Метаморфические минеральные реакции и парагенезисы в породах Мейерской тектонической зоны (Юго-Восток Фенноскандинавского щита)

Полный текст

ВВЕДЕНИЕ

Мейерская тектоническая зона (МТЗ) – одна из главнейших тектонических структур, отделяющих комплексы архейского и палеопротерозойского возраста окраины Карельского кратона от палеопротерозойских комплексов Свекофеннского подвижного пояса в юго-восточной части Фенноскандинавского щита. Породы рассматриваемого района Северного Приладожья метаморфизованы. Зональный метаморфизм андалузит-силлиманитовой фациальной серии усиливается с северо-востока на юго-запад от условий зеленосланцевой до гранулитовой фации (Балтыбаев и др., 2000), а в метаморфической эволюции МТЗ выделяется несколько стадий (Балтыбаев и др., 1996; Балтыбаев, Вивдич, 2021).

В пределах МТЗ проявлена резкая смена степеней метаморфизма. В северной ее части породы ладожской серии метаморфизованы в условиях среднетемпературной амфиболитовой фации. Здесь фиксируются первые признаки мигматизации в виде редких лейкосом в мусковит-биотитовых гнейсах (Балтыбаев и др., 2000). Южная часть МТЗ сложена породами гранулитовой фации, которые сильно мигматизированы и ретроградно изменены (Балтыбаев, Вивдич, 2021). Регрессивные процессы наиболее интенсивно проявлены внутри МТЗ в зонах пологого рассланцевания.

Для пород Мейерской тектонической зоны ранее не проводилось комплексное изучение ряда минеральных ассоциаций, как и обобщение многочисленных петрографических наблюдений о последовательности, типах и возможных механизмах минеральных реакций. Настоящая статья нацелена на систематизацию и интерпретацию метаморфических реакций в породах МТЗ, которые отражены в реакционных структурах между минералами. Оценены Р-Т условия метаморфизма пород, содержащих различные минеральные ассоциации.

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА МЕЙЕРСКОЙ ТЕКТОНИЧЕСКОЙ ЗОНЫ

Мейерская зона протягивается более чем на 40 км, плавно меняя субширотное простирание у северо-западной береговой линии Ладожского озера в России на северо-западное направление далее к территории Финляндии (рис. 1, врезка). Вместе с поясом Саво в Финляндии эта зона входит в состав крупной тектонической структуры региона, которую называют Раахе-Ладожской шовной зоной (Ладожская …, 2020 и ссылки в ней).

Видимая мощность МТЗ около 20 км, а реконструированная истинная мощность – порядка 6–8 км. В ее пределах выделяются автохтонный и аллохтонный блоки, относящиеся к окраине Карельского кратона и Свекофеннскому поясу соответственно. Граница между автохтоном и аллохтоном была установлена и охарактеризована ранее (Балтыбаев и др., 1996, 2000, 2009). Северная и южная границы МТЗ проводятся условно по изменению характера падения структур от пологопадающих внутри этой зоны к крутопадающим вне ее (рис. 1). В северной части МТЗ присутствуют небольшие гранито-гнейсовые купола, опрокинутые на север и северо-восток, вплоть до образования лежачих изоклинальных складок (рис. 1, разрез).

Структурные особенности МТЗ позволяют интерпретировать ее как зону надвигов, в которой преобладают пологопадающие на юг структуры, одинаково распространенные на севере и юге от главного сместителя, положение которого надежно устанавливается в южной оконечности о. Хавус (рис. 1). Хорошая обнаженность пород в его береговой зоне позволяет выявить наличие резкого контакта для слабо- и сильнометаморфизованных пород, относящихся к разным блокам. Развитие специфических для указанного участка линзовидно-полосчатых мигматитов указывает на проявление сдвиговых деформаций. Есть и другие, в том числе минералого-петрографические свидетельства тектонического контакта, о чем будет сказано ниже. Плоскость главного сместителя имеет падение на юг под углом 20°‒30°, что совпадает с наклоном субмеридиональной линейности в метаморфических породах. Указанная линейность фиксируется по шарнирам мелких складок, отдельным вытянутым будинам, а также удлиненным зернам некоторых метаморфических минералов. Структурно-кинематические элементы в породах МТЗ свидетельствуют о тектоническом перемещении вещества с юга на север в современных координатах, т. е. надвига пород высокотемпературного Свекофеннского блока на относительно низкотемпературные метаморфические породы окраины Карельского кратона. Характерным структурным элементом пород МТЗ является также выдержанное пологое залегание с погружением на юг метаморфической полосчатости и сланцеватости пород.

Полого падающая на юг и юго-запад полосчатость в толщах МТЗ выражена в чередовании гнейсов, лейкосом мигматитов и кристаллических сланцев, а сланцеватость ориентирована параллельно ей. Поверхности сместителей в зонах пластического сдвига маркируются наличием бластомилонитов с линзовидно-полосчатой текстурой. Для тектонической зоны характерно формирование линзовидных тел гранитоидов, которые испытали сильное растяжение и ориентированы параллельно мономинеральной и агрегатной линейности с пологим падением на юг и юго-запад.

МТЗ сложена гнейсами разнообразного состава, мигматитами, амфиболитами и многочисленными телами гранитоидов. Присутствуют также метаморфизованные плутонические породы основного состава. По возрасту протолита породы региона делятся на архейский и протерозойский комплексы.

Породы архейского комплекса присутствуют только в автохтонном блоке МТЗ и представлены преимущественно гранито-гнейсами, среднезернистыми биотитовыми и биотит-роговообманковыми гнейсами и полимигматитами. Среди них встречаются биотит-роговообманковые и клинопироксеновые кристаллические сланцы. Породы архейского комплекса сильно деформированы и имеют выраженную сланцеватость, местами в них обнаруживаются изоклинальные складки разных порядков. Для архейских пород характерны куполовидные структуры, получившие название “окаймленных гнейсовых куполов” (“mantled gneiss domes”) (Eskola, 1949). Купола состоят из гранито-гнейсовых ядер архейского возраста, которые обрамляются протерозойскими амфиболитами с горизонтами метакварцитов в основании. Архейский возраст (2.7–2.6 млрд лет) протолита гранито-гнейсовых куполов установлен U-Pb датированием циркона (Тугаринов, Бибикова, 1980; Мыскова и др., 2012; Вревский, 2021).

Породы протерозойского комплекса представлены преимущественно метаосадками и амфиболитами, образованными по толеитовым базальтам (Светов, Свириденко, 1992). Они составляют большую часть разреза и выделяются как ятулий-людиковийская сортавальская серия нижнего протерозоя. Как и ахейские, породы данной серии распространены только в автохтонном блоке и отсутствуют в аллохтонном. Время накопления сортавальской осадочно-вулканогенной серии 1.99–1.96 млрд лет (Шульдинер и др., 2000).

