Neoarchean Ba–Sr Metadacites from the Karelian Province of the Fennoscandian Shield: U–Pb Geochronology, Composition, Sm–Nd Systematics. Are They Effusive Analogues of Sanukitoids?

Y. S. Egorova; Егорова Ю. С.; V. P. Chekulaev; Чекулаев В. П.; G. A. Kucherovsky; Кучеровский Г. А.; A. A. Ivanova; Иванова А. А.; E. B. Salnikova; Сальникова Е. Б.; Y. V. Plotkina; Плоткина Ю. В.; N. A. Arestova; Арестова Н. А.

doi:10.31857/S0869592X25030016

Neoarchean Ba–Sr Metadacites from the Karelian Province of the Fennoscandian Shield: U–Pb Geochronology, Composition, Sm–Nd Systematics. Are They Effusive Analogues of Sanukitoids?

作者: Egorova Y.S.¹, Chekulaev V.P.¹, Kucherovsky G.A.¹, Ivanova A.A.¹, Salnikova E.B.¹, Plotkina Y.V.¹, Arestova N.A.¹
隶属关系:
1. Institute of Precambrian Geology and Geochronology of the Russian Academy of Sciences
期: 卷 33, 编号 3 (2025)
页面: 3-25
栏目: Articles
URL: https://journals.eco-vector.com/0869-592X/article/view/686533
DOI: https://doi.org/10.31857/S0869592X25030016
EDN: https://elibrary.ru/TECVUB
ID: 686533

如何引用文章

全文:

详细
全文:
作者简介
参考
补充文件
统计

详细

New precision zircon U–Pb (CA-ID-TIMS) age data obtained for a metadacite of the Mezhezero Formation of the Megriyarvy structure of the Gimoly-Sukkozero belt of the Central Karelian domain of the Karelian Province of the Fennoscandian Shield. The metadacites are fine-grained rocks with porphyritic plagioclase phenocrysts in the epidote-muscovite-biotite-quartz-plagioclase matrix. The features of their chemical composition are the enrichment of Ba (900–1300 ppm), Sr (average 650 ppm), LREE (average (La/Yb)_n= 20; La = 38 ppm), and negative Nb and Ti anomalies on the spider diagram. The concordant zircon U–Pb age of the metadacite is 2735 ± 6 Ma (MSWD = 0.061). Whole-rock ε_Nd(t) values are +0.5 and +0.8 and the t_Nd(DM) are 2.83–2.85 Ga. Neoarchean metaandesites and metadacites, similar in composition, structural features, age and Nd isotope composition, are also present in other greenstone belts of both the Central Karelian domain and beyond. Metadacites are similar in age and geochemistry to the granitoid varieties of the sanukitoid series of the Karelian province but differ from primitive sanukitoids in lower concentrations of MgO, Cr, Ni, alkalis, REE (especially LREE), Ba and Sr. They correspond to sanukitoids of the normally alkaline group (having an intermediate composition between the rocks of the tonalite-trondhjemite-granodiorite association and subalkaline sanukitoids) and, possibly, are their effusive analogues. In the Gimoly-Sukkozero belt, the polymictic conglomerates of the Sukkozero Formation (plagioclase porphyry pebbles, matrix, interlayers of biotite-quartz-plagioclase schists) have a similar composition and the detrital zircon U–Pb age about 2.75 Ga to the metadacites of the Mezhezero Formation. This may indicate sub-synchronous volcanism and sedimentation in this structure in the early Neoarchean.

关键词

volcanic rocks, sanukitoids, age, Neoarchean, U–Pb (CA-ID-TIMS) method, Gimoly series, Sm–Nd, Gimoly-Sukkozero belt, Central Karelian domain

全文:

Введение

Супракрустальные породы неоархея Карельской провинции (ранее гимольская серия) были детально геологически и петрографически описаны и закартированы в середине – второй половине ХХ века (Чернов, Стенарь, 1960; Чернов и др., 1970; Кратц, 1963; Харитонов и др., 1966; Хейсканен и др., 1977; Горьковец и др., 1991; Костомукшский…, 2015 и др). При этом для них только в последние годы стали появляться прецизионные геохронологические данные, что имеет принципиальное значение не только для разработки и коррекции стратиграфической шкалы раннего докембрия, но и для реконструкции условий неоархейского корообразования. Вопросы о возрасте и стратиграфической последовательности пород гимольской серии и о положении самой серии в общей стратиграфической шкале остаются до сих пор дискуссионными (Чернов и др., 1970; Горьковец и др., 1991; Богданов, Робонен, 2011; Негруца, 2011; Максимов и др., 2015; Костомукшский…, 2015).

Наиболее крупным фрагментом неоархейской коры в Карельской провинции является Центрально-Карельский домен (Лобач-Жученко и др., 2000б). Он сложен преимущественно гранитоидами, в основном гранит-мигматитами, субстратом которых являются породы тоналит-трондьемит-гранодиоритовой ассоциации (ТТГ), а жильным материалом – микроклинсодержащие гранитоиды (Геология…, 1969; Чекулаев, 1996). В отличие от соседних доменов – Водлозерского на юго-востоке и Западно-Карельского на западе, Центрально-Карельский домен сложен породами, U–Pb возраст которых по циркону, как правило, не превышает 2.78 млрд лет, а значения t_Nd(DM)= 2.85 млрд лет (Лобач-Жученко и др., 2000б; Ранний…, 2005).

Исключением являются мезоархейские метавулканиты на юго-западной границе домена (Ялонваара-Пертинъярвинская структура, 2.95–2.93 млрд лет; Мыскова и др., 2022; и зеленокаменный комплекс Коверо, 2.88 млрд лет; Huhma et al., 2012а), которые скорее должны относиться к Западно-Карельскому домену.

Неоархейские супракрустальные породы – вулканиты преимущественно средне-кислого состава и метаосадочные породы – присутствуют в субмеридиональных структурах и занимают не более 10% от площади Центрально-Карельского домена (рис. 1а). Наиболее крупными из них являются пояса Иломантси (Хатту) и Хедозеро-Большозеро-Нюкозерский на западе, Западно-Сегозерский, Парандовско-Пебозерский на востоке–северо-востоке и Гимольско-Суккозерский пояс, в состав которого входит структура оз. Мегриярви, на юге домена. В подчиненном количестве неоархейские супракрустальные породы присутствуют и в составе мезо-неоархейских зеленокаменных поясов в обрамлении домена: Тикшозерского на северо-восточной границе Центрально-Карельского домена с Беломорской провинцией и Костомукшского, Типасъярви, Кухмо, Таканен в Западно-Карельском домене вдоль западной границы с Центрально-Карельским доменом (рис. 1а).

