Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2023, T. 509, № 1, стр. 20-35

КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ПСТ В СЕВЕРНОМ ПРИЛАДОЖЬЕ: ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ И ИХ МИНЕРАЛЬНО-ПЕТРОХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ

ПСТ в Приладожье впервые были выявлены, описаны и датированы нами ранее [5, 6] в пределах практически всех зон (от зеленосланцевой до гранулитовой) зонально метаморфизованного, палеопротерозойского ладожского комплекса свекокарелид (1.89–1.75 млрд лет) юго-восточной части Фенноскандии. Их формирование происходило в метатерригенном флишоидном субстрате преимущественно исходно аркозового типа (продукты размыва и переотложения архейских гранито-гнейсов) на посторогенной стадии развития перикратонной окраины Карельского массива в раннем-среднем рифее, в период заложения там Пашско-Ладожского грабена [6], т.е. на спаде или в самом конце тектоно-термальной активности региона. Практически во всех участках развития ПСТ выявляется их тесная пространственно-генетическая связь с предшествующими им катаклазитами и бластокатаклазитами (БКТ) по слюдистым сланцам и гнейсам ладожского комплекса, сформированным на орогенной стадии (1.79–1.75 млрд лет). В этой связи аналитические исследования в каждой точке отбора ПСТ охватывали триаду образцов, включая: 1) исходные метапсаммиты (протолит) разной степени метаморфизма, 2) БКТ по ним, частично преобразованные в условиях наложенного зеленосланцевого диафтореза, 3) собственно ПСТ, преимущественно жильно-инъекционных форм обособления. Минерально-фазовый состав образцов триады при некоторых вариациях в каждой из точек опробования, в целом, был близок, в той степени, в какой это возможно при метаморфизме умеренных давлений андалузитового типа исходно схожих толщ чередования метапелитов и метапсаммитов. Наиболее типичный набор минералов протолитов включал, помимо кварца, калиевые и натровые полевые шпаты, филлосиликаты (биотит, мусковит), рудные (магнетит, ильменит, гематит и др.) и акцессории (сфен, циркон, монацит и др.). На стадии диафтореза наиболее широко была проявлена хлоритизация слюд и гидротермальные изменения, выраженные в заполнении трещин кварц-хлорит-калишпатовым агрегатом и ростом порфиробластического хлорита. ПСТ тоже местами подверглись более позднему гидротермальному воздействию в виде локально наложенных на их стекловатый матрикс сетевидных форм преимущественно хлоритовых агрегатов. При этом следует особо отметить, что породы, вмещающие ПСТ в пределах гранулитовой зоны представлены плагио-ортоклазовыми слюдистыми гнейсами, местами с реликтами гиперстена, и подверглись процессам наложенной гранитизации, в результате чего, либо уже утратили черты флишоидности исходных толщ, хорошо распознаваемые в более низкотемпературных зонах, либо изначально представляли собой огнейсованную интрузивную породу. Характеристика особенностей процессов фрикционного плавления и последовательности селективного плавления разных минералов (сначала мусковит ~650°C, затем биотит ~850°C, в небольших объемах плагиоклаз ~1100–1200°C и калиевый полевой шпат, минимально кварц ~1600°C) и последующей кристаллизации новых минеральных фаз в стекле, с учетом модельных оценок ликвидусных и солидусных температур по программе MELTS, была представлена в специальной публикации [8]. Здесь же мы ограничимся лишь кратким описанием минеральных парагенезисов элементов триады в каждой из трех точек опробования ПСТ в пределах зеленосланцевой, амфиболитовой и гранулитовой зон метаморфизма (рис. 1).

Рис. 1.

Схема метаморфической зональности ладожского комплекса с местоположением точек выявленных и опробованных ПСТ [6]. 1 – Карельский массив; 2 – ладожский комплекс; 3 – Салминский массив гранитов-рапакиви; 4–8 – изограды метаморфизма: граната, ставролита, силлиманита-мусковита, силлиманита-ортоклаза; гиперстена, соответственно; 9 – крупнейшие разломы и Мейерский надвиг (М); 10 – разломы с выявленными ПСТ; 11 – точки геохимического опробования ПСТ, рассматриваемые в статье; 12 – государственная граница с Финляндией.

