Петрология, 2020, T. 28, № 1, стр. 85-107

ВВЕДЕНИЕ

Эклогитовые ассоциации в базитах Беломорья известны более 80 лет. В первой половине ХХ в. они были отмечены в Беломорском подвижном поясе (БПП) Н.Г. Судовиковым (1936), Л.А. Косым (1938) и Г.М. Саранчиной (1946). Эклогиты Беломорского подвижного пояса (БПП) являются одним из самых обсуждаемых в настоящее время объектов в докембрийской геологии не только России, но и мира. Эклогиты лежат в основе геодинамических реконструкций применительно не только к Беломорскому поясу, но и для Фенноскандинавского щита в целом. Одной из главных проблем эклогитов БПП является определение времени их формирования. В настоящее время установлено, что в пределах БПП эклогиты распространены гораздо шире, чем считалось ранее.

Наиболее изученными в геолого-петрологическом и геохронологическом плане являются эклогиты района с. Гридино в центральной части Беломорского пояса (так называемые “гридинские эклогиты” (Володичев и др., 2004; Слабунов и др., 2011 и др.) и “салминские эклогиты” (Konilov et al., 2004; Mints et al., 2010; Каулина и др., 2010) – в северо-западной его части (район месторождения керамических пегматитов Куру-Ваара и проливов Широкая и Узкая Салма). Помимо салминских и гридинских эклогитов, также установлено присутствие эклогитов в ряде районов центральной части БПП: например, побережье Красной губы Белого моря (Козловский, Аранович, 2008, 2010; Скублов и др., 2013); острова Керетского архипелага (Березин и др., 2013; Березин, Скублов, 2014), острова Кемлудского архипелага (Козловский и др., 2015). Число находок базитов с эклогитовыми парагенезисами в БПП с каждым годом увеличивается. Первые результаты датирования гридинских эклогитов, полученные О.И. Володичевым с коллегами (2004) U-Pb методом по цирконам со значением 2.72 млрд лет, были ими проинтерпретированы как время эклогитового метаморфизма, вызванного субдукцией океанической коры. Данный факт вывел проблему возраста эклогитов БПП за рамки региональной, поскольку нигде в мире не были обнаружены коровые эклогиты – индикаторные породы субдукции современного типа (Möller et al., 1995). Интерпретация же возраста эклогитов района с. Гридино как архейского позволила ряду исследователей распространить на Беломорский подвижный пояс геодинамические механизмы тектоники плит современного типа.

Геохронологические данные, полученные по эклогитам БПП, интерпретируются по-разному. Наиболее распространены три гипотезы: 1) только архейский эклогитовый метаморфизм в интервале 2.82–2.78 млрд лет (Mints et al., 2010 и др.); 2) архейский и раннепротерозойский этапы эклогитового метаморфизма с возрастами 2.72 млрд лет и менее 2.39 млрд лет (Слабунов и др., 2011 и др.); 3) только палеопротерозойский (свекофеннский) эклогитовый метаморфизм ~1.9 млрд лет (Скублов и др., 2011а, 2011б, 2012 и др.). Архейский возраст эклогитового метаморфизма связывается с субдукцией, а свекофеннский – с локальными сдвиговыми зонами (Travin, Kozlova, 2009). Возраст, число метаморфических циклов и особенно время эклогитизации пород БПП по сей день продолжают оставаться предметом острых дискуссий (Минц и др., 2010; Скублов и др., 2011а, 2011б, 2012; Щипанский и др., 2012а, 2012б; Konilov et al., 2011; Mints et al., 2010, 2014; Balagansky et al., 2015; Li et al., 2017a, 2017b; Yu et al., 2018; Dokukina, Mints, 2019).

Наша точка зрения о палеопротерозойском возрасте эклогитового метаморфизма основана на комплексе независимых изотопно-геохимических методов датирования – локальном U-Pb методе по гетерогенным цирконам с магматическими ядрами и эклогитовыми каймами (Скублов и др., 2010, 2011а, 2011б, 2012), Lu-Hf и Sm-Nd методам по минералам эклогитового парагенезиса – гранату и омфациту (Березин и др., 2012; Хервартц и др., 2012). Все три метода независимо друг от друга определяют эклогитовый метаморфизм как свекофеннский, с одним и тем же значением возраста – ~1.9 млрд лет. В целом же при локальном датировании гетерогенных цирконов из различных проявлений эклогитов БПП (р-н Салмы, р-н с. Гридино, р-н Красной губы, о-ва Керетского архипелага (Сидоров, Илейки, Пежостров) с одновременным изучением их геохимических особенностей “в той же точке” было установлено, что эклогитовому метаморфизму отвечает этап ~1.9 млрд лет, ограниченный самым молодым возрастом магматического протолита эклогитов ~2.2 млрд лет и возрастом наложенных процессов (ретроградный амфиболитовый метаморфизм, гранатизация эклогитов, пегматитообразование), произошедших в интервале 1.84–1.87 млрд лет (Скублов и др., 2016).

Корректное датирование эклогитов требует сочетания изотопно-геохимических методов с анализом данных по распределению редких и редкоземельных элементов в породообразующих и акцессорных минералах. Однако проблеме эволюции составов минералов в эклогитах БПП, в том числе в ходе наложенного метаморфизма амфиболитовой фации, уделяется гораздо меньшее внимание по сравнению с геохронологическими и термобарометрическими исследованиями. В настоящей работе представлены результаты исследования состава минералов из эклогитов и развивающихся по ним амфиболитов на о-ве Виченная Луда Керетского архипелага, где наиболее полно проявлены процессы замещения магматических ассоциаций метаморфическими.

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА О-ВА ВИЧЕННАЯ ЛУДА И ОПИСАНИЕ ИССЛЕДОВАННЫХ ПОРОД

Структурный облик о-ва Виченная Луда (рис. 1) определяется сильно дислоцированной толщей гнейсов, осложненной мелкими лежачими складками с северо-восточным пологим погружением шарнира, с согласными телами метаморфизованных пород основного состава. Наложенные сдвиговые зоны маломощные, они не превышают 20 м и прослеживаются по простиранию до 100–150 м.

Рис. 1.

Схема геологического строения о-ва Виченная Луда. 1 – гнейсы с ориентировкой линейности по Bt; 2 – элементы залегания (разрежены): a –наклонные, b – вертикальные; 3 – тела основных пород: a – будины, b – дайки. Составлена по полевым съемочным материалам 2016 г. А.В. Березиным.

Тела основных пород представлены тремя морфологическими типами: будинированными, пластовыми телами и дайками (редко). Будинированные тела встречаются наиболее часто и имеют максимальный размер до 300 × 150 м, предельная насыщенность такими телами отмечена на северном берегу острова. Пластовые тела представлены амфиболитами с мощностями, не превышающими 5 м, и прослеживающимися по простиранию до 150 м. Не исключено, что часть из них является редуцированными, сильно измененными телами первого типа (будинами). Дайки основных пород наиболее редки и однозначно установлены только в восточной части острова. При мощности тел до 0.4 м они были прослежены на расстояние до 100 м, и характеризуются срезанием минеральной полосчатости в гнейсах. Однако при полной амфиболизации тела дайки визуально не устанавливается даже зона закалки, а микроскопически отсутствуют признаки горячего контакта. Поэтому нельзя исключать тектонический характер образования данного типа тел со срывом зон закалки жесткими блоками гнейса. Визуально в основных породах устанавливается две минеральные ассоциации: с моноклинным пироксеном и без него. Набор других породобразующих минералов, таких как гранат, плагиоклаз и амфибол, является сквозным.