Рис. 1. Схемы геологического строения: (а) Карельской гранит-зеленокаменной области Фенноскандинавского щита по (Лобач-Жученко и др., 2000б; Ранний…, 2005; Слабунов и др., 2011; Hölttä et al., 2012; Костомукшский…, 2015), с дополнениями авторов, (б) северной и центральной частей Гимольско-Суккозерского пояса по (Горьковец и др., 1991), данным Госгеолкарты 1965 г. (1 : 200000), 2015 г. (1 : 1000000) и полевым материалам авторов. Условные обозначения для рис. 1а: 1–7 – архей: 1 – нерасчлененные породы фундамента, преимущественно гранитоиды; 2 – санукитоиды (по Lobach-Zhuchenko et al., 2005; Heilimo et al., 2011): а, б – нормально-щелочная группа (а – в масштабе схемы, б – вне масштаба), в – умеренно-щелочная группа; 3 – области существенной переработки архейской коры в протерозое; 4–6 – метаморфизованные вулканогенные и осадочные породы зеленокаменных поясов с возрастом: 4 – 3.1–2.92 млрд лет, 5 – 2.88–2.74 млрд лет, 6 – 2.75–2.71 млрд лет; 7 – парагнейсовые пояса; 8 – протерозойские супракрустальные образования; 9 – палеозойские образования, 10 – тектонические структуры, в которых описаны Ba–Sr андезиты и дациты, 11 – границы доменов, 12 – государственная граница. На врезке деление Карельской провинции на домены по (Лобач-Жученко и др., 2000б). Положение санукитоидных интрузий по (Lobach-Zhuchenko et al., 2005; Ларионова и др., 2007; Егорова, 2014; Heilimo et al., 2010). Условные обозначения для рис. 1б: 1–7 – архей: 1 – нерасчлененные породы фундамента, преимущественно ТТГ и мигматиты по ним; 2 – мигматизированные Bt-гнейсы; 3 – неоархейские интрузии плагиомикроклиновых гранитов и гранодиоритов; 4–7 – метаморфизованные вулканогенные и осадочные породы Гимольско-Суккозерского пояса: 4 – подушечные лавы метабазальтов (контокская серия по (Горьковец и др., 1991)); 5–7 – “гимольская серия” (“паданская толща” по (Максимов и др., 2015)): 5 – полимиктовые конгломераты (суккозерская свита), 6 – метавулканиты андезит-дацитового и риодацитового состава с прослоями метаосадочных пород (межезерская свита), 7 – преимущественно метаосадочные хемогенные (в том числе магнетитовые кварциты (BIF)) и терригенные породы (костомукшская и кадиозерская (сурлампинская) свиты); 8 – дайки и интрузии габбро; 9 – протерозойские супракрустальные образования; 10 – четвертичные образования; 11 – элементы залегания: а – слоистости, б – кристаллизационной сланцеватости и гнейсовидности; 12а – кристаллизационная сланцеватость, 12б – предполагаемые линии разломов. Кружком отмечено место отбора геохронологической пробы.

Согласно стратиграфической шкале (Общая…, 2002), супракрустальные породы с возрастами в интервале 2800–2500 млн лет относятся к гимольской серии гимольского надгоризонта верхнего лопия (неоархея – в международной стратиграфической шкале). Стратотипическими районами развития гимольской серии считаются Костомукшская и Гимольско-Суккозерская структуры, в строении которых исторически выделялись суккозерская, межезерская, костомукшская и кадиозерская (сурлампинская) свиты (рис. 2а). Позднее по результатам деятельности Региональной межведомственной стратиграфической комиссии по Северо-Западу России (1984–2010) (Богданов, Робонен, 2011) гимольская серия была отнесена к нижнему интервалу верхнего лопия (неоархея). Метаморфизованные вулканогенные и осадочные отложения Гимольско-Суккозерской структуры (суккозерская, межезерская и кадиозерская/сурлампинская свиты, которые ранее относились к гимольской серии) выделены в самостоятельную паданскую толщу, залегающую выше (рис. 2б), что вносит дополнительную путаницу при корреляции разрезов разных неоархейских структур. Такое расчленение верхнего лопия (неоархея) Карельской провинции легло в основу легенды и объяснительной записки к последней Госгеолкарте 1000/3 (Максимов и др., 2015).

Рис. 2. Варианты общей стратиграфической колонки и корреляции сводных стратиграфических разрезов неоархейских супракрустальных пород опорных районов: (а) на основе сопоставления современных геохронологических данных и представлений о геологическом строении района (Кратц, 1963; Чернов и др., 1970; Горьковец и др., 1991; Костомукшский…, 2015); (б) по результатам деятельности Региональной межведомственной стратиграфической комиссии по Северо-Западу России (1984–2010) (Богданов, Робонен, 2011) и на основе современной легенды к Госгеолкарте 1000/3 (Максимов и др., 2015). Ссылки в скобках указывают на источник геологических и геохронологических данных, на основании которых построены колонки.

Сама стратиграфическая последовательность неоархейских супракрустальных пород остается дискуссионной. По представлениям ряда исследователей (Кратц, 1963; Чернов и др., 1970; Горьковец и др., 1991; Слабунов и др., 2021), в основании разреза гимольской серии залегают полимиктовые базальные конгломераты (суккозерская свита) (рис. 2а), налегающие непосредственно на площадную архейскую кору выветривания (Горьковец и др., 1991; Костомукшский…, 2015). Согласно другой точке зрения (Харитонов и др., 1966; Хейсканен и др., 1977; Максимов и др., 2015), толща конгломератов завершает неоархейский вулканогенно-осадочный разрез, в частности в Гимольско-Суккозерской структуре (рис. 2б). В поясе Иломантси (Хатту) аналогичные полимиктовые конгломераты также отнесены к верхним частям разрезов неоархейских супракрустальных пород (Sorjonen-Ward, 1993).

Другой проблемой исследования неоархейских пород является не только недостаток, но и противоречивость изотопно-геохронологических данных, т.е. остаются неясными время и последовательность формирования пород гимольской серии – стратотипа позднего архея в стратиграфической шкале докембрия России. Эта проблема начала активно решаться в последние годы для неоархейских вулканитов и терригенных пород Центрально-Карельского домена и прилежащей восточной окраины Западно-Карельского домена (рис. 3).

Рис. 3. Схема корреляции U–Pb (по циркону) геохронологических данных для неоархейских вулканических и осадочных пород гимольского надгоризонта (левый столбец); для субвулканических и интрузивных пород (правый столбец), полученных: (а) классическим методом (TIMS), (б) SIMS, SHRIMP II, (в) SIMS, Nordsim, (г) LA-ICP-MS. Ссылки на источник данных: (Би, 77) – Бибикова и др., 1977; (Би, 06) – Бибикова и др., 2006; (Ку, 23) – Кучеровский и др., 2023; (ЛЖ, 00) – Лобач-Жученко и др., 2000а; (Ле, 00) – Левченков и др., 2000; (Ма, 15) – Максимов и др., 2015; (М, Л, 19) – Мыскова, Львов, 2019; (Мы, 20) – Мыскова и др., 2020; (М, Л, 22) – Мыскова, Львов, 2022; (Мы, 22) – Мыскова и др., 2022; (Са, 01) – Самсонов и др., 2001; (Сл, 21) – Слабунов и др., 2021; (Ч, 04) – Чекулаев и др., 2004; (Bi, 05) – Bibikova et al., 2005; (He, 11) – Heilimo et al., 2011; (Hu, 12) – Huhma et al., 2012а; (J, 23) – Jarvinen et al., 2023; (L, 16) – Lehtonen et al., 2016; (V, 93) – Vaasjoki et al., 1993. БП – Беломорская провинция. Названия пород указаны без приставки мета. Возраст приведен в млн лет.