В низкотемпературной части разреза ладожского комплекса (точка ЛВ-1355) ПСТ-прожилки располагаются в слабо текстурированном мета-алевролитовом субстрате (рис. 2 а, б) с реликтами псаммитовых структур, который по уровню метаморфических преобразований относится к биотит-хлоритовой субфации зеленосланцевой фации и сложен преимущественно ассоциацией биотит-хлорит-мусковит-альбит-кварц. Вместе с тем в смежных объемах встречаются горизонты, обогащенные углеродом, местами с хлоритом, актинолитом и карбонатом, указывающими на контаминацию исходного субстрата вулканогенно-осадочным материалом из близлежащей подстилающей толщи верхнеятулийского комплекса. В этой точке для всех проанализированных разностей ПСТ в качестве протолита для изучения взят только метапсаммит, так как непосредственно в обнажении флишоидная расслоенность выражена слабо и доля метапелитов ничтожна. Помимо метапсаммита (ЛВ-1355/3), нами были опробованы БКТ на экзоконтактах ПСТ прожилков (ЛВ-1355/1-2 и ЛВ-1355/5-2). Сам афанитовый субстрат ПСТ анализировался раздельно (рис. 2 а, б), соответственно, возле генерирующей поверхности (ПСТ_ГП = ЛВ-1355/1-1) и в участке нагнетания (в трещине) перемещенного расплавного материала (ПСТ_ТН = ЛВ-1355/5-1). Кроме того, валовый состав ПСТ измерялся, как вместе с обломками протолита, так и отдельно в объемах между обломками, заполненных раскристаллизованным микролитами расплавом.

Рис. 2.

Прожилки ПСТ во вмещающих породах и ассоциированных БКТ по ним в зонах: биотит-хлоритовой – точки ЛВ-1355-1 (а) и ЛВ-1355-5 (б); силлиманит-мусковитовой – точки ЛВ-1744-4 (в) и ЛВ-1744-8 (г); в зоне гранулитового метаморфизма – точки ЛВ-1100-Б-Гнейс (д) и ЛВ-1100-Б-Гранит (е). Цифрами обозначены участки опробования на СЭМ, упоминаемые в тексте и представленные в таблице валовых составов (табл. 1). Гн – гнейсы, Гр – граниты, БКТ – бластокатаклазиты, ПСТ_ГП – псевдотахилиты генерирующих поверхностей, ПСТ_ТН – псевдотахилиты трещин нагнетания. а, в, г – BSE-изображения; б, д, е – оптическая микроскопия.

В силлиманит-мусковитовой зоне ПСТ (точка ЛВ-1744) рассекают толщу дробного флишоидного чередования метапелитов и метапсаммитов (рис. 2 в), представленных, соответственно, существенно слюдистыми, гранатсодержащими гнейсами (ЛВ-1744–3А) и кварц-полевошпатовыми двуслюдяными метапсаммитами (ЛВ-1744–3Б). Здесь также, помимо субстрата самих ПСТ (рис. 2 г), которые были опробованы на генерирующей поверхности (ЛВ-1744/8-1) и в трещине нагнетания расплава (ЛВ-1744/4-1), для аналитического изучения был отобран материал сопряженных с ними в экзоконтакте БКТ, предшествующих стадий разрывообразования (ЛВ-1744/4-2 и ЛВ-1744/8-2).

В пределах зоны гранулитовой фации (рис. 2 д, е) многочисленные ветвистые прожилки черного стеклоподобного матрикса ПСТ (ЛВ-1100-1) были выявлены в зоне разломных БКТ (В-1100-2), секущих крупнокристаллические двуполевошпат-слюдистые гнейсы (ЛВ-1100-3А), в некоторых участках с жильными обособлениями крупнозернистого гранитоидного материала (ЛВ-1100-3Б), который по соотношению суммы щелочей и кремнезема близок к субщелочным гранитам.

Сама ПСТ-матрица во всех точках наблюдения сложена, помимо мелких обломков минералов протолита (плагиоклаз, кварц, редко биотит), микроразмерным агрегатом микролейст биотита и диоктаэдрической белой слюды, выкристаллизовавшихся из расплавного материала (рис. 2 г), а также остаточным витрифицированным расплавом кварцевого и/или плагиоклазового состава в интерстициях микролейст.

Все отмеченные различия в исходном составе и степени наложенных метаморфических преобразований опробованных образцов триады для каждого из участков нашли определенное отражение в общем валовом составе (табл. 1) и в положении на петрогенетических вариационных диаграммах для метаосадочных пород (рис. 3 а) и плутонических серий (рис. 3 б) [9, 10]. ПСТ, ассоциированные с БКТ, и их вмещающие породы точки ЛВ-1355 заняли положение ближе к грау-вакковым образованиям, в то время как отчетливо флишоидный гнейсовый субстрат точки ЛВ-1744 вместе с БКТ и ПСТ попал ближе к полю пелитов (рис. 3а). В противоположность этому составы пород триады из гранулитовой зоны (ЛВ-1100) заняли положение в поле гранодиоритов и гранитов (рис. 3 б), указывая в пользу варианта их исходно апомагматической природы.

