1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Петрология
  4. T. 29, № 3, 2021

Петрология, 2021, T. 29, № 3, стр. 292-308

Проявление позднесвекофеннского метаморфизма повышенных давлений в зональном метаморфическом комплексе Северного Приладожья (юго-восток Фенноскандинавского щита)

П. Я. Азимов a, *, Н. Г. Ризванова a

a Институт геологии и геохронологии докембрия РАН
Санкт-Петербург, Россия

* E-mail: pavel.azimov@mail.ru

Поступила в редакцию 09.01.2020
После доработки 16.09.2020
Принята к публикации 07.10.2020

Полный текст (PDF)

Аннотация

В районе Кительского месторождения гранатов (cевероладожский метаморфический комплекс, юго-восточная часть Фенноскандинавского щита) в метапелитах установлен минеральный парагенезис Pl + Bt + Qtz + Grt + Sil + Ilm + Rt ± St (без кордиерита), соответствующий границе средне- и высокотемпературного метаморфизма повышенных давлений (барровианского типа). Для определения P-T условий образования этого парагенезиса использован метод мультиравновесной термобарометрии (TWEEQU). Рассчитанные значения P-T параметров метаморфизма составляют 610–700°C и 6–8 кбар. Метаморфизм сопровождался деформациями и анатексисом (частичным плавлением), происходившим в условиях водонасыщенной системы. Возраст метаморфического события, определенный U-Pb методом (ID-TIMS) по монациту, составляет 1800 млн лет (время заключительной стадии эволюции Свекофеннского орогена). Выявленное событие проявлено локально в зонах деформации, расположенных среди сланцев с обычными для североладожского метаморфического комплекса и всего Свекофеннского орогена парагенезисами низких–умеренных давлений (метаморфизм бьюкенского типа). Ретроградные преобразования в кительских сланцах происходили при температуре не выше 300°C. Они не являлись заключительной стадией позднесвекофеннского метаморфизма, а связаны с более молодым низкотемпературным флюидным воздействием.

Ключевые слова: полиметаморфизм, метаморфизм повышенных давлений (барровианского типа), североладожский метаморфический комплекс, мультиравновесная термобарометрия, TWEEQU, монацит

ВВЕДЕНИЕ

Метаморфический ареал Северного Приладожья, относящийся к Раахе-Ладожской сутурной зоне, переходной от архейского Карельского кратона к палеопротерозойскому Свекофеннскому орогену, характеризуется зональностью андалузит-силлиманитового (бьюкенского) типа (Геология …, 2000). Степень метаморфизма североладожского комплекса меняется от низкотемпературной зеленосланцевой фации у края Карельского кратона до гранулитовой фации в южной части ареала. Этот метаморфизм связан со становлением позднепалеопротерозойского аккреционного Свекофеннского орогена. В пределах Финляндии в Раахе-Ладожской зоне известны находки ассоциаций с кианитом, указывающих на метаморфизм повышенных давлений с уровнем не выше зеленосланцевой фации (Korsman, Glebovitsky, 1999), но в североладожском метаморфическом комплексе не было известно парагенезисов – индикаторов повышенных давлений. Хотя современные изотопно-геохронологические исследования Северного домена Приладожья выявили признаки полиметаморфизма в североладожском метаморфическом комплексе (Балтыбаев и др., 2005, 2009), P-T параметры более молодого метаморфического события в Северном Приладожье не были установлены.

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ

Среди крупнейших структурных единиц Фенноскандинавского щита выделяются архейский Карельский кратон и обрамляющий его с юго-востока палеопротерозойский Свекофеннский ороген. Они разделены Раахе-Ладожской шовной зоной, в основании которой находится архейский гранито-гнейсовый фундамент, переработанный вместе с палеопротерозойским вулканогенно-осадочным чехлом в ходе свекофеннского орогенеза (Балтыбаев и др., 2009). Северное Приладожье расположено в юго-восточной части Раахе-Ладожской зоны и прилегающей части Свекофеннского орогена (рис. 1а). Часть Северного Приладожья, относящаяся к Раахе-Ладожской зоне, выделяется как Северный домен, а относящаяся к Свекофеннскому орогену и не имеющая архейского фундамента – как Южный домен. Эти домены разделены Мейерской надвиговой зоной. Ремобилизация древнего фундамента в Северном домене (в зоне амфиболитовой фации метаморфизма) привела к образованию гранито-гнейсовых куполов, обрамленных породами осадочно-вулканогенной сортавальской серии, лежащей в основании палеопротерозойского супракрустального разреза (Геология …, 2000). В синформах, разделяющих купола, и вблизи края кратона сортавальская серия перекрыта более молодыми терригенными породами ладожской серии с флишевой ритмичной слоистостью. По составу породы ладожской серии отвечают грауваккам и аргиллитам (Котова и др., 2009) и превращены в слюдистые сланцы и гнейсы.

Рис. 1.

(а) Схема геологического строения Северного Приладожья. 1, 2: архейские породы (1 – Карельский кратон, 2 – гранито-гнейсовые купола); 3, 4: палеопротерозойские супракрустальные породы (3 – вулканогенно-осадочная сортавальская серия, 4 – метатерригенная ладожская серия); 5, 6: интрузии (5 – мезопротерозойский Салминский массив гранитов-рапакиви, 6 – палеопротерозойские мафит-ультрамафитовые Калаамский и Велимякский массивы); 7 – Кительское месторождение граната. (б) Схема южной части Руокоярвинской синформы. 1 – гранито-гнейсовые купола: (1) Коккоселькский, (2) Импилахтинский, (3) Мурсульский, (4) Питкярантский (номера соответствуют цифрам в кружках на схеме); 2 – амфиболиты и карбонатные породы сортавальской серии; 3 – слюдяные сланцы ладожской серии; 4 – тоналиты Импиниемского массива; 5 – граниты-рапакиви Салминского массива; 6 – точки отбора образцов (участок Кителя: образцы A1, K26; участок Сулку: образцы L14-06, LK19-064, LK19-064/1).

По минеральным парагенезисам метапелитов и метаграувакк в Северном Приладожье выделяются метаморфические зоны: хлорит-мусковитовая, биотитовая, гранатовая, ставролитовая, силлиманит-мусковитовая, силлиманит-ортоклазовая и гиперстеновая (Балтыбаев и др., 2009). Уровень метаморфизма нарастает в южном–юго-западном направлении – по мере удаления от Карельского кратона, хотя местами конфигурация зональности более сложная. Все перечисленные метаморфические зоны, кроме последней, развиты в пределах Северного домена, а гиперстеновая – в Южном. В силлиманит-ортоклазовой и гиперстеновой зонах, соответствующих условиям высокотемпературной амфиболитовой и гранулитовой фаций метаморфизма, проявлена интенсивная мигматизация. Географически область мигматизации захватывает район к юго-западу от Сортавалы, к югу от Питкяранты и отчасти – ладожские шхеры. В глиноземистых гнейсах высокотемпературных зон индикаторным является парагенезис Pl + Qtz + Bt + + Grt + Crd + Sil ± Kfs22, обычный для высокотемпературных метапелитов низких и умеренных давлений (Глебовицкий, 1977). В североладожском метаморфическом комплексе кордиерит-силлиманитовый парагенезис прогрессивно развивается по ставролитсодержащим парагенезисам (Геология …, 2000). Силлиманит отмечен и в других, более низкотемпературных зонах: в силлиманит-мусковитовой, реже в ставролитовой. В последней он встречается эпизодически и образует тонкоигольчатый, скрытокристаллический фибролитовый агрегат, нередко демонстрирующий неравновесные соотношения с другими минералами породы, в том числе со ставролитом (Великославинский, 1972). Среднетемпературные метапелиты сложены обычно минеральным парагенезисом Pl + Qtz + Bt + St + Grt ± Ms, отвечающим ставролитовой зоне и широко распространенном как в западной (к западу от реки Янисйоки), так и в восточной части Северного домена.