Несмотря на неоднозначность некоторых геохронологических данных, становится очевидным, что неоархейский средне-кислый вулканизм на этапе 2.75–2.71 млрд лет имел широкое распространение на большой территории от восточной части Западно-Карельского домена до западной границы Беломорской провинции (рис. 1а). Так, близкие значения U–Pb возраста по циркону получены для метавулканитов Пастаярвинской структуры (2733 ± 9 млн лет, SIMS SRIMP II; Мыскова и др., 2022) и пояса Хатту (2754 ± 9 млн лет, TIMS; Vaasjoki et al., 1993) зеленокаменного пояса Иломантси юго-западной окраины Центрально-Карельского домена. Для порфироидов (метадацитов) Гимольско-Суккозерской структуры центральной части Центрально-Карельского домена получено сходное значение возраста 2749 ± 5 млн лет (TIMS, Левченков и др., 2000), однако эти данные не имеют точной геологической привязки, кроме указания принадлежности образца к кадиозерской свите района пос. Суккозеро. Близкие оценки возраста – 2.72–2.74 млрд лет (рис. 3) были получены для метавулканитов хизоваарской свиты Кичанской структуры Тикшозерского пояса на северо-западной границе Беломорской провинции с Центрально-Карельским доменом (Мыскова и др., 2022). Для цирконов из аналогичных по составу пород Хедозерско-Болшезерской структуры получены более молодые оценки возраста: ~2.71 млрд лет (SIMS SRIMP II; Мыскова, Львов, 2019), хотя ранее для дайки метариолита, секущей вулканиты Большезерской структуры, был получен возраст 2730 ± 5 млн лет (SIMS Nordsim; Самсонов и др., 2001). Столь же противоречивые данные получены при определении возраста Нюкозерской интрузии умереннощелочных пород в северной части структуры (рис. 3): 2709–2716 млн лет (SIMS Nordsim; Bibikova et al., 2005) и 2732 ± 4 млн лет (TIMS, Чекулаев и др., 2004). С другой стороны, в зеленокаменной структуре Таканен (Восточная Финляндия, к северу от пояса Суомуссалми; рис. 1а) были установлены неоархейские метадациты (2706 ± 4 млн лет, LA-ICP-MS; Jarvinen et al., 2023), близкие по возрасту к вулканитам Большезерской структуры. Однако метадациты Таканен отличаются от большезерских существенно меньшим содержанием K, Ba, Sr и легких редкоземельных элементов (Jarvinen et al., 2023).

Результаты изучения детритового циркона из метаосадочных пород поясов Западной Карелии (Финляндия) (Huhma et al., 2012а; Lehtonen et al., 2016) и матрикса полимиктовых конгломератов суккозерской свиты Гимольско-Суккозерского пояса Центрально-Карельского домена (Кучеровский и др., 2023) свидетельствуют о преобладании в источнике сноса неоархейских пород с возрастом около 2.75 млрд лет (рис. 2, 3). Такая же нижняя возрастная граница установлена для метаосадков Хедозерско-Большезерской структуры (Мыскова, Львов, 2019). Таким образом, можно предположить, что накопление терригенных толщ происходило близко по времени с вулканической активностью. Это подтверждается плохой сортировкой, слабой степенью изменения осадков и близостью их химического состава к таковому вулканитов (Чекулаев, Арестова, 2020; Кучеровский и др., 2023). Формирование осадочной толщи синхронно с кислым вулканизмом 2.76–2.74 млрд лет назад было установлено также для пород гимольской серии Костомукшского зеленокаменного пояса (Слабунов и др., 2021).

С другой стороны, на этом же этапе 2.74–2.71 млрд лет назад происходило становление санукитоидных интрузий на всем Карельском кратоне (рис. 1а). Установлено, что внедрение санукитоидов было после формирования ТТГ фундамента и толщи супракрустальных пород зеленокаменных поясов (Ранний..., 2005). Однако появление в последние годы новых геохронологических данных указывает на субсинхронность различных типов магматизма в Карельской гранит-зеленокаменной области в начале неоархея (рис. 3; Huhma et al., 2012а; Дмитриева и др., 2021). Близость неоархейских среднекислых вулканитов по возрасту и химическому составу к санукитоидам послужила основанием более детального сравнительного анализа пород этих двух серий, результаты которого приведены в данной работе.

Для уточнения времени проявления андезит-дацитового вулканизма в Центрально-Карельском домене, а также для его корреляции с другими геологическими событиями неоархея U–Pb (CA-ID-TIMS) методом было выполнено прецизионное определение возраста циркона из Ba–Sr метадацита межезерской свиты района оз. Мегриярви, где метавулканиты слагают центральную часть Гимольско-Суккозерского пояса (рис. 1).

Краткое геологическое строение района исследований

Структура Мегриярви является частью Гимольско-Суккозерского зеленокаменного пояса, расположенного в южной части Центрально-Карельского домена (рис. 1а, 1б). Пояс представляет собой узкую синклиналь меридионального простирания (Горьковец и др., 1991), прослеживаемую от восточного берега оз. Суккозеро через оз. Мегриярви до оз. Суоярви в виде прерывистой полосы шириной от 1 до 10 км. Пояс ограничен с запада и востока антиклинальными поднятиями, а местами осложнен и центральным поднятием фундамента (архейские гнейсовидные ТТГ и мигматиты по ним) и разбит на блоки разломами преимущественно СЗ простирания (рис. 1б). Слагающие пояс архейские супракрустальные породы метаморфизованы и смяты в серию мелких изоклинальных, иногда опрокинутых складок. Точное установление геологических границ и первичной природы пород внутри комплекса затруднено из-за наложенных структурно-метаморфических изменений и плохой обнаженности, что определяет наличие различных взглядов на внутреннее строение и стратиграфическую последовательность пород. По данным ряда исследователей (Чернов, Стенарь, 1960; Чернов и др., 1970; Кратц, 1963; Горьковец и др., 1991), в основании вулканогенно-осадочного комплекса Гимольско-Суккозерской структуры (ранее относимого к гимольской серии) залегает толща полимиктовых конгломератов, переслаивающихся с амфибол-биотитовыми и кварц-плагиоклаз-биотитовыми сланцами (суккозерская свита) (рис. 2а), в которых преобладает детритовый циркон с возрастом около 2.75 млрд лет (Кучеровский и др., 2023). В районе пос. Суккозеро описан непосредственный контакт конгломератов суккозерской свиты с подстилающей корой химического выветривания по гнейсо-гранодиоритам фундамента (Горьковец и др., 1991). Выше по разрезу толща конгломератов согласно перекрывается метавулканитами андезит-дацитового и риодацитового состава межезерской свиты с линзами и прослоями метатерригенных пород. Верхние части разреза представлены метаморфизованными хемогенными (включая BIF – железистые кварциты) и терригенными флишеподобными осадками костомукшской и кадиозерской (сурлампинской) свит (Горьковец и др., 1991). Ряд других исследователей (Харитонов и др., 1966; Хейсканен и др., 1977; Максимов и др., 2015) придерживается точки зрения о положении толщи полимиктовых конгломератов в верхних частях разреза (рис. 2б).

Литологические и фациальные разновидности пород архейского супракрустального комплекса района не выдержанны по простиранию. В западном крыле синклинали на восточном берегу оз. Гимольского полимиктовые конгломераты суккозерской свиты отсутствуют (рис. 1б), а в основании разреза установлена толща метабазальтов с реликтами подушечных текстур, отсутствующая в других частях структуры (Горьковец и др., 1991). Границы толщи не установлены. Метабазальты были отнесены к контокской серии (Горьковец и др., 1991) по аналогии с Костомукшской структурой. Такое сопоставление является не совсем однозначным, так как в Костомукшской структуре метабазальты контокской серии представлены метатолеитами и отделены от вышележащих пород гимольской серии структурным несогласием, корой химического выветривания и базальными конгломератами (рис. 2). Гимольские метабазальты отличаются от костомукшских более высокими содержаниями SiO₂ и щелочей (Горьковец и др., 1991) и по химическому составу ближе к неоархейским известково-щелочным андезибазальтам Хедозерско-Большезерской структуры (Мыскова и др., 2020). Поэтому нельзя исключать принадлежность метабазальтов к неоархейскому вулканогенному комплексу, по аналогии со строением поясов Иломантси и Хедозерско-Большезерского (рис. 2).