Таблица 1.

Валовые содержания главных элементов (в мас. %) в матрице ПСТ (желтый фон), во вмещающей их исходной породе (голубой фон) и в БКТ по ней (зеленый фон)

Примечание. *Содержание LOI (потери при прокаливании) в образце определялось как разница между 100% и суммой мас. % оксидов.

Рис. 3.

Положение ПСТ и их вмещающих пород на вариационных петрогенетических диаграммах для метаосадочных пород (а) и плутонических серий (б) в координатах R1 = (4Si – 11(Na + K) – 2(Fe + Ti); R2 = (6Ca + 2Mg + Al).

МЕТОДИКА АНАЛИТИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ

Анализ валовых проб на главные, редкие и редкоземельные элементы (REE) проводился методом масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой (ICP-MS) на квадрупольном масс-спектрометре ELAN-DRC-6100 по стандартной методике (ВСЕГЕИ). Относительная погрешность определения элементов не превышает 5–10%. Нижние пределы обнаружения колеблются в пределах 0.0002–0.01% для главных и 0.005–0.01 ppm для большинства редких и REE элементов. Часть аналитических данных, в частности валовые составы протолитов, бластокатаклазитов и отдельных участков ПСТ прожилков, получена на СЭМ “Tescan” Mira LMS с энергодисперсионным (EDX) спектрометром Ultim Max 65 Центра коллективного пользования ИФЗ РАН. При этом валовый состав ПСТ изучался на участках с обломками, а состав собственно расплава – в безобломочной матрице.

РЕЗУЛЬТАТЫ АНАЛИТИЧЕСКОГО ИЗУЧЕНИЯ ГЕОХИМИИ ПСТ И ИХ ПРОТОЛИТОВ

Анализ валовых составов ПСТ в сравнении с вмещающими их породами, а также сопоставление составов образцов из элементов триады между собой во всех трех точках опробования, показали непростую картину и разнонаправленные тенденции поведения конкретных главных, редких и REE элементов в ходе и в результате неоднократной активизации подвижек по разломам с участием селективного плавления породообразующих минералов. Кроме того, как будет показано ниже, свой вклад в вариативность изменений их концентраций, собственно, в ПСТ-матрице внесли выявленные нами различия составов между ПСТ_ГП и ПСТ_ТН, а также между ПСТ с обломками протолита и без них.

Изменчивость содержаний главных элементов в ряду Протолит–БКТ–ПСТ. Результаты анализа содержания главных элементов вмещающих пород при их бластокатаклазе и последующем плавлении во всех трех точках опробования представлены в табл. 1. Обращает на себя внимание достаточно схожий или однотипный стиль вариаций всех главных элементов, независимо от их абсолютного содержания в трех рассматриваемых разностях триады. В качестве главенствующей тенденции следует отметить общее повышение основности субстрата ПСТ относительно и БКТ и протолита, исходя из устойчивого снижения содержания кремнезема в ряду рассматриваемой триады (от 75% в граните и 65–70% в гнейсах, через 62–67% в БКТ, до 53–58% в ПСТ с обломками протолита). Более того, отдельные замеры раскристаллизованной матрицы ПСТ между видимыми обломками кварца и плагиоклаза показывают приближение состава по этому оксиду к ультраосновному расплаву (строки 2, 7, 9 и 21–23 в табл. 1). Изменения содержаний других главных элементов, даже при невысоких вариациях абсолютных значений, также показывают определенные тенденции, лучше всего видимые на бинарных диаграммах оксидов в точке ЛВ-1744 (рис. 4), показывающих разнонаправленные тренды повышения или снижения их концентраций в ряду Протолит (метапсаммиты и метапелиты)–БКТ–ПСТ.

Рис. 4.

Бинарные диаграммы оксидов главных элементов в триаде “Протолит–БКТ–ПСТ” точки ЛВ-1744. r – рассчитанные значения коэффициентов корреляции для рассмотренных пар оксидов.

Можно видеть, что во всех парах оксидов ПСТ занимают крайнее положение в линиях этих трендов и их составы сближаются с составами метапелитов, уходя достаточно далеко от состава метапсаммита. БКТ занимают промежуточное положение между протолитом и ПСТ. Исходя из выявленных трендов, в расплавной матрице отчетливо возрастает содержание Al, Mg, K; содержание железа увеличивается в сравнении с исходным метапсаммитом, но немного падает по сравнению с метапелитом, что может быть результатом значительного плавления биотита и тем фактом, что в этом месте разлом затронул преимущественно метапсаммиты, но мало коснулся, собственно, метапелитов (доля последних в обнажении в три раза меньше, чем метапсаммитов). В противоположность этому, концентрация Са и Na заметно снижается.