Непосредственно эклогитовые ассоциации устанавливаются в будинах диаметром до 30–50 м (рис. 2а, 3а), поскольку более крупные будины имеют в центральных частях магматические ассоциации, а не эклогитовые; мелкие будины в значительной степени или нацело амфиболизированы. Вне зависимости от положения относительно контакта с гнейсами пироксен(моноклинный)-гранатовые ассоциации всегда сопровождаются комплементарными зонами гранатовых амфиболитов (рис. 2б), нередко порфиробластических. В центральных частях будин такие Grt-Cpx-Amp обособления имеют шлироподобный или сложноскладчатый облик и по мере приближения к контакту с гнейсовой матрицей приобретают линейный облик с увеличением содержания амфибола. Непосредственно на контакте с гнейсами гранат исчезает, а минеральная линейность становится конформной контакту с гнейсами. Таким образом, при визуальных наблюдениях фиксируется, что обособления с эклогитовыми парагенезисами приурочены к пластическим зонам сдвига внутри будин метагаббро, по которым происходила переработка породы флюидом, вероятно, преимущественно водного состава, в предельном случае приводящая к амфиболизации породы нацело. Внутри будин фиксируются полости раскрытия с Amp-Grt ассоциацией в центральных и с Cpx – в краевых частях. Наличие синхронно-конформных зон рассланцевания свидетельствует о деформационным характере этих образований. Кроме этого, наличие трех описанных выше типов контактов будин с гнейсами говорит о хрупко-пластичной природе механизма деформации, что возможно в субсолидусных условиях для гранито-гнейсов.

Рис. 2.

Фотографии будин метагаббро (эклогитов) о-ва Виченная Луда. (а) – крупная будина с каймой амфиболитов, описанная в статье; (б) – прослои гранатовых амфиболитов в будине; (в) – оторочка амфиболита вокруг кварц-полевошпатового прожилка в будине; (г) – мелкая будина с каймой амфиболитов. Белыми кружками показаны точки отбора проб.

Следует более подробно разобрать будинированные тела, поскольку именно в них устанавливаются участки эклогитов. Тела этих базитов (макроскопически определяются как лейкогаббро/ габброанортозиты) конформно облекаются гнейсами и на контакте с ними имеют кайму амфиболизации переменной мощности (рис. 2г), как правило, пропорционально размеру будин (от первых десятков см до 1–2 м). В редких случаях (в центральной части острова) тело метагаббро сминается в складку, превращаясь в амфиболиты на ее крыльях. Контакты с вмещающими гнейсами устанавливаются трех типов: пегматоидные (с обособлением Qz-Fsp-Pl материала, рис. 3б), сорванные (тектонические, рис. 3в) и рассланцованные (рис. 3г). Часто будины метагаббро разбиты трещинами, по которым развиваются жилы и линзы кварц-карбонат-плагиоклазового материала (рис. 2в). Максимальная мощность таких жил составляет 1 м, но более обычна мощность 5–15 см при простирании жил до 3–5 м. На контакте жил с метагаббро обычно наличие каймы амфиболизации, составляющей 300–500% от мощности жилы, реже – хлоритовая оторочка до 3 см (обычна для жил с карбонатом).

Рис. 3.

Зарисовки типичных контактов основных пород и вмещающих гнейсов. (а) Характер взаимоотношения обособлений амфиболитов (2), эклогитов (3) в будине метагаббро (1). Пунктирной кривой обозначена неясно проявленная минеральная линейность. (б) Характер контакта будины метагаббро с обособлением пегматоидного материала в полости раскрытия: 1 – метагаббро, 2 – амфиболит, 3 – пегматиодное обособление Kfs-Pl-Qz состава, 4 – гнейс. Кривыми означены минеральная линейность по лейкократовым минералам (сплошными в метагаббро и амфиболитах, пунктирными – в гнейсах). Стрелкой показано направление вращения будины в гнейсах. (в) Характер контакта будины метагаббро со срезанием полосчатости в гнейсах: 1 – метагаббро, 2 – амфиболит, 3 – гнейс. Пунктирной кривой обозначена ориентировка минеральной линейности (на рис. 2в, 2г). (г) Рассланцованный контакт будины метагаббро с гнейсами: 1 – метагаббро (край будины), 2 – амфиболиты, в том числе с Qz-Pl лейкосомами, 3 – гнейсы рассланцованные, 4 – гнейсы.

Вмещающие породы представлены гнейсами, микроскопически имеющими типичную гранитовую структуру. Однако в обнажении явно наблюдается линейная мигматизация с обособлением Qz-Pl-Fsp материала, вплоть до пегматоидных разностей.

Петрографическая характеристика пород. На основании петрографического исследования все породы основного состава о-ва Виченная Луда, преимущественно представленные будинами, можно разделить на три группы. Это метабазиты с реликтами магматических минералов и структур (35% от всех исследованных тел), гранат-амфиболовые породы (20%) с Cpx-Pl симплектитами (далее – эклогиты) и амфиболиты (45%).

Первую группу можно подразделить на два подтипа. К первому относятся метагаббро с реликтами магматического пироксена и плагиоклаза (протолит эклогитов в табл. 1). Второй подтип представлен сильно амфиболизированными породами без граната с реликтовой офитовой структурой, вероятно, ранее представленными малыми телами и дайками (дайки в табл. 1). Здесь следует отметить, что эклогитовая ассоциация развивается только по первому типу базитов, поэтому ниже более детально рассмотрим именно его.

Метагаббро (обр. 704). Магматическая минеральная ассоциация представлена измененными зернами моноклинного пироксена (25 об. %) размером до 2 мм. В процессе его изменения выделяется ильменит, что вполне согласуется с повышенной титанистостью и железистостью породы. В краевых частях пироксен замещается амфиболом (25 об. %), который формирует участки реакционных корон, развивающиеся неравномерно. Зерна граната (27 об. %) имеют идиоморфный облик и, как правило, заключены в плагиоклаз-кварцевую (23 об. %) матрицу. Последняя имеет полигональную структуру, свидетельствующую о ее формировании в равновесных условиях, и образует линзовидные обособления относительно зерен магматического пироксена. Сегрегации мелких зерен граната составляют неполно проявленные короны вокруг магматического пироксена. Основываясь на составе слагающих породу минералов, можно предположить, что порода до наложенного метаморфизма являлась высокожелезистым базитом.

Вторая группа пород (эклогиты в табл. 1) выделяется лишь в пределах будин метагаббро в виде участков и зон, сопровождаемых зонами гранатовых амфиболитов. Размер таковых Grt-Amp обособлений не превышает 30 см, а в линейных зонах достигает до 10 см. Комплементарная им кайма с моноклинным пироксеном в ассоциации с амфиболом также не превышает 10 см.