Породы архейского вулканогенно-осадочного комплекса секутся дайками габброидов и жилами неоархейских плагиомикроклиновых пегматоидных гранитов.

Методы исследования

Содержания породообразующих оксидов в породах определены методом РФА по стандартной методике; редкие и редкоземельные элементы (РЗЭ) измерены методом IСP-MS на приборах VRA-30 и ELAN-DRC-6100 соответственно в центральной аналитической лаборатории ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург). Калибровка измерений проводилась с использованием Rb, Re и In в качестве внутренних стандартов. Ошибка определения элементов Th, U, Lu, Yb, Er и Dy методом ICP-MS оценивается в 10–15%, для остальных редких элементов (Ti, Zr, Sr, Y) не более 5%.

U–Pb геохронологические и Sm–Nd изотопные исследования были выполнены в ИГГД РАН (г. Санкт-Петербург). Отобранные для U–Pb геохронологических исследований микронавески наиболее чистых и прозрачных кристаллов циркона (1–50 зерен) подвергались высокотемпературному отжигу в муфельной печи SNOL E5CC в керамических или кварцевых тиглях при 850°С в течение 48 ч (Mattinson, 2005) с последующей кислотной обработкой смесью 35% HF + 15% HNO₃ в пропорции 5 : 1 в течение 2–4 ч при температуре 180 или 220°С. После предварительной обработки циркон был проанализирован по стандартной методике (Krogh, 1973). Для изотопных исследований использован изотопный индикатор ²⁰²Pb–²³⁵U. Изотопные анализы выполнены на многоколлекторном масс-спектрометре TRITON TI в статическом и динамическом (при помощи счетчика ионов) режимах. Точность определения U/Pb отношений, а также содержаний U и Pb составила 0.5%. Холостое загрязнение не превышало 15 пг Pb и 1 пг U. Обработка экспериментальных данных проведена с использованием программ PbDAT и ISOPLOT (Ludwig, 1991, 2003). При расчете возрастов были использованы значения констант распада урана по (Steiger, Jager, 1976). Поправки на обычный свинец введены в соответствии с эволюционной моделью Стейси–Крамерса (Stacey, Kramers, 1975).

Химическое разложение проб и выделение Sm и Nd методом ионообменной хроматографии выполнено согласно методике, описанной в (Саватенков и др., 2004). Определение изотопного состава Sm и Nd проводилось на многоколлекторном твердофазном масс-спектрометре Triton T1 в статическом режиме. Воспроизводимость изотопных анализов контролировалась определением состава стандартов La Jolla и SRM_987. Измеренные отношения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd нормализованы к ¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd = 0.7219 и приведены к табличному значению стандарта La Jolla (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.511860). Среднее значение ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd в изотопном стандарте jNd-1 в период работы составило 0.512098 ± 0.000008 (2σ, n = 6). Уровень холостого опыта за время исследований равнялся 0.03–0.2 нг для Sm, 0.1–0.5 нг для Nd. Точность определения концентраций Sm и Nd составила ± 0.5%, изотопных отношений ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd ± 0.5%, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd ± 0.005% (2σ). Для расчета значений ε_Nd(t) использованы параметры для однородного хондритового резервуара на сегодняшний день: ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.512638 и ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = 0.1967 (Фор, 1989). Расчет модельного Sm–Nd возраста t_Nd(DM) выполнен согласно модели (DePaolo, 1981).

Краткая геологическая и геохимическая характеристика метадацитов озера Мегриярви

В районе оз. Мегриярви выходы метавулканитов межезерской свиты приурочены к полосе протяженностью до 15 км и шириной 5–7 км, ориентированной в субмеридиональном направлении (Мегриярвинская структура) и прослеживаемой на север почти до Гимольской зеленокаменной структуры (рис. 1б). Геологическое строение данного района, как и всей южной части Центрально-Карельского домена, было детально изучено С.Б. Лобач-Жученко с коллегами в 1963–1965 гг. под руководством К.О. Кратца. Из-за плохой обнаженности, неоднократных структурно-метаморфических преобразований, разнообразных процессов ультраметаморфизма (Геология…, 1969) размеры и количество выходов метавулканитов так же, как и их границы с окружающими гранитоидами, остаются неясными. Наблюдаются постепенные переходы метадацит-порфиров в порфиробластические гнейсы с реликтовой бластопорфировой структурой и гнейсогранитоиды в разных частях структуры (Геология…, 1969). В то же время здесь имеются выходы слабоизмененных пород. В одном из таких выходов (62°45'06.4" с.ш.; 32°23'13.6" в.д.) отобрана проба метадацита 13/14 для геохронологических исследований (рис. 1б).

Метадацит представляет собой плотную мелкозернистую породу с хорошо сохранившейся первичной структурой, выраженной наличием вкрапленников плагиоклаза размером 1–4 мм, составляющих от 5 до 20% породы, в эпидот-мусковит-биотит-кварц-плагиоклазовой основной массе (рис. 4).

Рис. 4. Микрофотографии шлифа метадацита Мегриярвинской структуры: в поляризованном (слева) и проходящем свете (справа).

По химическому составу изученные метавулканиты относятся к магнезиальным дацитам-трахидацитам повышенной щелочности: SiO₂= 64 мас.%; K₂O+Na₂O = 6.7–7.6 мас.%; K₂O/Na₂O = 0.9; #mg = 45–48 (табл. 1, рис. 5а, 5б, 8). Особенностью их химического состава является обогащение Ba (900–1300 мкг/г), Sr (в среднем 650 мкг/г), LREE (в среднем: (La/Yb)_n= 20, La = 38 мкг/г) и ярко выраженные Nb- и Ti-минимумы на спайдер-диаграммах (рис. 5в, 9).

Таблица 1. Содержания главных (мас. %) и редких (мкг/г) элементов в неоархейских средне-кислых вулканитах (1–7) зеленокаменных поясов Центрально-Карельского домена в сравнении с представительными анализами состава пород толщи полимиктовых конгломератов суккозерской свиты Гимольско-Суккозерского пояса (8, 9), а также со средними составами неоархейских ТТГ Центрально-Карельского домена (10) и санукитоидов среднекислого состава (SiO₂ > 55 мас.%) Карельской провинции (11, 12)

Район	Центрально-Карельский домен
Структура	Мегриярви		Сяргозеро	Ондозеро			Среднее для домена
Порода	Метавулканиты
№ п/п	1	2	3	4	5	6	7
№ пробы	13/14	15/14	37/14a	452е	935а-85	592	59/38*	Ст. откл.
SiO₂	64.08	64.26	65.44	60.8	66.75	68.69	65.29	2.55
TiO₂	0.45	0.51	0.41	0.71	0.41	0.39	0.54	0.16
Al₂O₃	17.61	16.50	18.12	17.35	17.24	16.37	16.41	1.30
FeO_tot	3.64	4.57	2.74	6.23	3.51	2.48	4.06	1.23
MnO	0.06	0.08	0.03	0.11	0.04	0.06	0.08	0.03
MgO	1.86	2.10	0.85	1.84	0.90	0.63	1.71	0.73
CaO	3.24	3.58	3.16	3.9	2.98	2.44	3.16	0.94
Na₂O	3.99	3.56	5.53	4.59	4.59	4.19	4.22	0.97
K₂O	3.58	3.19	1.96	2.43	2.44	3.01	2.72	0.84
P₂O₅	0.13	0.18	0.19	0.8	0.24	0.11	0.19	0.10
Ппп	0.99	0.97	1.35	1.11	0.88	0.12	1.02	0.18
mg#	0.48	0.45	0.36	0.35	0.31	0.31	0.42
Rb	92	107	39	102	61	79	100	35
Sr	641	671	836	1051	618	555	731	304
Ba	1290	910	1100	1621	1265	1003	1043	425
Y	14.9	16.5	5.95	35	13	11	12	8
Zr	104	181	155	282	290	221	182	128
Nb	7.23	6.71	4.82	12	3.48	8	11.4	7.0
Th	10	11	4.43	15	16	11	9.4	3.8
U	2.74	2.91	1.26		1.09		2.06	0.83
Cr	22.6	27.1	16.1		4.58		62	44
Ni	12.7	16	9.4		6.11		25	18
V	76.9	87.4	41.3		36.1		80	27
La	35.8	39.1	31.3		79.2		30.0	17.1