Месторождение ювелирных гранатов Кителя (Киевленко и др., 1987) расположено в восточной части Северного домена на южной окраине Руокоярвинской (Кительской) синформы, сложенной на крыльях породами осадочно-вулканогенной сортавальской серии, а в ядре – биотитовыми парасланцами ладожской серии, и окруженной гранито-гнейсовыми куполами Питкярантской группы: Мурсульским и Питкярантским на юге, Коккоселькским на северо-западе и Юканкосковским на востоке (рис. 1б). В пределах месторождения есть несколько участков. Образцы для исследования отобраны на двух из них: на участке Кителя (собственно месторождение Кителя), расположенном примерно в 1 км к востоку от железнодорожной станции Кителя (образцы K26 и A1), и на участке Сулку, расположенном на западном склоне одноименной горы (образцы L14-06, LK19-064 и LK19-064/1). Среди парасланцев ладожской серии гранат-биотитовые сланцы Кительского месторождения выделяются более крупной зернистостью, бóльшим размером порфиробластов граната, достигающих 2–3 см в поперечнике (против обычных для ладожских сланцев 2–4 мм), отчетливо проявленной плойчатостью, минеральной и агрегатной линейностью. Они обычно представляют собой LS-тектониты с агрегатной линейностью вдоль шарниров складок плойчатости. В некоторых образцах с участка Сулку сланцеватость отсутствует, а биотит вытянут вдоль направления агрегатной линейности, т.е. порода является L‑тектонитом. Вокруг порфиробластов граната в кительских сланцах могут быть видны S–C и сигмоидные структуры. Эти признаки, вместе с плойчатостью и линейностью, указывают на синметаморфический характер деформаций. Другая особенность кительских сланцев – небольшие (до 1–1.5 см) линзы анатектической лейкосомы, образующейся синхронно с деформациями. К юго-западу, югу и к востоку от Кительского месторождения в северном обрамлении Импилахтинского, Мурсульского и Питкярантского куполов распространены обычные мелкозернистые и даже филлитовидные ладожские сланцы без плойчатости, без граната или с редким мелким гранатом (до 2–3 мм) и без мигматизации. Интенсивная мигматизация начинается существенно южнее, в более высокотемпературных метаморфических зонах, проявленных на островах Ладожского озера к югу от Импилахтинского, Мурсульского и Питкярантского куполов и в районе мыса Юляристи (в обрамлении Ристиниемского купола). Таким образом, уровень метаморфизма в кительских сланцах оказывается дискордантен по отношению к общей метаморфической зональности региона.

Главное метаморфическое событие, проявленное как в Северном (зоны метаморфизма зеленосланцевой–амфиболитовой фаций), так и в Южном (зона гранулитового метаморфизма) доменах, имеет раннесвекофеннский возраст ~1880–1860 млн лет (Балтыбаев и др., 2009; Ладожская …, 2019). В Северном домене, наряду со значениями возраста, соответствующими раннесвекофеннскому этапу и полученными как по глиноземистым сланцам и гнейсам, так и по метавулканитам, распространены цирконы и монациты с позднесвекофеннскими значениями U-Pb возраста ~1800 млн лет (Балтыбаев и др., 2005; Балтыбаев и др., 2009), указывающими на проявление в Северном домене второго метаморфического события. Однако к настоящему времени отсутствуют работы, в которых были бы определены термодинамические условия этого события и его структурная позиция.

МИНЕРАЛОГИЯ И ПЕТРОГРАФИЯ КИТЕЛЬСКИХ СЛАНЦЕВ

Гранат-биотитовые сланцы Кительского месторождения – крупнозернистые породы, сложенные преимущественно биотитом, кварцем, плагиоклазом и гранатом (рис. 2). Порфиробласты граната в кительских сланцах не образуют скоплений и могут быть расположены довольно редко. Это преимущественно тетрагонтриоктаэдрические зерна, как правило изометричные, но нередко уплощенные или удлиненные вдоль одной из осей симметрии четвертого порядка (Рундквист, Москалева, 1985). Общее их содержание в породе обычно составляет не больше 5–10%, но на некоторых участках достигает 20%. Размер зерен граната меняется от 4–7 мм до 1.5–2 см и более, а на их гранях часто видна отчетливая штриховка. В порфиробластах граната постоянно присутствуют включения кварца, а в некоторых образцах вдобавок рутила и ильменита.

Рис. 2.

Микроструктры гранат-биотитовых сланцев кительского типа (фотографии в поляризованном свете без анализатора): (а) – образец K26: порфиробласты граната в биотитовом сланце. (б) – образец A1: игольчатый силлиманит вокруг крупного порфиробласта граната; в верхней правой части фотографии виден ретроградный кварц-биотит-плагиоклазовый агрегат, замещающий зерно граната. (в) – образец LK19-064: фибролитовый агрегат в гранат-биотитовом сланце. (г) – образец LK19-064/1: гранат-биотитовый сланец с крупными зернами кварца. В порфиробластах граната во всех образцах присутствуют включения рутила и ильменита.

Биотит – один из главных породообразующих минералов сланцев. В сланцах им сложены меланократовые прослои и линзы, образованные крупными сильно деформированными чешуйками биотита длиной от 0.5–1 до нескольких сантиметров, обычно вытянутыми вдоль направления линейности и смятыми в складки плойчатости. Иногда чешуйки биотита образуют сигмоидальные “рыбки”, являющиеся индикатором пластической деформации (Mukherjee, 2013). В подобном агрегате нет плагиоклаза, но может присутствовать незначительное количество кварца. Биотитовые слойки и зонки облекают также порфиробласты граната (рис. 2). Другая форма, в которой биотит встречается в породе, – слабо удлиненные, иногда почти изометричные мелкие (доли мм) недеформированные чешуйки биотита в составе кварц-плагиоклазового агрегата.

Другой важный породообразующий минерал – плагиоклаз – распределен в сланцах весьма неравномерно: вместе с кварцем и мелкими чешуйками биотита он обычно образует линзовидные скопления недеформированных субидиоморфных зерен (1–3, 0.5–2, иногда до 3–5 мм) с гранобластовой структурой, отделенные от граната деформированным биотитовым агрегатом. Такие плагиоклазсодержащие скопления, представляющие собой лейкосому ранних стадий плавления, ориентированы вдоль направления линейности. В некоторых образцах, например обр. A1, плагиоклаз вместе с биотитом местами образует ретроградные каймы, замещающие краевые части крупных зерен граната. Однако в большинстве образцов такие каймы отсутствуют. Кварц образует включения в гранате, мелкие изометричные зерна среди биотита, идиоморфные зерна в составе гранобластового (биотит)-кварц-плагиоклазового агрегата. В образце LK19-064/1 присутствуют маломощные кварцевые жилочки (5–7 мм в поперечнике). Другая особенность этого образца в том, что разделение на биотит без плагиоклаза и биотит-кварц-плагиоклазовый агрегат в нем выраженно слабее, чем в предыдущих образцах.

Иногда в сланцах встречается силлиманит, который образует мелкие призматические зерна либо присутствует в виде спутано-волокнистого фибролита. И призматический силлиманит, и фибролит обычно приурочены к биотитовому агрегату. В некоторых образцах из месторождения Кителя, в частности в обр. A1, с наиболее крупными гранатами из изученных, силлиманит образует игольчатые агрегаты с различимыми в оптическом микроскопе зернами (длиной >2 см и толщиной до 0.5 мм), обрамляющие крупные зерна граната или замещающие их (рис. 2б). Между пучками иголок силлиманита находится биотит-плагиоклазовый агрегат с неориентированными чешуйками биотита, кварцем и единичными зернами ставролита размером ~100 мкм. В других образцах, включая обр. K26, силлиманит встречается в виде мелких призматических зерен среди биотита. В образце LK19-064 силлиманит присутствует в виде “спутанного” фибролитового агрегата (1–2 мм в поперечнике) среди биотита (рис. 2в). В образце LK19-064/1 силлиманит присутствует в наименьшем количестве из всех детально изученных нами образцов: он образует редкие тонкие иглы в некоторых крупных зернах кварца.

В отличие от глиноземистых гнейсов и сланцев района Сортавалы, кордиерит в кительских сланцах отсутствует. Ставролит нигде не виден макроскопически, но встречается в некоторых образцах с крупными зернами граната, в частности в образцах A1 и LK19-064, где образует немногочисленные округлые субизометричные зерна размером 50–100 мкм, приуроченные обычно к биотит-кварц-плагиоклазовому агрегату (не более 3–4 зерен на шлиф). Признаков замещения ставролита другими минералами, как и признаков развития ставролита по другим минералам, нет.

Для некоторых сланцев характерны мелкие изометричные зерна акцессорного турмалина (в частности, для образцов K26 и LK19-064/1). Не меньше распространены сланцы, не содержащие турмалин. Ильменит и рутил – обычные акцессорные минералы. Чаще всего они присутствуют в виде включений в порфиробластах граната, иногда совместно. В образце K26 удлиненные зерна рутила и ильменита встречаются среди биотитового агрегата. Никаких признаков, указывающих, что один из этих минералов развивается по другому, ни в одном из образцов не найдено. Кое-где в биотитовом агрегате встречаются редкие чешуйки графита. Из рудных минералов отмечается также магнетит. Иногда в сланцах можно увидеть изометричные, сильно окисленные зерна сульфидов. Из других акцессорных минералов в сланцах присутствуют апатит, циркон, монацит, ксенотим.

Во многих образцах в биотите вдоль сланцеватости развиваются вторичные хлорит и каолинит. Иногда их количество становится довольно значительным. Однако ни в одном из образцов каолинит не развивается по силлиманиту или ставролиту. Гранат также не затронут хлоритизацией или другими низкотемпературными изменениями.

