что количество продуцирущих тепло элементов (U, Th, K) в парциальных расплавах и, соответственно, в гранитах такое же или ниже, чем в источнике. При расчетах приняты средние концентрации элементов по данным табл. 1: К₂О 3.12 мас. %, U 1.54 ppm, Th 11.34 ppm. Полученный результат (1.5 µW/m³) определяет интенсивность современного теплового потока гранитов, который ниже или равен тепловому потоку пород верхней коры (1.65 µW/m³, Rudnick, GaO, 2003). Для пород АЛМГ и щелочных гранитов (Vetrin, 2019; Vetrin, Kremenetsky, 2020) получены значения А 1.33 и 2.1 µW/m³ соответственно. Поскольку концентрации продуцирущих тепло элементов в породах нижней и средней коры обычно ниже, чем в верхней коре (Rudnick, Gao, 2003), это ставит под сомнение вероятность образования гранитных расплавов за счет продуцирущих тепло элементов (U, Th, K) в источнике гранитов.

Как отмечалось выше, кейвские известково-щелочные граниты пространственно ассоциируют с массивами габбро-лабрадоритов, близкими по U-Pb возрасту с гранитами. Известно, что базальтовые расплавы в ряде случаев являются источником тепла при парциальном плавлении пород коры (Roberts, Clemens, 1993). По существующим представлениям, для 30–50% плавления пород коры требуется объем базитового материала, в 2–3 раза превышающий количество гранитных выплавок, образующихся в апикальных частях очагов базитового расплава (Huppert, Sparks, 1988). С учетом сказанного можно полагать, что образование высокотемпературных расплавов известково-щелочных гранитов происходило в результате плавления дацит-тоналитовых и граувакковых составляющих нижней–средней коры при андерплейтинге в них глубинных базитовых магм.

Геодинамические обстановки формирования и проблемы генезиса НКЩП. В интервале 2.7–2.6 млрд лет назад Кейвский мегаблок развивался в режиме тектоно-магматической активизации протоплатформы (Загородный, Радченко, 1983). Магматическая активность этого периода на территории северной части Балтийского щита была проявлена в условиях растяжения литосферы, происходившей, вероятно, в результате активизации астеносферы и поднятия мантийного плюма. Предполагается, что ареал проявлений неоархейского высокотемпературного магматизма и метаморфизма, обусловленных плюмовой активностью, в северной части Балтийского щита превышал 80 000 км² (Mints, Eriksson, 2016). При декомпрессии и плавлении плюма были образованы значительные объемы базальтовых магм, неоднократно внедрявшихся в породы различных уровней разреза коры. Возникновение исходных расплавов для щелочных гранитов НКЩП, образованных в интервале 2.674–2666 млн лет назад, могло происходить в результате дифференциации толеитовых магм нормальной или повышенной щелочности (Zozulya et al., 2005, 2007; Balagansky et al., 2020). По мнению этих исследователей, осаждение плагиоклаза на ранних этапах кристаллизации могло приводить к возникновению обогащенных Al и Ca кумулатов, образующих массивы габбро-лабрадоритов, тогда как из обогащенного железом и редкими элементами остаточного расплава происходила кристаллизация щелочных гранитов. Однако эта модель петрологически слабо обоснована. В частности, на базе приведенного выше механизма, массивы габбро-лабрадоритов должны рассматриваться, очевидно, как протрузии, достигавшие верхних частей коры в результате тектонических подвижек, что противоречит геологическим данным о дифференцированном внутреннем строении массивов и наличии у них магматических контактов (Юдин, 1980).