 

Рис. 1. Схема геологического строения района Мейерской тектонической зоны. 1–4 (на врезке): 1 – архейский фундамент в пределах Карельского кратона и его фрагменты; 2 – палеопротерозойские сланцы и гнейсы; 3 – главная сутура Раахе-Ладожской зоны; 4 – изученная площадь Мейерской тектонической зоны. 5 – архейские гранито-гнейсы; 6–10 – палеопротерозойские амфиболиты, сланцы и гнейсы сортавальской, ладожской и лахденпохской серий: 6 – ранний протерозой, метабазиты (амфиболиты) сортавальской серии, 7, 8 – ладожская серия: 7 – мусковитовые, ставролитовые сланцы, 8 – мусковит-биотитовые, гранатовые гнейсы, 9, 10 – лахденпохская серия: 9 – гранат-кордиеритовые, гранат-биотитовые гнейсы и мигматиты, 10 – гиперстеновые гнейсы; 11–13 – свекофеннские интрузии: 11 – синорогенный куркиекский комплекс 1.89–1.88 млрд лет (нориты, эндербиты), 12 – синорогенный лауватсарско-импиниемский комплекс 1.88–1.87 млрд лет (ранняя фаза: габбро, диориты, кварцевые диориты; поздняя фаза: тоналиты), 13 – позднеорогенные калиевые граниты нерасчлененные 1.87–1.80 млрд лет; 14 – положение главного сместителя тектонической зоны: а – установленное, б – предполагаемое; 15 – разломы: а – установленные, б – предполагаемые; 16–19 ‒ ориентировка сланцеватости и гнейсовидности: 16 – субвертикальной (70°–90°), 17 – крутопадающей (50°–70°), 18 – пологопадающей (30°–50°), 19 – субгоризонтальной (0°–30°); 20 – местоположение обнажений, образцы из которых: а – использованы при Р-Т-метрии, б – прочие; цифрами обозначены номера образцов: 1–12 – автохтонного блока (1 – 5442a, 2 – 5267a, 3 – Б-20-455-2, 4 – Б-20-454, 5 – 996-1, 6 – 994-1, 7 – Б-20-425, 8 – Б-20-458, 9 – Б-20-464, 10 – Б-20-461, 11 – Б-20-417, 12 – 4098б), 13–26 – аллохтонного блока (13 – 5445, 14 – 5444a, 15 – 5785, 16 – Б-20-436, 17 – Б-20-435, 18 – Б-20-433, 19 – Б-20-427, Б-20-427-1, 20 – Б-20-466, 21 – Б-20-441, 22 – 2465v, 23 – Б-20-439, 24 – Б-20-450, 25 – Б-20-448, 26 – 5206в). Разрез по линии А–Б.

 

Большую часть протерозойского разреза составляют терригенные отложения калевия, представленные метаморфизованными турбидитами (флишем) ладожской серии, которые с перерывом перекрывают толщи сортавальской серии. Этот терригенный комплекс развит как в автохтонном блоке, так и аллохтонном, где в силу высокой степени метаморфизма и потери признаков стратификации назван лахденпохской метаморфической серией (Шульдинер и др., 1997; Балтыбаев и др., 2000). В составе ладожской и лахденпохской серий присутствуют известково-щелочные и субщелочные метавулканиты. Время накопления вулканогенно-осадочных толщ указанных серий составляет 1.92–1.89 млрд лет (Балтыбаев, Левченков, 2005; Ладожская …, 2020).

Все породы в автохтонном блоке были подвержены двум этапам высокотемпературного метаморфизма, которые, согласно U-Pb изотопному датированию метаморфогенных циркона и монацита, проявились в периоды 1.88–1.86 и 1.81–1.79 млрд лет (Балтыбаев и др., 2005а, 2009). Значительно позднее, 0.4–0.5 млрд лет назад, породы были затронуты низкотемпературными метаморфическими преобразованиями в небольших зонах дислокаций (Балтыбаев и др., 2017).

Породы аллохтонного блока испытали гранулитовый метаморфизм и мигматизацию, возраст которых, согласно данным U-Pb изотопного датирования метаморфогенного циркона и монацита, составляет 1.88–1.86 млрд лет (Балтыбаев и др., 2005а, 2009). Более поздние (1.80 и 0.4 млрд лет назад) метаморфические преобразования в этом блоке проявились локально и фиксируются при U-Pb датировании циркона по нижнему пересечению дискордии с конкордией (0.4 млрд лет), а также возрасту апатита и монацита (1.80 млрд лет) из метаморфизованных плагиогранитов (Балтыбаев и др., 2005б).

Плутонические породы МТЗ

Интрузивные образования распространены как в автохтонном, так и в аллохтонном блоках МТЗ. Наиболее древние из них – ранне- и синорогенные куркиекский норит-эндербитовый и лауватсарско-импиниемский габбро-диорит-тоналитовый комплексы, проявленные небольшими, часто пространственно-сгруппированными массивами (Шульдинер и др., 1995; Балтыбаев и др., 2000). U-Pb возраст пород обоих комплексов близкий – 1.88 и 1.87 млрд лет соответственно (Богачев и др., 1999; Балтыбаев и др., 2004а).

В двух блоках присутствуют фрагменты сильно метаморфизованных даек основного и среднего состава, секущих породы норит-эндербитового и габбро-диорит-тоналитового комплексов. Время внедрения и метаморфизма даек – 1.866 млрд лет (Балтыбаев и др., 2006).

Более поздние (позднеорогенные) калиевые граниты S-типа в МТЗ слагают крупные плутоны, иногда мигматит-плутоны. Согласно U-Pb возрастам циркона и монацита из пород наиболее крупных интрузивных тел, они образовались 1.87–1.86 млрд лет назад (Konopelko, Eklund, 2003; Балтыбаев и др., 2004а, 2004б).

МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЯ

Из Мейерской тектонической зоны было отобрано 27 образцов метаморфических и метаморфизованных интрузивных пород, в которых выявлены реакционные взаимоотношения между минералами (табл. 1). Из образцов были изготовлены прозрачно-полированные шлифы для электронной микроскопии и микрозондовых исследований составов минералов (см. Supplementary2, ESM_1.xlsx–ESM_8.xlsx). Исследования минералов проводились на сканирующем электронном микроскопе JSM-6510LA, оснащенном энергодисперсионным спектрометром JEOL JED-2200 (ИГГД РАН). Условия анализа: ускоряющее напряжение 20 кВ, сила тока 1 нА, ZAF-метод коррекции матричных эффектов. Предел обнаружения определяемых элементов – 0.1%. Результаты рентгеноспектрального микроанализа обрабатывались в программе MINAL3 (автор Д. В. Доливо-Добровольский, ИГГД РАН). Фотографии шлифов сделаны с использованием программно-управляемых цифровых фотокамер, установленных на оптических микроскопах и связанных с персональным компьютером.

Для изученных метаморфических пород МТЗ оказались применимы следующие методы “классической” геотермобарометрии:

1) гранат-биотитовый геотермометр (GB, Holdaway, 2000);

2) гранат-биотит-плагиоклаз-кварцевый геобарометр (GBPQ, Wu et al., 2006);

3) гранат-биотит-мусковит-плагиоклазовый геобарометр (GBMP, Wu, 2015).