Образец L14-06, использованный для датирования, по минеральному составу и текстуре аналогичен образцу LK19-064.

Описанная выше дифференциация – разделение на существенно биотитовые участки с гранатом, иногда с силлиманитом, практически без лейкократовых минералов, и на обтекаемые меланократовым биотитовым агрегатом линзы (биотит)-кварц-плагиоклазового состава с гранобластовой структурой – отсутствует в обычных мелкозернистых биотитовых сланцах ладожской серии, с гранатом или без него. Эта дифференциация связана с ранней стадией частичного плавления сланцев. Другая важная черта, отличающая кительские сланцы, – отсутствие кордиерита в метапелитовых сланцах вместе с силлиманитом.

Микрозондовые исследования составов минералов выполнены в ИГГД РАН (г. Санкт-Петербург) на растровом электронном микроскопе JSM-6510LA с ЭДС-спектрометром JED-2200, аналитик О.Л. Галанкина. Расчет составов минералов (кроме турмалина) произведен в программе Minal 3 (автор – Д.В. Доливо-Добровольский, ИГГД РАН), а турмалина – в программе пакета Mineral Recalculation Software (автор – Andy Tindle, Open University Electron Microprobe Laboratory, UK). Результаты микрозондового анализа минералов приведены в таблице ESM_1.xls33 (см. Supplementary).

По результатам микрозондового анализа гранаты Кительского месторождения имеют состав Alm72–81Prp12–17Sps3–12Grs2–4 (рис. 3а). Полученные составы близки к результатам валового химического анализа кительских гранатов по данным (Рундквист, Москалева, 1985). Гранаты слабозональные, с пологими куполовидными профилями зональности по альмандину (снижение от центра к краю) и спессартину (рост от центра к краю) и немонотонной зональностью по пиропу (рис. 3б). Биотит в кительских сланцах имеет среднюю железистость (f = 48–58 мол. %) и низкую–умеренную глиноземистость (1.17–1.36 ф. к. AlIV и 0.36–0.56 ф. к. AlVI) и титанистость (0.08–0.14 ф. к. Ti). Доля Na от суммы щелочей в биотите не превышает 11 мол. % (в среднем 4.8 мол. %). Крупные деформированные чешуи биотита и мелкие субизометричные зерна из биотит-плагиоклазового агрегата в матрице породы по составу не различаются. Плагиоклаз соответствует олигоклазу (An17–25), что обычно для парасланцев. Ставролит умеренно-магнезиальный (f = 80–87 мол. %), с низким содержанием Ti (0.05–0.09 ф. к.). Содержание Zn в ставролите обычно ниже предела обнаружения. В ильмените доля Mn и Mg компонентов составляет 0.9–1.4 и 1–3.5 мол. % соответственно. Турмалин – дравит с подчиненным количеством шерлового и увитового компонентов: f = 31–38 мол. %, Na/(Na + Ca) = 0.69–0.91. В апатите преобладает фторапатитовый компонент (преимущественно 65–75 мол. %), хлор отсутствует.

Рис. 3.

Состав гранатов из гранат-биотитовых сланцев месторождения Кителя: (а) – минальный состав гранатов; (б) – профиль зональности в порфиробласте граната из обр. LK19-064/1.

Необычные для Северо-Ладожского метаморфического ареала парагенезисы (силлиманит без кордиерита, рутил совместно с ильменитом), а также ранний анатексис к северу от зоны мигматитов, в пределах более низкотемпературных метаморфических зон, указывают на иное метаморфическое событие с P-T условиями, отличающимися от условий главного этапа метаморфизма Северного Приладожья.

МИНЕРАЛЬНАЯ ТЕРМОБАРОМЕТРИЯ

Для определения P-T условий метаморфизма сланцев Кительского месторождения использован метод мультиравновесной термобарометрии TWEEQU (Berman, 1991) с применением комбинационного подхода (Доливо-Добровольский, 2006а). Расчеты выполнены в программе winTWQ 2.34 (Berman, 2007) с дополнениями TWQ_Comb (Доливо-Добровольский, 2006б) и TWQ_View (Доливо-Добровольский, 2006в). В расчетах использованы взаимосогласованные термодинамические базы данных (ТБД) JUN92 (Berman, 1988), BA96 (Berman, Aranovich, 1996; Aranovich, Berman, 1996) и BA06 (Berman et al., 2007). Расчеты с ТБД JUN92 и BA96 выполнены для парагенезиса Pl + Bt + Grt + Qtz + Sil + Ilm + Rt c тремя независимыми реакциями (IR), описывающими соотношения между компонентами минералов – твердых растворов и минералами постоянного состава:

(1)
$Alm + Phl = Prp + Ann,$
(2)
$3An = 2Sil + Qtz + Grs,$
(3)
$Alm + 3Rt = Sil + 2Qtz + 3Ilm.$

Номера реакций соответствуют номерам линий на TWQ-диаграммах (рис. 4). Первая из этих реакций – обменная (Fe-Mg) реакция между гранатом и биотитом, широко применяемая как геотермометр, а вторая и третья соответствуют известным реакциям смещенного равновесия (GASP и GRAIL), используемым как геобарометры (Essene, 1989). При расчетах с ТБД BA06, кроме этих трех, можно использовать еще одну независимую реакцию:

(4)
$Prp + 3Ea + 4Qtz = 3Phl + 4Sil.$
Рис. 4.

Примеры TWQ-диаграмм (Berman, 1991) со сходящимися линиями минеральных реакций (система KCFMASTiH) для парагенезиса Pl + Bt + Grt + Qtz + Sil + Ilm + Rt из гранат-биотитовых сланцев месторождения Кителя. Диаграммы рассчитаны с использованием взаимосогласованных термодинамических баз данных (ТБД): (а) – ТБД JUN92 (Berman, 1988); (б) – ТБД BA96 (Berman, Aranovich, 1996; Aranovich, Berman, 1996); (в, г) – ТБД BA06 (Berman, Aranovich, 2007). На диаграммах (а–в) показаны результаты расчетов в системе с тремя независимым реакциями (IR = 3), на диаграмме (г) – в системе с четырьмя независимыми реакциями (IR = 4). Независимые реакции выделены на диаграммах синим цветом, номера в кружках соответствуют реакциям (1)–(4) в тексте статьи.

В ТБД BA06 присутствуют четыре минала, входящие в состав биотита: флогопит, аннит, истонит и сидерофиллит. Формально с учетом последнего можно написать дополнительную независимую реакцию:

(5)
$Alm + {\text{ }}3Sdp + {\text{ }}4Qtz = {\text{ }}3Ann + {\text{ }}4Sil,$

но в действительности из четырех перечисленных миналов только три являются линейно независимыми, так как они все образуют взаимный твердый раствор и связаны так называемой “внутриминеральной” реакцией:

$\begin{gathered} {\text{KM}}{{{\text{g}}}_{3}}\left( {{\text{AlS}}{{{\text{i}}}_{{\text{3}}}}{{{\text{O}}}_{{{\text{10}}}}}} \right){{\left( {{\text{OH}}} \right)}_{2}}\left( {Phl} \right) + \\ + \,\,{\text{KF}}{{{\text{e}}}_{{\text{2}}}}{\text{Al}}\left( {{\text{A}}{{{\text{l}}}_{{\text{2}}}}{\text{S}}{{{\text{i}}}_{{\text{2}}}}{{{\text{O}}}_{{{\text{10}}}}}} \right){{\left( {{\text{OH}}} \right)}_{2}}\left( {Sdp} \right) = \\ = {\text{KF}}{{{\text{e}}}_{{\text{3}}}}\left( {{\text{AlS}}{{{\text{i}}}_{{\text{3}}}}{{{\text{O}}}_{{{\text{10}}}}}} \right){{\left( {{\text{OH}}} \right)}_{2}}\left( {Ann} \right) + \\ + \,\,{\text{KM}}{{{\text{g}}}_{{\text{2}}}}{\text{Al}}\left( {{\text{A}}{{{\text{l}}}_{{\text{2}}}}{\text{S}}{{{\text{i}}}_{{\text{2}}}}{{{\text{O}}}_{{{\text{10}}}}}} \right){{\left( {{\text{OH}}} \right)}_{2}}\left( {Ea} \right), \\ \end{gathered} $

константа которой равна 1. Таким образом, один из четырех компонентов биотита в базе данных в действительности является квазинезависимым, так что независимость реакции (5) тоже кажущаяся. Поэтому мы не используем эту реакцию в наших расчетах. В другой взаимосогласованной термодинамической базе данных (Holland, Powell, 2011), чтобы избежать подобного казуса, сходные зависимые компоненты устранены.