Дополнительные критерии генезиса пород провинции могут быть получены при изучении изотопного состава Hf в цирконе и Nd во вмещающих породах. С этой целью нами использованы как новые (табл. 2, 3 ), так и опубликованные ранее (Vetrin et al., 1999; Zozulya et al., 2007; Vetrin, 2019; Vetrin, Belousova, 2020; Vetrin, Kremenetsky, 2020) результаты исследования изотопного состава Hf и Nd в 61 образце циркона магматического генезиса и в 6 образцах вмещающих циркон пород НКЩП соответственно. Результаты этих исследований приведены на рис. 8. Как следует из рисунка, изученные гранитоиды НКЩП характеризуются отрицательными значениями εNd(t). Точки их составов образуют эллипсовидное поле в центральной части диаграммы, расположенное левее области состава хондритового резервуара. Среднее значение ɛHf(t) в цирконе из известково-щелочных гранитов равно 0.2 ± 0.4 (n = 10) и в пределах ошибки определения соответствует средним значениям εHf(t) в цирконе из кварцевых монцонитов АЛМГ (–0.5 ± 0.6, n = 10), субщелочных гранитов (–0.5 ± 0.5, n = 10), щелочных гранитов массивов Белые тундры (-0.3 ± 0.6, n = 11) и Понойского (0.6 ± 0.7, n = 10). Среднее значение ɛHf(t) для циркона из субщелочных и щелочных гранитов определено в –0.1 ± 0.6, n = 31). Циркон из метаэффузивов АТПК имеет более высокие отрицательные значения εHf(t): от –1.1 до –4.4 (среднее –2.82, n = 14), что определялось, вероятно, неоднородным составом пород с отчетливо проявленными процессами коровой контаминации. Среднее значение εHf(t) в цирконе из щелочных сиенитов массива Сахарйок составляет –1.2 ± 0.4 (n = 6) при наиболее радиогенном значении εHf(t) в –0.1 ± 0.4, позволяющем рассматривать эти породы в качестве производных метасоматически измененной литосферной мантии (Vetrin, Belousova, 2020).

Рис. 8.

Диаграмма изотопного состава цирконов в координатах εNd(t)–ɛHf(t) по (Vervoort, Blichert-Toft, 1999; Vervoort et al., 2000; Tolstikhin et al., 2006; Tolstikhin, Kramers, 2008). 1, 2 – АЛМГ: метаэффузивы (1), кварцевые монцониты (2), 3 – известково-щелочные граниты, 4–6 – граниты массивов: Кукшинского (4), Белых Тундр (5), Понойского (6), 7 – щелочные сиениты массива Сахарйок, 8 – область составов магматических цирконов из АЛМГ, субщелочных и щелочных гранитов. CHUR – хондритовый резервуар, CC – континентальная кора, DM – деплетированная мантия, DDP – резервуар переходной зоны кора-мантия. Значения ɛNd(t) для CC и DM для возраста 2.67 млрд лет рассчитаны на основе модели эволюции коры и мантии (Tolstikhin et al., 2006; Tolstikhin, Kramers, 2008). Цифры в скобках – значения возраста (млрд лет). Высота значков на диаграмме соответствует погрешности определения (±1σ). Во врезке показаны результаты определения изотопного состава цирконов магматического генезиса (табл. 2, 3 , и данные из работ: Vetrin et al., 1999; Vetrin, 2019; Vetrin, Belousova, 2020; Vetrin, Kremenetsky, 2020; Zozulya et al., 2007). Fig. 8. εNd(t) versus ɛHf(t) diagram (after Vervoort, Blichert-Toft, 1999; Vervoort et al., 2000; Tolstikhin et al., 2006; Tolstikhin, Kramers, 2008).

При интерпретации результатов изотопного состава гранитоидов НКЩП мы принимали во внимание установленную рядом исследователей положительную корреляцию между εHf и εNd, получившую название “земной последовательности” (terrestrial array) (Vervoort, Blichert-Toft.,1999; Vervoort, Patchett, 1996; Tolstikhin et al., 2006; Tolstikhin, Kramers, 2008). Разработанная И.Н. Толстихиным и др. (Tolstikhin et al., 2006) геохимическая модель возникновения из хондритового источника главных резервуаров Земли – континентальной коры, мантии, ядра и промежуточного слоя (DDP) на границе ядра и мантии – позволяет рассчитать параметры Sm-Nd эволюции системы кора–мантия и по соотношению εHf = 1.36εNd + 3 (Vervoort, Blichert-Toft., 1999) определить величину ɛHf(t) для деплетированной мантии и континентальной коры любого возраста. На основе этой модели рассчитанные значения ɛHf(t) для континентальной коры и деплетированной мантии с возрастами 2.67 млрд лет равны –3.3 и 8.4 соответственно. Концентрации мантийного вещества в изученном цирконе (%) определялись по формуле: X_m = 100(3.3 + εHf(t))/11.7. Выполненные расчеты показывают, что для циркона из известково-щелочных гранитов величина X_m составляет 22–42% (табл. 2, среднее 30%), из щелочных и субщелочных гранитов – 28% (среднее), из пород АТПК – 12%. Рассчитанные значения определяют существенно коровую природу не только известково-щелочных гранитов НКЩП, но и пород АЛМГ, щелочных и субщелочных гранитов.