Предпочтение вышеприведенному набору было отдано в силу использования общей базы экспериментальных данных при калибровке геотермобарометров (Wu et al., 2006; Wu, 2015). Все они включены в программу PTQuick (Симаков, Доливо-Добровольский, 2009), которая представляет собой банк разнообразных минеральных термометров и барометров. Данный пакет совместно со вспомогательными программами PTQ_Comb и PTQ_Avg (Доливо-Добровольский, 2016а, 2016б) был использован для расчета части Р-Т параметров минералообразования, когда составы минералов находились в пределах, рекомендованных при калибровке геотермобарометров, и по совокупности данных предполагалось достижение химического равновесия между сравниваемыми минералами.

 

Таблица 1. Изученные породы и их минеральные ассоциации

Номер образца	Блок	Гранат-биотитовые (± ортопироксен ± амфибол)	Гранат-мусковит-биотитовые	Высокоглиноземистые
5444a	Ал	Grt + Amp1 + Opx1 + Bt + + Pl1 + Qz, Opx2, Pl2, Amp2
5206в	Ал			Grt + Bt + Sil + + Crd1 + Pl + Kfs + + Qz, Crd2, Ms
5445	Ал	Grt + Bt + Pl + Qz
4098b	Авт		Grt + Bt + Pl + Qz + Kfs + + Ilm, Ms
2465в	Ал		Grt + Bt1 + Pl + Qz ± Kfs, Bt2, Ms, Chl
996-1	Авт	Grt + Bt + Pl + Qz ± Kfs
994-1	Авт	Grt + Bt + Pl + Qz ± Kfs
5267a	Авт	Grt + Bt + Pl + Qz ± Kfs
5442a	Авт	Grt + Bt + Pl + Qz ± Kfs
5785	Ал	Grt + Bt + Pl + Qz ± Kfs
Б-20-417	Авт	Grt + Bt1 + Pl1 + Qz + Kfs, Bt2, Pl2
Б-20-425	Авт		Grt + Bt1 + Pl1 + Qz + Ilm + + Rt, Bt2, Pl2, Ms, Chl
Б-20-427	Ал	Grt + Bt + Pl + Mc* + Qz
Б-20-427-1	Ал		Grt + Bt1 + Pl1 + Mc + Qz, Bt2, Pl2, Ms, Chl
Б-20-433	Ал		Grt + Bt1 + Pl + Qz ± Kfs, Bt2, Ms, Chl
Б-20-435	Ал		Grt + Bt1 + Ms1 + Pl + + Qz + Kfs + Rt, Bt2, Ms2
Б-20-436	Ал	Grt + Bt1 + Pl1 + Qz + Kfs, Bt2, Pl2
Б-20-439	Ал		Grt + Bt + Pl + Qz ± Kfs, Ms
Б-20-441	Ал	Grt + Bt + Pl + Qz
Б-20-448	Ал		Grt + Bt1 + Pl + Mc + Qz + + Rt, Bt2, Ms, Chl
Б-20-450-1	Ал		Grt + Bt1 + Pl1 + Qz ± Kfs, Bt2, Pl2, Ms
Б-20-454	Авт		Grt + Bt + Pl + Qz ± Kfs + + Rt, Ms
Б-20-455-2	Авт		Grt + Bt + Pl + Qz ± Kfs + + Ilm + Rt, Ms
Б-20-458	Авт			Grt + Bt + Pl + Crd + + Qz ± Kfs + Ilm, Ms Als
Б-20-461	Авт	Grt + Bt + Pl + Qz
Б-20-464	Авт			Grt + Bt + Pl + Qz + + Sil ± Kfs + Ilm + Rt
Б-20-466	Ал	Grt + Bt + Pl + Qz ± Kfs

*Микроклин диагностирован оптическими методами.

 

Для получения значений Р и Т с проверкой достижения равновесия в минеральных ассоциациях был применен метод TWEEQU (TWQ, winTWQ), позволяющий рассчитать все возможные минеральные реакции с участием минералов–твердых растворов с учетом активностей миналов этих твердых растворов. Метод “мультиравновесной” термобарометрии – TWEEQU (Thermobarometry With Estimation of EQUilibration state) реализует вышеуказанный принцип с помощью компьютерной программы winTWQ v.264 (Berman, 1991)3. Расчеты выполнялись с дополнениями TWQ_Comb (Доливо-Добровольский, 2006б) и TWQ_View (Доливо-Добровольский, 2006а). Преимущество применения данного метода, в отличие от “классической” геотермобарометрии, заключается в использовании для всех минералов внутренне согласованной термодинамической базы данных. В настоящей работе применялась база данных dec06.dat (термодинамические константы) и dec06.sln (модели твердых растворов) (Berman, Aranovich, 1996; Berman et al., 2007). Метод “мультиравновесной” термобарометрии по характеру взаимного пересечения линий минимум трех независимых реакций на Р-Т диаграмме позволяет судить о наличии или же отсутствии термодинамического равновесия между минералами при конкретных значениях Р и Т.

Метод THERMOCALC применялся для оценки Р-Т условий образования ставролита, твердый раствор которого отсутствует в базе данных TWQ и, соответственно, не может быть использован в термобарометрических расчетах с помощью TWQ. Для оценки Р-Т параметров образования ставролита был использован модуль avPT из программы THERMOCALC v. 3.33 с базой данных tc-ds55s (Holland, Powel, 1998) с дополнением TC_Comb (Доливо-Добровольский, 2013).

Моделирование минеральных парагенезисов в программе PERPLE_X основано на минимизации энергии Гиббса минеральной системы. Данный метод также применялся для оценки Р-Т параметров образования ставролита. В настоящей работе моделирование фазовых равновесий выполнялось с помощью версии программы PERPLE_X v.6.9.1 (Connolly, 1990, с обновлениями до 2022 г.). В расчетах использовалась база термодинамических данных hp62ver (Holland, Powell, 2011) для минералов и твердых растворов биотита Bio(TCC), полевых шпатов (feldspar), хлорита Chl(W), граната Gt(W), шпинели Sp(W), ортопироксена Opx(W), белых слюд Mica(CHA), хлоритоида Ctd(W), ставролита St(W), кордиерита Crd(W), ильменита Ilm(WPH) в системе MnTiNCKFMASH-CO₂ (MnO-TiO₂-Na₂O-CaO-K₂O-FeO-MgO-Al₂O₃-SiO₂-H₂O-СО₂) (White et al., 2014). Также использовалась модель силикатного расплава melt(W) (White et al., 2014).

ХАРАКТЕРИСТИКА ИЗУЧЕННЫХ ПОРОД И МИНЕРАЛОВ

Породы Мейерской зоны представлены преимущественно метавулканитами сортавальской серии и метаморфизованным флишем ладожской (в пределах автохтона) и лахденпохской (в пределах аллохтона) серий. В аллохтонном блоке развиты гранат-биотитовые, гранат-пироксеновые, куммингтонит-, кордиерит- и силлиманитсодержащие парагнейсы и мигматиты по ним, а также метаморфизованные гранитоиды и габброиды. Уровень метаморфизма пород блока соответствует условиям гранулитовой фации умеренных и низких давлений. Предшествующие исследователи оценивают Р-Т параметры пиковой стадии этого метаморфизма как Т = 750–850°С и Р до 5–6 кбар (Шульдинер и др., 1997; Балтыбаев и др., 2004а, 2009).

