Геохимия, 2021, T. 66, № 12, стр. 1123-1135

ВВЕДЕНИЕ

Беломорский пояс является одной из самых изученных структур Балтийского щита (значительная его часть покрыта государственной геологической съемкой масштаба 1 : 10 000 (Калафати, 1967; Чуйкина, 1975), но многие вопросы эволюции этой структуры остаются весьма дискуссионными. Прежде всего, это касается проблемы вывода глубинных пород к поверхности и понимания роли структурно-вещественных процессов сопровождающих это явление. Долгое время разнообразные мигматиты и пегматиты Беломорского пояса рассматривались как продукты ультраметаморфизма, а другие породы с такими характерными минералами как гранат, корунд, кианит – как результат метаморфизма высоких давлений. И только недавно их стали связывать с определенными этапами эксгумации пород беломорского комплекса (Терехов, 2007). В настоящей работе обсуждается образование эпидота в породах Беломорского пояса на фоне преобразования амфиболитов при эксгумации. Важность изучения этого минерала в данной структуре определяется не столько самим фактором его находок, сколько закономерным его присутствием в своеобразных структурах растяжения – комплексах метаморфических ядер, в которых эпидот может быть индикатором процессов тектонической эксгумации (Davy et al., 1989; Чамов, 2016).

Исследуемые породы приурочены к центральной, наиболее узкой части Беломорского пояса, расположенной к востоку от оз. Ковдозера, которая является границей двух тектонотипичных областей (рис. 1). К югу от этого участка был выделен синклинорий с трехчленным делением беломорской серии (Чуйкина, 1975), а северная часть пояса рассматривалась как моноклиналь с падением на СВ (Калафати, 1967). Исследуемый участок длительное время являлся “яблоком раздора” этих противоборствующих схем строения.

Рис. 1.

Важнейшие черты геологического строения Беломорского пояса и его обрамления. 1 – палеозойские (а) и протерозойские (б) щелочные интрузии; 2 – граниты: позднекарельские (а), раннекарельские (б); 3 – раннепротерозойские расслоенные интрузии (а), друзиты и анортозиты (б); 4 – рифейские (а) и карельские (б) отложения; 5 – протерозойские (а) и архейские (б) гранулиты и мигматиты по ним; 6 –кианитсодержащие породы: по периферии (а) и в центральной части (б) Беломорского пояса; 7 – Центрально-Беломорская (ЦМБЗ) и другие мафические зоны (а), плагиомигматиты и бластомилониты (хетоламбинский и керетьский комплексы) (б); 8 – архейские зеленокаменные пояса (а) и гранито-гнейсовый фундамент (б); 9 – Главный Беломорский детачмент, благодаря которому глубинные породы были выведены к поверхности; 10 – участок работ. Цифрами I и II показаны северный и центральный домены Беломорского пояса (метаморфического ядра).

Среди пород, слагающих Беломорский подвижный пояс, значительная часть приходится на долю амфиболитов и апоамфиболитовых мигматитов наряду с кианит-гранат-биотитовыми и гранат-биотитовыми плагиогнейсами. Наибольшее количество амфиболитовых пластов мощностью от первых десятков до первых сотен метров отмечается в Енском и в Лоухском районе. Кроме этих площадей в разных частях Беломорья присутствуют участки, где амфиболиты играют значительную роль. Один из них расположен в р-не дер. Ковда (рис. 1 и 2). Амфиболиты обычно находятся в ассоциации с образовавшимися по ним плагиомигматитами. Плагиомигматиты содержат из темноцветных минералов только роговую обманку и биотит в варьирующих количествах и разных соотношениях. Но чаще в них присутствует только биотит, составляющий в среднем около 15%. Иногда в породах отдельных частей пояса отмечается присутствие эпидота. При этом эпидот, не описывая его, называют вторичным минералом.

Рис. 2.

Схема геологического строения детального участка в интервале километровых столбов 1083-1102 шоссе Санкт-Петербург-Мурманск (а) и зарисовки фрагментов обнажений (б) и (в): 1 – амфиболиты; 2 – гранатовые амфиболиты; 3 – биотит-роговообманковые и роговообманково-биотитовые плагиомигматиты; 4 – биотитовые плагиомигматиты; 5 – жилки кварц-плагиоклазового состава; 6 – раздробленные породы; 7 – биотитовые базификаты; 8 – элементы залегания; 9 – разломы (а) и структурные линии (б).