Критерием равновесности при мультиравновесной термобарометрии является сходимость реакций на TWQ-диаграммах, т.е. близость точек парных пересечений отдельных реакций к среднему, рассчитанному из этих парных пересечений (Berman, 1991). Соответственно, из всех расчетов были выбраны те, где такая сходимость наибольшая. Диапазоны рассчитанных равновесных P-T значений представлены в табл. 1. Для более компактного отображения результатов термобарометрии по совокупностям P-T значений, полученных по комбинациям анализов с хорошей сходимостью реакций, рассчитаны эллипсы погрешности с доверительной вероятностью 95%. На рис. 5 и в табл. 1 показаны результирующие эллипсы погрешности термобарометрических данных для всех изученных образцов, рассчитанные с разными ТБД. Видно, что значения температур, определенные по трем независимым реакциям, в целом сходны для разных ТБД, хотя различаются достаточно, чтобы облака точек в основном не пересекались. При этом значения температур, рассчитанные с ТБД JUN92, – наименьшие, с ТБД BA96 – наибольшие, а значения, полученные с ТБД BA06, лежат между ними. Результаты расчетов с разными ТБД различаются и по давлению, причем в этом случае систематические различия еще нагляднее. Наименьшие значения давлений, как и с температурами, получаются при использовании ТБД JUN92, наибольшие – с ТБД BA96, причем разница между первыми и вторыми довольно значительная (около 1.5 кбар) при сопоставимом разбросе среди результатов, посчитанных с одной ТБД. Значения, определенные с ТБД BA06, лежат между результатами с ТБД JUN92 и ТБД BA96 (но ближе ко вторым). Особенностью этой базы данных является наименьший разброс рассчитанных значений. Использование четвертой независимой реакции позволяет еще сократить разброс найденных P-T значений с хорошей сходимостью.

Таблица 1.

Результаты мультиравновесной термобарометрии и параметры эллипсов погрешности, описывающие полученные P-T значения для силлиманит-гранат-биотитовых сланцев Кительского гранатового месторождения (североладожский метаморфический комплекс, юго-восток Фенноскандинавского щита)

ТБД Номер образца n Диапазон T, °C Диапазон P, кбар Tav, °C Pav, кбар 2σT, °C 2σP, кбар cor
JUN92
(3IR) 		K26 206 615–705 5.6–6.9 661.2 6.26 38.4 0.52 0.79
A1 38 590–785 5.7–7.3 659.2 6.48 104.6 0.97 0.94
LK19-064 20 695–740 6.3–6.8 722.2 6.55 26.8 0.27 0.89
LK19-064/1 70 590–710 5.4–6.9 645.5 5.98 56.8 0.86 0.83
BA96
(3IR) 		K26 355 665–745 7.3–8.4 704.0 7.85 31.8 0.45 0.80
A1 39 645–760 7.8–8.9 710.5 8.29 58.9 0.55 0.85
LK19-064 30 730–760 7.5–8.3 747.2 7.79 19.5 0.47 –0.03
LK19-064/1 47 645–740 7.4–8.4 703.6 7.99 62.2 0.44 0.54
BA06
(3IR, без Ea) 		K26 67 655–675 7.0–7.1 662.3 6.96 14.4 0.25 0.64
A1 62 615–720 6.8–7.9 668.3 7.38 53.9 0.55 0.78
LK19-064 6 695–715 6.7–6.9 702.5 6.75 16.1 0.17 0.89
LK19-064/1 19 610–695 7.2–7.7 630.2 7.46 37.4 0.39 –0.21
BA06
(4IR, с Ea) 		K26 16 650–675 6.7–7.2 661.9 6.97 11.9 0.22 0.53
A1 6 635–675 6.9–7.2 652.1 7.06 30.7 0.30 0.31
LK19-064 12 665–700 6.3–7.0 691.1 6.65 23.4 0.44 0.02
LK19-064/1 10 610–640 7.4–7.9 624.9 7.63 24.2 0.27 0.38

Примечание. ТБД – термодинамическая база данных, использованная при расчетах в программе TWQ (пояснения см. в тексте); IR – число независимых реакций между компонентами в системе; n – число TWQ-пересечений с хорошей сходимостью; параметры эллипсов: Tav и Pav – средние значения температуры и давления (центры эллипсов); 2σT и 2σP – среднеквадратичные отклонения по температуре и давлению; cor – коэффициент корреляции. Для всех эллипсов число переменных var = 2, доверительный интервал conf. lev. = 95%.

Рис. 5.

Результаты расчетов P-T условий метаморфизма методом TWEEQU в сланцах месторождения Кителя с различными ТБД. (а, б) – для обр. K26 (точки отражают результаты индивидуальных расчетов с хорошей сходимостью реакции, эллипсы стандартных отклонений описывают совокупность точек с доверительной вероятностью 0.95); (в) – для всех изученных образцов. Условные обозначения: 1 – ТБД JUN92, IR = 3; 2 – ТБД BA96, IR = 3; 3 – ТБД BA06, IR = 3; 4 – ТБД BA06, IR = 4 (включая истонитовый компонент биотита Ea). Поля устойчивости силикатов алюминия Al2SiO5 рассчитаны в программе winTWQ (одинаковы для всех использованных ТБД).

В пределах каждого конкретного эллипса разброс точек, как правило, больше по температуре, чем по давлению. Вероятно, такой разброс определяется, главным образом, совокупностью аналитических ошибок и наблюдаемыми вариациями составов минералов, часть которых связана с неполным уравновешиванием минералов в породе. Однако большой разброс найденных равновесных P-T значений для обр. A1, скорее всего, связан и с ретроградными преобразованиями, проявленными, в частности, в замещении граната реакционными биотит-плагиоклазовыми каймами. В других изученных образцах такие каймы отсутствуют.

ВОЗРАСТ МЕТАМОРФИЗМА

Для определения возраста метаморфизма повышенных давлений в глиноземистых сланцах месторождения Кителя выполнено датирование U-Pb изотопной системы монацитов из образцов L14-06 и LK19-064 методом ID-TIMS. Выделение монацитов из образцов было выполнено по стандартной методике. В исследованных образцах монациты представляют собой очень мелкие округлые зерна размером 50–70 мкм, бесцветные и желтоватые (рис. 6). Непосредственно для датирования отобраны бесцветные прозрачные зерна. Выделение Pb и U из монацитов проводилось на ионообменной смоле BioRad AG 1-X8 100-200 mesh с помощью HCl по методике Т. Кроу (Krogh, 1973).

Рис. 6.

Монацит, выделенный из образца LK19-064 (оптическая микрофотография). Для датирования отобраны прозрачные бесцветные зерна.

Для изотопных исследований был использован смешанный трассер 235U–208Pb. Измерения изотопов Pb и U проводились в ИГГД РАН на многоколлекторном масс-спектрометре TRITON 1T в статическом режиме. Лабораторное загрязнение при исследованиях не превышало 15 пг Pb и 5 пг U. Определение U-Pb возраста монацитов было выполнено по стандартной методике с погрешностью измерения Pb/U отношений (2σ). Расчеты изотопных отношений и возраста минералов проводились по программам К. Ладвига (Ludwig, 1991, 1999). Результаты расчетов приведены в табл. 2 и на рис. 7.

Таблица 2.

Результаты U-Pb изотопных исследований монацитов из сланцев Кительского гранатового месторождения (североладожский метаморфический комплекс)

№
п/п 		Номер образца Изотопные отношения Rho Возраст, млн лет
206Pb/204Pbа 207Pb/206Pbб 208Pb/206Pbб 207Pb/235U 206Pb/238U 206Pb/238U 207Pb/235U 207Pb/206Pb
1 L14-06 3923
(2.0) 		0.11357
(0.048) 		1.2656
(0.790) 		4.8501
(0.16) 		0.31946
(0.14) 		0.92 1793.6 ± 2.5 1787.1 ± 2.8 1801.3 ± 1.1
2 LK19-064 2862
(0.77) 		0.11479
(0.042) 		1.2840
(0.060) 		4.8506
(0.14) 		0.31967
(0.13) 		0.97 1793.7 ± 2.4 1788.1 ± 2.5 1800.2 ± 0.6

Примечание. аИзотопные отношения, скорректированные на бланк и фракционирование; бизотопные отношения, скорректированные на бланк, фракционирование и обычный Pb; Rho – коэффициент корреляции погрешностей отношений 207Pb/235U и 206Pb/238U.

Рис. 7.

Диаграмма Везерилла для монацита из образцов L14-06 и LK19-064 (участок Сулку).