В автохтонном блоке МТЗ развиты гранат-биотитовые, гранат-кордиеритовые, гранат-мусковит-биотитовые, куммингтонит- и силлиманитсодержащие парагнейсы, метагранитоиды и амфиболиты. Все породы метаморфизованы в условиях амфиболитовой фации умеренных и низких давлений. Они слабо мигматизированы. Температура пика регионального метаморфизма пород блока не превышала 650–700°С при давлении 5–6 кбар (Балтыбаев и др., 2009, 2022; Балтыбаев, Вивдич, 2021).

Независимо от принадлежности к автохтонному или аллохтонному блокам, среди изученных пород выделяются три группы: гранат-биотитовые, гранат-мусковит-биотитовые и высокоглиноземистые гнейсы. Структура метаморфических пород МТЗ преимущественно кристаллобластовая (лепидонематобластовая, нематолепидобластовая, реже лепидо- и нематогранобластовая) и порфиробластовая. Текстура полосчатая, сланцеватая, встречаются текстуры будинажа. Мигматиты, широко развитые в надвиге (особенно в аллохтонном блоке), характеризуются полосчатой, складчатой, птигматитовой, сетчатой и другими текстурами.

 

Рис. 2. Микрофотографии шлифов метаморфических пород МТЗ, сохранивших следы протекания минеральных реакций пиковой и регрессивной стадий минералообразования: (а, б) – обр. 5444а, в котором наблюдаются гиперстен-плагиоклазовые симплектиты, образованные вокруг порфиробласта граната; (в, г) – обр. 5206в с кордиеритовой каймой вокруг граната; (д, е) – обр. Б-20-417 с интенсивным замещением граната плагиоклаз-биотитовым агрегатом.

 

Высокотемпературные парагенезисы в изученных образцах пород включают гранат, биотит, плагиоклаз и кварц, а в обр. 5444а присутствуют ортопироксен и роговая обманка (рис. 2а, 2б). Поздние ассоциации включают калиевый полевой шпат и часто развивающийся по нему мусковит. Второстепенными минералами являются кордиерит и силлиманит. Присутствие в породах этих минералов, а также вторичных фибролита и андалузита, позволило выделить группу высокоглиноземистых метапелитов. В породах биотит часто замещается хлоритом, плагиоклаз – серицитом, кордиерит – пинитом. В качестве акцессорных минералов присутствуют монацит, циркон, апатит, турмалин, ксенотим. Несколько зерен ставролита были обнаружены лишь в обр. Б-20-458 в виде включений в порфиробласте граната (рис. 3). В породах присутствуют ильменит и рутил, реже сульфиды (пирротин, халькопирит, пирит).

 

Рис. 3. BSE-изображение порфиробласта граната из обр. Б-20-458 (автохтонный блок МТЗ) с большим количеством минеральных включений, в том числе зерен ставролита.

 

Гранат. Гранат метапелитов МТЗ представлен пироп-альмандиновой разностью (рис. 4а, 4б; см. Supplementary, ESM_1.xlsx). В породах автохтона, в сравнении с составами из пород аллохтона, встречены наиболее богатые CaO и MnO гранаты. Хотя точки составов в значительной степени перекрываются, можно выделить гранаты из гранат-биотитовых гнейсов, включающие наиболее марганцевые (до 30 мол. % Sps⁴) и наиболее кальциевые (до 18 мол. % Grs) разности (рис. 4б). В группах гранат-мусковит-биотитовых и высокоглиноземистых гнейсов диапазоны изменения содержания указанных миналов более узкие. Наблюдаемые вариации состава граната в метапелитах связаны с наличием регрессивной зональности по содержаниям MgO и FeO (рис. 5д–5е).

Биотит. Магнезиальность⁵ биотита пород МТЗ изменяется от 0.3 до 0.7 и несколько отличается для гнейсов аллохтона или автохтона (X_Mg^Ал ~ 0.3–0.6;  X_Mg^Авт~ 0.4–0.7) (рис. 4в, 4г; см. Supplementary, ESM_2.xlsx). Содержание Al^IV варьирует от ~1.1 до 1.4 форм. ед., Al^VI присутствует в количестве 0.2–0.7 форм. ед. Содержание Ti^VI не превышает ~0.3 форм. ед. (см. Supplementary, ESM_2.xlsx).

Мусковит. Примесь парагонитового компонента⁶ в позднем мусковите не превышает 0.20 (см. Supplementary, ESM_3.xlsx), причем наибольшие значения (X_Pg > 0.12) характерны для пород автохтонного блока МТЗ. В октаэдрической позиции отмечаются примеси Mg (до 0.1 форм. ед.), Fe³⁺ (до 0.1 форм. ед.), Fe²⁺ (до 0.07 форм. ед.) (см. Supplementary, ESM_3.xlsx).

 

$X_{\text{Mg}}=\frac{{\text{Mg}}^{2+}}{({\text{Mg}}^{2+}+{\text{Fe}}^{2+})}.$

$X_{Pg}=\frac{{\text{Na}}^{+}}{({\text{Na}}^{+}+{\text{Ca}}^{2+}+{\text{K}}^{+})}.$

 

Рис. 4. Диаграммы особенностей химического состава граната (а, б), биотита (в, г), плагиоклаза (д, е) и ставролита (ж, з) из изученных пород Мейерской тектонической зоны. Точками разного цвета показан состав минералов пород (1) аллохтонного и (2) автохтонного блоков МТЗ для групп пород (3–5): 3 – гранат-биотитовой, 4 – гранат-мусковит-биотитовой, 5 – высокоглиноземистой. Для сравнения состава ставролита из обр. Б-20-458 автохтонного блока МТЗ (6) на диаграммах (ж, з) представлен состав этого минерала из ставролитовых сланцев ладожской серии (7), распространенных к северу от МТЗ.

 

 

Рис. 5. BSE-изображения порфиробластов граната из образцов, соответственно, 5206в (а), Б-20-427 (в), Б-20-448 (д) и Б-20-439 (ж), а также профили (б, г, е, з) изменения содержания альмандина (Alm), пиропа (Prp), спессартина (Sps) и гроссуляра (Grs) через точки, номера и местоположение которых указаны на зернах; жирными линиями показано изменение магнезиальности (XMg) кордиерита (б) и биотита (г) на контакте с гранатом.

 

Плагиоклаз. Состав плагиоклаза в основном изменяется от 24 до 51 мол. % Аn (рис. 4д, см. Supplementary, ESM_4.xlsx). В группе гранат-биотитовых гнейсов встречаются и более кальциевые составы (вплоть до 92 мол. % An) (рис. 4е), однако они редки, а порой специфичны (основный плагиоклаз в составе симплектитовой каймы вокруг порфиробласта граната в обр. 5444а).

