Записки Российского минералогического общества, 2021, T. 150, № 6, стр. 1-17

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА

Хомпен гнейсы закартированы в крайней северо-западной части Кольско-Норвежского мегаблока, где ими образованы массивы площадью от 1–2 до 50 км² (рис. 1). Массивы расположены среди преобладающих по распространенности глиноземистых гнейсов кольской серии (Бондаренко, Дагелайский, 1968) с возрастом 2.91–2.9 млрд лет (Мыскова, Милькевич, 2016), имеющих на территории северной Норвегии название ярфйорд гнейсов. Оба комплекса пород деформированы и метаморфизованы в условиях гранулитовой фации. Хомпен гнейсы рассматриваются в качестве фундамента ярфйорд гнейсов (Dobrzhinetskaya et al., 1995). Расположенные западнее тоналит-трондьемит-гранодиоритовые (ТТГ) комплексы сванвик, киркенес, варангер имеют возраст около 2.8 млрд лет (Levchenkov et al., 1995). Глиноземистые гнейсы и породы ТТГ комплексов прорваны синметаморфическими, кристаллизовавшимися в условиях гранулитовой фации гиперстенсодержащими гранодиоритами массивов Тулома и Холмватн (2.76–2.73 млрд лет), а также постметаморфическими интрузиями кварцевых монцонитов и порфировидных гранитов с возрастами, соответственно, 2.73 и 2.5 млрд лет (Levchenkov et al., 1995).

Рис. 1.

Схема геологического строения Северной Норвегии и северо-западной части Кольского полуострова (по: Vetrin et al., 2003, с изменениями). 1–4 – породы раннепротерозойского возраста: 1 – постскладчатые граниты и пегматиты (Ва – массив Вайноспаа), 2 – мусковит-микроклиновые граниты, 3 – вулканогенно-осадочные породы Печенгско-Имандра-Варзугского пояса, 4 – интрузивные породы основного состава; 5–15 – породы мезо-неоархейского возраста: 5– порфировидные граниты (Пи – массив Пириваара, Не – массив Нейден), 6 – кварцевые сиениты, сиениты, 7 – гранодиориты, 8 – плагиомикроклиновые граниты, 9–12 –дацит-плагиориодацитовые и тоналит-трондьемитовые породы различных комплексов: 9 – киркенес, 10 – варангер, 11 – сванвик, 12 – гарсио, 13 – вулканогенно-осадочные породы зеленокаменных поясов, 14 – глиноземистые гнейсы; 15 – эндербиты (хомпен гнейсы); 16 – проекции разломов; 17 –Кольская сверхглубокая скважина СГ-3; 18 – места отбора образцов хомпен гнейсов; 19 – государственные границы. Вверху во врезке – схема тектонического районирования Кольской субпровинции Балтийского щита. Мегаблоки: Мур – Мурманский, Ко-Нор – Кольско-Норвежский, Ке – Кейвский, Тер – Терский, Ин – Инари, Нот – Нотозерский, Бел – Беломорский. Неоархейские зеленокаменные пояса: К-В – Колмозеро-Воронья, Тер-Ал – Терско-Аллареченский, Бв – Бьернватн, Вал – Вален. Палеопротерозойские складчатые пояса: Пе-Им-Вар – Печенгско-Имандра- Варзугская (Пе – Печенга, Им-Вар – Имандра-Варзуга), Лап – Лапландский гранулитовый. 20 – позднепротерозойские осадочные породы, 21 – палеозойские интрузии нефелиновых сиенитов, 22 – породы архея. Fig. 1. Geological scheme of Northern Norway and the northeastern part of the Kola Peninsula (according to Vetrin et al., 2003, with simplification).