Эклогит амфиболизированный (обр. 705). Порода интенсивно рассланцована с образованием слойков и линз минеральных агрегатов размером до 3–4 мм. Лейкократовая и меланократовая части составляют примерно одинаковые объемные соотношения. Лейкосома сложена Grt-Pl-Qz ассоциацией, напоминающей агрегат, заполняющей пространство между магматическим пироксеном в метагаббро (обр. 704). Зерна граната здесь идиоморфные при их небольшом размере. Pl-Qz агрегат с полигональной структурой имеет преимущественно плагиоклазовый (An₃₀) состав (Qz < 10 об. %). Меланократовая часть породы представлена Cpx-Pl (~15 об. %) симплектитами, по которым развивается мелкозернистый амфибол (34 об. %), выполняющими узкие зоны, разделяющие относительно крупнозернистые агрегаты амфибола и граната. Гранат (24 об. %) не превышает в размере 2–3 мм и представляет собой разросшиеся реакционные короны. Зерна граната характеризуются трещиноватостью, направленной согласно общей сланцеватости породы.

Обр. 707. Основная гранобластовая ткань породы сложена субидиоморфными зернами граната (36 об. %) до 0.5 мм в поперечнике, расположенными равномерно в породе. Наиболее ранними образованиями являются Cpx-Pl симплектиты, составляющие до 5–10 об. % породы, с ними ассоциируют наиболее мелкие зерна граната. По этой Cpx-Pl-Grt ассоциации развивается амфибол (28 об. %), плеохроирующий в желтовато-зеленых тонах и имеющий ориентировку согласно общей сланцеватости породы. Приблизительно в четверти случаев амфибол на контакте с гранатом в шлифе приобретает бурую окраску, а зона развития таких агрегатов сопоставима с размером зерен граната. Количество таких агрегатов не превышает 10 об. %. Совместно с амфиболом развиваются зернистые Qz-Pl агрегаты (14 об. %).

В общем для этой группы пород текстурный рисунок можно представить в виде удлиненных (1 : 5) “линз”, где центральная часть представлена относительно крупнозернистым агрегатом амфибола, плагиоклаза и граната, а краевая зона – собственно мелкозернистыми Cpx-Pl симплектитами. Проведенный авторами количественный анализ минералов в шлифах позволил также установить, что бурый амфибол, переходящий в биотит, распределен в породе беспорядочно. Моноклинный пироксен имеет тенденцию располагаться вместе с гранатом, а плагиоклаз – с пироксеном и реже – с амфиболом. Первое можно интерпретировать как парагенность гранат-пироксеновой ассоциации, а второе – как последовательное замещение Cpx-Pl симплектитов ассоциацией Amp-Pl. Кроме того, установлено, что и плагиоклаз, и амфибол склонны к образованию кластеров зерен, что, вероятно, обусловлено достаточно быстрым периодом их роста на регрессивном этапе метаморфизма.

Третья группа пород установлена как в отдельных телах, так и сопровождающая породы эклогитовой ассоциации. Как правило, ближе к центру будины породы представлены гранатовым амфиболитом в виде прослоев и шлиров, а на краю – лейкократовым амфиболитом, вплоть до амфиболового сланца. Рассмотрим сначала подробнее гранатовые амфиболиты (табл. 1).

Гранатовый амфиболит (обр. 709). Основная ткань породы представлена крупнозернистым (до 1–2 мм) агрегатом амфибола субидиоморфного облика, плеохроирующего в зеленоватых тонах, нередко с голубоватым оттенком, в который включены многочисленные мелкие зерна кварца ксеноморфного облика. Совместно с амфиболом развивается плагиоклаз, соответствующий олигоклазу, реже – клиноцоизит. Крайне редко в породе наблюдаются реликтовые участки, где видно, что Amp-Pl ассоциация замещает Cpx-Pl симплектиты. Присутствующие в породе порфиробласты граната (25 об. %) до 3–4 мм диаметром имеют “пористый” облик и с краевых частей корродируются, что устанавливается, в частности, по участкам Amp-Qz реакционных кайм. Порфиробласты граната насыщены также включениями амфибола, кварца и нередко – кальцита.

Обр. 706. Большая часть породы сложена среднезернистым агрегатом амфибола (43 об. %), плеохроирующего в желтовато-зеленых тонах. Его субидиоморфные зерна содержат многочисленные ксеноморфные включения кварца и плагиоклаза. Реже встречаются призматические кристаллы эпидота/клиноцоизита (до 1 об. %), приуроченные к краевым частям амфиболовых агрегатов. Реликтовые ксеноморфные зерна граната (13 об. %) до 0.3 мм в поперечнике обычно окружены кварц-плагиоклазовыми оторочками, которые выполняют 43 об. % породы. Титанит и ильменит встречаются в породе редко.

Как сказано выше, с краевых частей будин породы превращены в амфиболиты, где сначала фиксируется последовательный процесс замещения граната (безгранатовые амфиболиты в табл. 1).

Амфиболит (обр. 710). Крупнозернистая порода сложена преимущественно амфиболом (при подчиненной роли биотита до 5 об. %), плагиоклазом и кварцем. Зерна амфибола имеют субидиоморфный облик, разориентированы и содержат многочисленные включения зерен кварца. Соотношение амфибола с плагиоклазом составляет 70/30. В породе встречаются многочисленные участки Pl-Qz-Bt агрегатов (20 об. %), являющихся псевдоморфозами по порфиробластам граната. Наполнение этих участков соответствует примерно 20 об. % мелкозернистого биотита, часто имеющего ориентировку вдоль длинной оси псевдоморфозы. Нередко с противоположных сторон таких структур имеются “хвосты”, состоящие из ориентированных агрегатов амфибола.

На заключительной стадии амфиболизации порода приобретает облик, типичный для рассланцованного лейкократового амфиболита с присутствием биотита.

Обр. 711. Порода крупнозернистого строения сложена преимущественно субидиоморфными зернами амфибола (65 об. %), плеохроирующего в густо-зеленых и реже в сине-зеленых тонах. Включения в амфиболе представлены мелкими, размером до 0.3 мм, зернами титанита, составляющего 1–2 об. % породы. Биотит (10 об. %) имеет ориентировку согласно общей сланцеватости породы и представлен крупными удлиненными зернами. Плагиоклаз и кварц (в сумме 25 об. %), при доминирующей роли последнего, имеют ксеноморфный облик и заполняют пространство между зернами амфибола. Местами встречаются мелкие зерна эпидота.