В гранат-мусковит-биотитовых гнейсах плагиоклаз содержит от 24 до 57 мол. % An, а в высокоглиноземистых породах – от 25 до 41 мол. % An (рис. 4е). Содержание ортоклазового минала не превышает 4 мол. %.

Ставролит. Ставролит, обнаруженный в виде включений в порфиробласте граната в обр. Б-20-458 (рис. 3), отличается от таковых, известных в ставролитовой зоне метаморфического комплекса пород севернее МТЗ (Великославинский, 1972; Нагайцев, 1974; Борисова, Балтыбаев, 2021), содержанием магния Mg (0.37–0.45 форм. ед. и 0.19–0.39 форм. ед. соответственно; X_Mg 0.2 против 0.12–0.17, соответственно) и кремния Si (3.60 форм. ед. и 3.65–4.11 форм. ед. соответственно). Содержание Ti не превышает 0.1 форм. ед. Содержание Zn в ставролите из обр. Б-20-458 достигает 0.11–0.23 форм. ед. при его содержании <0.1 форм. ед. в ставролите из метапелитов к северу от МТЗ (см. Supplementary, ESM_5.xlsx).

Ортопироксен совместно с плагиоклазом основного состава (60–92 мол. % Аn) и кварцем образует симплектитовые каймы вокруг порфиробласта граната в гранат-роговообманково-гиперстен-биотитовом гнейсе, обр. 5444а (рис. 2а, 2б). По составу ортопироксен в кайме соответствует гиперстену (X_Mg 0.44–0.49; Са 0.02–0.03 форм. ед.; Al^VI 0.03–0.05 форм. ед.) (см. Supplementary, ESM_6.xlsx).

Кордиерит характерен для высокоглиноземистых пород. Магнезиальность Х_Mg кордиерита из разных образцов меняется в диапазоне 0.62–0.79 (см. Supplementary, ESM_7.xlsx), зональность при этом не зафиксирована. В обр. 5206в присутствуют скопления игольчатого силлиманита в центральных частях зерен кордиерита (X_Mg 0.65), расположенных в матриксе гнейса. В том же образце обнаружен кордиерит (X_Mg 0.67–0.73), образующий кайму (рис. 2в, 2г) вокруг крупного зерна граната пироп-альмандинового состава с отчетливой регрессивной зональностью от Alm₆₉Prp₂₄Grs₆Sps₁ в центре до Alm₈₄Prp₁₀Grs₃Sps₃ к краю.

Хлорит. Вторичный минерал, развивающийся преимущественно по биотиту, реже – по гранату (рис. 6д, 6е). Магнезиальность X_Mg колеблется в пределах 0.43–0.57.

Рутил и ильменит. В единичных случаях рутил и ильменит сосуществуют в одной породе, тогда как в подавляющем большинстве образцов они встречаются по отдельности. Ильменит характеризуется примесью пирофанитового (MnTiO₃) компонента до 3.4 мол. %, гейкилитового (MgTiO₃) – 2.9 мол. % (рис. 7а; см. Supplementary, ESM_8.xlsx). Как рутил, так и ильменит присутствуют в виде включений в породообразующих минералах и в основной массе породы.

ТЕРМОБАРОМЕТРИЯ. СТАДИЙНОСТЬ МИНЕРАЛООБРАЗОВАНИЯ И МИНЕРАЛЬНЫЕ РЕАКЦИИ

Прогрессивная стадия минералообразования

Информация о прогрессивной стадии эволюции пород МТЗ отражена в минералах, содержащихся в виде включений в зернах граната. Важнейшим индикатором является ставролит, найденный в виде включений в крупном порфиробласте граната в обр. Б-20-458 из автохтонного блока. Поскольку этот минерал неустойчив при высоких температурах, то он должен характеризовать условия прогрессивной, возможно пиковой, стадии метаморфизма пород автохтонного блока. Ставролит приурочен как к центральной, так и к краевым частям крупного зерна граната (рис. 3). Он ассоциируется с включениями биотита, ильменита, плагиоклаза, кварца, силиката алюминия. Отсутствие ставролита в других породах МТЗ позволяет предположить, что он является реликтовым, образовавшимся на прогрессивной стадии метаморфизма. Захват зерен ставролита при росте граната может происходить в ходе реакции:

$3St+25Qz=8Alm+46Als+12{\text{H}}_2\text{O}.$ (1)

Основываясь на составах минералов и валовом составе образца, были оценены возможные Р-Т условия устойчивости ставролита в породе.

Пиковая и регрессивная стадии минералообразования

Пиковая, а особенно регрессивная, стадия развития пород МТЗ выражена в разнообразных минеральных взаимоотношениях (рис. 2а–2е). Наиболее ранние минеральные реакции характеризуют условия метаморфизма гранулитовой фации, переходящие к амфиболитовой фации.

Гиперстен-плагиоклазовые короны, местами содержащие роговую обманку (рис. 2а, 2б), были обнаружены в гранат-роговообманково-гиперстен-биотитовом гнейсе (обр. 5444а) в толще гранат-биотитовых мигматитов аллохтонного блока к югу от о. Хавус (см. рис. 1). Подобные структуры уникальны для пород Северного Приладожья. Гранат отличается от граната метапелитов повышенным содержанием гроссуляровой составляющей (Alm61–68Prp18–8Grs18–16Sps5–8). Плагиоклаз в кайме содержит от 83 до 92 мол. % An, а в матрице он зональный с вариациями 80–81 мол. % An в ядрах и 88–90 мол. % An по краям зерен. Присутствуют также включения более кислого (77 мол. % An) плагиоклаза в гранате.

 

Рис. 6. Микрофотографии шлифов гранат-мусковит-биотитовых гнейсов МТЗ с признаками протекания низкотемпературных реакций образования мусковитовых ассоциаций: (а, б) – обр. Б-20-439 с интенсивным замещением граната кварц-мусковит-биотитовым агрегатом; (в, г) – обр. Б-20-425 с замещением граната биотитом, мусковитом и кварцем, развивающимися по трещинам в крупном порфиробласте граната; (д, е) – обр. Б-20-433 низкотемпературного замещения граната хлоритом, вероятнее всего, образованным по биотиту.

 

Рис. 7. Особенности химического состава твердого раствора ильменита (а) с компонентами: ильменита (FeTiO₃), пирофанита (MnTiO₃) и гейкилита (MgTiO₃); BSE-изображения участков прозрачно-полированных пластинок пород, в которых обнаружены ильменит (Ilm) и рутил (Rt): (б) – обр. Б-20-464, (в) – обр. Б-20-455-2.

 

Подобные структуры замещения граната ортопироксен-плагиоклазовыми симплектитами объясняются реакцией (Petrakakis,1986; Vrána, 1989; Stüwe, Oliver, 1989; Van der Wal, Vissers, 1996; Villaseca et al., 1999; Zhao, 2000, 2001; Suda et al., 2006; Tong, Wilson, 2006 и др.):

 $Grs+2Prp\left(Alm\right)+3Qz=3An+6En\left(Fs\right).$ (2)

В соответствии с ней при образовании гиперстена и плагиоклаза происходит поглощение кварца. Хотя в Opx-Pl короне из обр. 5444а присутствуют единичные микроскопические включения кварца, они сосредоточены в зернах плагиоклаза. Расчет баланса масс показал, что избыточный кварц не может образоваться за счет кристаллизации более основного плагиоклаза, соответственно, с меньшим содержанием кремнезема. Вероятно, кварц является реликтовым, сохранившимся в симплектитах ортопироксена и плагиоклаза в процессе их развития по гранату.