Как следует из приведенных данных, средние значения εHf(t) для циркона из известково-щелочных гранитов, монцонитов АЛМГ, субщелочных и щелочных гранитов в пределах ошибок определения соответствуют значению εHf(t) в относительно обогащенном источнике, близком по составу к CHUR (рис. 9). В то же время, согласно современным представлениям изотопной геохимии, этот резервуар в коре и мантии Земли не проявлен (Blichert-Toft, Albarede, 1997). Поэтому нахождение аналитических точек в районе хондритового резервуара обусловлено, скорее всего, умеренным разбросом точек изотопного состава пород архейского возраста. Из этого следует, что 2.7–2.6 млрд лет назад континентальная кора Кейвского мегаблока в процессе эволюционного развития приобрела состав с εHf(t), близким к нулевому. Андерплейтинг базальтов, образованных при декомпрессионном плавлении плюма, в породы нижней и средней коры приводил к их плавлению с образованием различных по петрогеохимическому составу расплавов, близких по изотопному составу Hf к составу коры с возрастом 2.67 млрд лет. Вариации изотопного состав циркона гранитоидов могли определяться различным вкладом мантийного и корового вещества в составе подвергавшейся плавлению коры.

Рис. 9.

Диаграмма в координатах t– εHf(t). 1–3 – точки среднего состава циркона из гранитоидов НКЩП: известково-щелочных гранитов (1), пород АЛМГ (2a – кварцевых латитов, 2б – кварцевых монцонитов), 3 – субщелочных и щелочных гранитов. Красными линиями показано изменение изотопного состава коры с модельными возрастами 3.3–3.1 млрд лет при ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf = 0.015. Вертикальные линии – проекция на ось абсцисс точки пересечения DM с линией эволюции коры, определяющая значение усредненного модельного возраста протолита (млрд лет). Fig. 9. t versus ɛHf(t) plot.

ВЫВОДЫ

1. Известково-щелочные граниты неоархейской Кейвской щелочной провинции с U-Pb возрастом 2667 ± 8 млн лет относятся к высококалиевым известково-щелочным, железистым, перглиноземистым гранитам, по петрогеохимическому составу близким гранитам I-типа.

2. Исходные расплавы для гранитов были образованы в результате дегидратационного плавления протолитов дацит-тоналитового и метаграуваккового составов при T  850–950 °C и P ≥ 8 кбар в средней коре или на границе средней и нижней коры при андерплейтинге в них базальтовых магм.

3. Первичные отношения ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf для возраста 2.67 млрд лет в цирконе из известково-щелочных гранитов варьируют от 0.281053 до 0.281113. Двухстадийный модельный Hf возраст ($t_{{{\text{DM}}}}^{{\text{C}}}$) циркона установлен в пределах 3.07–3.21 млрд лет. Вероятными гомологами мезоархейских пород Кейвского мегаблока могут быть породы архейского комплекса Кольской сверхглубокой скважины и ее окружения.

4. Средние значения ɛHf(t) в цирконе из известково-щелочных гранитов (0.2 ± 0.4) в пределах ошибок определения совпадают со средними значениями ɛHf(t) в цирконе из кварцевых монцонитов (–0.5 ± 0.6), субщелочных гранитов (–0.5 ± 0.5), щелочных гранитов массивов Белые тундры (–0.3 ± 0.6) и Понойского (0.6 ± 0.7), входящих в состав неоархейской Кейвской щелочной провинции.

5. Близость изотопного состава Hf в цирконе из пород различного состава с возрастом 2.67 млрд лет может быть обусловлена образованием их исходных расплавов за счет плавления коры с изотопным составом Hf, близким к нулевому, при внедрении в кору базитовых расплавов плюмового генезиса.