Хомпен гнейсы изучены нами в естественных обнажениях и дорожных выемках в 2 км к северо-востоку от пос. Винтерволлен и представлены отчетливо полосчатыми гнейсовидными гиперстенсодержащими породами ТТГ ассоциации – эндербитами, cодержащими будины и прослои меланократовых двупироксеновых кристаллосланцев и пироксеновых амфиболитов. Мощность меланократовых прослоев варьирует от десятков сантиметров до первых метров при протяженности от первых метров до 40–50 м. Они располагаются согласно с полосчатостью эндербитов, имеющей простирание от северо-западного до субмеридионального. Полосчатость эндербитов, по-видимому, наследует первичную магматическую расслоенность и определяет последовательность излияния исходных вулканитов. Контакты меланократовых пород с эндербитами четкие, ровные, а меланократовые прослои представляют собой, вероятно, фрагменты будинированных даек или пластовых тел, имевших близкое время внедрения с эндербитами. Двупироксеновые кристаллосланцы и эндербиты пересекаются жилами гранитов и пегматитов, содержащими ксенолиты вмещающих пород. Контакты хомпен гнейсов с расположенными к востоку и северо-востоку глиноземистыми ярфйорд гнейсами согласные, местами осложненные тектоническими нарушениями. Породы в зоне контакта рассланцованы и инъецированы жильными телами гранитов и пегматитов.

КАМЕННЫЙ МАТЕРИАЛ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Образец эндербита для выделения циркона (122-9) массой около 2 кг был отобран из прослоя мощностью 30–40 см. Образцы эндербитов и двупироксеновых кристаллосланцев для химического и Sm-Nd изотопного анализа – из разных частей этого же обнажения. Эндербиты представлены среднезернистыми породами с гранобластовой структурой и образованы плагиоклазом (25–29%, An_50–57), гиперстеном (3–8%, Fe# = = Fe/Fe + Mg 53–55%), калиевым полевым шпатом (3–5%), биотитом (2–7%, Fe# 52–54%), кварцем (25–35%). В акцессорных количествах присутствуют магнетит, титанит, циркон, апатит, монацит. Вторичные минералы представлены эпидотом, мусковитом, карбонатом. Двупироксеновые кристаллосланцы имеют массивную текстуру и состоят из плагиоклаза (An_43–52), гиперстена (Fe# 56%), клинопироксена; в отдельных образцах они содержат бурую магнезиальную роговую обманку (Fe# 42%). Второстепенные минералы – кварц, биотит, ильменит, апатит, циркон, вторичные – зеленая роговая обманка, эпидот, хлорит.

Сепарация циркона из эндербита в тяжелых жидкостях с последующей ручной отборкой кристаллов, а также химические анализы, определение редких элементов и Sm-Nd изотопные исследования пород выполнены в Центре коллективного пользования ФИЦ КНЦ РАН (г. Апатиты). Определение редкоземельных элементов в эндербите и кристаллосланцах произведено нейтронно-активационным методом в институте геологии и минералогии СО РАН (г. Новосибирск). Возраст цирконов определен на ионном микрозонде SHRIMP-II в ЦИИ ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург). Выбор точек для анализов сделан при помощи оптических и катодолюминесцентных исследований, позволяющих выявить внутреннюю структуру кристаллов. Локальная изотопная U-Th-Pb систематика в цирконе выполнена по стандартной методике (Williams, 1998). Интенсивность первичного пучка отрицательно заряженных ионов кислорода составляла около 4 нА, при диаметре кратера 20–25 мкм. Обработка данных изотопного исследования производилась с использованием программ SQUID и Isoplot/Ex (Ludwig, 1999, 2000). Погрешности единичных анализов (отношений и возрастов) приведены на уровне 1σ, погрешности конкордантных возрастов и пересечений с конкордией – на уровне 2σ. Sm-Nd изотопный анализ пород выполнен на 7-канальном масс-спектрометре Finnigan-MAT-262(RPQ) согласно методическим приемам, изложенным в монографии Т.Б. Баяновой (2004). Среднее отношение ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd в стандарте JNd_i-1 за период измерений составило 0.512065 ± 19 (n = 7). Ошибка в значениях ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd отношения составляет 0.3% (2σ) – среднее значение из 7 измерений в стандарте BCR-2 (Raczek et al., 2003). Погрешность измерения изотопного состава Nd в индивидуальном анализе не превышает 0.003%. Холостое внутрилабораторное загрязнение по Nd равно 0.3 нг, по Sm равно 0.06 нг. Точность определения концентраций Sm и Nd составляет ±0.5%. Изотопные отношения были нормализованы по отношению ¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd = 0.7219, а затем приведены к принятому отношению ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd в стандарте JNd_i-1 = 0.512115 (Tanaka et al., 2000). При расчете величин ɛNd(t) и модельных возрастов t(DM) использованы современные значения CHUR (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.512630, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = 0.1960, Bouvier et al., 2008) и DM (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = = 0.513151, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = 0.2136, Goldstein, Jacobsen, 1988).