Реакционные структуры в виде кайм кордиерита вокруг граната (рис. 2в, 2г) обнаружены в высокоглиноземистом метапелите (обр. 2465в), отобранном вблизи северной границы аллохтонного блока МТЗ (центральная часть п-ова Ниэмелянхови). Согласно наблюдениям, описанным в (Hollister, 1977), при замещении граната кордиеритом Mg предпочтительно перераспределяется в последний, а гранат обогащается альмандиновым компонентом (рис. 5а, 5б). Образование оторочек отвечает реакции:

 $2Prp\left(Alm\right)+4Sil+5Qz=3Crd\left(fCrd\right).$ (3)

Силлиманит присутствует в центральных частях зерен кордиерита в матрице, но отсутствует в реакционных каймах. Таким образом, силлиманит полностью расходовался в ходе реакции (3), ограничивая степень ее протекания. Первичная минеральная ассоциация в высокоглиноземистом гнейсе включала гранат, кварц, биотит, плагиоклаз, силлиманит, кордиерит (± калиевый полевой шпат). Поздний кордиерит вокруг граната образовался при декомпрессии на ретроградном этапе метаморфизма пород аллохтонного блока МТЗ.

Замещение граната кварц-плагиоклаз-биотитовыми агрегатами (рис. 2д, 2е) происходит по реакции:

$\begin{array}{c}Grs+2Prp\left(Alm\right)+2Kfs+2{\text{H}}_2\text{O}=\\ =2Phl\left(Ann\right)+3An+3Qz.\end{array}$ (4)

Разложение граната приводит к увеличению магнезиальности биотита и снижению магнезиальности внешних зон граната (рис. 5в, 5г). Согласно различным исследованиям (например, Escuder Viruete et al., 2000; Prasad et al., 2005), подобные реакции идут при увеличении активности воды на фоне декомпрессии. Породы МТЗ содержат свидетельства повышения активности воды и щелочных компонентов на поздних этапах эволюции метаморфизма (Балтыбаев и др., 2022). Не исключено, что повышение активности воды было связано с ее высвобождением при кристаллизации лейкосом мигматитов. Возможно, также, что оно было обусловлено высвобождением ее при кристаллизации диорит-тоналитовых интрузий, повсеместно распространенных в районе (Балтыбаев и др., 2000).

Ассоциация граната и биотита с поздним мусковитом широко распространена в породах МТЗ. Появление водосодержащих минералов в целом имело место на ретроградном этапе развития метаморфических пород. Результаты минеральной термобарометрии (Балтыбаев, Вивдич, 2021) позволили сделать вывод о формировании ранних гранат-биотитовых парагенезисов в условиях верхов амфиболитовой и низов гранулитовой фаций. Мусковит отслеживался в более низкотемпературных и низкобарических условиях по реакции (Escuder Viruete et al., 1997):

 $Kfs+Als+{\text{H}}_2\text{O}=Ms+Qz.$ (5)

В изученных гнейсах аллохтонного и автохтонного блоков МТЗ мусковит также является поздним минералом, мелкие чешуйки которого совместно с кварцем и поздним плагиоклазом замещают ранние минералы (рис. 6а–6г). Присутствие кварц-плагиоклаз-биотитовых агрегатов в совокупности с ксеноморфными “корродированными” зернами граната свидетельствует о протекании ретроградных реакций, предшествующих образованию мусковитовой ассоциации. Отсутствие реликтов силиката алюминия, вероятно, связано с его полным расходованием в ходе реакции (5).

В гранат-мусковит-биотитовых гнейсах (обр. Б-20-439 и Б-20-425) поздний мусковит обогащен Ba 0.06 форм. ед., тогда как сосуществующий со слюдой калиевый полевой шпат характеризуется присутствием 1.7 мол. % цельзианового минала Ва[Al₂Si₂O₈] (см. Supplementary, ESM_3.xlsx). Указанные особенности химического состава новообразованного мусковита объясняются наследованием Ba из исходного калиевого полевого шпата.

Наряду с мусковитом, хлорит также является распространенным поздним минералом, образующимся преимущественно по биотиту, реже по гранату. Например, в обр. Б-20-433 гранат-биотитового гнейса из аллохтонного блока (рис. 6д, 6е) хлорит развивается, предположительно, согласно одной из следующих реакций:

 $3Sdp\left(Eas\right)+7Qz+4{\text{H}}_2\text{O}=Chl+3Ms,$ (6)

$2Prp+2Kfs+6{\text{H}}_2\text{O}=Chl+2Ms+2Qz.$ (7)

В некоторых образцах метаморфических пород МТЗ присутствуют ильменит и рутил. Они встречены как в матриксе пород, так и в виде включений в гранате, биотите, реже в кварце и плагиоклазе. В большинстве пород одновременное присутствие рутила и ильменита не было выявлено. Однако в обр. Б-20-455–2 и Б-20-425 гранат-мусковит-биотитовых гнейсов и высокоглиноземистого гнейса, обр. Б-20-464, обнаружены оба эти минерала (рис. 7б, 7в). Ассоциация гранат-рутил-ильменит указывает на равновесие:

 

Таблица 2. Минеральные реакции, характерные для выделенных групп метаморфических пород Мейерской тектонической зоны

Порода	Прогрессивная стадия	Пиковая и регрессивная стадии
Гранат-биотитовые гнейсы	3St + 25Qz = = 8Alm + + 46Als + + 12H2O**	Grs + 2Prp(Alm) + 3Qz = = 3An + 6En(Fs)* Alm + 3Rt = 3Ilm + 2Qz + Als** Grs +2Alm + 6Rt = 6Ilm + + 3Qz + 3An**	Opx + H2O = Hbl + Qz* Grs + 2Prp (Alm) + 2Kfs +2H2O = = 2Phl (Ann) + 3An + 3Qz
Гранат-мусковит-биотитовые гнейсы			Grs + 2Prp (Alm) + 2Kfs +2H2O = = 2Phl (Ann) + 3An + 3Qz Kfs + Als + H2O = Ms + Qz 3Eas (Sdp) + 7Qz + 4H2O = Chl + 3Ms 2Prp + 2Kfs + 6H2O = Chl + 2Ms + 2Qz*
Высокоглиноземистые гнейсы			2Prp (Alm) + 4Sil + 5Qz = 3Crd (fCrd)* Kfs + Als + H2O = Ms + Qz

*Реакционные взаимодействия наблюдаются только в образцах пород из аллохтона; **реакционные взаимодействия наблюдаются только в образцах пород из автохтона.