Можно полагать, что обогащение названными элементами связано с их поступлением из мусковита и биотита, а дефицит кальция и натрия, как и разнонаправленность трендов двух щелочных элементов – калия и натрия – с незначительным вовлечением плагиоклаза в плавление в сравнении со слюдами. Вполне вероятно, что эта тенденция могла зародиться еще на стадии бластокатаклаза, когда плагиоклазы матрицы протолита подверглись серицитизации, и затем была усилена процессами избирательного частичного плавления. С учетом отмеченной общей тенденции по кремнезему, все эти изменения вполне согласуются с упомянутой выше последовательностью и степенью вовлечения в избирательное фрикционное плавление основных породообразующих минералов рассматриваемых пород – в полной мере мусковита, в значительной части биотита, частично плагиоклаза и в наименьшей степени кварца [8].

На этом общем фоне заслуживает внимания еще один интересный аспект перераспределения главных элементов при фрикционном плавлении, выраженный в несхожести составов расплава около генерирующих поверхностей (ПСТ_ГП) и в участках (трещинах) его нагнетания (ПСТ_ТН). Сравнение валовых составов этих двух разновидностей ПСТ показывает их определенные различия (табл. 1): первые занимают крайнее положение в трендах с повышающимися содержаниями алюминия и магния, содержание в них железа несколько растет, но при этом снижается во второй разности; доля калия возрастает только в перемещенном расплаве, но сохраняется неизменной на генерирующей поверхности, а концентрация натрия практически не меняется в обеих модификациях ПСТ. Все отмеченные особенности затрагивают вопрос миграции элементов в расплаве и, либо указывают на относительную мобильность одних и инертность других, либо на их принадлежность к разным порциям неоднократно формировавшегося в разломе расплава с несколько разной “основностью”, существенно влияющую на подвижность (вязкость) и дальность перемещения в зоне разлома [8]. Для оценки и визуализации этого были несколько подробнее изучены вариации составов расплава в пределах трещин нагнетания и около ограничивающих их прямолинейных зон генерации ПСТ.

В точке ЛВ-1355-5 из низкотемпературной зоны были измерены составы ПСТ (раздельно, с обломками протолита и без них) у вершины клиновидной трещины и у ее основания в зоне генерирующей поверхности (рис. 2 б, табл. 1 – строки 4, 6–9). Сравнение составов показывает, что заметно возрастает основность перемещенного в трещину расплава относительно содержания SiO₂ в БКТ и в отдельных полосах зоны генерации. Одновременно с этим в последней, в целом, заметно выше содержание глинозема, оксидов натрия и железа, которые, вероятно, более инертны в расплаве и накапливаются в полосе генерации.

Такое же сопоставление было сделано в трещине нагнетания расплава в ПСТ-прожилках гранулитовой зоны, точка ЛВ-1100-Б (рис. 2 е, табл. 1 – строки 17, 19, 21–23), где даже чисто визуальное сравнение с помощью оптической микроскопии расплавных матриц у вершины трещины, а также вдоль ее обеих бортов (домен I), и у ее основания, входящего в зону генерирующей поверхности (домен II), показывает их заметное различие по оттенкам и сложению. Первый домен заполнен замутненным, коричневато-бурым материалом с незначительным количеством мелких обломков кварца и плагиоклаза, в то время как второй – темно-коричневым, почти черным, афанитовым субстратом с обилием крупных и мелких фрагментов протолита. Сопоставление измеренных составов показывает существенную разницу между двумя порциями расплава в этих доменах: если субстрат в зоне генерирующей поверхности (участок 3 на рис. 2 е и строка 19 в табл. 1), содержит кремнезем в диапазоне 60–65%, то заполнение первого домена, в целом, отличается гораздо меньшим содержанием SiO₂ (43–45%), местами достигающим 35–38% SiO₂ (участок 6), т.е. характеризуется ультраосновным составом. Матрица ПСТ в зоне генерации более магнезиальная и глиноземистая, заметно больше концентрирует в себе калия и железа.