Апоамфиболитовые плагиомигматиты по внешнему облику и составу похожи на гнейсы, протолитом которых являются осадочные породы. Некоторые геологи считают их гнейсами, другие – относят к тоналитам тоналит-трондъемит-гранитной формации. (Слабунов и др., 2008) Но по данным многих других геологов (Беус и др.,1993; Ходоревская и др., 2002; Глебовицкий, Седова, 2005; Левицкий, 2005; Козловский, 2016) и согласно нашим исследованиям, амфибол-биотитовые и биотитовые породы представляют собой продукты преобразования амфиболитов при мигматизации.

Первыми исследователями Беломорского региона закономерная последовательность пород в разрезе трактовалась как стратиграфическая, с выделением разнообразных свит, одна из которых, в основном сложенная амфиболитами и апоамфиболитовыми мигматитами, называлась хетоламбинской. Новые исследования позволили перевести свиты в ранг тектонических покровов (Миллер, Милькевич, 1995).

Как показывают современные исследования мигматизация исходных пород Беломорского пояса происходила весьма длительный период, начиная с рубежа их образования, а это – 3.0–2.8 млрд лет до периода становления друзитового комплекса (2.45 млрд лет), породы которого слабо мигматизированы (Глебовицкий 2005). Структурная позиция интрузий друзитового комплекса и метаморфизм его пород, указывают на то, что они формировались на глубинах 20–25 км. Приблизительно на этих глубинах образовывались и слюдоносные пегматиты (Р = 7 кбар), большая часть которых формировалась около 1.8 млрд лет назад (Терехов, 2007). Именно с этого времени и началась быстрая эксгумация пород Беломорского пояса, которая сопровождалась широким развитием метасоматических пород, в том числе и с эпидотом. В ряде работ показано, что Беломорский пояс был выведен к зоне хрупких деформаций с глубин 20–25 км на рубеже 1800 млн лет назад. (Бибикова и др., 1999; Терехов, 2007). Перемещение пород к поверхности сопровождалось формированием метасоматических образований таких, как корунд-амфибол-гранатовые породы (базификаты) и кислые разности – пегматиты, мигматиты и калиевые граниты.

Одним из минералов, приуроченных к этому этапу эволюции глубинных пород является эпидот, который по мнению некоторых исследователей (Davy et al., 1989; Чамов, 2016) является типоморфным минералом структур, связанных с обстановкой регионального растяжения, а именно – с метаморфическими ядрами – к которым может быть отнесен и Беломорский пояс. В работе дана петрогеохимическая характеристика процесов мигматизации амфиболитов при эксгумации пород и детадьно описан растущий в плагиомигматитах метасоматический эпидот.

КРАТКИЙ ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК

При проведении тематических геохимических работ была выполнена документация пород в Северной Карели на участке длиной около 20 км в естественных обнажениях и выемках вдоль шоссе С.-Петербург–Мурманск между деревней Ковда и пос. Зеленоборский (рис. 1 и 2). Большая часть обнажений на данной территории сложена амфибол-биотитовыми и биотитовыми породами лейкократового облика, похожими на одноименные гнейсы. Среди них почти всегда присутствует то или иное количество амфиболитов. Соотношение этих трех пород в разных обнажениях различное. Но если обнажение сложено двумя или тремя разновидностями, то между ними наблюдаются взаимопереходы, как по простиранию пород так и вкрест простирания. Переходы одной породы в другую постепенные, расплывчатые. Амфиболиты, залегающие среди амфибол-биотитовых и биотитовых пород, имеют вид нешироких полос или небольших реликтов разного размера и формы (рис. 2б, 2в). Отдельные обнажения целиком сложены амфиболитами, в той или иной степени мигматизированными. В ряде обнажений породы смяты в мелкие складки с размахом крыльев 20–30 см. В крыльях этих складок отчетливо выражен полосчатый мигматит, а в ядрах – порода представлена мелкозернистым плагиогранитом пятнистого облика. Пятна образованы агрегатами крупночешуйчатого биотита, иногда содержащего кристаллы амфибола. Меланократовые скопления, вероятно, представляют собой проявления базификации. В одном случае среди светлых биотитовых пород присутствует небольшое интрузивное тело ультраосновного состава. В нем встречаются единичные кристаллы жедрита.