$Alm+3Rt=3Ilm+2Qz+Als$ (8)

или с участием плагиоклаза:

 $Grs+2Alm+6Rt=6Ilm+3Qz+3An.$ (9)

Ассоциация рутила с ильменитом в средне- и высокотемпературных метапелитах рассматривается как индикатор относительно высокого давления – 6–7 кбар (Акбарпуран Хайяти и др., 2020). Рутил образуется при росте давления, тогда как на регрессивном этапе он замещается ильменитом.

Минеральные реакции на различных стадиях метаморфизма пород МТЗ приведены в табл. 2.

Р-Т ТРЕНД ЭВОЛЮЦИИ ПОРОД

Р-Т оценки прогрессивной стадии метаморфизма

Параметры прогрессивной стадии метаморфизма были оценены с помощью методов построения Р-Т псевдосечений с использованием программы PERPLE_X (рис. 8а, 8б) и мультиравновесной термобарометрии с использованием программы THERMOCALC (рис. 8г). Эти программные комплексы основаны на термодинамических базах данных, содержащих модели твердого раствора Ti-Mn-Fe-Mg ставролита, что дало возможность оценить Р-Т условия образования этого минерала в обр. Б-20-458.

Оценка вероятного Р-Т поля стабильности парагенезиса со ставролитом произведена с использованием химического состава обр. Б-20-458, в зерне граната которого был обнаружен ставролит (рис. 8а). Поскольку данные о составе флюида на прогрессивной стадии метаморфизма отсутствуют, были рассмотрены минеральные равновесия с участием как водного флюида, так и углекислотно-водного флюида с переменной XCO₂. Однако добавление в систему СО₂ лишь незначительно смещает поле ставролитового парагенезиса в область более низких температур и давлений. Рассчитанные изоплеты для минералов–твердых растворов (рис. 8б) удовлетворительно согласуются с составами минералов, присутствующими в виде включений в гранате (см. Supplementary, ESM_1.xlsx–ESM_8.xlsx). Оценка минерального состава и количественного соотношения минералов в гнейсе, обр. Б-20-458, при повышении температуры (рис. 8в) удовлетворительно воспроизводит наблюдаемый минеральный состав данной породы, что может свидетельствовать об изохимичности метаморфизма.

Совместно с данными мультиравновесной термобарометрии (рис. 8г), моделирование указывает на то, что ставролит образовался в температурном интервале 500–600°С и давлении около 5 кбар. Он сосуществовал с ильменитом (рис. 8а), а не с рутилом, что подтверждается петрографическими наблюдениями (рис. 3).

Р-Т оценки пиковой и регрессивной стадий метаморфизма

Р-Т параметры равновесия ассоциаций минералов пиковой и регрессивной стадий метаморфизма пород МТЗ оценивались с использованием компьютерной программы winTWQ v.264 (Berman, 1991, 2007).

 

Рис. 8. Р-Т условия образования реликтового ставролита в гранате. (а) – поля устойчивости минеральных парагенезисов, рассчитанные в программе PERPLE_X для обр. Б-20-458; (б) – поле устойчивости ставролита и изоплеты, отражающие содержание пиропа, анортита и X_Mg ставролита; (в) – изменение минерального состава породы с ростом температуры при давлении 5 кбар; (г) – Р-Т параметры, рассчитанные в программе THERMOCALC по реликтовым составам ставролита, граната, плагиоклаза из обр. Б-20-458. Список реакций и их номера приведены в Supplementary, ESM_9.xlsx.

 

Рис. 9. Р–Т диаграммы для пород МТЗ с минеральными парагенезисами пиковой и регрессивной стадий минералообразования. Показаны рассчитанные в программе winTWQ пересечения линий минеральных реакций для парагенезисов: (а) – гранат + биотит + плагиоклаз + кварц (обр. Б-20-439); (б) – ортопироксен + гранат + плагиоклаз + + кварц (обр. 5444а); (в) – кордиерит + гранат + биотит + плагиоклаз + кварц (обр. 5206в); (г) – амфибол + гранат + плагиоклаз + кварц (обр. 5444а). Для амфиболсодержащего парагенезиса расчеты проведены с использованием базы данных JUN92 (Berman, 1988). Список реакций и их номера приведены в Supplementary, ESM_10.xlsx.

 

Составы минералов из гранат-биотит-плагиоклазовых гнейсов соответствуют широкому диапазону Р-Т параметров существования этой ассоциации. Так, для обр. Б-20-439 по пересечению линий реакций с участием граната Alm₇₃Prp₁₉Gr_s5Sps₃, биотита (XMg 0.44), плагиоклаза (39 мол. % An) и кварца были получены значения: 730°С и 7.0 кбар (рис. 9а). Равновесие менее магнезиального граната (Alm₇₈Prp₉Sps₈Grs₅) с аналогичными по составу биотитом и плагиоклазом дает пересечение линий минеральных реакций при 545°С и 2.2 кбар (рис. 9а). Сопряженное снижение Р и Т вдоль тренда отражает ретроградный тренд метаморфизма.

Согласно “пучку” линий реакций (рис. 9б), образование гиперстен-плагиоклазовых симплектитов в обр. 5444а происходило при 640–690°С и 4.8–5.7 кбар. Амфибол появляется в реакционной структуре при 560°С и 3.5 кбар, вероятно, в результате реакции ортопироксена и плагиоклаза с участием флюида (рис. 9г). Формирование кордиеритовой короны по гранату отвечает условиям: 600°С и 4.9 кбар (рис. 9в).

Наиболее высокие значения давления (до 7.0 кбар) для пород МТЗ получены методом TWQ для ассоциаций граната, биотита и плагиоклаза (рис. 9а). Эта оценка близка значениям давления 8–9 кбар, по (Балтыбаев и др., 2022), для пород, содержащих наиболее богатые кальцием гранаты в парагенезисе с плагиоклазом и слюдами. Такое давление достигалось в ходе надвига аллохтонного высокотемпературного блока свекофеннид на автохтонный блок окраины Карельского кратона (Балтыбаев и др., 2022).

В мусковитсодержащих ассоциациях редко устанавливается равновесие между новообразованной слюдой и ранее существовавшими минералами. Однако в некоторых случаях это равновесие все же достигается. Например, в обр. Б-20-454 и Б-20-425 метапелитов гранат-мусковит-биотитовая ассоциация формировалась при 590°С и 4.7 кбар (рис. 10а) и 560°С и 3.5 кбар (рис. 10б) соответственно. Андалузит в обр. 2465v и Б-20-458 образовывался при 560–540°С и 3.3–2.5 кбар (рис. 10в, 10г).

 

Рис. 10. Р–Т диаграммы для мусковитсодержащих ассоциаций пород МТЗ. Показаны линии минеральных реакций, полученные методом мультиравновесной термобарометрии в winTWQ, для парагенезисов: гранат + биотит + мусковит + кварц (обр. Б-20-454 (а) и Б-20-425 (б)); гранат + биотит + андалузит + мусковит + кварц (обр. 2465v (в) и обр. Б-20-458 (г)). Список реакций и их номера приведены в Supplementary, ESM_11.xlsx.