Район	Центрально-Карельский домен
Структура	Мегриярви		Сяргозеро	Ондозеро			Среднее для домена
Порода	Метавулканиты
№ п/п	1	2	3	4	5	6	7
№ пробы	13/14	15/14	37/14a	452е	935а-85	592	59/38*	Ст. откл.
Ce	70.6	70.6	61.5		156		56.0	32.5
Pr	8.33	8.74	7.86		16.7		9.7	3.46
Nd	30.6	33.5	28.9		62.9		23.8	12.7
Sm	4.75	4.64	5.07		8.38		4.23	1.47
Eu	1.48	1.38	1.58		1.39		1.10	0.30
Gd	3.82	4.4	3.55		6.99		4.28	1.30
Tb	0.54	0.58	0.38		0.63		0.40	0.10
Dy	2.66	2.9	1.2		2.77		2.21	0.56
Ho	0.5	0.54	0.18		0.43		0.37	0.12
Er	1.57	1.50	0.41		1.08		1.02	0.39
Tm	0.25	0.20	0.05		0.14		0.15	0.06
Yb	1.24	1.51	0.29		0.90		0.98	0.44
Lu	0.20	0.23	0.03		0.15		0.16	0.07
РЗЭ	162	170	142		338		134
Sr/Y	43	41	141	30	48	51	89
(La/Yb)_n	20	18	74		60		21
Eu/Eu*	1.04	0.93	1.09		0.54		0.79
K₂O/Na₂O	0.90	0.90	0.35	0.53	0.53	0.72	0.64
K₂O+Na₂O	7.6	6.7	7.5	7.0	7.0	7.2	6.9
Ссылка	1	1	1	1	1	1	2

Район	Центрально-Карельский домен				Карельская провинция
Структура	Суккозеро		Среднее		Среднее
Порода	Конгломераты		ТТГ		Санукитоиды
Порода	Прослой bt-qtz-pl- сланца	Галька плагио-порфира	ТТГ		Умереннощелочные		Нормальнощелочные
	8	9	10		11		12
№ пробы	430/1	С2013с	72/64*	Ст. откл.	186/146/49**	Ст. откл.	242/238/73**	Ст. откл.
SiO₂	66.14	64.29	68.87	2.65	62.31	4.40	65.1	2.64
TiO₂	0.59	0.47	0.34	0.14	0.52	0.20	0.50	0.13
Al₂O₃	15.96	15.91	16.25	1.18	15.85	0.96	15.7	0.59
FeO_tot	4.39	6.05	2.82	1.05	4.46	1.71	4.1	1.05
MnO	0.08	0.11	0.05	0.04	0.12	0.29	0.09	0.05
MgO	1.80	2.06	0.94	0.57	2.78	1.59	2.4	0.86
CaO	2.85	2.65	3.08	0.61	3.37	1.60	3.6	0.93
Na₂O	3.39	4.58	4.73	0.77	5.26	1.01	4.4	0.62
K₂O	2.68	2.07	1.72	0.68	3.57	0.98	2.6	0.59
P₂O₅	0.17	0.22	0.13	0.07	0.25	0.10	0.21	0.08
Ппп	1.40	0.68	0.77	0.34	0.80	0.27	1.2	0.50
mg#	0.42	0.38	0.35		0.50		0.49
Rb	82	74	55	29	93	28	88	25

Район	Центрально-Карельский домен				Карельская провинция
Структура	Суккозеро		Среднее		Среднее
Порода	Конгломераты		ТТГ		Санукитоиды
Порода	Прослой bt-qtz-pl- сланца	Галька плагио-порфира	ТТГ		Умереннощелочные		Нормальнощелочные
	8	9	10		11		12
Sr	733	621	571	143	1214	397	711	188
Ba	1240	842	705	472	1765	577	1062	270
Y	12.7	18.2	8.5	4.2	19	7.5	13	3.6
Zr	129	162	151	77	171	75	143	43
Nb	4.96	5.11	6.2	3.6	9.47	4.3	7.0	2.8
Th	11.0	14.1	8.9	6.3	12.3	8.8	8.5	3.2
U	2.16	3.56	0.52	0.42	2.4	1.7	1.6	1.0
Cr	153	78	73	39	98	75	71	35
Ni	55	61	22	10	41	27	29	19
V	111	101	58	28	96	48	76	29
La	49.2	65.3	30.5	22.0	68.6	38.2	27.0	9.93
Ce	88.1	102	56.1	37.2	148	81.7	51.7	19.4
Pr	10.1	14.8	2.25	1.14	19.8	8.74	6.86	1.46
Nd	39.5	55.3	23.9	15.3	67.0	34.1	22.8	9.51
Sm	6.34	9.54	3.81	2.12	10.8	5.43	4.05	1.52
Eu	1.47	1.85	0.87	0.46	2.75	1.31	0.87	0.42
Gd	5.20	6.38	1.33	0.89	8.59	3.85	3.84	0.94
Tb	0.57	0.71	0.38	0.19	0.87	0.39	0.41	0.14
Dy	2.60	3.28	0.86	0.69	3.67	1.41	2.16	0.59
Ho	0.49	0.62	0.15	0.12	0.59	0.22	0.38	0.10
Er	1.09	1.66	0.43	0.34	1.51	0.57	1.00	0.30
Tm	0.19	0.24	0.06	0.05	0.21	0.11	0.14	0.04
Yb	1.21	1.50	0.37	0.17	1.17	0.45	0.92	0.28
Lu	0.17	0.23	0.07	0.05	0.16	0.04	0.15	0.05
РЗЭ	206	263	121		334		122
Sr/Y	58	34	82		60		57
(La/Yb)_n	28	31	57		32		23
Eu/Eu*	0.77	0.68	0.96		0.79		0.82
K₂O/Na₂O	0.79	0.45	0.36		0.71		0.59
K₂O+Na₂O	6.1	6.7	6.4		8.8		7.0
Ссылка	1	3	4		5		6

Примечание. Ссылки: 1 – настоящая работа, 2 – Чекулаев и др., 2018; 3 – Кучеровский и др., 2023; 4 – Чекулаев и др., 2022; 5 – умереннощелочные санукитоиды, массивы: Панозеро, Шаравалампи, Сяргозеро, Хаутаваара, Эльмус, Хижъярви, Бергаул – данные авторов, частично опубликованные в (Lobach-Zhuchenko et al., 2005, 2008; Бибикова и др., 2006; Егорова, Лобиков, 2013; Егорова, 2014), а также (Дмитриева, 2012, 2015; Дмитриева и др., 2021; Слюсарев и др., 2001); Пяозеро, Бергаул (Ларионова и др., 2007); 6 – нормальнощелочные санукитоиды, массивы: Кургенлампи, Нюк, Тулос, Ялонваара, Чалка – данные авторов, частично опубликованные в (Чекулаев и др., 2004; Лобач-Жученко и др., 2005; Егорова, 2014), а также Дмитриева и др., 2021 (Чалка); Большозеро (Самсонов и др., 2001), Восточная Финдляндия: Арола, Лосо, Иломантсиъярви, Сисманъярви, Куйттила, Тасанваара, Койтере, Куусамо, Каапинсалми – по (O’Brien et al., 1993; Halla, 2005; Käpyaho, 2006; Heilimo et al., 2011). (*) – соотношение количества анализов на содержание главных и редких элементов, (**) – главных/редких/редкоземельных элементов, используемых для расчета средних значений.