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Петрогеохимический состав пород. По химическому составу изученные образцы эндербитов соответствуют тоналитам, один образец (122-1, табл. 1) – трондьемитам. Породы имеют повышенные концентрации Na₂O, Al₂O₃, Sr, низкие содержания K₂O, Rb и редкоземельных элементов (113 ppm) при их существенном фракционировании (La_N/Yb_N 104), пониженные концентрации высокозарядных и радиоактивных элементов (Nb, Y, Ti, P, U, Th). Низкие концентрации Y, Nb, Rb являются характерной особенностью гранитоидов островодужных геодинамических обстановок (Pearce et al., 1984). Указанные особенности состава свойственны породам ТТГ ассоциации, слагающих значительную часть фундамента Балтийского щита (Chekulaev, Glebovitsky, 2017), и представленных эндербитами в зонах метаморфизма гранулитовой фации (рис. 2). Двупироксеновые кристаллосланцы отвечают составу базальтов (обр. 122-5) или андезибазальтов (обр. 122-10), и имеют существенное сходство с примитивными толеитами TH-1 архейских зеленокаменных поясов (Condie, 1981). Это сходство подчеркивается близким к горизонтальному наклоном кривых распределения РЗЭ (La_N/Yb_N 1.1–2.5, рис. 2), а также пониженными концентрациями Ti, P, Zr, Y, Nb и легких РЗЭ (La_N 12–23).

Рис. 2.

Нормированные к хондриту (Boynton, 1984) концентрации РЗЭ в двупироксеновых кристаллосланцах (1 – обр. 122-5, 2 – обр. 122-10) и эндербите (3 – обр. 122-9), 4 – архейских эндербитах Балтийского щита (Chekulaev, Glebovitsky, 2017), 5 – базальтах ТН-1 (Сondie, 1981). Fig. 2. Normalized to chondrite (Boynton, 1984) REE concentrations in pyroxene schists (1 – sample 122-5, 2 – sample 122-10) and enderbite (3 – sample 122-9), 4 – Archean enderbites of the Baltic Shield (Chekulaev, Glebovitsky, 2017), 5 – basalts TH-1 (Condie, 1981).

Изотопная Sm-Nd систематика гнейсов. Определение концентраций Sm, Nd и изотопного состава Nd выполнено в 4-х образцах эндербитов и 1-м образце кристаллосланца (табл. 3). В эндербитах концентрации Sm и Nd (ppm) составляют соответственно 0.38–5.29 (среднее 2.94) и 2.04–31.04 (среднее 17.51); среднее отношение Sm/Nd равно 0.168. Величина отношения ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd составляет 0.098–0.114 (среднее 0.104), что соответствует величине этого отношения в породах континентальной коры (0.118, Jahn, Condie, 1995). Это позволяет использовать модель одностадийного модельного возраста t(DM), который варьирует в пределах 2.99–3.22 млрд лет. Для кристаллосланца отношение ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd равно 0.189. Поскольку это отношение более чем на 10% превышает среднекоровое значение, для вычисления модельного возраста кристаллосланца применялась двухстадийная модель (Keto, Jacobsen, 1987), согласно которой t(DM-2) равен 3.22 млрд лет.

Характеристика и возраст кристаллов циркона. Кристаллы циркона из хомпен гнейсов по морфологии кристаллов, их внутреннему строению, составу и возрасту разделены на 4 генерации (табл. 2). Наименьший возраст имеют коротко- и среднепризматические кристаллы (l : h =1.5–2) генерации IV с округленными концевыми граням и четко проявленной ритмичной осцилляторной зональностью (ан. 32, 33, рис. 3). Содержания Th и U в кристаллах умеренные и составляют 269–369 и 194–355 ppm соответственно; они повышаются в темных в CL излучении участках кристаллов. Th/U отношение варьирует в пределах 0.87–1.08. Приведенные особенности строения и состава кристаллов достаточно надежно определяют их магматический генезис. Возраст, оцененный по отношению ²⁰⁷Рb/²⁰⁶Pb, составляет 2770–2791 млн лет. По верхнему пересечению конкордии с дискордией, построенной по результатам анализа 3 кристаллов, определен возраст 2778 ± 10 млн лет, по нижнему пересечению – 189 ± 470 млн лет (дискордия T₄, рис. 4). Две аналитические точки, попадающие на линию дискордии, являются субконкордантными (D = 1%), и одна имеет обратную дискордантность (D = –8%), обусловленную, вероятно, потерей урана из структуры циркона.