Полученные возрасты метаморфизма близки к конкордантным. Для монацита из обр. L14-06 возраст Т(207Pb/206Pb) = 1801.3 ± 1.1 млн лет, а для монацита из обр. LK19-064 – возраст Т(207Pb/206Pb) = = 1800.2 ± 0.6 млн лет, т.е. значения возраста в пределах погрешности совпадают. Полученные значения соответствуют позднесвекофеннскому времени (Балтыбаев и др., 2009).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Результаты термобарометрии

Рассчитанные значения температуры и давления отвечают высокотемпературной части амфиболитовой фации повышенных давлений (рис. 5, 8) и относятся к кианит-силлиманитовой фациальной серии (Барроу). Сопоставление результатов расчетов с положением установленных экспериментально линий реакций (рис. 8) показывает, что в установленных P-T условиях проходит граница устойчивости ставролита совместно с кварцем – он замещается парагенезисом гранат + силлиманит + + кварц. Верхний барический предел устойчивости кордиерита, равновесного с гранатами c ХMg = = 0.1–0.3, ниже значений, определенных по кительским сланцам. Повышенные давления метаморфизма кительских сланцев подтверждаются и сосуществованием рутила и ильменита в парагенезисе с гранатом пироп-альмандинового ряда и силлиманитом (Bohlen et al., 1983). Таким образом, полученные значения температуры и давления соответствуют минеральным парагенезисам, наблюдаемым в кительских сланцах, объясняя и отсутствие кордиерита, индикаторного для метапелитов бьюкенской (андалузит-силлиманитовой) фациальной серии, и появление в метапелитах рутила, обычного для метаморфических пород повышенных давлений (кианит-силлиманитового или барровианского типа).

Рис. 8.

Сопоставление результатов термобарометрических расчетов для образцов K26, A1, LK19-064 и LK19-064/1 (ТБД BA06, IR = 4, включая Ea) для гранатовых сланцев Кителя с экспериментальными данными по устойчивости парагенезисов. В прямоугольниках – номера образцов. Линии реакций (номера в кружках): (1) – PWS (солидус водонасыщенного плавления пелитов); (2) – гаплогранитный водонасыщенный солидус (Ab + Kfs + Q + H2O = L); (3) и (4) – солидус дегидратационного плавления пелитов по реакции Bt + Als + Pl + Qtz = Grt + Kfs + L (3 – для Bt56, 4 – для Bt40); (5) – реакция дегидратации пелита (Pl + Qtz + Als + Bt = Grt + Kfs + H2O); (6) – реакция разложения ставролита в присутствии кварца (St + Qtz = Alm + Als + H2O); (7)–(9) – верхний предел устойчивости кордиерита в равновесии с Grt30, определяемый реакцией Crd = Grt30+ Als + Qtz: (7) – в системе с водным флюидом (${{X}_{{{{{\text{H}}}_{2}}{\text{O}}}}}$ = 1), (8) – с водно-углекислотным флюидом (${{X}_{{{{{\text{H}}}_{2}}{\text{O}}}}}$ = 0.5), (9) – с безводным флюидом (${{X}_{{{{{\text{H}}}_{2}}{\text{O}}}}}$ = 0). Нижний индекс у символов биотита и граната – доля магниевого компонента в мол. %. Реакции (1)–(5) приведены по работе (Le Breton, Thompson, 1988), (6) – по (Holdaway et al., 1995), (7) – по (Aranovich, Podlesskii, 1983), (8) и (9) – по (Martignole, Sisi, 1981).

Важно отметить, что ранее для образцов ладожских гранат-биотитовых сланцев из южной части Руокоярвинской синформы (образцы A4044 и A779: Геология …, 2000, рис. 4.4 . на стр. 85 и табл. 4.2 на стр. 86–87) определены существенно меньшие P-T параметры (540–625°C и 3–6 кбар), отвечающие низкотемпературной части амфиболитовой фации низких давлений, т.е. относящиеся к обычному для Северного Приладожья метаморфизму бьюкенского типа. В пользу этого говорит и присутствие в обр. A779 кордиерита. Это подтверждает локальность проявления наложенного метаморфизма повышенных давлений, что обычно для полиметаморфизма. Сопоставление приводимых результатов термобарометрии с трендами эволюции, выведенными для Северного и Южного доменов Приладожья, показывает резкое различие градиентов dP/dT в кительских сланцах и других породах североладожского комплекса (рис. 9). Значения давления, рассчитанные в настоящей работе по сланцам месторождения Кителя, выше даже максимальных давлений (6–7 кбар), установленных для наиболее высокотемпературной в Северном Приладожье гиперстеновой зоны метаморфизма в Южном домене (Балтыбаев и др., 2009).

Рис. 9.

Сопоставление результатов термобарометрических расчетов для сланцев месторождения Кителя с P-T трендами метаморфической эволюции главного метаморфизма в Северо-Ладожском метаморфическом ареале из работы (Геология…, 2000). Тренды эволюции: 1 – для Северного домена (среднетемпературные метаморфические зоны), 2 – для Южного домена (область гранулитового метаморфизма).

Сравнение P-T условий метаморфизма кительских силлиманит-гранат-биотитовых сланцев с положением линий солидуса для метапелитов (рис. 8) показывает, что установленные температуры метаморфизма выше солидуса водонасыщенных метапелитов и ниже солидуса в случае дегидратационного плавления биотита в метапелитах – единственного водосодержащего минерала кительских сланцев. Таким образом, для плавления кительских сланцев было необходимо присутствие существенно водного флюида. На это также указывает отсутствие в породе (как лейкосоме, так и в мезосоме) ортоклаза или микроклина – продуктов дегидратационного плавления калиевых слюд. Важно, что температура плавления сланцев может значительно понижаться благодаря присутствию в них турмалина, так как B2O3 выступает в качестве флюса для гранитных систем (Dingwell et al., 1996).

Реакции формирования силлиманита/фибролита

Появление силлиманита или фибролита при прогрессивном метаморфизме возможно за счет кордиерита (образование парагенезиса граната и силлиманита при компрессии), мусковита (дегидратация с образованием калиевого полевого шпата), ставролита (образование парагенезиса граната и силлиманита при росте температуры) при раскислении плагиоклаза (за счет анортитового компонента) и за счет глиноземистого компонента биотита – при его реакции с гранатом или ставролитом. Еще одна потенциально возможная реакция – окисление сидерофиллитового компонента биотита. В нашем случае разложение кордиерита не играет никакой роли, так как в североладожском метаморфическом комплексе кордиерит ассоциирует с силлиманитом в высокотемпературных зонах метаморфической зональности андалузит-силлиманитового типа, но в кительских сланцах реликты кордиерита, которые могли бы свидетельствовать о его разложении, отсутствуют. Процессы дегидратации мусковита и окисления биотита тоже не реализуются, так как в этих случаях в парагенезисе с силлиманитом должен возникать калиевый полевой шпат, отсутствующий в кительских сланцах.

В обсуждаемом случае возможными представляются такие реакции:

• прогрессивное разложение ставролита с образованием граната:

$3St + 25Qtz \to 8Alm + 46Sil + 12{{{\text{H}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}},$

• снижение глиноземистости биотита при его реакции с гранатом или ставролитом:

$3Sdp\left( {Ea} \right) + Alm\left( {Prp} \right) + 4Qtz \to 3Ann\left( {Phl} \right) + 4Sil,$
$8Sdp + St + 19Qtz \to 8Ann + 26Sil + 4{{{\text{H}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}.$

Ставролит весьма обычен для метапелитовых сланцев североладожского комплекса и почти отсутствует в кительских сланцах. Как раз в условиях их формирования, как следует из рис. 8, проходит линия реакции разложения ставролита. Поэтому реакция разложения ставролита представляется наиболее значимой. Однако фибролит часто ассоциирует с биотитом, причем имеющим низкую глиноземистость. Поэтому можно полагать, что реакция, ведущая к снижению глиноземистости биотита, наряду с реакцией разложения ставролита, также вносит вклад в формирование силлиманита в кительских сланцах. Роль реакции образования силлиманита за счет раскисления плагиоклаза (реакция (2)) в кительских сланцах, вероятно, незначительная по сравнению с другими, так как содержание анортитового компонента в плагиоклазе невелико, мало и содержание гроссулярового компонента в гранате.