Рис. 5. Парные диаграммы, показывающие геохимические особенности метадацитов Мегриярви в сравнении с неоархейскими метавулканитами других зеленокаменных структур Центрально-Карельского домена и Тикшозерского пояса, а также с полями составов архейских пород Карельской провинции: мезоархейских вулканитов среднекислого состава, архейских ТТГ и санукитоидов. Источники данных: структура Мегриярви (Гимольско-Суккозерский пояс), Сяргозерская структура (Западно-Сегозерский пояс), Ондозерская структура (табл. 1, данные авторов); пояс Хатту (O’Brien et al., 1993); Пастаярвинская структура (Мыскова и др., 2022); Хедозерско-Большезерский пояс (Мыскова и др., 2020); Тикшозерский пояс (Мыскова и др., 2022; Myskova et al., 2024); среднекислые вулканиты мезоархея Западно-Карельского и Водлозерского доменов по (Чекулаев и др., 2018; неопубликованные данные); ТТГ по (Чекулаев и др., 2022; неопубликованные данные); ссылки на источники данных о составе санукитоидов даны в примечании к табл. 1.

Результаты U–Pb изотопно-геохронологических исследований

Циркон из метадацита (проба 13/14) Мегриярвинской структуры представлен идиоморфными и субидиоморфными призматическими и коротко-призматическими кристаллами, облик которых определяется комбинацией призм {100}, {110} и дипирамид {101}, {111}, {211} (рис. 6, I–IV). Зерна непрозрачные и полупрозрачные, редко прозрачные, светло-коричневого цвета. Наиболее прозрачные кристаллы сконцентрированы преимущественно в мелких размерных фракциях. Кристаллы часто содержат метамиктные центральные зоны мощностью до 80%. Циркон характеризуется сравнительно слабой люминесценцией и тонкой осцилляторной зональностью (рис. 6, V–VIII).

Рис. 6. Микрофотографии кристаллов циркона из метадацита (пр. 13/14) Мегриярвинской структуры, выполненные на СЭМ TESCAN VEGA 3 в режимах вторичных электронов (I–IV) и катодолюминесценции (V–VIII).

Для U–Pb геохронологических исследований выбраны наиболее “чистые” и прозрачные кристаллы из размерной фракции 50–75 мкм, подвергнутые “химической абразии” – предварительному высокотемпературному отжигу в течение 48 ч при T = 850°C и последующей кислотной обработке с экспозицией от 2 до 4 ч при температуре 180 или 220°C (табл. 2). В результате “химической абразии” циркон интенсивно растворялся и фрагментировался. Полученный после кислотной обработки остаток циркона характеризуется низким содержанием примесного “обыкновенного” свинца и конкордантным или незначительно дискордантным (D < 2%) возрастом (табл. 2, рис. 7). Конкордантная оценка возраста по точке 4 соответствует 2735 ± 6 млн лет (СКВО = 0.061, вероятность 0.81). Точки изотопного состава циркона 1–4 образуют дискордию, верхнее пересечение которой с конкордией соответствует 2736 ± 2 млн лет (СКВО = 1.5, нижнее пересечение практически отвечает нулю).

Таблица 2. Результаты U–Pb изотопных исследований циркона

№ п/п	Размерная фракция (мкм) и хар-ка циркона	U/ Pb	Изотопные отношения					Rho	Возраст, млн лет
№ п/п	Размерная фракция (мкм) и хар-ка циркона	U/ Pb	²⁰⁶Pb/ ²⁰⁴Pb	²⁰⁷Pb/ ²⁰⁶Pb^a	²⁰⁸Pb/ ²⁰⁶Pb^a	²⁰⁷Pb/ ²³⁵U	²⁰⁶Pb/ ²³⁸U		²⁰⁷Pb/ ²³⁵U	²⁰⁶Pb/ ²³⁸U	²⁰⁷Pb/ ²⁰⁶Pb
1	50–75, 49 з., ВО, кисл.обр. = 2.0 (220°C)	1.59	986	0.1896±1	0.1872±1	13.6598±205	0.5224±5	0.95	2726±4	2710±3	2739±1
2	50–75, 44 з., ВО, кисл.обр. = 4.0 (180°C)	1.62	1464	0.1894±1	0.1800±1	13.4781±270	0.5161±10	0.98	2714±5	2683±5	2737±1
3	50–75, 1 з., ВО, кисл.обр. = 4.0 (180°C)	1.59	168	0.1891±6	0.1721±1	13.9077±695	0.5334±16	0.75	2743±14	2756±8	2734±5
4	50–75, 41 з., ВО, кисл.обр. = 4.0 (180°C)	1.62	6797	0.1892±1	0.1702±1	13.7803±139	0.5282±5	0.97	2735±3	2734±3	2736±1

Примечание. ^а – изотопные отношения, скорректированные на бланк и обычный свинец; Rho – коэффициент корреляции ошибок отношений ²⁰⁷Pb/²³⁵U–²⁰⁶Pb/²³⁸U; ВО – высокотемпературный отжиг циркона; кисл. обр. = 3.0 – кислотная обработка циркона с заданной экспозицией (часы) и температурой (°C). Величины ошибок (2σ) соответствуют последним значащим цифрам.

Рис. 7. Диаграмма с конкордией для циркона из метадацита (проба 13/14) Мегриярвинской структуры. Номера точек соответствуют номерам в табл. 2.

Морфологические особенности и внутреннее строение кристаллов свидетельствуют о магматическом происхождении изученного циркона. Полученное значение возраста (2735 ± 6 млн лет) можно считать наиболее точной оценкой возраста кристаллизации метадацита (проба 13/14) Мегриярвинской структуры.

Результаты Sm–Nd изотопных исследований

Измерения изотопного состава Sm и Nd выполнены для двух образцов метадацитов Мегриярвинской структуры Гимольско-Суккозерского пояса и близкого по составу образца метадацита Сяргозерской структуры Западно-Сегозерского пояса (табл. 3). Для удобства сравнения значения ε_Nd(t) рассчитаны на полученный возраст для метадацитов Мегриярви – 2735 млн лет. Для метадацитов Мегриярви значения ε_Nd(2.735) = +0.5 и +0.8 и немного ниже для метадацита Сяргозера – ε_Nd(2.735) = –0.2. Рассчитанный модельный возраст (по модели DePaolo, 1981) для метадацитов Мегриярви и Сяргозера равен 2.83–2.85 и 2.91 млрд лет соответственно (табл. 3). В табл. 3 дополнительно приведен Sm–Nd изотопный состав матрикса неоархейских полимиктовых конгломератов Гимольско-Суккозерского пояса, для которых неоархейские метадациты предполагаются в качестве источника обломочного материала (Кучеровский и др., 2023). Для матрикса конгломерата получен слегка более молодой модельный возраст – 2.78 млрд лет и более высокое значение ε_Nd(2.735) = +1.4, в сравнении с метадацитами.