Рис. 3.

Катодолюминесцентные фотографии циркона из гранитов. Кружки – области U-Pb изотопного анализа на поверхности кристалла, номера соответствуют номерам анализов в табл. 2. Fig. 3. Cathodoluminescent images of zircon from granites. Circles are the U-Pb points of the isotopic analysis on the crystal surfaces, the numbers correspond to the numbers in Table 2.

Рис. 4.

Диаграмма с конкордией для циркона из эндербитов. Во врезке – диаграмма для конкордантных и близких к конкордантным значениям дискордии t₃. Fig. 4. A diagram with a concordia for zircon from enderbite. In insert – the chart for concordant and close to concordant values of a discordia t₃.

Более древний возраст определен для кристаллов генерации III, включенных главным образом в зерна плагиоклаза, кварца, гиперстена, и составляющих не менее 60–70% от общего количества кристаллов циркона, выделенных их образца эндербитов. Преобладающая часть зерен имеет средне- длиннопризматический габитус (l : h = 3–4), кристаллы не зональны или имеют слабо проявленную зональную структуру (ан. 16, 18, 25, 30, рис. 3). Часть кристаллов, содержащих более древние ядра циркона генерации II (ан. 6, 9), имеет средне- или короткопризматический облик с тонкими зонами роста в периферических частях зерен (ан. 14). Возраст циркона, оцененный по изотопному отношению ²⁰⁷Рb/²⁰⁶Pb, варьирует от 2327 до 2873 млн лет. Построение линии дискордии по 21-му изотопному уран-свинцовому определению в исследованном цирконе дает верхнее пересечение с линией конкордии в области 2851 ± 11 млн лет (дискордия T₃, рис. 4). Установленный по нижнему пересечению этой дискордии возраст 379 ± 38 млн лет отвечает времени проявления палеозойской тектоно-магматической активизации Балтийского щита и внедрению гигантских интрузий Кольской щелочной провинции (380–360 млн лет, Kramm et al., 1991). Следует отметить, что для ряда образцов циркона свойственны повышенные значения положительной или отрицательной дискордантности (D от 147% до –13%, табл. 2). В то же время нахождение фигуративных точек на дискордии свидетельствует о сохранности первичных изотопных отношений ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb даже в кристаллах циркона, изменивших свой состав в результате выноса радиогенных ионов Pb и U. Этот вывод подтверждается близкими значениями возрастов, полученных как по дискордии T₃, так и по дискордии, построенной по 13 точкам конкордантных и близких к конкордантным значениям изотопного состава циркона генерации III (2842 ± 7 млн лет, рис. 4, врезка). Концентрации Th и U в цирконе варьируют в широких пределах и составляют соответственно 15–517 и 140–1608 ppm, Th/U отношение изменяется от 0.08 до 0.64. Наиболее достоверное значение этого отношения для циркона рассматриваемой генерации может быть принято по результатам анализа зерна циркона 29 c Th/U = 0.26, имеющего близкие значения возраста по изотопным отношениям ²⁰⁶Pb/²³⁸U (2847 ± 35 млн лет) и ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb (2855 ± 10 млн лет) и степень дискордантности D = 0%. Вопрос о генезисе циркона генерации III не решается однозначно. Удлиненный габитус кристаллов со слабо проявленной зональностью в ряде случаев рассматривается как характерная особенность циркона из пород гранулитовой фации умеренных и низких давлений (Тугаринов, Бибикова, 1980; Краснобаев, 1986). В то же время величина отношения Th/U = 0.26 более свойственна для циркона магматических пород, имеющего как правило Th/U > 0.1 (Rubatto, 2002). Следует отметить, что для циркона гранулитовой фации метаморфизма это правило в ряде случаев нарушается, и имеется достаточно много примеров метаморфических цирконов с Th/U отношением, которое изменяется от 0.15 до 3.2 (Каулина, 2010, и ссылки в работе). Увеличение отношения Th/U в метаморфогенном цирконе может быть обусловлено, вероятно, повышенным фракционированием U во флюидной фазе в процессе метаморфизма (Bea, Montero, 1999). С учетом этого обстоятельства, циркон генерации III отнесен нами к метаморфическому типу.