Проблема полиморфных разновидностей силикатов алюминия

В двух из четырех образцов, для которых рассчитаны P-T значения (табл. 1, рис. 5), средние результаты лежат в поле устойчивости кианита, а не силлиманита, хотя кианит в породах отсутствует (не известен нигде в пределах североладожского метаморфического комплекса). Однако многочисленные наблюдения в зональных метаморфических комплексах, породы в которых содержат силикаты алюминия, показывают, что фибролит обычно появляется в высокотемпературной части поля кианита еще до достижения изограды силлиманита (Hollister, 1969; Kwak, 1971; Frey et al., 1980; Kerrick, 1990; Homam et al., 2002; Nagel et al., 2002 и др.). В таких случаях при картировании метаморфической зональности обычно выделяют изограды силлиманита-I (фибролита) и силлиманита-II (призматического силлиманита). Экспериментальные исследования полей устойчивости силикатов алюминия (Al2SiO5) продемонстрировали, что результаты экспериментов сильно различаются (Hemingway, 1992). Однако во многих исследованиях было установлено, что экспериментальная линия реакции Ky = Fbl смещена в сторону более низких температур (или более высоких давлений) по сравнению с линией реакции Ky = Sil (Anderson, Kleppa, 1969; Greenwood, 1972; Hariga, Arima, 1975; Salje, 1986). При постоянном давлении такое смещение может достигать 20–40°С. Причина этого смещения остается неясной. Большинство высказанных предположений были обоснованно отвергнуты: влияние примесей и превращение реакций полиморфного перехода из моновариантных в дивариантные (Albee, Chodos, 1969; Okrusch, Evans, 1970; Chinner et al., 1969; Holdaway, 1971; Cameron, Ashworth, 1972; Salje, 1986; Kerrick, Speer, 1988; Kerrick, Woodsworth, 1989), влияние упорядочения в силлиманите и фибролите (Salje, Werneke, 1982; Robie, Hemingway, 1984; Salje, 1986; Hemingway et al., 1991; Stebbins et al., 1993), вклад большей (у фибролита в сравнении с призматическим силлиманитом) поверхностной энергии (Hemingway et al., 1991) или дефектности (Kerrick, 1986). Однако в качестве возможной причины раннего формирования фибролита остается его метастабильная кристаллизация (Chinner et al., 1969; Holdaway, 1971; Vernon, 1979; Kerrick, 1987; Kerrick, Woodsworth, 1989; Hemingway et al., 1991), например, согласно правилу ступеней Оствальда (Holdaway, 1971).

Встает вопрос, насколько оправдано включение фибролита в парагенезис для термобарометрических расчетов, если он кристаллизуется метастабильно. Однако в пользу возможности его использования говорит хорошая сходимость реакций на приводимых TWQ-диаграммах. Без истонитового компонента в системе без силлиманита (с ильменитом и рутилом) есть только две независимые реакции. Однако при добавлении истонита в системе без силлиманита добавляется еще одна независимая реакция. Сходимость реакций с участием силлиманита с реакциями без силлиманита, наблюдаемая на представленных P-T диаграммах, показывает, что силлиманит, в том числе и фибролит, является парагенным с другими минералами. Такой вывод согласуется с тем, что Р. Вернон (Vernon, 1975) установил структурное равновесие фибролита с основным минеральным парагенезисом породы для ряда гнейсов Австралии, а Т. Ларсон и З. Шарп (Larson, Sharp, 2003) показали, что в изучавшихся ими породах фибролит находится в изотопном равновесии с гранатом.

Проблема полиметаморфизма в Северном Приладожье

Деформационные структуры и текстуры в кительских сланцах указывают на синхронность метаморфизма, анатексиса (частичного плавления) и деформаций. Плойчатость связана с начальной стадией развития новой сланцеватости. Таким образом, можно полагать, что метаморфизм барровианского типа (повышенных давлений) проявлен в Северном Приладожье локально и приурочен к зонам поздних деформаций. Тогда можно понять, почему процессы анатексиса проявляются в кительских сланцах вне зоны мигматитов, выделяемой в Северо-Ладожском метаморфическом ареале. Установленные ранее в центральной части Раахе-Ладожской зоны (Korsman, Glebovitsky, 1999) отдельные проявления барровианского метаморфизма, накладывающегося на предшествующий метаморфизм бьюкенского типа (низких давлений), немногочисленны, и уровень метаморфизма в них гораздо ниже: парагенезисы повышенных давлений там представлены кианит-пирофиллитовой ассоциацией, т.е. относятся к уровню зеленосланцевой фации. Метаморфизм в районе Кителя является среднетемпературным и переходным к высокотемпературному, о чем свидетельствует начальная стадия частичного плавления в метапелитах. Можно ожидать дальнейших находок проявлений барровианского метаморфизма в Северном Приладожье, поскольку соответствующие “молодые” (~1800 млн лет) изотопные возрасты выявлены в метаморфических породах разных частей Северного домена (Балтыбаев и др., 2005, 2009). В этом случае проявления метаморфизма повышенных давлений в Северном Приладожье должны быть довольно многочисленны. Отсутствие находок таких проявлений можно объяснить тем, что в наиболее обычных для ладожской серии биотитовых, гранат-биотитовых и ставролит-гранат-биотитовых сланцах давление может быть определено только с использованием термобарометрических исследований – эти парагенезисы устойчивы как при низких, так и при повышенных давлениях. В то же время геологические и изотопные соотношения указывают, что метаморфизм повышенных давлений проявлен в Приладожье на заключительных стадиях эволюции Свекофеннского орогена. В Южном домене Приладожья и в Южной Финляндии в период ~1800 млн лет формируются уже постколлизионные интрузии (Konopelko, Eklund, 2003; Andersson et al., 2006). Таким образом, это метаморфическое событие не соотносится с предполагаемым Ю.Л. Гульбиным (Гульбин, 2014) в Северном Приладожье ранним метаморфизмом повышенных давлений, который должен предшествовать низкобарному метаморфизму. Никаких минеральных ассоциаций, указывающих на ранний метаморфизм барровианского типа, в североладожском метаморфическом комплексе не установлено.

Низкотемпературные преобразования

В кительских сланцах проявлены поздние изменения, выражающиеся в хлоритизации и каолинитизации (иногда довольно интенсивные) гранат-биотитовых сланцев. Они могли бы быть связаны как с низкотемпературной частью ретроградной ветви позднесвекофеннского метаморфизма, так и с низкотемпературными преобразованиями каледонского возраста, известными в Северном Приладожье (Шурилов и др., 2013; Балтыбаев и др., 2017). Однако, учитывая отсутствие пирофиллита, чье поле устойчивости расположено между полями безводных силикатов алюминия и глинистых минералов группы каолинита, и развитие каолинита исключительно по биотиту, а не по силлиманиту, второй вариант более вероятен. В этом случае можно утверждать, что поздние преобразования происходили при температуре не выше 300°C – верхнего предела устойчивости каолинита в присутствии кварца (Hemley et al., 1980; Anovitz et al., 1991).

ВЫВОДЫ

1. В районе Кительского месторождения гранатов в североладожском метаморфическом комплексе (Раахе-Ладожская зона, Северное Приладожье) выявлено метаморфическое событие повышенных давлений (метаморфизм барровианского типа). Это событие сопровождается ранней стадией анатексиса в метапелитах.

2. P-T условия метаморфизма кительских парасланцев, определенные методом мультиравновесной термобарометрии (TWEEQU), составляют 610–700°C и 6–8 кбар, т.е. относятся к среднетемпературному метаморфизму повышенных давлений с переходом к высокотемпературному метаморфизму.

3. В установленном диапазоне P-T параметров анатексис в метапелитах происходил в водонасыщенных условиях. Водонасыщенный характер частичного плавления подтверждается отсутствием в породах новообразованного калиевого полевого шпата, возникающего при дегидратации слюд.

4. Возраст кительского метаморфического события, определенный по U-Pb системе монацита методом ID-TIMS, составляет 1800 млн лет (позднесвекофеннский этап).

5. В кительских сланцах проявлены низкотемпературные преобразования (каолинитизация и хлоритизация) биотита, температура которых не превышала 300°C. Отсутствие пирофиллита и изменений силлиманита указывает, что это не заключительные ретроградные преобразования позднесвекофеннского метаморфизма, а наложение оторванных во времени низкотемпературных (возможно, каледонских) процессов.

Благодарности. Авторы благодарены Д.В. Доливо-Добровольскому (ИГГД РАН) за помощь в фотографировании монацита, а также рецензентам А.Л. Перчуку и О.Г. Сафонову за полезные замечания, улучшившие статью.

Источники финансирования. Работа выполнена в рамках темы НИР ИГГД РАН № 0132-2019-0013 и гранта РФФИ № 17-05-00265.

Список литературы

  1. Балтыбаев Ш.К., Левченков О.А., Глебовицкий В.А. и др. Полихронная природа метаморфической зональности по данным U-Pb, Pb-Pb датирования метаморфических пород (Южная Карелия, Балтийский щит) // Докл. АН. 2005. Т. 401. № 4. С. 496–499.

  2. (Пepeвoд: Baltybaev Sh.K., Levchenkov O.A., Glebovitsky V.A., Levskii L.K., Makeev A.F., Yakovleva S.Z. Polychronous nature of metamorphic zoning: Evidence from U-Pb and Pb-Pb dating of metamorphic rocks (Southern Karelia, Baltic Shield) // Dokl. Earth Sci. 2005. V. 401. № 3. P. 361–363)

  3. Балтыбаев Ш.К., Левченков О.А., Левский Л.К. Свекофеннский пояс Фенноскандии: пространственно-временная корреляция раннепротерозойских эндогенных процессов. СПб.: Наука, 2009. 328 с.