Гнейс (обр. 717). Порода имеет лейкократовый облик (меланократовых минералов не более 5 об. %). Она преимущественно сложена кварц-плагиоклазовым агрегатом при подчиненной роли калиевого полевого шпата. Все зерна лейкократовых минералов ксеноморфны, что типично для гранитной структуры. Наиболее ксеноморфен кварц, имеющий “облачное” погасание и эллиптичность агрегатов, определяющих гнейсовидность породы. Межзерновое пространство лейкократовых минералов заполнено мелкозернистым агрегатом биотита и мусковита при подчиненной роли эпидота (до 5 об. %). Эти агрегаты слюд формируют меланократовые слойки до 0.5 мм мощности, при этом мусковит может замещать биотит в одном зерне. Замещение биотита мусковитом обычно происходит с одной стороны зерна, но присутствуют и обособленные зерна мусковита. Можно предположить, что такой характер замещения обусловлен синдеформационным направленным воздействием на породу и локальным увеличением межпорового пространства с образованием микрополостей и последующим ростом мусковита в них. Эпидот формирует редкие идиоморфные зерна с ромбическим сечением, которые облекаются биотитом. Биотит, в свою очередь, замещается мусковитом, что совпадает с регрессивным характером метаморфизма.

АНАЛИТИЧЕСКАЯ МЕТОДИКА

Содержания петрогенных (главных) элементов в породах были проанализированы рентгено-спектральным флюоресцентным методом (XRF) на многоканальном спектрометре ARL-9800 по стандартной методике (ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург). Нижний предел определения оксидов петрогенных элементов составляет 0.01–0.05%. Валовые анализы пород на редкие и редкоземельные элементы (REE) проводились методом масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой (ICP-MS) на квадрупольном масс-спектрометре ELAN-DRC-6100 по стандартной методике (ВСЕГЕИ). При этом относительная погрешность определения элементов не превышает 5–10%.

Особенности внутреннего строения и состава минералов по главным элементам изучены в режиме композиционного контраста на растровом электронном микроскопе JEOL JSM-6510LA c энергодисперсионным спектрометром JED-2200 (ИГГД РАН). Условия измерений: ускоряющее напряжение 20 кВ, сила тока 1 нА, ZAF-метод коррекции матричных эффектов. Использованы стандартные образцы состава: Si, Mg, Fe – оливин, Al – керсутит, Ca – диопсид, Na – жадеит, K – ортоклаз, Mn – спессартин, Ti – TiO₂, а также чистые соединения и металлы. Локальность анализа составляла 1–2 мкм. Суммы определяемых оксидов и элементов в анализах минералов были приведены к 100%.

Содержание редкоземельных (REE) и редких элементов в минералах определялось на ионном микрозонде Cameca IMS-4f (ЯФ ФТИАН) по методике, приведенной в (Соболев, Батанова, 1995). Условия съемки: используется первичный пучок ионов $^{{{\text{16}}}}{\text{О}}_{2}^{ - },$ диаметр которого составляет примерно 15–20 мкм; ток ионов 5–7 нА; ускоряющее напряжение первичного пучка 15 кэВ. Каждое измерение состояло из трех циклов, что позволяло оценить индивидуальную погрешность измерения. Общее время анализа одной точки в среднем составляло 30 мин. Размер исследуемого участка минерала не превышал в диаметре 15–20 мкм; относительная ошибка измерения для большинства элементов составляла 10–15%; порог обнаружения элементов в среднем равен 10 ppb. Редкоэлементный состав породообразующих минералов определялся в тех же точках, что и анализ главных элементов на электронном микрозонде. При построении спектров распределения REE составы минералов нормировались на состав хондрита СI (McDonough, Sun, 1995). Символы минералов приведены по (Whitney, Evans, 2010).

ПЕТРОХИМИЯ

Исследованные породы по петрохимическим характеристикам относятся к группе основных пород нормального ряда. По отношению Na₂O/K₂O (1.5–4) их можно отнести к породам натровой серии. Здесь следует отметить, что амфиболизированные дайки базитов схожи по величине отношения Na₂O/K₂O (~2) с остальными амфиболитами (табл. 1). В то же время в протолите эклогитов значение отношения Na₂O/K₂O (2–4) полностью перекрывает таковое (3–4) у эклогитов. При общей выдержанности составов всех выделенных петрографических групп следует отметить амфиболиты, которые отличаются от остальных групп пород по содержаниям калия и фосфора, что определяется широким развитием в них биотита и апатита. По расчетным нормам CIPW все основные породы относятся к кварцнормативным (~10 об. %) высококальциевым железистым габбро (Mg# = 0.4–0.5). Вмещающие породы – гнейсы по своим характеристикам соответствуют умеренно-магнезиальным (Mg# = 0.6) плагиогранитам с соотношением нормативных Qz : Pl : Or как 35 : 48 : 17, что в целом соотносится с петрографическими наблюдениями.

Редкоэлементный состав выделенных групп пород также незначительно варьирует. Так, содержание ванадия в афиболитах (300–310 ppm) несколько ниже, чем в метагаббро (протолите эклогитов и дайках базитов) и эклогитах (350–370 ppm). Концентрация бария в амфиболитах незначительная (до 350 ppm), увеличивается по сравнению с другими группами пород (не более 260 ppm), что, скорее всего, определяется воздействием гнейсов, в которых содержится значительное его количество (1120 ppm, табл. 1). Можно предположить, что в амфиболитах это связано с вхождением Ва в амфибол, а не в плагиоклаз и биотит, поскольку содержание Sr и K не увеличивается. Спектры распределения REE дифференцированы с понижением содержания от легких к тяжелым REE (рис. 4) при среднем значении суммы REE около 100 ppm. В породах наблюдается слабовыраженная отрицательная Eu-аномалия (Eu/Eu* составляет в среднем 0.90).

Рис. 4.

Спектры распределения REE в породах, представленных в табл. 1 (кроме гнейса, обр. 717).

Можно сделать вывод, что по петрохимическим характеристикам основные породы о-ва Виченная Луда весьма гомогенны. Исключением являются амфиболиты, в том числе из каймы будин метабазитов, в которых установлено повышенное содержание К, Р и Ва. Породы с эклогитовыми парагенезисами практически не отличимы от их протолита, а часто – и от гранатового амфиболита, развивающегося совместно с эклогитами. Вышесказанное свидетельствует о субизохимичности процессов метаморфизма в пределах исследованной площади.

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ СОСТАВА МИНЕРАЛОВ

Гранаты. Гранаты в изученных породах представлены порфиробластами (пойкилобластами) разного размера: 100–300 мкм (в эклогитах, рис. 5а) и 2–3 мм (в гранат-амфиболовых прослоях, рис. 5б). Пойкилобласты гранатов из гранат-амфиболовых прослоев содержат большое количество включений, представленных, чаще всего, кварцем, иногда – плагиоклазом, титанитом, амфиболом, реже – кальцитом. Включения чаще тяготеют к центральным частям зерен. Гранаты из эклогитов содержат значительно меньшее количество включений, которые представлены кварцем и рутилом. В гранатах обоих типов пород по трещинам развиваются такие минералы как эпидот, хлорит, калиевый полевой шпат.

Рис. 5.

BSE-изображение граната из эклогитов (а) и прослоя гранатового амфиболита (б) и характер зональности в нем (в).

Расчет граната на минальный состав показал следующее: содержание Alm в гранатах из эклогитов (обр. 707) составляет 59–62 мол. %, Grs – 25–33 мол. %, Prp – 8–13 мол. %. Для гранатов из гранат-амфиболовых прослоев (обр. 709) характерно несколько повышенное содержание Grs и пониженные – Alm и Prp. Содержание Sps в обоих случаях незначительное и варьирует в пределах одного процента, за исключением точки 8 в обр. 709, в которой Sps составляет 7.8 мол. % (табл. 2).