Таблица 3. Sm–Nd изотопные данные для метадацитов и матрикса полимиктовых конгломератов неоархейских Западно-Сегозерского (1) и Гимольско-Суккозерского (2–4) зеленокаменных поясов Центрально-Карельского домена

№ п/п	№ обр.	Порода	Район	Sm, мкг/г	Nd, мкг/г	¹⁴⁷Sm/ ¹⁴⁴Nd	¹⁴³Nd/ ¹⁴⁴Nd	ɛ_Nd (2.735)	t_Nd(DM), млрд лет
1	37/14а	метадацит	оз. Сяргозеро	5.30	30.4	0.1052	0.510976	–0.2	2.91
2	13/14	метадацит	оз. Мегриярви	4.79	28.4	0.1021	0.510958	+0.5	2.85
3	15/14	метадацит	оз. Мегриярви	5.59	33.1	0.1021	0.510971	+0.8	2.83
4	С2013	матрикс конгломерата	пос. Суккозеро	6.10	41.3	0.0898	0.510780	+1.4	2.78

Обсуждение результатов

Сравнение составов метадацитов структуры Мегриярви с составами неоархейских среднекислых метавулканитов поясов западной (Хедозеро-Большозеро, Иломантси) и восточной (Сяргозеро, Ондозеро, Тикшозеро) окраин Центрально-Карельского домена показало их большое сходство (табл. 1, рис. 5, 8–10). Неоархейские метаандезиты и метадациты существенно отличаются от мезоархейских аналогов более высокими концентрациями щелочей (особенно К), Ba и Sr (рис. 5, 8). Для архейских магматических пород одновременное обогащение Ba (> 500 мкг/г) и Sr (>500 мкг/г) является уникальной спецификой санукитоидной серии, в частности отличающей ее от пород ТТГ-ассоциации (Halla et al., 2009; Moyen, 2020). Изначально к санукитоидной серии архея были отнесены не только магнезиальные гранитоиды, обогащенные щелочами, крупноионными литофильными и легкими редкоземельными элементами, но и комплементарные по возрасту и составу вулканиты провинции Сьюпериор Канадского щита (Shirey, Hanson, 1984), позднее эта связь была показана и для санукитоидов Бунделкхандского кратона в Индии (Slabunov, Singh, 2020).

Рис. 8. Соотношение содержаний главных элементов и магнезиальности относительно SiO2 для неоархейских метавулканитов среднекислого состава Центрально-Карельского домена и Тикшозерского пояса. Для сравнения показаны поля составов архейских пород Карельской провинции: мезоархейских вулканитов среднекислого состава, архейских ТТГ и санукитоидов Карельской провинции. Источники данных те же, что и на рис. 5.

Рис. 9. Спектры распределения редких и редкоземельных элементов в неоархейских метаандезидацитах, метадацитах и метаграувакках зеленокаменных поясов Центрально-Карельского домена и обрамления, содержания нормированы на таковые в хондрите СI (а, в) и примитивной мантии (б, г) по (Sun, McDonough, 1989). Для сравнения показаны поля составов неоархейских санукитоидов и ТТГ Центрально-Карельского домена. 1–3 – Ba–Sr метаандезидациты и метадациты: 1, 2 – Мегриярвинская структура Гимольско-Суккозерского пояса (1 – обр. 13/14, 2 – обр. 15/14, табл. 1), 3 – поле составов поясов: Иломантси (Хатту и Пастаярвинская структуры), Хедозерско-Большезерского, Западно-Сегозерского (Сяргозерская структура), Тикшозерского; 4, 5 – метаосадочные породы: 4 – матрикс полимиктовых конгломератов Гимольско-Суккозерского пояса (Кучеровский и др., 2023), 5 – средний состав метаграувакк по (Чекулаев, Арестова, 2020). Источники данных для вулканитов, ТТГ и санукитоидов те же, что и на рис. 5. Сокращения: санукитоиды УЩ – санукитоиды умереннощелочные, санукитоиды НЩ – санукитоиды нормальнощелочные.

Рис. 10. Диаграмма εNd(t)–возраст для неоархейских метаандезидацитов и метадацитов Центрально-Карельского домена и Тикшозерского пояса, а также матрикса полимиктовых конгломератов Гимольско-Суккозерского пояса. Для сравнения показаны поля составов неоархейских санукитоидов и области эволюции изотопного состава неодима архейских ТТГ Карельской провинции. Источники данных для метавулканитов и конгломератов: структуры Мегриярви, Сяргозеро, конгломераты суккозерской свиты – табл. 3; пояс Хатту (Huhma et al., 2012б); Пастаярвинская структура (Мыскова, Львов, 2022); Хедозерско-Большезерский пояс (Мыскова и др., 2020); Тикшозерский пояс (Мыскова и др., 2022). Поля санукитоидов оконтурены на основании данных из работ (Лобач-Жученко и др., 2000б; Самсонов и др., 2004; Ларионова и др., 2007; Егорова, Лобиков, 2013; Halla, 2005; Kovalenko et al., 2005; Käpyaho et al., 2006; Mikkola et al., 2011; Heilimo et al., 2013). Области эволюции изотопного состава неодима в ТТГ разного возраста архейских доменов Карельской провинции построены для России по данным авторов; для районов Финляндии: Иисалми, Западно-Карельского домена (Кухмо, Суомуссалми, Коиллисмаа) и Центрально-Карельского домена (Иломантси) – по (Huhma et al., 2012b). Сокращения: ВД – Водлозерский домен, ЗКД – Западно-Карельский домен, ЦКД – Центрально-Карельский домен.

Санукитоиды – это первые в геологической истории Карельской провинции породы повышенной щелочности. По степени обогащения щелочами, крупноионными литофильными и легкими редкоземельными элементами они делятся на умереннощелочную и нормальнощелочную группы (Егорова, 2014). Последняя имеет промежуточный состав между ТТГ и умереннощелочными санукитоидами (рис. 5, 8, 9). Сравнение состава неоархейских средне-кислых метавулканитов с составом гранитоидных разностей пород (SiO₂> 55 мас.%) санукитоидной серии Карельской провинции (табл. 1, рис. 5, 8, 9) показало, что большая часть неоархейских метавулканитов близки по химическому составу, в том числе по содержанию щелочей, Ba (500–1500 мкг/г) и Sr (500–1000 мкг/г), к нормальнощелочной группе санукитоидов. Неоархейские ТТГ Центрально-Карельского домена также показывают повышенные концентрации Ba и Sr (табл. 1), что отличает их от мезоархейских ТТГ (Чекулаев и др., 2022). Из этого следует, что обогащение Ba и Sr характерно для всего спектра неоархейских средне-кислых магматических пород Центрально-Карельского домена.

Санукитоиды умереннощелочной группы (Егорова, 2014) отличаются существенно более высокими концентрациями Ba (до 3500 мкг/г) и Sr (до 2500 мкг/г), а также щелочей, особенно К, и легких РЗЭ (табл. 1, рис. 5, 8, 9).

Другим отличием санукитоидов от ТТГ является более высокое содержание MgO, Cr, Ni и индекс #mg (Shirey, Hanson, 1984; Moyen, 2020). Анализ составов различных архейских средне-кислых магматических пород Карельской гранит-зеленокаменной области показал (табл. 1, рис. 8), что в среднем в санукитоидах содержания MgO, Cr, Ni и индекс #mg выше, чем в вулканитах и ТТГ, но эти параметры сильно варьируют, и в общем поле составов различия не являются столь очевидными (рис. 8).