  4. Балтыбаев Ш.К., Овчинникова Г.В., Глебовицкий В.А. и др. Каледонское время образования золотосодержащих сульфидных руд в раннепротерозойских габброидах Северного Приладожья // Докл. АН. 2017. Т. 476. № 2. С. 181–185. https://doi.org/10.7868/S0869565217260139

  5. (Перевод: Baltybaev Sh.K., Ovchinnikova G.V., Glebovitskii V.A., Alekseev I.A., Vasil’eva I.M., Risvanova N.G. Caledonian formation of gold-bearing sulfide depositions in Early Proterozoic gabbroids in the northern Ladoga region // Dokl. Earth Sci. 2017. V. 476. № 1. P. 992–996)https://doi.org/10.7868/S0869565217260139

  6. Великославинский Д.А. Сравнительная характеристика регионального метаморфизма умеренных и низких давлений (на примере Северо-Байкальской и Северо-Ладожской областей развития метаморфической зональности). Л.: Наука, 1972. 190 с.

  7. Геология и петрология свекофеннид Приладожья. СПб.: Изд. СПбГУ, 2000. 200 с.

  8. Глебовицкий В.А. Минеральные фации как критерии оценки P-T параметров метаморфизма // Термо- и барометрия метаморфических пород. Л.: Наука, 1977. С. 5–39.

  9. Гульбин Ю.Л. P-T тренды и моделирование эволюции минерального состава метапелитов Северного Приладожья в системе MnNCKFMASH // Записки РМО. 2014. Ч. 143. Вып. 6. С. 34–53.

  10. Доливо-Добровольский Д.В. О комбинационном подходе в геотермобарометрии. 2006а. URL: http://www.dimadd.ru/ru/Programs/o-kombinacionnom-podhode-v-geotermobarometrii (Перевод: Dolivo-Dobrovolsky D. About permutational approach in geothermobarometry. 2006a. URL: http://www. dimadd.ru/en/Programs/about-permutational-approach-geothermobarometry)

  11. Доливо-Добровольский Д.В. Компьютерная программа TWQ_Comb. Версия 1.2.0.4. 2006б. URL: http://www. dimadd.ru/ru/Programs/twqcomb (Перевод: Dolivo-Dobrovolsky D. The computer program TWQ_Comb. Version 1.2.0.4. 2006b. URL: http://www.dimadd.ru/en/Programs/twqcomb)

  12. Доливо-Добровольский Д.В. Компьютерная программа TWQ_View. Версия 1.2.0.22. 2006в. URL: http://www.dimadd.ru/ru/Programs/twqview

  13. (Перевод: Dolivo-Dobrovolsky D. The computer program TWQ_View. Version 1.2.0.22. 2006c. URL: http://www.dimadd.ru/en/Programs/twqview)

  14. Киевленко Е.Я., Чупров В.И., Драмшева Е.Е. Декоративные коллекционные минералы. М.: Недра, 1987. 223 с.

  15. Котова Л.Н., Котов А.Б., Глебовицкий В.А. и др. Источники и области сноса метатерригенных пород ладожской серии (Свекофеннский складчатый пояс, Балтийский щит): результаты геохимических и Sm-Nd изотопно-геохимических исследований // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2009. Т. 17. № 1. С. 3–22.

  16. (Перевод: Kotova L.N., Kotov A.B., Glebovitskii V.A., Podkovyrov V.N., Savatenkov V.M. Source rocks and provenances of the Ladoga Group siliciclastic metasediments (Svecofennian Foldbelt, Baltic Shield): Results of geochemical and Sm-Nd isotopic study // Stratigr. Geol. Correl. 2009. V. 17. № 1. P. 1–19)https://doi.org/10.1134/S0869593809010018

  17. Ладожская протерозойская структура (геология, глубинное строение и минерагения) // Отв. ред. Н.В. Шаров. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 2020. 435 с.

  18. (Перевод: Proterozoic Ladoga Structure (Geology, Deep Structure and Mineral Genesis) // Ed. N.V. Sharov. Petrozavodsk: KarSC RAS, 2020. 435 p.)

  19. Рундквист Н.Д., Москалeва Г.П. О кительских альмандинах // Записки ВМО. 1985. Ч. 114. Вып. 5. С. 581–585.

  20. Шурилов А.В., Полеховский Ю.С., Тарасова И.П. Радиоактивная минерализация Импилахтинского полигона геологического факультета СПбГУ (Северное Приладожье). СПб.: Изд. СПбГУ, 2013. 88 с.

  21. Albee A.L., Chodos A.A. Minor element content of coexistent Al2SiO5 polymorphs // Amer. J. Sci. 1969. V. 267. № 3. P. 310–316. https://doi.org/10.2475/ajs.267.3.310

  22. Anderson P.A.M., Kleppa O.J. The thermochemistry of the kyanite-sillimanite equilibrium // Amer. J. Sci. 1969. V. 267. № 3. P. 285–290. https://doi.org/10.2475/ajs.267.3.285

  23. Andersson U.B., Eklund O., Fröjdö S., Konopelko D. 1.8 Ga magmatism in the Fennoscandian shield: lateral variations in subcontinental mantle enrichment // Lithos. 2006. V. 86. № 1. P. 110–136. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2005.04.001

  24. Anovitz L.M., Perkins D., Essene E.J. Metastability in near-surface rocks of minerals in the system Al2O3–SiO2–H2O // Clays & Clay Minerals. 1991. V. 39. № 3. P. 225–233. https://doi.org/10.1346/CCMN.1991.0390301

  25. Aranovich L.Ya., Berman R.G. Optimized standard state and solution properties of minerals. II. Comparisons, predictions, and applications // Contrib. Mineral. Petrol. 1996. V. 126. № 1–2. P. 25–37. https://doi.org/10.1007/s004100050233

  26. Aranovich L.Ya., Podlesskii K.K. The cordierite-garnet-sillimanite-quartz equilibrium: experiments and applications // Kinetics and Equilibrium in Mineral Reactions // Ed. S.K. Saxena. Adv. Phys. Geochem. V. 3. N.Y.: Springer, 1983. P. 173–198. https://doi.org/10.1007/978-1-4612-5587-1_6

  27. Berman R.G. Internally-consistent thermodynamic data for minerals in the system Na2O–K2O–CaO–MgO–FeO–Fe2O3–Al2O3–SiO2–TiO2–H2O–CO2 // J. Petrol. 1988. V. 29. № 2. P. 445–522. https://doi.org/10.1093/petrology/29.2.445

  28. Berman R.G. Thermobarometry using multiequilibrium calculations: a new technique with petrologic applications // Can. Mineral. 1991. V. 29. № 4. P. 833–855.

  29. Berman R.G. WinTWQ (version 2.3): A software package for performing internally-consistent thermobarometric calculations// Geol. Surv. Canada. Open File 5462 (revised). 2007. https://doi.org/10.4095/223228

  30. Berman R.G., Aranovich L.Ya. Optimized standard state and solution properties of minerals. I. Model calibration for olivine, orthopyroxene, cordierite, garnet, and ilmenite in the system FeO–MgO–CaO–Al2O3–TiO2–SiO2 // Contrib. Mineral. Petrol. 1996. V. 126. № 1–2. P. 1–24. https://doi.org/10.1007/s004100050232

  31. Berman R.G., Aranovich L.Ya., Rancourt D.G., Mercier P.H.J. Reversed phase equilibrium constraints on the stability of Mg-Fe-Al biotite // Amer. Mineral. 2007. V. 92. № 1. P. 139–150. https://doi.org/10.2138/am.2007.2051

  32. Bohlen S.R., Wall V.J., Boettcher A.L. Experimental investigations and geological applications of equilibria in the system FeO–TiO2–Al2O3–SiO2–H2O // Amer. Mineral. 1983. V. 68. № 11–12. P. 1049–1058.

  33. Cameron W.E., Ashworth J.R. Fibrolite and its relationship to sillimanite // Nat. Phys. Sci. 1972. V. 235. P. 134–136. https://doi.org/10.1038/physci235134a0

  34. Chinner G.A., Smith J.V., Knowles C.R. Transition metal contents of Al2SiO5 polymorphs // Amer. J. Sci. 1969. Schairer V. 267A. P. 96–113.

  35. Dingwell D.B., Pichavant M., Holtz F. Chapter 8: Experimental studies of boron in granitic melts // Boron: Mineral. Petrol. Geochem. Rev. Mineral. Geochem. 1996. V. 33. P. 331–386. https://doi.org/10.1515/9781501509223-010

  36. Essene E.J. The current status of thermobarometry in metamorphic rocks // Eds. J.S. Daly, R.A. Cliff, and B.W.D. Yardley. Evolution of Metamorphic Belts. Geol. Soc. London Spec. Publ. 1989. V. 43. P. 1–44. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1989.043.01.02

  37. Frey M., Bucher K., Frank E. Alpine metamorphism along the geotraverse Basel-Chiasso: a review // Eclogae Geol. Helv. 1980. V. 73. № 2. P. 527–546. https://doi.org/10.5169/seals-164971

  38. Greenwood H.J. AlIV–SiIV disorder in sillimanite and its effect on phase relations of the aluminum silicate minerals // Studies in Earth and Space Sciences: Geol. Soc. Amer. Mem. 1972. V. 132. P. 553–571. https://doi.org/10.1130/MEM132-p553

  39. Hariga Yu., Arima M. Kyanite–sillimanite transition with excess quartz and corundum // J. Fac. Sci. Hokkaido Univ. 1975. Ser. IV. V. 16. № 4. P. 357–366.