Циркон генерации II представлен средне- или короткопризматическими кристаллами (l : h = 2–3) с округленными контурами, нечетко проявленной зональностью и широкими зонами роста, свойственными циркону эффузивных пород, формировавшихся при быстрой кристаллизации расплава (ан. 7, 8). Реликты зерен циркона рассматриваемой генерации, имеющие неправильную форму с неровными, корродированными контурами, включены в кристаллы генерации III (ан. 6, 9). Концентрации Th и U в этих кристаллах равны соответственно 65–245 и 168–452 ppm, Th/U – 0.24–0.54. Возраст циркона, оцененный по изотопному отношению ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb, составляет 2908–2929 млн лет. Возраст, определенный по верхнему пересечению дискордии с конкордией равен 2921 ± 12 млн лет при близком к нулю возрасту, отвечающему нижнему пересечению (дискордия t₂, рис. 4). По морфологии кристаллов, их внутреннему строению и составу, циркон генерации II имеет, вероятно, магматический генезис и его возраст определяет время кристаллизации эффузивного протолита хомпен гнейсов.

К наиболее древней генерации I отнесены зерна циркона округлой или эллипсовидной формы с осцилляторной зональностью и резкими, четкими ограничениями, образующие включения размером 0.1–0.15 мм в кристаллах генерации II (ан. 1, 3, рис. 3). Реже наблюдаются округлые включения размером 15–20 мкм с “теневыми” контурами, окаймленные зонами роста минерала–хозяина (ан. 2). Концентрация Th в кристаллах составляет 99–318 ppm, концентрация U – 203–890 ppm. Th/U отношение изменяется в пределах 0.36–0.73. Возраст включений рассматриваемой генерации, оцененный по отношению ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb, составляет 2988–2997 млн лет, возраст, определенный по верхнему пересечению дискордии, построенной по 3 точкам, равен 2990 ± 4 млн лет. Наличие осцилляторной зональности и повышенные значения отношения Th/U свидетельствуют о магматическом генезисе циркона этой генерации.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Корреляция возрастов циркона с геологическими событиями. По химическому составу хомпен гнейсы относятся к породам ТТГ ассоциации, имеющим широкое распространение в составе ранней континентальной коры Земли. В архее Балтийского щита выделены несколько возрастных групп этих пород, относящихся к интервалам >3.2, 3.2–3.0, 3.0–2.9, 2.9–2.8, 2.77–2.7, 2.68–2.66 млрд лет (Kröner, Compston, 1990; Сhekulaev et al., 1997; Lobach-Zuchenko et al., 1999; Mutanen, Huhma, 2003; Slabunov et al., 2006; Vetrin et al., 2013). Архейский метаморфизм в пределах Кольско-Норвежского мегаблока был проявлен на раннем и позднем этапах с кульминацией около 2.83 и 2.65 млрд лет. Метаморфизм раннего этапа происходил в условиях субгранулитовой и гранулитовой фаций умеренных и пониженных давлений (675–725 °С, 4.7–5.6 кбар). Позднему метаморфизму, проявленному в условиях от гранулитовой (800 °C, 6–7 кбар) до амфиболитовой (650 °C, 4–5 кбар) фаций, в юго-восточной части Кольского полуострова предшествовало внедрение массивов гиперстенсодержащих монцодиоритов и кварцевых диоритов (Balashov et al., 1992; Беляев, Петров, 2002).