Гранаты из эклогитов имеют зональность, проявляющуюся в уменьшении содержания Grs (на 6–7 мол. %) и увеличении – Prp (на 4–5 мол. %) и Alm (на 2–3 мол. %) от центра к краю зерен. Для гранатов из гранат-амфиболовых прослоев характерно проявление более сложной зональности, выражающейся в увеличении содержания Grs в центральной части от 30 до 33–35 мол. % и незначительном понижении Grs в краевой части зерен до 27–30 мол. % (рис. 5). Содержание Prp слабо варьирует в центральной части зерен в пределах 6–7 мол. % и увеличивается до 11–13 мол. % только в краевой части. Содержание Alm положительно коррелирует с содержанием Prp, увеличиваясь от 57 мол. % в центральной части и до 59–60 мол. % в краевой части зерен. Наиболее контрастно проградная зональность в гранатах из гранат-амфиболовых прослоев в эклогитах проявлена по Sps, содержание которого в центральной части зерен составляет около 6–8 мол. % и уменьшается к краю до нуля, образуя характерный горбообразный профиль (рис. 5).

Изменение зональности в отношении Grs между центральной и краевой частями граната из гранат-амфиболовых прослоев (рис. 5в) может быть связано с минеральными реакциями с участием Са-содержащих минералов (например, титанита, плагиоклаза, роговой обманки) при прогрессивном росте граната и отсутствием диффузионного выравнивания при ретроградном метаморфизме, проявленном в образовании каймы амфиболитов вокруг будины эклогитов.

В гранатах эклогитов и гранат-амфиболовых прослоев характер распределения редких элементов между центральными и краевыми частями контрастно отличается (табл. 2). Анализ поведения REE в гранатах показал, что в целом спектры распределения REE соответствуют типовым, установленным для высококальциевых метаморфических гранатов (Скублов, 2005): с резко выраженной дифференциацией от легких к тяжелым REE c обогащением спектра в области HREE до 100 хондритовых отношений. Отрицательная Eu-аномалия при этом отсутствует (рис. 6).

Рис. 6.

Спектры распределения REE в гранатах из: (а) эклогитов, (б) прослоя гранатовых амфиболитов.

В гранатах из эклогитов выделяется один из спектров распределения в краевой части (точка 707-19, табл. 2). Он отличается повышенным содержанием MREE (Sm и Eu) и ряда HREE (Gd и Dy), а также отрицательным (уменьшением нормированного на хондрит содержания по мере увеличения атомного номера) наклоном спектра в области HREE. По этой причине спектр распределения REE для точки 707-19 приобретает характерный горбообразный профиль (рис. 6а). В гранатах из гранат-амфиболовых прослоев в эклогитах обе проанализированные краевые зоны отличаются от центральных частей зерен горбообразным профилем распределения REE, в деталях совпадающим для различных зерен граната, и отрицательным наклоном спектра распределения HREE (рис. 6б).

В гранатах из эклогитов и гранат-амфиболовых прослоев также наблюдается зональность и в отношении редких элементов (табл. 2). При сравнении составов центральной и краевой части зерен гранатов для обоих типов пород отмечается заметное повышение в их краевой части содержания Y (до полутора–двух раз) и умеренное – Hf. Распределение Y в рассматриваемых гранатах ожидаемо коррелирует с геохимически близкими ему элементами – Er и Yb, составляющими основной бюджет HREE. Ранее было установлено для метапелитов, что зональность гранатов с повышением содержания Y и HREE к краю зерен указывает на понижение температуры метаморфизма в процессе их кристаллизации (Скублов, Другова, 2002, 2004a; Pyle, Spear, 2003). В рассматриваемых в настоящей работе гранатах наблюдается увеличение содержания пиропового минала и понижение спессартинового компонента от центра к краю зерен (табл. 2), что отвечает проградной зональности, т.е. увеличению температуры метаморфизма. Поэтому увеличение содержаний Y и HREE в высококальциевых гранатах, по крайней мере, из эклогитов и сходных пород не следует использовать как качественный критерий понижения температуры метаморфизма.

Содержание Ti в гранатах из эклогитов может понижаться к краю зерна более чем в пять раз, в гранатах из прослоев гранатовых амфиболитов – не более чем в полтора раза. Распределение V и Cr хорошо коррелирует между собой (табл. 2): в гранатах из эклогитов содержание этих элементов увеличивается к краю в 2–3 раза, а в гранатах из прослоев гранатовых амфиболитов оно в основном уменьшается от центра к краю зерен. Распределение Zr также подчеркивает отличия в составе гранатов из эклогитов и из прослоев гранатовых амфиболитов – в эклогитах Zr уменьшается к краю от 7–8 до 1–2 ppm, в прослоях гранатовых амфиболитов содержание Zr незначительно увеличивается. Распределение Hf коррелирует с поведением Zr, но только в гранатах из прослоев гранатовых амфиболитов.

Моноклинные пироксены. Моноклинные пироксены в эклогитах (обр. 707) представлены мелкими (в среднем 30–50 мкм в поперечнике) зернами в составе пироксен-плагиоклаз-амфиболовых симплектитов. Расчет компонентного состава, согласно общепринятой классификации пироксенов (Morimoto et al., 1988), показал, что моноклинные пироксены из эклогитов представлены диопсид-авгитами с содержанием жадеитового компонента до 17 мол. %, что формально не позволяет отнести моноклинные пироксены к “настоящим” омфацитам, для которых оно должно быть не менее 20 мол. % (Morimoto et al., 1988). Именно поэтому в ранних публикациях авторов для эклогитов Керетского архипелага (о-ва Сидоров и Илейки) использовался термин “эклогитоподобная порода” (Березин и др., 2013; Березин, Скублов, 2014). В этих Grt-Cpx породах моноклинный пироксен представлен не омфацитом, как в классических эклогитах, а авгитом или Na-авгитом с содержанием Jd-минала не более 20 мол. %; для них также характерно повышенное количество Amp и нередко Pl.

Распределения REE в моноклинных пироксенах из эклогитов (обр. 707) характеризуются слабо дифференцированным спектром с понижением содержаний от легких к тяжелым REE (рис. 7). Наличие такого наклона спектра связано с присутствием в парагенезисе гранатов – типичных концентраторов HREE (Seifert, Chadima, 1989). При определенном подобии формы спектров суммарное содержание REE в точках анализа варьирует от 2 до 40 ppm (табл. 3). Отличительной особенностью самого бедного в отношении REE моноклинного пироксена является четко выраженная положительная Eu-аномалия (рис. 7).

Рис. 7.

Спектры распределения REE в моноклинных пироксенах.

Помимо обедненности REE, в моноклинном пироксене из эклогита (точка анализа 707-24) установлены пониженные, по сравнению с другими моноклинными пироксенами, содержания Ti, V, Cr, Y, Zr, Hf (табл. 3). Следует предположить, что при пиковых условиях эклогитового метаморфизма эти элементы были перераспределены в состав рутила, титанита, граната и циркона, которые в последствие при понижении давления распадались.