В 100 м к югу от км столба 1088 обнажаются светло-серые мелкозернистые, тонкочешуйчатые однородные породы, содержащие 8–10% биотита. Цепочки тонких лейст биотита образуют сланцеватую текстуру. Однородность этой породы местами нарушается присутствием в ней амфиболита в виде редких узких слойков с расплывчатыми контактами. Возможно, порода испытала милонитизацию. В северной части участка несколько обнажений сложено среднезернистыми гранатовыми амфиболитами. В них присутствуют мелкие складки, подчеркнутые тонкими полосками плагиогранита, мигматизирующего амфиболит. Наблюдаются также небольшие жилки пегматоидного строения. У километровых столбов 1092–1094 амфиболиты и контактирующие с ними светлые породы амфибол-биотитового и биотитового состава разрушены и превращены в щебень, ожелезнены. Разрушение пород вызвано деформацией, связанной с образованием довольно протяженного, длиной около 3 км, разрывного нарушения.

В породах данного участка отмечается проявление калиевой минерализации, развитой незначительно и неповсеместно. Зерна калишпата слагают мелкие порфиробласты, единичные крупные (до 15 × 10 см) монокристаллы микроклина и тонкие жилки, косо секущие сланцеватость пород.

В амфибол-биотитовых и биотитовых породах рассматриваемой территории присутствует эпидот. Прежде, чем дать характеристику эпидота, опишем образование пород, в которых он развивается.

ОБРАЗОВАНИЕ АМФИБОЛ-БИОТИТОВЫХ И БИОТИТОВЫХ ПОРОД. ПЕТРОГРАФИЧЕСКОЕ ОПИСАНИЕ

Изучены породы ряда преобразования амфиболита при мигматизации от исходного субстрата до гранита. Субстрат представлен амфиболитом, содержащим 50–60% амфибола, 30–40% плагиоклаза и около 10% кварца. Амфибол является обыкновенной роговой обманкой, состав которой близок к изоморфной серии гастингсита (Бойд, 1961). Состав плагиоклаза отвечает андезину (An 34–36). Амфиболит среднезернистый, однородный, с нематогранобластовой микроструктурой. Преобразование амфиболита начинается с перекристаллизации породы и появления в ней единичных узких пластинок биотита. Амфиболит незначительно биотитизируется. Далее, на первой ступени мигматизации, роговая обманка начинает более активно замещаться биотитом, имеет с ним неровные границы. На этой ступени появляются небольшие, хорошо ограненные пластинки биотита, которые срастаются с роговой обманкой по ровным линиям, без признаков коррозии. Этот биотит принадлежит неосоме. Показатель преломления его более высокий, чем у биотита биотитизированного амфиболита (n_m = 1.647 против n_m = 1.633). Зерна роговой обманки тоже двух разновидностей. Одна представлена призмами длиной до 1.2–3.3 мм или зернами изометричной формы с неровными, коррозионными ограничениями, вследствие замещения их не только биотитом, но плагиоклазом и кварцем. Это – роговая обманка субстрата. Другая разновидность наблюдается в виде мелких (0.4–0.6 мм) идиоморфных кристаллов неосомы густого голубовато-зеленого цвета. Они отличаются от роговой обманки субстрата константами, отражающими более высокую железистость (n_g = 1.691, n_p = 1.673, 2V = 65° против n_g = 1.674, n_p = 1.656, 2V = 76°). Плагиоклаз отличается разнообразными по форме и размерам зернами. Округлые или полигонально ограненные кристаллы размером до 1.5–2.0 мм соседствуют с неровно ограненными зернами или небольшими табличками с полисинтетическими двойниками. Эти таблички являются олигоклазом (Аn 27). Кварц представлен небольшими (0.3–0.5 мм) зернами неправильной формы. Таким образом, на первой ступени мигматизации амфиболита образуется биотит- роговообманковый плагиомигматит, содержащий 20–25% роговой обманки и 10–15% биотита. В неосоме его устойчивы: Ро + Би + + Пл + Кв. Микроструктура породы лепидонематогранобластовая.