Как показано выше, возраст кристаллов циркона генерации II (2921 ± 12 млн лет) отвечает, вероятно, времени магматической кристаллизации эффузивного протолита хомпен гнейсов. Датировки включений циркона генерации I (2990 ± 4 млн лет) соответствуют возрасту более древней фазы комплекса хомпен гнейсов или датированные кристаллы являются захваченными из пород континентальной коры. Эти данные позволяют отнести хомпен гнейсы к гранитоидам возрастной группы 3.0–2.9 млрд лет, изученным главным образом на территории Водлозерского террейна в южной Карелии (Chekulaev et al., 1997; Lobach-Zhuchenko et al., 1999). Кристаллизация рассматриваемых гранитоидов вероятно происходила синхронно с формированием зеленокаменных структур Ведлозерско-Сегозерского пояса, расположенного на западной окраине Водлозерского террейна. К породам этого возрастного этапа относятся трондьемиты Чебинского массива (2985 ± 10 млн лет), диориты и гранодиориты района р. Кальи (2971 ± 11 и 2908 ± 12 млн лет), тоналиты оз. Черного (2957 ± 23 млн лет). Для ТТГ ассоциации рассматриваемой возрастной группы установлены положительные значения ɛNd (2.3–4.2) при t(DM) равном около 3.0 млрд лет. Рассматриваемые гранитоиды прорываются породами Шилосского массива с возрастом 2859 ± 24 млн лет, относящимися к ТТГ ассоциации. На территории северной части Балтийского щита аналогами этой ТТГ ассоциации являются, вероятно, комплексы сванвик, варангер и киркенес, а также породы архейского комплекса Кольской сверхглубокой скважины (2.8–2.83 млрд лет, Levchenkov et al., 1995; Чупин и др., 2009).

Образование незональных или слабо зональных кристаллов циркона генерации III с Th/U = 0.26, датированных нами (2851 ± 11 млн лет), возможно происходило в процессе мезоархейского метаморфизма. По времени образования они могут быть сопоставлены с метаморфическим цирконом древнейших тоналитовых гнейсов северной части Балтийского щита (2836 ± 30 млн лет, Th/U = 0.16–0.90, Kröner, Compston, 1990) и цирконом из кондалитов района оз. Чудзъявр в восточной части Кольского полуострова (2832 ± 11 млн лет, Balashov et al., 1992). В хомпен гнейсах наблюдаемые минеральные парагенезисы гранулитовой фации (Opx + Bi + Pl + Qz, Opx + Hbl + Cpx + Pl ± ± Qz ± Bi, Opx + Bi + Pl + K-Fsp + Qz) не претерпели, вероятно, существенных изменений на позднем – неоархейском этапе гранулитового метаморфизма, нижний возрастной предел которого фиксируется внедрением синметаморфических гранодиоритовых массивов Холмватн (2762 ± 28 млн лет), Тулома (2729 ± 10 млн лет) и постметаморфического массива монцонитов Ропелв с возрастом 2727 ± 28 млн лет (Levchenkov et al., 1995).

Кристаллы циркона генерации IV имеют четко выраженную зональную структуру, повышенное отношение Th/U (0.87–1.08), и по возрасту (2778 ± 10 млн лет) могут быть сопоставлены с цирконом находящихся в непосредственной близости синметаморфических гранодиоритовых массивов региона. Наличие этих кристаллов в хомпен гнейсах было обусловлено, вероятно, их инъецированием гранитными и пегматитовыми прожилками, часть из которых относится к породам жильной фации массивов гранодиоритовой серии.

Вопросы петрогенезиса хомпен гнейсов. При рассмотрении вопросов петрогенезиса пород существенное значение имеет изучение изотопной Sm-Nd системы, применение которой предполагает неизменность отношения Sm/Nd и изотопных отношений этих элементов в процессах метаморфизма, эрозии и переотложения материала коры (Taylor, McLennan, 1985; DePaolo, 1981). Значения ɛNd₍₂₉₂₁₎ в хомпен гнейсах варьируют от 2.77 до –0.42 (табл. 3), что позволяет на основании имеющихся результатов возрастной эволюции изотопного состава неодима в главных резервуарах Земли (Tolstikhin et al., 2006; Tolstikhin, Kramers, 2008) определить содержание вещества коры и деплетированной мантии (X_m, %) в породах. По данным этих авторов, значения ɛNd₍₂₉₂₁₎ в деплетированной мантии и континентальной коре оцениваются соответственно в 3.5 и –4.2 (рис. 5). Вычисление концентраций мантийного компонента в хомпен гнейсах произведено по формуле двухкомпонентного смешения: X_m = 100 × × (4.2 + ɛNd₍₂₉₂₁₎)/7.7. Как следует из табл. 3, содержание вещества деплетированной мантии в изученных образцах находится в пределах 49–91%. Породы с наименьшими значениями t(DM) (2.99 и 3.02 млрд лет), близкими в пределах ошибок определения модельного возраста (±100 млн лет) к возрасту магматической кристаллизации хомпен гнейсов, содержат максимальное количество вещества деплетированной мантии. Это свидетельствуют о короткой коровой предистории протолитов этих пород и их существенно ювенильном генезисе, тогда как повышенные значения t(DM) и пониженные значения ɛNd₍₂₉₂₁₎ определяют наличие в составе исходных расплавов более древнего корового компонента. Двухстадийный модельный возраст кристаллосланца (обр. 122-10, табл. 4), равный 3.22 млрд лет, близок к модельным возрастам части образцов эндербитов, что наряду с пространственной близостью базитовых пород и эндербитов в изученных обнажениях свидетельствует, вероятно, о близком времени их кристаллизации.