Спектры распределения редких и редкоземельных элементов в неоархейских метадацитах рассматриваемых зеленокаменных поясов очень похожи на спектры составов неоархейских санукитоидов и ТТГ Центрально-Карельского домена (рис. 9). Для всех рассмотренных пород характерно обогащение крупноионными литофильными элементами (K, Ba, Sr) и легкими РЗЭ, минимумы по высокозарядным элементам (Nb, Zr, Hf, Ti) и P; Eu-аномалия отсутствует или выражена слабо. Однако очевидно, что умереннощелочные санукитоиды на порядок больше обогащены РЗЭ (особенно легкими), Ba и Sr, хотя наблюдается перекрытие в области составов санукитоидов и Ba–Sr вулканитов (рис. 9).

Рассмотренные неоархейские Ba–Sr вулканиты разных тектонических структур Центрально-Карельского домена и Тикшозерского пояса также имеют сходный изотопный состав неодима (рис. 10). На диаграмме ε_Nd(t)–возраст большая часть вулканитов попадает в поле эволюции составов неоархейских ТТГ Центрально-Карельского домена. Для вулканитов пояса Хатту наблюдается более широкий разброс значений ε_Nd(2.74) от –2.6 до +1.3 (Huhma et al., 2012b). Сравнение значений ε_Nd(t) для неоархейских вулканитов с полем составов санукитоидов (рис. 10) также показало их сходство с нормальнощелочной группой. Умереннощелочные санукитоиды характеризуются менее радиогенным изотопным составом неодима. В целом как вулканиты, так и санукитоиды в основной массе имеют невысокие положительные значения ε_Nd(t) и вместе с ТТГ характеризуют неоархейский этап формирования новой континентальной коры. При этом в составе и тех, и других присутствуют породы с пониженными значениями ε_Nd(t), что может свидетельствовать о контаминации древним коровым материалом. Стоит иметь в виду, что при широкой вариации значений ε_Nd(t) отклонение в область положительных и/или отрицательных значений может быть обусловлено нарушением Sm–Nd изотопной системы породы, как это было показано для сумийских базальтовых андезитов в (Арестова и др., 2023).

Подводя итог сравнительного анализа, можно заключить, что неоархейские Ba–Sr средне-кислые вулканиты зеленокаменных структур Центрально-Карельского домена и Тикшозерского пояса сопоставимы по возрасту, химическому и Sm–Nd изотопному составу с нормальнощелочной группой санукитоидов Карельской провинции и, возможно, являются их эффузивными аналогами. И те, и другие можно считать переходным типом пород между ТТГ и умереннощелочной группой санукитоидов, что может отражать близкое по времени плавление гетерогенной литосферы на разных уровнях и смешение в разных пропорциях вещества из обогащенного мантийного и необогащенного корового источников. Ba–Sr средне-кислые вулканиты отличаются от санукитоидов большим разбросом значений индекса магнезиальности и меньшими концентрациями Cr и Ni, что может быть связано как с большей степенью фракционирования первичной магмы, так и с изначально меньшим вкладом мантийной компоненты.

Эти геохимические особенности, в том числе обогащение Ba и Sr, также характерны и для большинства неоархейских метатерригенных пород Карельской провинции (O’Brien et al., 1993; Чекулаев, Арестова, 2020; Слабунов и др., 2021) (рис. 9), в частности для толщи неоархейских полимиктовых конгломератов суккозерской свиты Гимольско-Суккозерского пояса (табл. 1, рис. 5, 8–10) (Кучеровский и др., 2023). В конгломератах в целом преобладают окатанные обломки ТТГ, но также в значительном количестве присутствуют деформированные обломки порфировидных пород, по структуре и химическому составу аналогичных неоархейским метадацитам (табл. 1; Кучеровский и др., 2023). Такие же породы образуют прослои мощностью до 1–2 м в толще конгломератов. Некоторые особенности их состава (значения индекса зрелости CIA < 55; Nesbitt, Young, 1982) и отрицательные значения функции DF(x) (Великославинский и др., 2013; Кучеровский и др., 2023) подтверждают их вулканическую природу. Близкие U–Pb оценки возраста циркона из толщи полимиктовых конгломератов суккозерской свиты и метадацитов межезерской свиты (рис. 2, 3), а также общие геохимические особенности и Sm–Nd изотопный состав пород (табл. 1, 3; рис. 5, 8–10) позволяют предположить субсинхронное формирование вулканитов межезерской свиты и терригенных пород суккозерской свиты Гимольско-Суккозерского пояса 2.75–2.73 млрд лет назад. Ранее аналогичный вывод был сделан для вулканитов и терригенных осадков гимольской серии Костомукшской структуры (Слабунов и др., 2021).

Близкие оценки времени формирования неоархейских вулканических и осадочных пород в разных структурах Карельской провинции (рис. 3) позволяют предположить формирование всего неоархейского супракрустального комплекса (ранее гимольской серии): конгломератов, вулканитов, хемогенных и терригенных осадков – параллельно в интервале 2.76–2.71 млрд лет назад в условиях внутрикратонного осадочного бассейна переменной глубинности при нерегулярной вулканической и тектонической активности.

О режиме внутриконтинентального бассейна свидетельствуют: 1) залегание неоархейских супракрустальных пород на площадных корах выветривания, переходящих в грубообломочные базальные комплексы конгломератов, гравелитов и граувакк; 2) субсинхронное осадконакопление и/или вулканизм на обширной территории: в западной, центральной и северо-восточной частях кратона.

Выводы

Возраст метадацитов межезерской свиты Мегриярвинской структуры Гимольско-Суккозерского пояса Центрально-Карельского домена Фенноскандинавского щита составляет 2735 ± 6 млн лет и согласуется с полученными ранее данными для северной части пояса.

Изученные метадациты Мегриярвинской структуры южной части Центрально-Карельского домена близки по возрасту, структурно-текстурным особенностям и составу к метавулканитам средне-кислого состава как западной (Иломантси, Хедозеро-Большозеро), так и восточной (Сяргозеро, Ондозеро) окраин Центрально-Карельского домена, а также Тикшозерского зеленокаменного пояса на северо-восточной границе Беломорской провинции с Центрально-Карельским доменом.

Проанализированные неоархейские метаандезидациты и метадациты существенно отличаются от мезоархейских и протерозойских аналогов, в первую очередь повышенными концентрациями Ba (500–1500 мкг/г) и Sr (250–1000 мкг/г). Для них также характерны обогащение щелочами, особенно К, легкими РЗЭ, минимумы Nb, Zr, Hf, Ti, P и отсутствующая или слабо выраженная Eu-аномалия на спайдер-диаграммах.

По возрасту, химическому и Sm–Nd изотопному составу они близки к нормальнощелочной группе санукитоидов Карельской провинции и могут являться их эффузивными аналогами. Однако они существенно отличаются от примитивных умереннощелочных санукитоидов более низкими концентрациями щелочей, особенно К, РЗЭ (особенно легких), Ba и Sr, а также MgO, Cr, Ni и индексом #mg.

Неоархейские Ba–Sr метаандезидациты и метадациты зеленокаменных поясов Центрально-Карельского домена имеют преимущественно положительные значения ε_Nd(t) и вместе с неоархейскими ТТГ и санукитоидами характеризуют неоархейский этап формирования новой континентальной коры.

Близкие возраст и геохимические особенности состава пород толщи полимиктовых конгломератов (плагиопорфировые гальки, матрикс, прослои биотит-кварц-плагиоклазовых сланцев) суккозерской свиты и метавулканитов межезерской свиты Гимольско-Суккозерского пояса могут указывать на субсинхронность вулканизма и осадконакопления в данной структуре в начале неоархея.

Источники финансирования. Работа выполнена в рамках Госзадания (тема FMUW-2022-0004 –FMUW -2025-0003) с использованием оборудования ЦКП “АИРИЗ” (Кузнецов и др., 2022).