При нарастании процесса мигматизации образуется роговообманково-биотитовый плагиомигматит, в котором количество биотита преобладает над роговой обманкой. Следующими продуктами процесса преобразования амфиболита являются биотитовые плагиомигматиты. Это – наиболее распространенные породы. Устойчивыми минералами неосомы этих пород являются: Би + Пл + Кв. Субстрат в них может отсутствовать или наблюдаться в виде реликтов. Обычно он представлен минералами предыдущей ступени, которые отличаются от минералов неосомы и формами выделения и меньшей железистостью, а плагиоклаз – большей основностью. Микроструктура биотитовых плагиомигматитов мелкозернистая, лепидогранобластовая. Биотит плагиомигматитов наблюдается чаще всего в виде небольших идиоморфных пластинок длиной 0.4–0.6 мм, хотя наряду с ними присутствуют и крупные пластинки или обрывки пластинок, иногда содержащие крючковидные выделения кварца. Это – биотит, заместивший амфибол. В серии шлифов можно видеть различное соотношение этих двух разных биотитов. Но в целом для плагиомигматитов этой ступени характерен мелкий биотит, равномерно распределенный по породе. Среднее его содержание составляет 12–15%, но иногда возрастает до 20%. Плагиоклаз биотитовых плагиомигматитов, составляет в среднем около 60%. Он представлен несколькими генетическими типами. Одна разновидность, которую можно увидеть в редких шлифах, наблюдается в виде небольших табличек и призм с округлыми ограничениями размером 0.8 × 0.4 мм. Они интенсивно соссюритизированы. По составу этот плагиоклаз отвечает андезину (Аn 34–36). В породе его немного, представляет собой реликтовый плагиоклаз субстрата. Наиболее обычны для плагиомигматитов этой ступени зерна изометричной или неправильной формы размером от 0.5 × 0.3 мм до 2.0 × 1.0 мм. Это – олигоклаз (An 27–25). Он незначительно и неравномерно серицитизирован. Количество кварца в биотитовых плагиомигматитах варьирующее, но составляет не более 20%. Зерна его ксеноморфны, размером от 0.2–0.6 мм до 3 × 2 мм. Отдельные крупные из них содержат включения небольших зерен плагиоклаза, кристаллики апатита. Развитие крупных зерен кварца вероятно связано с поздним окварцеванием породы.

Образовавшиеся амфибол-биотитовые и биотитовые плагиомигматиты похожи на одноименные гнейсы. Правильно диагностировать породу помогут геологические взаимоотношения ее с амфиболитами или петрографические характеристики. Признаки, присущие плагиомигматитам и не свойственные гнейсам: а) небольшое, менее 20% содержание кварца, б) реликтовые зерна амфибола в биотитовых плагиомигматитах, г) симплектиты кварца в биотите, д) два типа биотита – субстрата и неосомы с разной железистостью, е) замещение амфибола биотитом и варьирующее его количество в амфибол-биотитовых плагиомигматитах.

Процесс мигматизации амфиболита может остановиться на ступени образования биотитового плагиомигматита, а может продолжиться в сторону более глубокой переработки исходного субскрата. Тогда биотитовый плагиомигматит начинает перекристаллизовываться в виде нешироких полос и участков неправильной формы. Среди них присутствуют тонкие прерывистые полоски биотита. Порода неоднородная, представляет собой теневой плагиомигматит. Зерна плагиоклаза в нем различны по размерам, форме и составу. Но преобладает олигоклаз (An 17–20). Завершающей породой в ряду преобразования амфиболита при мигматизации является биотитовый гранит. Граниты не пользуются широким развитием и их появление, вероятно, отделено некоторым промежутком времени от образования плагиомигматитов.

Рассмотренный процесс мигматизации амфиболита сопровождается повышением железистости амфибола и биотита в неосомах мигматитов каждой последующей ступени по сравнению с предыдущей и понижением основности плагиоклаза, а также – последовательным увеличением общей железистости пород от субстрата до гранита.

ЭПИДОТ В АПОАМФИБОЛИТОВЫХ ПОРОДАХ. ХАРАКТЕРИСТИКА РАЗВИТИЯ

В плагиомигматитах эпидот приурочен к амфиболу и биотиту, поэтому характер его распределения зависит от характера распределения этих минералов. В шлифах наблюдается развитие эпидота по амфиболу и биотиту. Наиболее интенсивно он замещает биотит. В породах эпидот распределен неравномерно и количество его варьирует от 2–7% до 10–15%. Формы развития эпидота разнообразны. Это – небольшие зерна по краям кристаллов биотита или амфибола с коррозионными границами (рис. 3а, 3б). Присутствуют пластинки биотита или зерна амфибола почти полностью замещенные эпидотом, так что сохраняются только небольшие реликты замещаемых минералов, имеющие неровные коррозионные края (рис. 3б). Нередко развитие эпидота начинается с появления узких каемок по краям зерен амфибола или биотита (рис. 3в). На этом рисунке обращает внимание и крупное скелетное зерно эпидота, и кристалл, эпидота в виде полигонально ограненного шестиугольника, в котором наблюдается сохранившаяся от замещения часть зерна амфибола. В соседней с кристаллом призме эпидота присутствует реликт биотита, имеющий, как и реликт амфибола, неровные ограничения. Реликты биотита иногда присутствуют в крупных идиоморфных кристаллах эпидота (рис. 3г). Отдельные грани подобных кристаллов имеют мелкозубчатые края с уцелевшим от замещения биотитом (рис. 3д). Зерна эпидота нередко содержат симплектиты кварца. Есть зерна, сложенные частью эпидотом, частью – биотитом с симплектитами в обоих минералах. Симплектиты в эпидоте это – кварц, выделившийся при замещении им биотита, а в биотите – при замещении амфибола биотитом. В одном зерне эпидота приисутствует реликт биотита, в свою очередь содержащий реликт амфибола. Подобные взаимоотношения минералов подтверждают не только развитие эпидота по биотиту, но и биотита по амфиболу, указывая на “реликт мигматизации”.

Рис. 3.

Фотографии шлифов (без анализатора), на которых показано развитие эпидота по амфиболу и биотиту в плагиомигматитах: а – эпидот развивается по биотиту и имеет с ним коррозионные границы (шл.3/11а); б – в эпидоте – реликты амфибола с неровными ограничениями (шл.13/11-2а); в – узкие каемки эпидота по краям зерен амфибола, скелетное зерно эпидота с реликтом биотита, шестерник эпидота с реликтом амфибола (шл.13/11-2); г – реликты биотита в крупном кристалле эпидота и (слева внизу) – неровная граница этого кристалла эпидота с контактирующим с ним биотитом (шл.9/11а); д – в кристалле эпидота (справа) – мелкозубчатая граница с уцелевшим от замещения биотитом (шл.51).

Эпидот наблюдается в зернах и разнообразной формы, и разного размера. Чаще других встречаются зерна размером 1.0–1.2 × 0.4–0.6 мм, хотя присутствуют и более мелкие выделения, и более крупные кристаллы, длиной до 2.5 мм. В шлифах эпидот бесцветен, но отдельные его зерна имеют бледную зеленовато-желтую окраску. Во многих разрезах наблюдается отчетливая спайность. Интерференционная окраска изменяется от желтой, бледно-синей до ярко-синего цвета с пятнами базарной ярко-розовой окраски. Величина двупреломления в разных зернах одного шлифа составляет: 0.010, 0.015, 0.049. Согласно (Лодочников, 1974), состав эпидота, а значит и его оптические свойства, могут изменяться даже в пределах одного шлифа. В ряде кристаллов эпидота, как правило, в центре зерен, присутствуют мелкие включения ортита овальной формы. Цвет их оранжево-бурый, двупреломление – низкое. Нередко в ассоциации с эпидотом и биотитом отмечается сфен и довольно большое количество апатита.

Рис. 4.

Распределение нормированных по хондриту содержаний редких земель в амфиболите и апоамфиболитовых породах по данным (Щербакова, 1988). Название пород в табл. 1.

Минералы группы эпидота кристаллизуются как в ромбической, так и в моноклинной сингонии. До недавнего времени в этой группе, выделялись (Дир и др., 1965) следующие минералы: цоизит, клиноцоизит, эпидот, пьемонтит, алланит. В 2006 г. появилась статья (Армбрустер и др., 2006), в которой международная группа ученых разработала рекомендуемую номенклатуру для минералов группы эпидота, изучив большое количество химических составов минералов этой группы. В новой номенклатуре предлагается цоизит не рассматривать в группе минералов эпидота, поскольку он является ромбическим полиморфом клиноцоизита и выделяется следующие три подгруппы: клиноцоизита, алланита и долласеита. В зависимости от состава минерал попадает в ту или иную подгруппу.

ГЛАВНЫЕ ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ЧЕРТЫ ИЗУЧЕННЫХ ПОРОД И МИНЕРАЛОВ

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Проблеме мигматизации пород, в том числе и амфиболитов в Беломорском регионе, посвящено множество работ: (Беус и др., 1993; Глебовицкий, Седова, 2005; Левицкий, 2005. Козловский, 2016), в том числе и экспериментальных (Ходоревская и др., 2002). При своих исследованиях авторы нередко используют разные механизмы образования мигматитов и гранитов. Особый интерес cреди мигматизированных пород представляют апоамфиболитовые амфибол-биотитовые и биотитовын плагиомигматиты, поскольку они похожи на одноименные гнейсы. Вследствие значительного развития апоамфиболитовых плагиомигматитов среди беломорских пород, важна правильная их диагностика. Многие обнажения рассматриваемого участка сложены апоамфиболитовыми плагиомигматитами и в них присутствует эпидот. Согласно литературным источникам, эпидот встречается в породах разного генезиса: метаморфических, метасоматических, магматических. Наиболее характерным считается нахождение этого минерала в метаморфических породах низких и средних ступеней регионального метаморфизма фации зеленых сланцев (Т = 250–550°С, Р = 1.5–3–4 кбар) и фации эпидотовых амфиболитов (Т = 500–650°С, Р = 3.5–6 кбар). В фации зеленых сланцев эпидот находится в ассоциации с актинолитом, хлоритом, альбитом. Для эпидот-амфиболитовой фации типичными минералами являются: эпидот, биотит, олигоклаз и иногда – альбит. Эпидот часто относят к стресс минералам, при этом температура его образования – низкая (Дир и др., 1965). Немало научных работ, особенно иностранных авторов, в которых описывается кристаллизация эпидота в магматических породах, а также приводятся данные по моделированию магматического эпидота. Описан магматический эпидот в гранодиоритах мезазойского акреционного террейна между северной Калифорнией и юго-восточной Аляской (E. an Zen, J.M. Hammarstrom, 1984). Они провели моделирование и получили эпидот из синтетического гранодиоритового расплава при Р = 8 кбар. Эти авторы считают, что плутонические породы с эпидотом должны кристаллизоваться при умеренно высоком давлении, на глубинах соответствующих условиям нижней коры. В.Н. Смирнов, Е.А. Зинькова суммируя свои результаты по моделированию магматического эпидота с экспериментальными данными других авторов, пришли к выводу, что для появления магматического эпидота необходимо высокое общее давление и повышенное содержание воды в расплаве. Так, при кристаллизации Верхнесетского массива гранодиоритов на Урале, содержащих эпидот, общее давление оценивается в 4–5 кбар, а величина водного – в 8 кбар (Смирнов, Зинькова, 1993).

Широко известно контактово-метасоматическое развитие эпидота в скарнах. При экспериментальном моделировании эпидотсодержащих скарнов было установлено, что для образования эпидотсодержащих скарнов благоприятна умеренная температура (350–500°С), повышенное отношение KCl/NаCl в растворах, а также – повышенный окислительный потенциал и активность железа (Ежов, Зарайский, 1993).

В литературе нередко описаны эпидоты метасоматического генезиса, и иногда они имеют необычные формы образования. Эпидот, слагающий формы овоидов развит на одном из участков Магаданского батолита. Овоиды имеют зональное строение. Максимальная их длина достигает 50 см. По заключению автора (Фирсов, 1959), эпидот развивается метасоматически при действии флюидов, приносящих Са и другие компоненты.

Работы по Беломорскому региону, в которых эпидот был детально описан, достаточно редки, хотя уже первые исследователи отмечали присутствие эпидота в биотитовых гнейсах и амфиболитах в отдельных его частях (районы: Кайта-тундры, Вад-озера, Ковдозера) (Шуркин и др., 1962; Дук, 1967). Характеристики эпидота в них не приводится. Его называют дополнительной фазой к основному парагенезису минералов породы, но наличие участков пород, метаморфизованных в условиях эпидот-амфиболитовой фации, не отмечается. В западном Беломорье при картировании были обнаружены цоизитовые бластолиты, в которых цоизит и клиноцоизит находятся в ассоциации с лабрадором (Дук, 1967). В более поздних работах, при петрографическом описании беломорских пород в пределах Энгозерского и Ковдозерского доменов (Козлов и др., 2006), а также – в областях развития Северо-Керетьского и Тикшозерского зеленокаменных поясов (Cлабунов и др., 2007) указывается на присутствие эпидота в биотитовых, биотит-амфиболовых гнейсах и амфиболитах. При этом отмечается, что эпидот – вторичный минерал.

Считается, что вторичные минералы образуются по первичным минералам под действием выветривания, гидротермальных растворов или глубинных флюидов. Для них характерно развитие в зонах трещин, дробления, в интерстициях. Они обычно мелки и обогащенны группой OH или n H₂O) (Лодочников, 1974). В восточном Беломорье детально изучены цоизититы (Слабунов и др., 2015). Они слагают линзы разного размера среди гранито-гнейсов. По данным этих авторов, цоизититы образовались по анортозитам в условиях эклогитовой фации метаморфизма при Т = = 750°С, Р = 20 кбар. В корундсодержащих метасоматитах Беломорского пояса описан эпидот как минерал метасоматической зональности (Терехов, 2007).

При полевых работах мы наблюдали эпидот в плагиогранитах керетьской свиты. Его мелкие фисташковые зерна вместе с амфиболом и биотитом слагают округлые небольшие скопления, рассеянные по породе. Эпидот развивается по биотиту, возникшему при замещении амфибола. Росту эпидота способствует обилие кальция, высвобождающегося с понижением основности плагиоклаза в плагиогранитах. Имеет место метасоматический рост эпидота. Среднее содержание его в шлифах не превышает 0.6%. Рассматриваемый нами эпидот и апоамфиболитовые породы, в которых он присутствует, образуются метасоматическим путем при замещении минеральных компонентов под действием эндогенных растворов (Коржинский, 1956). Диффузионный механизм переноса вещества при метасоматозе, осуществляемого через поры в породе, представляется наиболее приемлемым, поскольку изменения структуры породы при развитии эпидота не наблюдается. При диффузионном метасоматозе растворение старых компонентов и отложение новых происходит почти одновременно. При этом порода сохраняется в твердом состоянии.

Устойчивая ассоциация минералов неосомы биотитовых плагиомигматитов представлена: Би + + Пл + Кв, а амфибол-биотитовых – Ро + Би + + Пл + Кв. В этих породах наблюдается развитие эпидота по амфиболу и биотиту. Взаимоотношения его с замещаемыми минералами всегда коррозионные. На определенной стадии образования эпидота появляются отдельные крупные его кристаллы, идиоморфно ограненные. Некоторые их грани, контактирующие с уцелевшим от замещения биотитом, тоже имеют коррозионные ограничения. Замещение амфибола и биотита происходит при реакционном взаимодействии их компонентов с компонентами флюида – появляется метасоматически образованный эпидот. При этом выделяется кремний и реализуется в виде кварцевых симплектитов в эпидоте. Присутствие эпидота в биотитовых плагиомигматитах может вызвать у геологов, считающих плагиомигматиты гнейсами, предположение, что имеет место эпидот-амфиболитовая фация прогрессивного метаморфизма. Но в этом случае эпидот должен быть самостоятельным породообразующим минералом и не иметь коррозионных отношений с другими минералами, но они наблюдаются. Подтверждением самостоятельной кристаллизации эпидота, без признаков коррозии при прогрессивном метаморфизме могут служить исследования других геологов. К примеру, в породах станового комплекса, представленных в основном амфиболитами и плагиогнейсами, метаморфизованными в условиях эпидот- амфиболитовой фации при температуре, равной 600–650°С, главным породообразующим минералом является эпидот. Наряду с эпидотом породы содержат: биотит, роговую обманку, альмандин, мусковит, кианит, альбит-олигоклаз. Но ни с одним из перечисленных минералов эпидот не вступает в реакционные взаимоотношения. Он образует самостоятельные хорошо ограненные кристаллы размером от долей мм до 1.5–3.0 мм (Козырева, Романенко, 1978). .

Можно рассмотреть другой вариант присутствия эпидота в биотитовых плагиомигматитах, как минерала пород регрессивного метаморфизма. Широко известно, что преобладающая часть пород Беломорского комплекса метаморфизована в условиях амфиболитовой фации. Предположим, что тектонические процессы вызвали на изученном участке подъем пород и последующий диафторез с образованием эпидота в биотитовых породах. Но в этом случае растворы, вызвавшие диафторез, привели бы к образованию, кроме эпидота, и других гидроксилсодержащих минералов. По роговой обманке должен развиваться тремолит, хлорит, по биотиту – хлорит, а появление эпидота вместе с альбитом произошло бы при разложении плагиоклаза. Но подобных превращений в рассматриваемых породах не наблюдается. Таким образом, наиболее вероятным является метасоматическое образование эпидота, наблюдаемое в апоамфиболитовых плагиомигматитах.

Температура образования эпидота лежит в пределах 400–600°С при давлении 5 кбар. Она получена при использовании диаграммы по моделированию цоизита и клиноцоизита (Brunsmann et al., 2002), на которую нанесены величины пистацитового компонента изученного эпидота (рис. 5). Согласно исследованиям разных авторов, для образования эпидота кроме температуры и общего давления важны еще многие факторы: давление воды и окиси углерода, окислительный потенциал, активность железа и другие.

Рис. 5.

Положение точек пистацитового компонента изученного эпидота на диаграмме Т–Х_ps сосуществующих цоизита и клиноцоизита. 1 – пистацитовый компонент изученного эпидота, 2 – поля пистацитового компонента по (Brunsmann et al., 2002).

ВЫВОДЫ

В апоамфиболитовых плагиомигматитах изученного участка присутствует эпидот в количестве от 5 до 15%. Эпидот образуется при замещении амфибола и биотита. Форма выделений эпидота – от небольших зерен и узких каемок по краям замещаемых минералов до крупных идиоморфно ограненных кристаллов. Границы эпидота с замещаемыми минералами и с реликтами этих минералов – коррозионные.

В химическом составе исследованных зерен эпидота относительно немного железа, но много алюминия и кальция. Величина пистацитового компонента эпидота составляет 0.14–0.22. Образование эпидота метасоматическое при реакционном взаимодействии компонентов амфибола и биотита с компонентами флюида при температуре 400–600°С и давлении 5 кбар.

Большая часть обнажений изученной территории сложена светлыми амфибол-биотитовыми и биотитовыми породами и нередко присутствующими среди них амфиболитами в виде нешироких полос или реликтовых участков. Совокупность геологических, петрографических и геохимических характеристик пород в исследуемом районе позволяет утверждать, что амфибол-биотитовые и биотитовые их разновидности представляют собой продукты мигматизации амфиболита – плагиомигматиты.

Рассмотрение химического состава пород последовательного ряда преобразования амфиболита при мигматизации от исходного субстрата до биотитового гранита показало, что при этом процессе происходит постепенный вынос из пород ряда следующих элементов: Fe, Ti, Mg, Ca и привнос Si, Na и K. Подобное соотношение компонентов в рассматриваемых породах отвечает процессу кремне-щелочного метасоматоза. Развитие метасоматического эпидота в плагиомигматитах может быть сопоставлено с базификацией. Процесс базификации, сопряженный с мигматизацией, возможно проявляется в кристаллизации и эпидота, и мономинеральных агрегатов амфибола, биотита, присутствующих в плагиомигматитах данного участка. При этом вполне вероятно используются компоненты, высвобождающиеся при мигматизации.

Метасоматический рост эпидота в породах на данной территории можно объяснить широко проявленными здесь тектоническими процессами в период эксгумации (1.8–1.75 млрд лет) пород Беломорского пояса, обусловленными развитием сдвиго-сбросовых зон, расположенных между северным и центральным доменами Беломорского пояса, которые можно рассматривать как отдельные метаморфические ядра. Это могло способствовать широкому притоку флюидов и созданию РТ условий для развития эпидота.

Работа выполнена в соответствии с планами фундаментальных исследований ГИН РАН.