Рис. 5.

Диаграмма эволюции изотопного состава деплетированной мантии (DM) и континентальной коры (СС) по данным (Tolstikhin et al., 2006; Tolstikhin, Kramers, 2008). Кружками обозначен изотопный состав образцов хомпен гнейсов (табл. 3). Fig. 5. A diagram of the evolution of the isotopic composition of the deplated mantle (DM) and continental crust (CC) according to data (Tolstikhin et al., 2006; Tolstikhin, Kramers, 2008). Circles denote the isotopic composition of hompen gneiss (Table 3).

Для объяснения процессов формирования тоналит-трондьемит-гранодиоритовых пород рассматриваются следующие модели петрогенезиса: (1) кристаллизационная дифференциация базальтовых магм (Arth et al., 1972), (2) полное плавление более древних пород коры ТТГ ассоциации (Jahn et al., 1984), (3) парциальное плавление пород базитового состава как в “сухих” условиях (Rapp, Watson, 1995), так и при насыщенности расплавов водой (Winther, 1996).

Как показано И. Артом и др. (Аrth et al., 1978) на примере габбро-диорит-тоналит-трондьемитовой серии юго-западной Финляндии, кристаллизационная дифференциация базальтового расплава приводит к формированию “длинных” сингенетических серий, включающих породы промежуточного состава с концентрациями SiO₂, лежащими в пределах 50–70% в породах разных фаз. Поскольку хомпен гнейсы имеют однофазное строение и концентрации SiO₂ в них варьируют в пределах 66–73%, модель кристаллизационной дифференциации для формирования этих пород представляется маловероятной.

При оценке возможности образования хомпен гнейсов за счет плавления более древних пород ТТГ ассоциации, развитых на территории северо-восточной и центральной частей Балтийского щита, в качестве протолитов могут рассматриваться, вероятно, гранитоиды района Коителайнен северной Финляндии с возрастом 3115 ± 29 млн лет (Kröner, Compston, 1990; Jahn et al., 1984) и трондьемитовые гнейсы Сиуруа центральной Финляндии с возрастом 3.5 млрд лет (Mutanen, Huhma, 2003). Изучение указанными авторами Sm-Nd изотопной системы в рассматриваемых породах показало, что на время кристаллизации пород ТТГ ассоциации района Коителайнен они имели ɛNd₍₃₁₁₀₎= –3.7, в трондьемитах Сиуруа – ɛNd₍₃₅₀₀₎ = 1.43. Согласно выполненному нами пересчету этих данных на возраст кристаллизации хомпен гнейсов (2921 млн лет) значения ɛNd(t) равны соответственно –5.14 и –7.4, что существенно ниже величины этого отношения в хомпен гнейсах, и исключает возможность образования их исходных расплавов по субстрату древнейших пород ТТГ ассоциации региона.

С учетом экспериментальных работ, наиболее обоснованной является гипотеза образования ТТГ расплавов при парциальном плавлении мафических пород – амфиболитов, эклогитов и гранатовых гранулитов, происходившем как в дегидратационном режиме (Rapp, Watson, 1995; Beard, Logfren, 1981; Sen, Dann, 1994), так и в присутствии водного флюида (Winther, 1996). Существенный вклад вещества деплетированной мантии (X_m 86–91%) в составе хомпен гнейсов с наименьшими значениями t(DM) также свидетельствует о базитовом составе их протолитов.