  40. Hemingway B.S. On the Al2SiO5 triple point and the natural occurrence of two Al2SiO5 polymorphs under the same P-T conditions // U.S. Geol. Surv. Open-File Report 92–298. 1992. 13 p.

  41. Hemingway B.S., Robie R.A., Evans H.T., Kerrick D.M. Heat capacities and entropies of sillimanite, fibrolite, andalusite, kyanite, and quartz and the Al2SiO5 phase diagram // Amer. Mineral. 1991. V. 76. № 9–10. P. 1597–1613.

  42. Hemley J.J., Montoya J.W., Marinenko J.W., Luce R.W. Equilibria in the system Al2O3–SiO2–H2O and some general implications for alteration/mineralization processes // Econ. Geol. 1980. V. 75. № 2. P. 210–228. https://doi.org/10.2113/gsecongeo.75.2.210

  43. Holdaway M.J. Stability of andalusite and the aluminum sili-cate phase diagram // Amer. J. Sci. 1971. V. 271. № 2. P. 97–131. https://doi.org/10.2475/ajs.271.2.97

  44. Holdaway M.J., Mukhopadhyay B., Dutrow B.L. Thermodynamic properties of stoichiometric staurolite H2Fe4Al18O48 and H6Fe2Al18Si8O48 // Amer. Mineral. 1995. V. 80. № 5–6. P. 520–533.

  45. Holland T.J.B., Powell R. An improved and extended internally consistent thermodynamic dataset for phases of petrological interest, involving a new equation of state for solids // J. Metamorphic Geol. 2011. V. 29. № 3. P. 333–383. https://doi.org/10.1111/j.1525-1314.2010.00923.x

  46. Hollister L.S. Metastable paragenetic sequence of andalusite, kyanite, and sillimanite, Kwoiek area, British Columbia // Amer. J. Sci. 1969. V. 267. № 3. P. 352–370. https://doi.org/10.2475/ajs.267.3.352

  47. Homam S.M., Boyle A.P., Atherton M.P. Syn- to post-kinematic fibrolite-biotite intergrowths in the Ardara aureole, NW Ireland // J. Sci., Isl. Rep. Iran. 2002. V. 13. № 4. P. 327–337.

  48. Kerrick D.M. Dislocation strain energy in the Al2SiO5 polymorphs // Phys. Chem. Mineral. 1986. V. 13. № 4. P. 221–226. https://doi.org/10.1007/BF00308272

  49. Kerrick D.M. Fibrolite in contact aureoles of Donegal, Ireland // Amer. Mineral. 1987. V. 72. № 3–4. P. 240–254.

  50. Kerrick D.M. The Al2SiO5 polymorphs // Rev. Mineral. 1990. V. 22. 406 p.

  51. Kerrick D.M., Speer J.A. The role of minor element solid solution on the andalusite-sillimanite equilibrium in metapelites and peraluminous granitoids // Amer. J. Sci. 1988. V. 288. № 2. P. 152–192. https://doi.org/10.2475/ajs.288.2.152

  52. Kerrick D.M., Woodsworth G.J. Aluminum silicates in the Mount Raleigh pendant, British Columbia // J. Metamorphic Geol. 1989. V. 7. № 5. P. 547–563. https://doi.org/10.1111/j.1525-1314.1989.tb00617.x

  53. Konopelko D., Eklund O. Timing and geochemistry of potassic magmatism in the eastern part of the Svecofennian domain, NW Ladoga Lake Region, Russian Karelia // Precambr. Res. 2003. V. 120. № 1. P. 37–53. https://doi.org/10.1016/S0301-9268(02)00141-9

  54. Korsman K., Glebovitsky V. (Eds.). Raahe–Ladoga Zone structure-lithology, metamorphism and metallogeny: A Finnish–Russian cooperation project 1996–1999. Map 2: Metamorphism of the Raahe–Ladoga Zone 1 : 1 000 000 // Geol. Surv. Finland. 1999.

  55. Kretz R. Symbols for rock-forming minerals // Amer. Mi-neral. 1983. V. 68. № 1–2. P. 277–279.

  56. Krogh T.E. A low-contamination method for hydrothermal decomposition of zircon and extraction of U and Pb for isotopic age determinations // Geochim. Cosmochim. Acta. 1973. V. 37. № 3. P. 485–494. https://doi.org/10.1016/0016-7037(73)90213-5

  57. Kwak T.A.P. Justification for both ionic and thermal reactions in Grenville Province pelitic rocks near Sudbury, Ontario, Canada // Can. J. Earth Sci. 1971. V. 8. № 11. P. 1333–1354. https://doi.org/10.1139/e71-124

  58. Larson T.E., Sharp Z.D. Stable isotope constraints on the Al2SiO5 “triple-point” rocks from the Proterozoic Priest pluton contact aureole, New Mexico, USA // J. Metamorphic Geol. 2003. V. 21. № 8. P. 785–798. https://doi.org/10.1046/j.1525-1314.2003.00481.x

  59. Le Breton N., Thompson A.B. Fluid-absent (dehydration) melting of biotite in metapelites in the early stages of crustal anatexis // Contrib. Mineral. Petrol. 1988. V. 99. № 2. P. 226–237. https://doi.org/10.1007/BF00371463

  60. Ludwig K.R. PBDAT for MS-DOS: A computer program for IBM-PC compatibles for processing raw Pb-U-Th isotope data, version 1.00a // U.S. Geol. Surv. Open-File Report 88–542. 1991. 35 p. https://doi.org/10.3133/ofr88542

  61. Ludwig K.R. ISOPLOT/Ex: A geochronological toolkit for Microsoft Excel, Version 2.05 // Berkley Geochron. Center Special. Publ. 1999. № 1a. 49 p.

  62. Martignole J., Sisi J.C. Cordierite–garnet–H2O equilibrium: A geological thermometer, barometer and water fugaci-ty indicator // Contrib. Mineral. Petrol. 1981. V. 77. № 1. P. 38–46. https://doi.org/10.1007/BF01161500

  63. Mukherjee S. Deformation Microstructures in Rocks. Berlin, Heidelberg: Springer-Verlag, 2013. 111 p. https://doi.org/10.1007/978-3-642-25608-0

  64. Nagel T., De Capitani C., Frey M. Isograds and P-T evolution in the eastern Lepontine Alps (Graubunden, Switzerland) // J. Metamorphic Geol. 2002. V. 20. № 3. P. 309–324. https://doi.org/10.1046/j.1525-1314.2002.00368.x

  65. Okrusch M., Evans B.W. Minor element relationships in coexisting andalusite and sillimanite // Lithos. 1970. V. 3. № 3. P. 261–268. https://doi.org/10.1016/0024-4937(70)90078-2

  66. Robie R.A., Hemingway B.S. Entropies of kyanite, andalusite, and sillimanite: additional constraints on the pressure and temperature of the Al2SiO5 triple point // Amer. Mi-neral. 1984. V. 69. № 3–4. P. 298–306.

  67. Salje E. Heat capacities and entropies of andalusite and sillimanite: The influence of fibrolitization on the phase diagram of the Al2SiO5 polymorphs // Amer. Mineral. 1986. V. 71. № 11–12. P. 1366–1371.

  68. Salje E., Werneke Chr. The phase equilibrium between sillimanite and andalusite as determined from lattice vibrations // Contrib. Mineral. Petrol. 1982. V. 79. № 1. P. 56–67. https://doi.org/10.1007/BF00376961

  69. Stebbins J.F., Burnham C.W., Bish D.L. Tetrahedral disorder in fibrolitic sillimanite: Comparison of 29Si NMR and neutron diffraction data // Amer. Mineral. 1993. V. 78. № 3–4. P. 461–464.

  70. Vernon R.H. Microstructural interpretation of some fibrolitic sillimanite aggregates // Mineral. Mag. 1975. V. 40. № 311. P. 303–306. https://doi.org/10.1180/minmag.1975.040.311.10

  71. Vernon R.H. Formation of late sillimanite by hydrogen metasomatism (base-leaching) in some high-grade gneisses // Lithos. 1979. V. 12. № 2. P. 143–152. https://doi.org/10.1016/0024-4937(79)90045-8

Дополнительные материалы

скачать ESM.xlsx
Приложение 1

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Петрология

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал