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?

Cover Page

Cite item

Full Text

Abstract

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 εNd(t) values are +0.5 and +0.8 and the tNd(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.

Full Text

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 tNd(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 εNd(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 tNd(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

FeOtot

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

Прослой bt-qtz-pl- сланца

Галька

плагио-порфира

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

FeOtot

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

Прослой bt-qtz-pl- сланца

Галька

плагио-порфира

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

206Pb/

204Pb

207Pb/

206Pba

208Pb/

206Pba

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 εNd(t) рассчитаны на полученный возраст для метадацитов Мегриярви – 2735 млн лет. Для метадацитов Мегриярви значения εNd(2.735) = +0.5 и +0.8 и немного ниже для метадацита Сяргозера – εNd(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 εNd(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

ɛNd

(2.735)

tNd(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 εNd(t)–возраст большая часть вулканитов попадает в поле эволюции составов неоархейских ТТГ Центрально-Карельского домена. Для вулканитов пояса Хатту наблюдается более широкий разброс значений εNd(2.74) от –2.6 до +1.3 (Huhma et al., 2012b). Сравнение значений εNd(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 εNd(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 εNd(t), что может свидетельствовать о контаминации древним коровым материалом. Стоит иметь в виду, что при широкой вариации значений εNd(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 εNd(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).

×

About the authors

Y. S. Egorova

Institute of Precambrian Geology and Geochronology of the Russian Academy of Sciences

Author for correspondence.
Email: egorova@ipggras.ru
Russian Federation, Saint Petersburg

V. P. Chekulaev

Institute of Precambrian Geology and Geochronology of the Russian Academy of Sciences

Email: egorova@ipggras.ru
Russian Federation, Saint Petersburg

G. A. Kucherovsky

Institute of Precambrian Geology and Geochronology of the Russian Academy of Sciences

Email: egorova@ipggras.ru
Russian Federation, Saint Petersburg

A. A. Ivanova

Institute of Precambrian Geology and Geochronology of the Russian Academy of Sciences

Email: egorova@ipggras.ru
Russian Federation, Saint Petersburg

E. B. Salnikova

Institute of Precambrian Geology and Geochronology of the Russian Academy of Sciences

Email: egorova@ipggras.ru
Russian Federation, Saint Petersburg

Y. V. Plotkina

Institute of Precambrian Geology and Geochronology of the Russian Academy of Sciences

Email: egorova@ipggras.ru
Russian Federation, Saint Petersburg

N. A. Arestova

Institute of Precambrian Geology and Geochronology of the Russian Academy of Sciences

Email: egorova@ipggras.ru
Russian Federation, Saint Petersburg

References

  1. Арестова Н.А., Чекулаев В.П., Егорова Ю.С., Кучеровский Г.А. Сумийские базальты и базальтовые андезиты Карельской провинции Фенноскандинавского щита: геологическое положение, состав, условия образования // Геология и геофизика. 2023. Т. 64 (5). С. 619–644. https://doi.org/10.15372/GiG2022133.
  2. Бибикова Е.В., Бергман И.А., Грачева Т.В., Макарова В.А. Архейский возраст железорудных формаций Карелии // Геохронология и проблемы рудообразования. М.: Наука, 1977. С. 25–32.
  3. Бибикова Е.В., Арестова Н.А., Иваников В.В., Клаэссон С., Левченков О.А., Петрова А.Ю. Изотопная геохронология посттектонической ассоциации санукитоидов, сиенитов и гранитоидов в архее центральной Карелии // Петрология. 2006. № 1. С. 44–55.
  4. Богданов Ю.Б., Робонен В.И. Результаты деятельности Региональной межведомственной стратиграфической комиссии по Северо-Западу России // Геология Карелии от архея до наших дней. Материалы докладов Всероссийской конференции, посвященной 50-летию Института геологии Карельского научного центра РАН, Петрозаводск, 24–26 мая 2011 г. Петрозаводск: Институт геологии КарНЦ РАН, 2011. C. 56–65.
  5. Великославинский С.Д., Глебовицкий В.А., Крылов Д.П. Разделение силикатных осадочных и магматических пород по содержанию петрогенных элементов с помощью дискриминационного анализа // Докл. АН. 2013. Т. 453. № 3. С. 310–313.
  6. Геология и петрология гранито-гнейсовой области Юго-Западной Карелии. Ред. Кратц К.О. Л.: Наука, 1969. 226 с.
  7. Горьковец В.Я., Раевская М.Б., Володичев О.И., Голованова Л.С. Геология и метаморфизм железисто-кремнистых формаций. Л.: Наука, 1991. 173 с.
  8. Дмитриева А.В. Новые данные по геохимии и минералогии Сяргозерского умереннощелочного комплекса (Центральная Карелия) // Геология и полезные ископаемые Карелии. 2012. № 15. С. 102–115.
  9. Дмитриева А.В. Геохимические особенности интрузивных пород Эльмусской структуры и их рудоносность // Актуальные проблемы геологии докембрия, геофизики и геоэкологии. Материалы XXVI Молодежной научной конференции памяти А.П. Кратца и акад. Ф.П. Митрофанова. Петрозаводск, 2015. С. 89–92.
  10. Дмитриева А.В., Гордон Ф.А., Лепехина Е.Н., Загорная Н.Ю. Неоархейские гранитоиды Хаутаваарской структуры, Карелия: плавление гетерогенной литосферы аккреционного орогена // Петрология. 2021. Т. 29. № 3. С. 309–336. https://doi.org/10.31857/S0869590321020035
  11. Егорова Ю.С. Санукитоиды Фенно-Карельской провинции Балтийского щита: геология, состав, источники. Автореф. дисс. … канд. геол.-мин. наук. С.-Петербург, 2014. 209 с.
  12. Егорова Ю.С., Лобиков А.Ф. Изотопный состав свинца и неодима санукитоидов Карелии как свидетельство их гетерогенной природы // Докл. АН. 2013. Т. 453. № 2. С. 196–200.
  13. Костомукшский рудный район (геология, глубинное строение и минерагения). Отв. ред. Горьковец В.Я., Шаров Н.В. Петрозаводск: Карельский научный центр РАН, 2015. 322 c.
  14. Кратц К.О. Геология карелид Карелии. Л.: Наука, 1963. 210 с.
  15. Кузнецов А.Б., Зайцева Т.С., Сальникова Е.Б. Центр коллективного пользования “АИРИЗ” (ИГГД РАН, Санкт-Петербург): научное оборудование, основные направления исследований и результаты // Геодинамика и тектонофизика. 2022. Т. 13. № 2. 0584.
  16. Кучеровский Г.А., Чекулаев В.П., Кузнецов А.Б., Егорова Ю.С., Арестова Н.А., Зайцева Т.С., Адамская Е.В., Плоткина Ю.В. U–Pb возраст детритового циркона из матрикса раннедокембрийских полимиктовых конгломератов Центрально-Карельского домена Карельской провинции Фенноскандинавского щита // Докл. РАН. 2023. Т. 509. № 2. С. 24–35.
  17. Ларионова Ю.А., Самсонов А.В., Шатагин К.Н. Источники архейских санукитоидов (высоко-Mg субщелочных гранитоидов) Карельского кратона: Sm–Nd и Rb–Sr изотопно-геохимические данные // Петрология. 2007. Т. 15. № 6. С. 571–593.
  18. Левченков О.А., Богданов Ю.Б., Матреничев В.А., Саватенков В.М., Яковлева С.З., Макеев А.Ф. Новые данные о возрасте вулканитов лопия Карелии // Материалы 3-го Всероссийского совещания “Общие вопросы расчленения докембрия”. Апатиты, 2000. C. 143–145.
  19. Лобач-Жученко С.Б., Арестова Н.А., Милькевич Р.И. Левченков O.A., Сергеев C.А. Стратиграфический разрез Костомукшской структуры Карелии (верхний архей), реконструированный на основе геохронологических, геохимических и изотопных данных // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2000а. Т. 8. № 4. С. 319–326.
  20. Лобач-Жученко С.Б., Чекулаев В.П., Арестова Н.А., Левский Л.К., Коваленко А.В. Архейские террейны Карелии: их геологическое и изотопно-геохимическое обоснование // Геотектоника. 2000б. № 6. С. 26–42.
  21. Лобач-Жученко С.Б., Гусева Н.С., Коваленко А.В., Крылов И.Н. Геохимия и изотопный состав неодима позднеархейских высокомагнезиальных гранитоидов Костомукшского блока западной Карелии, Балтийский щит // Геохимия. 2005. № 6. С. 579–598.
  22. Максимов А.В., Богданов Ю.Б., Воинова О.А., Коссовая О.Л. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1: 1 000 000 (третье поколение). Серия Балтийская. Лист P-(35),36 – Петрозаводск. Объяснительная записка. СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2015. 400 с.
  23. Мыскова Т.А., Львов П.А. История формирования Хедозеро-Большозерской структуры Балтийского щита в свете новых геохимических и геохронологических данных // Труды Карельского НЦ РАН. 2019. № 10. С. 1–25.
  24. Мыскова Т.А., Львов П.А. Супракрустальные образования разновозрастных архейских зеленокаменных структур Карельского кратона Фенноскандинавского щита на границе со Свекофеннским блоком: состав, возраст, происхождение // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2022. Т. 30. № 1. С. 3–32.
  25. Мыскова Т.А., Милькевич Р.И., Львов П.А., Житникова И.А. Неоархейские вулканиты Хедозеро-Большозерской зеленокаменной структуры Центральной Карелии: состав, возраст и тектоническая обстановка // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2020. Т. 28. № 2. С. 3–32.
  26. Мыскова Т.А., Никонова А.С., Никонов К.А., Житникова И.А., Львов П.А. Кичанская островодужная система архея (новые геохимические и изотопно-геохронологические доказательства) // Труды Карельского научного центра РАН. 2022. № 5. С. 103–106. https://doi.org/10.17076
  27. Негруца В.З. Проблемы стратиграфии нижнего докембрия России (историко-методологический анализ) // Литосфера. 2011. № 1. С. 3–19.
  28. Общая стратиграфическая шкала нижнего докембрия России. Объяснительная записка. Ред. Митрофанов Ф.П., Негруца В.З. Апатиты, 2002. 13 с.
  29. Ранний докембрий Балтийского щита. Ред. Глебовицкий В.А. СПб.: Наука, 2005. 711 с.
  30. Саватенков В.М., Морозова И.М., Левский Л.К. Поведение изотопных систем (Sm–Nd, Rb–Sr, K–Ar, U–Pb) при щелочном метасоматозе (фенниты экзоконтакта щелочно-ультраосновной интрузии) // Геохимия. 2004. № 10. C. 1027–1049.
  31. Самсонов А.В., Берзин Р.Г., Заможняя Н.Г., Щипанский А.А., Бибикова Е.В., Кирнозова Т.И., Конилов А.Н. Процессы формирования раннедокембрийской коры Северо-Западной Карелии, Балтийский щит: результаты петрологических и глубинных сейсмических (профиль 4В) исследований // Глубинное строение и эволюция земной коры восточной части Фенноскандинавского щита: профиль Кемь–Калевала. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 2001. С. 109–143.