Амфиболы. В изученных породах можно выделить две генерации амфиболов: мелкозернистый амфибол в составе упомянутых выше симплектитов в эклогитах (обр. 707) и крупнозернистый (до 300 мкм в поперечнике) гипидиоморфный амфибол, наблюдающийся в разных количествах во всех типах описанных пород, но преобладающий в амфиболитах каймы (обр. 711). По классификации (Leake et al., 1997) все изученные амфиболы относятся к Са-амфиболам ряда эденит–ферропаргасит, причем, их состав постепенно меняется от эклогитов, где составы ближе к эдениту, к амфиболитам, где амфибол отвечает ферропаргаситу (рис. 8). Амфиболы из прослоев гранатовых амфиболитов (обр. 709) занимают промежуточное между ними положение. Таким образом, мелкозернистые амфиболы симплектитов более магнезиальные, чем амфиболы, встречающиеся в каймах амфиболитов. Все изученные амфиболы содержат калий (до 2 мас. % К₂О), при этом амфиболы второй генерации более обогащены калием, чем амфиболы первой генерации. В амфиболах из каймы амфиболизации (обр. 710 и 711) установлено минимальное содержание титана (TiO₂ варьирует в пределах 0.83–1.14 мас. %, табл. 4).

Рис. 8.

Спектры распределения REE в амфиболах.

Амфиболы из прослоев гранатовых амфиболитов (обр. 709) характеризуются уровнем накопления REE со средним содержанием около 50 ppm. Спектры REE в амфиболах из эклогитов соответствуют по форме спектрам REE в моноклинных пироксенах – таким образом проявляется эффект наследования, характерный при замещении одного минерала другим (Скублов, 2005). Соответственно, в процессе наложения регрессивного метаморфизма на эклогиты из амфиболов высвобождается значительная часть REE, причем в большей степени – LREE. Вероятно, происходит перераспределение REE в такие минералы, как плагиоклаз, эпидот, апатит и др.

Амфиболы из каймы амфиболизации в будине эклогита контрастно отличаются от амфиболов из сохранившегося эклогита пониженными содержаниями LREE и ряда HREE, при этом суммарное содержание REE уменьшается примерно от 100 до 15–20 ppm (табл. 4). Подобное закономерное изменение состава амфиболов характерно при понижении температуры метаморфизма (Другова, Скублов, 2003; Skublov, Drugova, 2003).

Помимо почти двукратного понижения содержания Ti в ряду эклогит–амфиболит (в среднем от 11194 до 6363 ppm, по данным ионного микрозонда, табл. 4), в амфиболах фиксируется значительное понижение содержания V (в среднем от 793 до 442 ppm), Sr (в среднем от 60.0 до 30.3 ppm), Y (в среднем от 27.1 до 18.8 ppm), Nb (в среднем от 8.56 до 2.65 ppm) и Hf (в среднем от 3.26 до 1.87 ppm). Следует предположить, что V перераспределяется из амфиболов в рудные минералы (магнетит, ильменит), Sr – в плагиоклаз, Nb и Hf – в рутил. Вполне вероятно, что Y и Hf входят в состав циркона, образованного при наложенном метаморфизме амфиболитовой фации. Как было показано по результатам анализа состава циркона из эклогитов мира (Скублов и др., 2012), эклогитовый циркон характеризуется минимальным содержанием Y (в среднем 37 ppm). В цирконе из каймы амфиболизации крупной будины эклогитов, расположенной на северо-западной части мыса о‑ва Сидоров, ближайшего к рассматриваемому в данной статье о-ву Виченная Луда, содержание Y составляет в среднем уже 300 ppm (Березин, Скублов, 2014).

Плагиоклазы. Плагиоклазы в эклогитах (обр. 707) находятся в парагенезисе с моноклинными пироксенами и амфиболами в составе симплектитов. По своему составу они соответствуют олигоклазу (An_10–20). В амфиболитах (обр. 710 и 711) плагиоклазы представлены крупными (до 300 мкм) гипидиоморфными зернами более основного состава (до An₂₈). Спектры распределения REE в плагиоклазах характеризуются незначительной дифференциацией с обогащением в области LREE и имеют умеренно выраженную положительную Eu-аномалию (Eu/Eu* около 3) при незначительном общем содержании REE (в среднем 0.76 ppm).

Биотиты. Биотит в значительном количестве присутствует в амфиболитах и, скорее всего, равновесен с амфиболом, связанным с наложенным метаморфизмом амфиболитовой фации. Биотит имеет умеренный по железистости состав (f = 0.5–0.6) и в целом отличается высоким содержанием титана. Причем, биотиты из эклогитов более титанистые, чем биотиты из амфиболитов: содержание TiO₂ в первом (обр. 707) – 4.5–5.5 мас. %, в то время как в биотите из амфиболитов (обр. 710 и 711) содержание TiO₂ колеблется в пределах 1.5–3.5 мас. %.

Спектры распределения REE в целом схожи для сравниваемых биотитов (рис. 9). Общей особенностью является некоторая синусоидальность спектров REE, характерная для минералов, образование которых связано с неравновесными процессами и воздействием флюида (Скублов, 2005). На флюидное воздействие также косвенно указывает повышенное содержание Cl (до 0.17 мас. %, табл. 5) и отрицательная Се-аномалия, проявленная в биотитах. Для биотитов из эклогитов и амфиболитов о-ва Виченная Луда отсутствует дифференциация в распределении REE с закономерным уменьшением нормированного на хондрит содержания от легких к тяжелым REE, ранее установленная для биотитов из гранулитов беломорского комплекса (Скублов, Другова, 2004б). Биотиты из эклогитов, помимо повышенного содержания Ti (среднее значение 36393 ppm в сравнении с 12154 ppm по данным ионного микрозонда, табл. 5), отличаются от биотитов из каймы амфиболизации также повышенным суммарным содержанием REE (в среднем 9.80 и 5.02 ppm, соответственно), Nb (16.1 и 1.77 ppm), V (592 и 356 ppm), Cr (456 и 307 ppm), Ba (5224 и 2693 ppm) и Hf (1.63 и 0.63 ppm). Уменьшение содержания Ti при сравнении составов биотитов из эклогитов и амфиболитов отражает понижение температуры метаморфизма при наложенном на эклогиты метаморфизме амфиболитовой фации (Henry, Guidotti, 2002; Henry et al., 2005; Wu, Chen, 2015). При этом Ti, ранее содержащийся в биотите, образует рутил, в состав которого также входят высокозарядные элементы – Nb и Hf (Скублов и др., 2013). Для Hf возможно предполагать вхождение в состав новообразованного циркона в амфиболитах. V и Cr перераспределяются либо в магнетит, либо в ильменит. Барий, вероятнее всего, входит в состав полевых шпатов. Перераспределение REE охарактеризовать достаточно сложно, поскольку в породах присутствует несколько породообразующих минералов-концентраторов REE, таких как гранат, амфибол и моноклинный пироксен.

Рис. 9.