Исходя из этих примеров можно полагать, что повышенной способностью к перемещению и нагнетанию обладает именно более основной расплав, ввиду его пониженной вязкости, а более кислый расплав, сгенерированный на поверхностях смещений, остается в пределах полосы сместителя. Однако возможен и другой вариант – заполнившая трещину более ранняя порция расплава, созданная за счет наиболее легкоплавких слюдистых фаз, блокируется более поздней генерацией, в которой в частичное плавление по мере развития подвижки была дополнительно вовлечена некоторая доля плагиоклаза и кварца, что повысило концентрацию кремнезема, и этот расплав, как более вязкий, оставался в зоне подвижки. При этом нельзя исключать и третий вариант, когда вариативность составов разных порций расплава в зоне его генерации может быть связана с неоднородностью самого протолита, вспарываемого разломом. Еще одна причина изменчивости составов ПСТ от места к месту связана с развитием в их матрице полосчатости (рис. 2 б), механизмы формирования которой частично рассмотрены нами в другой публикации [8]. Здесь же мы только констатируем, что в этих полосах фиксируются существенные различия содержаний главных элементов (табл. 1, строки 6–9, 19–23), допускающие в качестве возможных причин как дифференциацию расплава при его остывании, так и разновременное поступление порций расплава из разных источников. Последнее отражается в их различиях как по структуре, так и по составу матрицы (рис. 2 г), что также свидетельствует о малом перемешивании разновременных порций расплавов.

Вариативность концентраций редких и REE элементов в триаде Протолит–БКТ–ПСТ. Аналитические результаты измерения содержаний этих элементов в разностях триады представлены в табл. 2 и 3. Общий характер распределения одних только REE в исходных породах, в катаклазированных и расплавных производных, на первый взгляд, соответствует изохимическому варианту изменений, с однотипными вариациями содержаний во всех трех точках опробования, за исключением гранитного жильного протолита ЛВ-1100-3Б (рис. 5). Однако детальное рассмотрение всех полученных данных показывает более сложную картину с разнонаправленными изменениями концентраций различных групп и отдельных элементов.

Таблица 2.

Концентрации (ppm) редких и REE элементов в триадах исследуемых образцов (Протолит–БКТ–ПСТ) из трех точек опробования

Таблица 3.

Концентрации (ppm) редкоземельных элементов (REE) в триадах исследуемых образцов (Протолит–БКТ–ПСТ) из трех точек опробования

Рис. 5.

Нормированный по хондриту CI [11] график распределения REE в образцах триады (“Протолит–БКТ–ПСТ”) из трех точек опробования.

С учетом отмеченной выше двухэтапной последовательности преобразований пород в рассматриваемых разломных зонах (низкотемпературный бластокатаклаз → фрикционное плавление), вариации содержаний оценивались раздельно в парах “Протолит–БКТ” и “БКТ–ПСТ”. Изменение массы (%) каждого из элементов рассчитывалось по аналогии с подходом [12] следующим образом: [(БКТ – Протолит)/Протолит] × 100; [(ПСТ – БКТ)/БКТ] × 100.

Этап бластокатаклаза в паре “Протолит–БКТ”. Как видно из диаграмм (рис. 6), на стадии механического разрушения и частичной перекристаллизации минералов в разломах, сопровождавшихся, как правило, гидротермальными изменениями субстрата (хлоритизация, серицитизация, альбитизация) в разных группах редких элементов проявляются несколько различные тенденции изменений их содержания. Некоторые литофильные элементы (Be, Ba, Sc) в низкотемпературной зоне хлоритовой субфации (ЛВ-1355) имеют склонность к снижению концентраций, т.е., по-видимому, выносятся из зоны разлома флюидами, при том, что другие (Sr, Rb, Cs) накапливаются в измененных минералах. Можно также отметить характерные для биотитов [13] в ассоциации с мусковитом повышенные концентрации Rb, Ce и Y. В более высокотемпературных зонах (ЛВ-1744, ЛВ-1100) часть элементов меняется местами – группу обогащения составляют Ba, Rb, Sc, а содержание Sr уменьшается. Такая же резко дифференцированная картина наблюдается и в группе высокозарядных элементов (HFSE), которые обычно считаются устойчивыми к воздействию гидротермальных процессов. Что касается REE, то они проявляют разные тенденции в низкотемпературной и в высокотемпературных зонах регионального метаморфизма. В первом случае происходит обогащение LREE и направленное снижение концентраций HREE, а в двух других, наоборот, проявляется прямо противоположный тренд в изменениях их содержаний. Такие химические аномалии, как показывают эксперименты и природные примеры, могут быть связаны с активным взаимодействием флюида и породы при температурах более 350°С [14]. Кроме того, это, вероятно, также может быть связано с различиями температур окружающей среды в диапазоне 330–460°С, оцененных нами с помощью хлоритовой термометрии на тех уровнях глубинности, где происходили описываемые диафторитические преобразования в трех рассматриваемых точках опробования. Можно полагать, что мобилизационная активность элементов меняется в соответствии с изменением температурных условий.

Рис. 6.

Диаграммы изменений относительных содержаний элементов на стадии механического дробления в разломе (в паре “Протолит–БКТ”). А – ЛВ-1355; Б – ЛВ-1744; В – ЛВ-1100. Обозначение групп элементов: LIL – литофильные, LREE, HREE – легкие и тяжелые редкоземельные, HFS – высокозарядные, HSE – высокосидерофильные, SCE – сильно халькофильные.

Этап фрикционного плавления в парах “БКТ–ПСТ”. С учетом произошедших изменений элементного состава на этапе синорогенного диафтореза (бластокатаклаза) метатерригенных пород ладожского комплекса, теперь можно оценить его изменчивость, связанную с перераспределением элементов при частичном фрикционном плавлении более позднего этапа коллапса растяжения орогена. Здесь следует отметить, что обусловленная этим процессом картина изменчивости элементного состава ПСТ может дополнительно осложняться от места к месту из-за весьма локализованного характера плавления в зоне подвижки в исходно неоднородном на микроуровне субстрате и из-за слабой перемешиваемости формирующихся расплавов в мультистадийном процессе фрикционного плавления [8]. Кроме того, сравнительный анализ составов расплавной матрицы на генерирующих поверхностях ПСТ и в участках нагнетания перемещенного расплава (рис. 7), выявляемые при этом различия в концентрациях редких и REE элементов, расширяют тот спектр факторов, которые влияют на их перераспределение в зоне сейсмогенной подвижки.

Рис. 7.

Диаграммы изменений концентраций элементов при фрикционном плавлении в паре “БКТ–ПСТ”, на генерирующей поверхности (ПСТ_ГП) и в трещине нагнетания (ПСТ_ТН). а, б – ЛВ-1355; в, г – ЛВ-1744; д – ЛВ-1100 (ПСТ/БКТ), е – ЛВ-1100 (ПСТ/Гранит).

В зеленосланцевой зоне расплавная матрица около генерирующей поверхности (рис. 7 а), помимо уже упоминавшегося выше более чем двукратного обогащения калием, слегка обогащается Ba, Rb, Cs, но несколько обедняется Na, Ca, Be, Sr. Eu образует отчетливую отрицательную аномалию, по-видимому, наследуемую от метатерригенных пород протолита. Так как элементы первой группы обычно концентрируются в мусковите и биотите, а вторые преимущественно в плагиоклазах, то это убедительно свидетельствует о явном активном переходе в расплав слюдистых фаз и об ограниченном плавлении плагиоклазов. Несколько иная ситуация фиксируется в участках нагнетания расплава (рис. 7 б): начиная от литофильных элементов зарождается тренд повышения концентраций, распространяющийся и на спектр LREE с пиком повышенной относительной концентрации Eu, после которой все содержания HREE неизменно падают. Последнее обстоятельство вполне согласуется с эмпирически установленной закономерностью снижения концентраций HREE при совместной магматической кристаллизации биотита и мусковита [13]. Отмеченная понижающая тенденция продолжается и далее в ряду высокозарядных элементов, завершаясь резким дефицитом элементов сидерофильной группы. Указанные особенности, вероятно, связаны с различающейся мобильностью в расплаве различных элементов.

В более высокотемпературных зонах также выявляются присущие им общие закономерности, а также некоторые различия в поведении элементов в полосах генерации ПСТ и в участках нагнетания расплава. Из общих тенденций в этих двух типах локализации ПСТ, в первую очередь обращают на себя внимание появление пика повышенных относительных концентраций Eu, возрастание долей Cs, Cr, Y, а также весьма значительное накопление Co и халькофильных элементов. Заметны и характерные тренды в изменениях концентраций в общем ряду REE: в обеих зонах (силлиманит-мусковитовой и гранулитовой) около генерирующих поверхностей намечается слабое, но закономерное снижение содержаний от легких к тяжелым лантаноидам (рис. 7 в и д). В противоположность этому в трещинах нагнетания наблюдается ярко выраженная обратная направленность в их обогащении (рис. 7 г и е), что свойственно биотитам из метаинтрузивных пород, для которых характерно повышенное содержание Y и HREE (от середины ряда до Lu) при достаточно низких концентрациях Rb [13]. Вполне вероятно, что и обогащение европием, и повышение концентраций весьма мобильных халькофильных и сидерофильных элементов связаны уже с фиксируемыми на микроуровне наложенными на ПСТ процессами гидротермальной переработки субстрата восстановленными флюидами, по аналогии с описанными нами в Приладожье процессами поздних стадий свекофеннского тектогенеза [8].

Ввиду того, что нами были получены только валовые составы матрицы ПСТ, состоящей из раскристаллизованной и остаточной частей расплава, однозначная оценка разделения редких элементов и REE между ними затруднительна. Однако с учетом экспериментально установленного их фракционирования между биотитом и водонасыщенным гранитным расплавом [15] при параметрах плавления близких к установленным для ПСТ Приладожья [8], можно в предположительной форме затронуть аспект совместимого или несовместимого поведения некоторых из элементов применительно к данной ситуации фрикционного плавления. Исходя из экспериментально полученных коэффициентов распределения [15, Table 2] следует ожидать, что в структуру биотита в качестве совместимых элементов (K_d > 1) из литофильной группы могли войти Ba, Rb, а из высокозарядных Nb и Ta. Nb в сравнении с Ta с большей легкостью встраивается в биотит, поэтому при частичном плавлении богатых биотитом пород возникают высокие Nb/Ta-отношения [16]. При этом можно полагать, что при раскристаллизации расплава и выпадении микролитов биотита, Nb больше сконцентрируется в нем, а Ta – в реститовом расплаве. Так как Nb и Та имеют сродство c Ti, их высокие концентрации могут быть в Ti-содержащих минералах (ильменит, титанит и др.), зафиксированных нами в матрице ПСТ. Что касается REE, в слюдах наименее вероятны элементы центральной части их ряда (MREE) с минимальными значениями коэффициентов распределения (Gd, Tb и Dy), в то время как LREE и HREE, как менее несовместимые, могут концентрироваться в биотите в позиции K (LREE) или в октаэдрической позиции Mg и Fe (HREE) [15]. К этому можно добавить, что раскристаллизованная микролитами биотита матрица ПСТ может также содержать целый ряд высоко совместимых, из-за весьма высоких коэффициентов распределения в системе биотит/расплав, переходных металлов, высокие концентрации которых зафиксированы в наших случаях (K_d – 17 для Ti, 35 для V, 47 для Co, 174 для Ni и 5.8 для Zn) [15].

В остаточном расплаве, местами кварцевого, местами плагиоклазового состава, скорее всего концентрировались несовместимые в слюдах элементы (K_d < 1) Sr, Ce, Cs, Eu. Последний мог быть локализован в участках остаточного плагиоклазового стекла, создав в большинстве случаев пики повышенных, относительно протолита, концентраций. Несовместимость этих элементов косвенно подтверждается их сопоставлением с Yb, как с одним из наиболее ярко выраженных несовместимых элементов в расплавах основного состава. Проявление положительной линейной корреляции с ним в разностях триады (рис. 8 а, б) может указывать на проявление несовместимых свойств указанных элементов в рассматриваемых породах.

Рис. 8.

Корреляция содержаний Sr-Ce (а), Cs-Eu (б) и иттербия; общих содержаний LOI/Eu (в) и LOI/K₂O + MgO + + Fe₂O₃ (г) в разностях триады всех трех точек опробования.

ОБСУЖДЕНИЕ И ВЫВОДЫ

Изложенные данные, помимо основной задачи фактологического наполнения геохимических аспектов преобразования породного вещества при фрикционном плавлении в разломной зоне, позволяют в той или иной степени осветить некоторые вопросы, поставленные в вводной части и касающиеся подвижности, перераспределения и фракционирования главных, редких и REE элементов при формировании сейсмогенных ПСТ по метатерригенным породам. Следует подчеркнуть, что процесс подготовки субстрата к плавлению и соответствующие изменения его элементного состава начинались еще на предшествующих стадиях формирования разломных бластокатаклазитов на этапе посттектогенного орогенеза, когда вместе с механическим измельчением матрицы, сопровождавшимся ее гидротермальной проработкой, происходили заметные вариации содержаний тех или иных компонентов. При этом элементы разных групп (литофильные, REE, высокозарядные и др.) проявляют разные тенденции в трех разнотемпературных зонах, связанные, скорее всего, с активным взаимодействием флюида и породы, а также с их различающейся мобильностью в зависимости от температуры окружающей среды.