При обобщении упомянутых выше экспериментальных данных, установлено, что существует корреляция между составами реститов, образованных при различных Р–Т условиях плавления метабазитов, и редкоэлементным составом ТТГ расплавов (Jahn et al., 1984; Turkina, 2000). Показано, что изменение типа реститов наиболее сильно влияет на концентрацию в расплаве Yb. Использование диаграмм Yb_N–(La/Yb)_N, Yb–Eu и Yb–Sr позволяет определить состав реститов и вероятную область Р–Т параметров процессов плавления. Содержание Yb, Eu и Sr в эндербите, из которого был выделен циркон (обр. 122-9) составляет соответственно 0.24, 0.96 и 289 ррm (табл. 1). Это свидетельствует, вероятно, о гранат-амфиболовом составе реститов, образованных при плавлении базитов с участием флюида при Р ~ 13 кбар, Т ~ 950 °С (Turkina, 2000). При плотности пород 2.7 г/cм³ указанное литостатическое давление будет соответствовать глубине 36 км, что отвечает современному положению нижней коры региона (Сейсмогеологическая…, 1997). Исходя из этого можно предположить, что формирование протолитов хомпен гнейсов происходило при плавлении базитовых пород нижней коры при андерплейтинге в них толеитов TH-1, относящихся, вероятно, к базитам начальных этапов развития расположенного восточнее зеленокаменного пояса Колмозеро-Воронья, образованного в островодужном режиме 2.9–2.82 млрд лет назад (Slabunov et al., 2006). Внедрение базитов происходило, вероятно, в нижние части коры осадочного задугового бассейна, где формировались протолиты глиноземистых кольских (ярфйорд) гнейсов, возраст которых составляет 2.91–2.9 млрд лет (Мыскова, Милькевич, 2016).

ВЫВОДЫ

1. Хомпен гнейсы представлены эндербитами тоналит-трондьемитового состава с повышенными концентрациями Na₂O, Al₂O₃, Sr и пониженными – K, Rb, высокозарядных и радиоактивных элементов (Nb, Y, Ti, P, U, Th) и РЗЭ при их существенном фракционировании (La_N/Yb_N 104). Гнейсы содержат прослои и будинированные тела двупироксеновых кристаллосланцев, по составу близких примитивным толеитами TH-1 архейских зеленокаменных поясов (Condie, 1981).

2. Кристаллы циркона из хомпен гнейсов по морфологии кристаллов, их внутреннему строению, составу и возрасту, определенному на ионном микроанализаторе SHRIMP-II, разделены на 4 генерации. Время кристаллизации хомпен гнейсов, оцененное по возрасту циркона генерации II, составляет 2921 ± 12 млн лет, возраст раннего гранулитового метаморфизма (циркон генерации III) равен 2851 ± 11 млн лет. Кристаллы циркона генерации II содержат включения реликтов зерен с возрастом 2990 ± 4 млн лет, соответствующих, вероятно, времени кристаллизации вулканитов более ранней фазы хомпен гнейсов. Возможно также, что датированные кристаллы являются захваченными из пород континентальной коры. Кристаллы с возрастом 2778 ± 10 млн лет (генерация IV) синхронны с поздним гранулитовым метаморфизмом гранодиоритовых массивов региона (2762–2729 млн лет, Levchenkov et al., 1995). Образование этих кристаллов в хомпен гнейсах связано, вероятно, с инъецированием гранитоидов жильной фации массивов гранодиоритов.

3. По данным Sm-Nd изотопной систематики протолиты хомпен гнейсов содержали 50–90% вещества деплетированной мантии, и были образованы, вероятно, в результате плавления разновозрастных базитов нижней коры региона при андерплейтинге в них базальтов, сходных с примитивными толеитами TH-1 архейских зеленокаменных поясов.

Авторы признательны О.М. Туркиной (ИГМ СО РАН, г. Новосибирск) за участие в полевых работах и предоставленную возможность определения концентраций РЗЭ в хомпен гнейсах и двупироксеновых кристаллосланцах. Исследования выполнены по теме НИР 0226-2019-0052 ГИ КНЦ РАН при частичной поддержке госконтракта № 13/17-1 (ИМГРЭ).