Спектры распределения REE в биотитах.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ И ВЫВОДЫ

Эклогиты, отмеченные по всему миру в комплексах гнейсов, часто представлены будинами (“линзами”) различного размера с четко выраженной каймой амфиболизации (Eskola, 1921). При этом количество будин эклогитов может быть весьма значительным, но их размеры не превышают 100 м по удлинению. Зоны амфиболизации по периметру будин эклогитов могут варьировать по мощности от 20 см до первых метров. Мелкие, до 1 м по удлинению тела эклогитов могут быть нацело превращены в амфиболиты. Эта особенность строения эклогитов была зафиксирована П. Эскола около века назад по результатам исследования ареала гнейсов в Нордфьорде и Мере в Западной Норвегии (Eskola, 1921). Процесс амфиболизации эклогитов интерпретировался им как результат регрессивной ветви метаморфизма. Исследуя геолого-петрографические особенности амфиболитов и эклогитов губы Кив и губы Кузокоцкой Белого моря Г.М. Саранчина (1946) предположила, что переход от эклогитов к амфиболитам, в основном приуроченных к краевой зоне эклогитовых тел, является результатом воздействия “гранитного вещества, мигматизирующего вмещающие породы”.

Особенностью эклогитов Беломорья является частое присутствие в них плагиоклаза. Согласно современным представлениям, в эклогитах может присутствовать плагиоклаз, например в эклогитах с высоким валовым отношением (Na + Al)/(Mg + + Fe + Ca) (Кориковский, 1998, 2009; Кориковский и др., 1997; Carswell, 1990). Поэтому использование термина “эклогит” для плагиоклазсодержащих Grt-Na-Cpx пород о-ва Виченная Луда предполагается корректным. Понижение содержания жадеитового компонента в моноклинном пироксене из рассматриваемых пород до 17 мол. % обусловлено наложенными процессами регрессивного метаморфизма, когда пироксен образуется за счет распада омфацита с высоким содержанием жадеита (Omp = Cpx + Pl).

Значительное количество будин эклогитов с каймами амфиболизации было установлено на островах Керетского архипелага (о-ва Сидоров и Илейки) БПП. Для них были изучены составы минералов, возраст и параметры метаморфизма (Березин и др., 2013; Березин, Скублов, 2014).

На основе полевых и петрографических наблюдений на о-ве Виченная Луда можно предположить следующую последовательность образования наблюдаемых эклогитовых парагенезисов с прослоями гранат-амфиболового состава и наложенными каймами амфиболизации (этап тектонического разобщения интрузий здесь не рассматривается).

1. Вмещающие породы для будин эклогитов представлены Bt-Ms гнейсами, а магматический протолит пород с эклогитовой ассоциацией представлен базитами. В условиях, близких к солидусу для гранито-гнейсов (~700°C), когда лишь часть вещества последних находится в пластичном состоянии, возникает направленное давление на будину основных пород, стохастический характер которого определяет несовпадение ориентировок зон напряжения в близкорасположенных будинах. Эклогитовая ассоциациия в метагаббро является реликтовой (объемное количество Cpx-Pl симплектитовых образований не превышает 20 об. %). Замещение Cpx-Pl-Grt ассоциации фиксируется по наличию псевдоморфоз Bt-Qz-Pl агрегата по гранату.

2. Возникшие зоны напряжений контролируют положение полостей раскрытия, приуроченных к центральным частям будин, где породы наименее пластичны. За счет разности давлений в эти полости импрегнируется флюид, преимущественно водный. Движение флюида по ослабленным зонам приводит к образованию прослоев и обособлений с Grt-Amp парагенезисом, а в краевых частях таких зон – с натровым моноклинным пироксеном (за счет большей подвижности натрия).

3. При остывании системы гнейс–будина участки с эклогитовой ассоциацией “консервировались”, а в краевых частях будин возникала кайма амфиболизации. Кайма амфиболизации представлена биотитовым амфиболитом и рассланцована, согласно контакту будины с гнейсами.

Магматический возраст протолита эклогитов Керетского архипелага, установленный U-Pb методом по циркону, находится в интервале 2400–2480 млн лет. Возраст эклогитизации соответствует временному промежутку 1870–1890 млн лет и согласуется с оценками для других проявлений эклогитов в пределах БПП.

Эклогитизация метабазитов Керетского архипелага, на примере о-ва Сидоров (Березин и др., 2013), проходила при параметрах 12 кбар и 700°С, соответствующих границе эклогитовой-амфиболитовой фаций относительно умеренного давления, и была обусловлена локальным повышением давления с участием флюида на стадии остывания пород. Регрессивный этап метаморфизма характеризовался давлением от 12 до 6.5 кбар и температурами от 700 до 600°С (Березин, Скублов, 2014). Приконтактовая амфиболизация метабазитов при температуре около 620°С и давлении 2–2.5 кбар в условиях низкобарической амфиболитовой фации около 1870 млн лет проявилась как на породном уровне (образование каймы амфиболита вокруг будины эклогитизированного базита), так и на минеральном – значительное искажение состава эклогитового циркона по редким и редкоземельным элементам (Березин, Скублов, 2014). Однако сопоставление состава породообразующих минералов по редким элементам из эклогитов центральной части БПП и наложенных зон амфиболизации практически не проводилось.

Как было показано выше, в гранатах из эклогитов наблюдается зональность в отношении редких и редкоземельных элементов (табл. 2). Для них также установлена проградная зональность с повышением Prp и понижением Sps компонента в краевой части зерен.

Зональность гранатов по редким элементам была установлена и в других проявлениях эклогитов в БПП. Для эклогитов в северо-западной части этой структуры (салминских эклогитов) были описаны наложенные процессы амфиболизации (амфиболиты при этом образуют кайму будины, аналогичную рассматриваемой в настоящей работе) и гранатизации (Мельник, 2015). При этом гранаты из апоэклогитовых гранатита и амфиболита по составу отличаются от граната из салминского эклогита более высоким содержанием Alm и меньшей концентрацией Prp компонента (Скублов и др., 2011б; Мельник, 2015). Спектры распределения REE в гранатах из гранатита и Grt-Cpx амфиболита характеризуются выпуклой формой за счет обогащения LREE и MREE, отличаясь от сильно дифференцированных спектров распределения REE (с увеличением от LREE к HREE) в гранатах из эклогита (Мельник, 2015). Гранаты из гранатита и амфиболита обеднены Cr в 2–8 раз по сравнению с гранатами из эклогита.

Аналогичные выпуклые спектры были установлены в гранатах с проградной зональностью из эклогитов Атбашинского хребта, Южный Тянь-Шань (Волкова и др., 2014). Появление выпуклых в области MREE спектров авторы связывают с равновесной кристаллизацией соответствующих зон граната с омфацитом. В то же время обогащение гранатов из эклогитов комплекса Церматт–Саас-Фе в Альпах Lu, Yb, Tm ± Er в центральной части и Sm, Eu, Gd, Tb ± Dy в краевой части зерен авторы склонны объяснять не рэлеевским фракционированием, сопровождаемым реакциями распада сосуществующих с гранатом минералов, а как результат диффузионного перераспределения REE, при котором поглощение гранатом REE ограничено их диффузией в матрице породы (Skora et al., 2006).