 

С помощью метода “классической” термобарометрии были проведены расчеты Р-Т параметров поздней стадии минералообразования в породах МТЗ, результаты которых не противоречат расчетам с использованием winTWQ. С учетом погрешностей гранат-биотитового термометра (Holdaway, 2000), гранат-биотит-плагиоклаз-кварцевого барометра (Wu et al., 2006) и гранат-биотит-мусковит-плагиоклазового барометра (Wu, 2015) были получены диапазоны возможных температур и давлений для гранат-биотит-мусковитовых гнейсов, обр. 996-1 и 2465v (рис. 11а, 11б, соответственно): T (GB) = 530°С, P (GBPQ) = = 1.6–2.3 кбар, P (GBMP) = 0.8–1.7 кбар; T (GB) = = 515°С, P (GBPQ) = 2.0–2.7 кбар, P (GBMP) = = 1.8–2.9 кбар.

Равновесие ильменита и рутила достигается в области относительно высоких Р-Т параметров. Максимальные температура и давление, 700°С и 6.5–6.6 кбар, выявлены в обр. Б-20-464 высокоглиноземистого гнейса (рис. 12а). Чуть меньшие их значения (640–670°С, 5.0–5.5 кбар) характерны для парагенезиса гранат + биотит + ильменит + рутил + плагиоклаз + кварц в обр. Б-20-455-2 (рис. 12б).

Общий схематичный тренд эволюции Р-Т условий метаморфизма пород Мейерской тектонической зоны представлен на рис. 13. Впервые полученные по реликтовым минералам Р-Т параметры указывают, что породы автохтона испытали прогрессивный метаморфизм с изменением Р-Т условий “по часовой стрелке”. Такой тип Р-Т трендов характерен для коллизионного метаморфизма в конвергентных тектонических обстановках (например, Лиханов, 2020 и ссылки в ней). Он контролируется на регрессивном этапе синхронным охлаждением и сбросом давления, связанными с эрозионной денудацией перекрывающих комплексов (например, Лиханов, 2020 и ссылки в ней). Тот факт, что эксгумация комплекса начиналась с глубины 16–18 км в условиях гранулитовой фации, подтверждается наличием ортопироксен-плагиоклазовых коронарных структур вокруг граната. В ходе подъема гранулитов к поверхности пластичные деформации в сдвиговых зонах, вероятно, сменялись хрупкими, что делало эти зоны благоприятными каналами для активной миграции флюидов. Этот процесс привел к замещению ранних высокотемпературных парагенезисов ассоциациями с участием водосодержащих минералов как в аллохтонном, так и в автохтонном блоках.

 

Рис. 11. Р–Т диаграммы для образцов гранат-мусковит-биотитовых гнейсов МТЗ: (а) – обр. 996-1, (б) – обр. 2465v. Линии минеральных реакций рассчитаны методом «классической» термобарометрии с применением гранат-биотитового геотермометра (GB, Holdaway, 2000), гранат-биотит-плагиоклаз-кварцевого геобарометра (GBPQ, Wu et al., 2006) и гранат-биотит-мусковит-плагиоклазового геобарометра (GBMP, Wu, 2015).

 

Рис. 12. Р–Т диаграммы, построенные методом мультиравновесной термобарометрии, для парагенезисов гранат + + биотит + ильменит + рутил + плагиоклаз + кварц из образцов гнейсов МТЗ: (а) – Б-20-464, (б) – Б-20-455-2. Список реакций и их номера приведены в Supplementary, ESM_12.xlsx.

 

ВЫВОДЫ

1. Метаморфические породы Мейерской тектонической зоны сохранили минеральные парагенезисы, соответствующие прогрессивной, пиковой и регрессивной стадиям эволюции этой структуры вдоль Р-Т тренда пород автохтона “по часовой стрелке”.
2. Надвиг аллохтонного блока, который представляет собой юго-восточный фрагмент Свекофеннского пояса, на метаморфические комплексы окраины Карельского кратона происходил в условиях декомпрессии при высоких температурах, что сопровождалось минеральными реакциями, характерными как для гранулитовой, так и амфиболитовой фаций метаморфизма.
3. Поздние стадии минералообразования характеризуются появлением парагенезисов с биотитом и мусковитом, что отражает усиление роли флюидов в тектонически ослабленной зоне при эксгумации гранулитов.

 

Рис. 13. Р-Т тренд развития метаморфических пород Мейерской тектонической зоны. 1–7: области и отдельные точки Р-Т оценок, полученных методом “мультиравновесной” геотермобарометрии, для ассоциаций: 1 – реликтовый ставролит + гранат + плагиоклаз (обр. Б-20-458); 2 – гранат + биотит + ильменит + рутил + плагиоклаз + + кварц (обр. Б-20-464, Б-20-455-2); 3 – гранат + ортопироксен + плагиоклаз + биотит + кварц (обр. 5444а); 4 – кордиерит + гранат + биотит + плагиоклаз + кварц (обр. 5205в); 5 – гранат + биотит + плагиоклаз + кварц (обр. Б-20-439, Б-20-427); 6 – гранат + биотит + мусковит ± андалузит + плагиоклаз + кварц (обр. Б-20-454, Б-20-425, 2465v, Б-20-458); 7 – Р-Т области, полученные по пересечению линий минеральных реакций гранат-биотитового (GB), гранат-биотит-плагиоклазового (GBPQ) и гранат-биотит-мусковит-плагиоклазового (GBMP) равновесий; 8–9 – тренды изменения параметров метаморфизма для автохтонного (8) и аллохтонного (9) блоков. Римскими цифрами в кружках обозначены Р-Т оценки равновесий для парагенезисов: I – гранат + биотит + мусковит + кордиерит1 (обр. Б-20-458); II – гранат + амфибол + плагиоклаз + кварц (обр. 5444а); III – гранат + биотит + мусковит + плагиоклаз + андалузит + кварц (обр. обр. Б-20-458); IV – гранат + биотит + мусковит + хлорит + плагиоклаз + кварц (обр. обр. Б-20-433). Тройная точка Al₂SiO₅ по (Holdaway, 1971).

 

Благодарности. Авторы благодарны И.И. Лиханову (ИГМ СО РАН) и анонимному рецензенту за конструктивные замечания, позволившие улучшить статью. Авторы также признательны П.Я. Азимову (ИГГД РАН) за обсуждение работы.

Источники финансирования. Исследование выполнено за счет гранта Российского научного фонда (проект № 23-27-00106).

Об авторах

Эмилия Сергеевна Вивдич

Институт геологии и геохронологии докембрия РАН; Санкт-Петербургский горный университет

Автор, ответственный за переписку.
Email: emily.vivdich@yandex.ru

геологоразведочный факультет

Россия, Санкт-Петербург; Санкт-Петербург

Шаукет Каимович Балтыбаев

Институт геологии и геохронологии докембрия РАН; Санкт-Петербургский государственный университет

Email: shauket@mail.ru

Институт наук о Земле

Россия, Санкт-Петербург; Санкт-Петербург

Ольга Леонидовна Галанкина

Институт геологии и геохронологии докембрия РАН

Email: galankinaol@mail.ru
Россия, Санкт-Петербург

Список литературы

Дополнительные файлы