Говоря об изменчивости составов и перераспределении элементов на стадии формирования ПСТ, прежде всего, следует отметить в качестве общей закономерности направленное увеличение основности при переходе протолита в расплав, а также его частичное и избирательное плавление в виде облегченного плавления слюд (биотита, мусковита) и слабой вовлеченности в этот процесс плагиоклаза и в наименьшей степени кварца. Это находит свое отражение в обогащении расплава в первую очередь теми главными, редкими и REE элементами, которые свойственны этим филлосиликатам, и в его обеднении соответствующими элементами тугоплавких фаз. Весомую лепту в проявление неравномерной концентрации элементов в матрице ПСТ вносит выявленная нами [8] направленная последовательность раскристаллизации расплава – сначала зарождаются микролейсты биотита, затем белых диоктаэдрических слюд, а остаточный расплав, местами плагиоклазового, местами кварцевого состава, в витрифицированном виде сосредотачивается в интерстициях между микролейстами. Каждая из этих фаз включает в себя свой набор и концентрацию элементов. Из наиболее очевидных закономерностей можно еще раз обратить внимание на смену поведения Eu при переходе от низкотемпературной зоны (отрицательная аномалия) к более высокотемпературным зонам с проявлением там пиков его относительных высоких содержаний. Его концентрация может быть связана с двумя факторами – переносом во флюиде, ассимилированном в расплаве (LOI), либо с воздействием на расплав восстановленных флюидов, поступавших в зону разлома при подвижке. Это имеет свое логичное объяснение. Благодаря способности европия легко создавать комплексные соединения с гидроксильными группами флюидов, а также сродству с железом и халькофильными элементами, его накопление в разломной зоне вполне отчетливо коррелируется с содержанием LOI в ПСТ (рис. 8 в) и с ростом концентраций этих, высоко подвижных во флюидной фазе, элементов (табл. 2). Говоря о роли флюидной компоненты, следует заметить, что одним из ее источников в разломных зонах, где формируются ПСТ, могут быть процессы дегидратации водосодержащих минералов, связанные с косейсмическим фрикционным разогревом. Высвободившиеся флюиды не только способствуют фрикционному плавлению (дегидратационное плавление), но, частично, поступают в расплав, привнося в него часть растворенных элементов, или вступают во взаимодействие с протолитом и, вероятно, с витрифицированным расплавом. В качестве примера можно привести факт линейной корреляции между содержанием LOI и K₂O, MgO, Fe₂O₃ (рис. 8 г), а также Rb, в расплаве ПСТ, что согласуется с высокой степенью вовлеченности носителя этих элементов – биотита, в плавление.

Еще одна значимая особенность связана с заметно различающимся характером накопления или выноса отдельных элементов в двух типах локализации ПСТ – вдоль генерирующих поверхностей и в участках нагнетания расплава. Ярче всего в них выражено различие в трендах концентрации LREE и HREE (табл. 3): в первом типе локализации (ПСТ_ГП) в этом ряду проявлен понижающий тренд, а во втором (ПСТ_ТН) – обратная направленность в их обогащении (рис. 7 в–е). Дефицит легких REE может указывать на малую вовлеченность плагиоклаза в процесс частичного плавления, а повышение концентраций тяжелых вполне согласуется с предпочтительной кристаллизацией в расплаве биотита. Среди общих закономерностей можно также отметить весьма высокие отношения La/Lu во всех матрицах ПСТ по отношению к протолиту, что наиболее ярко выражено в зоне гранулитовой фации, свидетельствуя, по-видимому, о влиянии температуры окружающей среды на степень дифференцированности расплава. Наконец, с учетом полученных нами оценок температур солидуса и ликвидуса ПСТ-расплавов [8], можно констатировать, что все выявленные особенности и закономерности поведения главных, редких и REE элементов при фрикционном плавлении в зонах сейсмогенных подвижек соответствуют ситуации частичного, избирательного плавления и контролируются низшими точками плавления отдельных породообразующих минералов.

В заключение следует подчеркнуть, что представленные данные по перераспределению элементов в ходе фрикционного плавления затрагивали преимущественно основные породообразующие минералы рассмотренных метатерригенных пород (слюды, плагиоклазы, калиевые полевые шпаты, кварц). Однако существенный вклад в этот процесс перераспределения, несомненно, вносили и акцессорные фазы (апатит, монацит, ильменит, сфен, циркон и др.) – концентраторы многих микроэлементов и REE. Оценка роли этих вспомогательных фаз в рассматриваемых процессах формирования составов ПСТ – отдельная и пока еще слабо изученная проблема, требующая специальных исследований. Наши предварительные результаты свидетельствуют о возможном разном влиянии отдельных фаз, вовлеченных в плавление, на изменение концентраций LREE и HREE. Так, в образцах из зоны зеленосланцевого метаморфизма (ЛВ-1355) во вмещающем субстрате среди акцессориев отчетливо доминирует апатит, который в матрице ПСТ практически не встречается, что свидетельствует о его переходе в расплав. Как раз это может быть причиной отмеченного нами возрастания концентраций HREE, носителем которых он считается [17]. Дальнейшие аналитические исследования в этом направлении позволят оценить вклад и других акцессориев в перераспределение микроэлементов и REE при формировании ПСТ в разных метаморфических зонах Приладожья, с учетом соответствующих изменений составов породообразующих минеральных фаз, а также температур окружающего субстрата во время формирования ПСТ.