Как было установлено, отличительной особенностью самого бедного в отношении REE моноклинного пироксена из эклогитов о-ва Виченная Луда является четко выраженная положительная Eu-аномалия (рис. 7). На основе исследования редкоэлементного состава омфацита из эклогитов в составе нюрундуканского комплекса Северо-Западного Прибайкалья (Другова, Скублов, 2004; Скублов, Другова, 2004а) и лигурийских офиолитов (Tribuzio et al., 1996) ранее было показано, что такой характер спектра с истощением REE до хондритового уровня и положительной Eu-аномалией является типичным для омфацитов из эклогитов, а наличие Eu-аномалии может свидетельствовать о кристаллизации в отсутствии плагиоклаза. Вполне вероятно, что спектр REE в точке анализа 707-24 (табл. 3) является “реликтовым”, сохранившимся от пика эклогитового метаморфизма, поскольку состав в этой точке по главным элементам не отвечает омфациту (Jd равен 9.4%). Такая ситуация возможна, если учесть гораздо меньшие скорости диффузии для трехвалентных REE по сравнению с двухвалентными катионами в составе моноклинного пироксена.

В последнее время в метаморфической петрологии значительное внимание уделяется проблеме мобильности в ходе регионального метаморфизма ряда редких элементов, в первую очередь HFSE и в их составе REE, ранее считавшихся ограниченно мобильными. Проведенные масс-балансовые расчеты по главным и редким элементам и совместное исследование мультикомпонентной химической зональности породообразующих минералов с реальными метаморфическими реакциями в метапелитах Енисейского кряжа показали, что при коллизионном метаморфизме пелитов соблюдается изохимический характер процесса в отношении большинства компонентов системы (Лиханов, Ревердатто, 2015). Исключением являются HREE, для которых не выполняется принцип изохимичности, что предполагает их относительно высокую миграционную мобильность при метаморфизме в сравнении с другими элементами группы REE (Likhanov, 2018).

К иному выводу пришли В.М. Козловский с коллегами, исследовавшие состав метаморфизованных базитов района Красной губы в Беломорском подвижном поясе в отношении главных и редких элементов. Было установлено, что при эклогитизации габброноритов заметно изменяется содержание щелочных и щелочноземельных элементов, а при образовании амфиболитов и биотитовых амфиболитов по плагиоклазовым эклогитам как апогабброноритовым, так и апогаббровым изменяются концентрации практически всех редких элементов, что свидетельствует о неизохимическом характере метаморфизма и существенной роли привноса–выноса несовместимых элементов (Расс и др., 2014).

Утверждение о неизохимичности большинства палеопротерозойских метаморфических процессов в БПП получило дальнейшее развитие по результатам сравнительного изучения геохимических изменений в амфиболитах и гнейсах, испытавших плагиомигматизацию, высокобарный метаморфизм, двуполевошпатовую мигматизацию и вторичную амфиболизацию в период свекофеннской тектоно-метаморфической активизации. Причиной неизохимичности послужило взаимодействие пород протолита с потоками метаморфических флюидов. Воздействие на амфиболитово-гнейсовый комплекс щелочного флюида, по мнению авторов, сопровождалось обеднением пород преимущественно HREE, обогащением LREE, редуцированием отрицательной и формированием положительной Eu-аномалии (Козловский, Бычкова, 2016).

Анализ данных по составу пород из 40 реперных объектов мира (в том числе и из эклогитов), в разной степени подвергшихся воздействию флюидных потоков, показал, что REE могут испытывать значительное фракционирование, в основном контролируемое ограниченным набором сосуществующих минеральных фаз (Ague, 2017). В эклогитах были зафиксированы процессы локального перераспределения REE. В качестве примера можно привести перераспределение HREE из частично замещаемого рутила и перекристаллизованного титанита в каймы новообразованного граната в эклогитах Тянь-Шаня, Западный Китай (Beinlich et al., 2010).

Мобильность Nd, Sm и Lu имеет большое значение для геохронологии – Sm-Nd и Lu-Hf изотопных систем, широко используемых в целях датирования гранатсодержащих парагенезисов, в том числе эклогитов. При анализе мобильности REE примерно в половине примеров было установлено значительное изменение содержания Sm и/или Nd, для Lu это проявлено в меньшей степени. Датирование гранатсодержащих пород Sm-Nd или Lu-Hf методом весьма чувствительно к изменению содержания REE в матриксе породы в процессе роста гранатов, что особенно усиливается в случае открытой системы в отношении REE и воздействия флюида (например, O’Neil et al., 2012).

Информация о возможной зональности величины Sm/Nd и Lu/Hf отношения в гранате позволяет соотнести результаты датирования с участием монофракции граната с помощью соответствующего изотопного метода с ростом конкретных зон минерала. Общей тенденцией для гранатов из рассматриваемой в настоящей работе будины эклогитов (кроме точек граната 707-25 и 707-26) и прослоев гранатовых амфиболитов в них является одновременное увеличение от центральной части к краю граната Sm/Nd отношения и понижение Lu/Hf отношения (табл. 2). Учитывая проградный тип зональности гранатов по содержаниям Prp и Sps компонентов, возможно предположить, что Sm-Nd изохронный возраст будет в большей степени соответствовать времени кристаллизации каймы граната, а Lu-Hf возраст – преимущественно определять время кристаллизации центральной части граната. Различие в определениях возраста Sm-Nd и Lu-Hf методами с участием граната (учитывая разницу в температурах закрытия этих изотопных систем) для одного и того же образца позволит оценить длительность кристаллизации граната.

Таким образом, на основе детального минералого-геохимического исследования эклогитов и продуктов их изменения при регрессивном метаморфизме (амфиболитов в кайме будины эклогитов) на о-ве Виченная Луда Керетского архипелага Белого моря установлены значительные закономерные вариации состава породообразующих минералов в отношении редких и редкоземельных элементов, которые необходимо учитывать при геохронологических и термобарометрических исследованиях. Значимых отличий в составе пород по главным, редким и редкоземельным элементам между эклогитами и развивающимися по ним амфиболитами не установлено.

Благодарности. Авторы отдают долг памяти Сергею Петровичу Кориковскому, на протяжении десяти лет поддерживавшего их в деле изучения беломорских эклогитов. Авторы признательны Сергею Петровичу за постоянное внимание к нашим исследованиям, совместное обсуждение результатов и постановку новых задач, требовательное рецензирование наших публикаций.

Критические замечания О.Г. Сафонова и Т.В. Каулиной позволили значительно улучшить первоначальную версию рукописи.

Аналитические исследования минералов выполнены С.Г. Симакиным и Е.В. Потаповым (ЯФ ФТИАН), О.Л. Галанкиной (ИГГД РАН). Помощь А.Е. Мельника и сотрудников ББС “Картеш” (ЗИН РАН) способствовала успешному проведению полевых работ.

Источники финансирования. Исследование выполнено в рамках темы НИР № 0153-2019-0002 при финансовой поддержке РФФИ (грант № 18-55-53022).