  32. Самсонов А.В., Бибикова Е.В., Ларионова Ю.О., Петрова А.Ю., Пухтель И.С. Магнезиальные гранитоиды (санукитоиды) Костомукшского района, Западная Карелия: петрология, геохронология и тектонические условия становления // Петрология. 2004. Т. 12. № 5. С. 495–529.
  33. Слабунов А.И., Хёлтта П., Шаров Н.В., Нестерова Н.С. 4-D модель формирования земной коры Фенноскандинавского щита в архее как синтез современных геологических данных // Геология Карелии от архея до наших дней. Материалы докладов Всероссийской конференции, посвященной 50-летию Института геологии Карельского научного центра РАН. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 2011. С. 13–21.
  34. Слабунов А.И., Нестерова Н.С., Егоров А.В., Кулешевич Л.В., Кевлич В.И. Геохимия, геохронология цирконов и возраст архейской железорудной толщи Костомукшского зеленокаменного пояса Карельского кратона Фенноскандинавского щита // Геохимия. 2021. Т. 66. № 4. С. 291–307. https://doi.org/10.31857/S0016752521040063
  35. Слюсарев В.Д., Кулешевич Л.В., Павлов Г.М., Лавров М.М., Земцов В.А. Субщелочной магматизм района Сяргозеро // Геология и полезные ископаемые Карелии. 2001. № 3. С. 66–86.
  36. Харитонов Л.Я. Структура и стратиграфия карелид восточной части Балтийского щита. М.: Недра, 1966. 359 с.
  37. Хейсканен К.И., Голубев А.И., Бондарь Л.Ф. Орогенный вулканизм Карелии // Тр. Ин-та геол. Карельск. фил. АН. СССР. 1977. Вып. 36. 216 с.
  38. Чекулаев В.П. Архейские гранитоиды Карелии и их роль в формировании континентальной коры Балтийского щита. Автореф. дисс. … докт. геол.-мин. наук. СПб., 1996. 42 с.
  39. Чекулаев В.П., Aрестова Н.А. Архейские метатерригенные осадочные породы Карельской провинции: геологическое положение, геохимия, источники сноса // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2020. Т. 28. № 4. С. 3–25.
  40. Чекулаев В.П., Баянова Т.Б., Арестова Н.А., Коваленко А.В., Левкович Н.В. О возрасте высоко-Mg гранитоидов Нюкозерского массива, Карелия // Докл. АН. 2004. Т. 394. № 1. С. 101–104.
  41. Чекулаев В.П., Арестова Н.А., Егорова Ю.С., Кучеровский Г.А. Изменение условий формирования коры Карельской провинции Балтийского щита при переходе от мезо- к неоархею: результаты геохимических исследований // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2018. Т. 26. № 3. С. 3–23.
  42. Чекулаев В.П., Арестова Н.А., Егорова Ю.С. Архейская тоналит-трондьемит-гранодиоритовая ассоциация Карельской провинции: геология, геохимия, этапы и условия образования // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2022. Т. 30. № 4. С. 3–21.
  43. Чернов В.М., Стенарь М.М. Стратиграфия карельских образований западной Карелии // Труды Карельского филиала АН СССР. 1960. Вып. 26. С. 29–45.
  44. Чернов В.М., Инина К.А., Горьковец В.Я., Раевская М.Б. Вулканогенные железисто-кремнистые формации Карелии. Петрозаводск, 1970. 284 с.
  45. Фор Г. Основы изотопной геологии. М.: Мир, 1989. 590 с.
  46. Bibikova E., Petrova A., Claesson S. The temporal evolution of sanukitoids in the Karelian Craton, Baltic Shield: an ion microprobe U–Th–Pb isotopic study of zircons // Lithos. 2005. V. 79. P. 129–145.
  47. DePaolo D.J. Neodimium isotopes in the Colorado Front Range and crust–mantle evolution in the Proterozoic // Nature. 1981. V. 291. P. 684–687.
  48. Halla J. Late Archean high-Mg granitoids (sanukitoids) in southern Karelian Domain, eastern Finland: Pb and Nd isotopic constraints on crust–mantle interactions // Lithos. 2005. V. 79. P. 161–178.
  49. Halla J., van Hunen J., Heilimo E., Hölttä P. Geochemical and numerical constraints on Neoarchean plate tectonics // Precambrian Res. 2009. V. 174. P. 155–162.
  50. Heilimo E., Halla J., Hölttä P. Discrimination and origin of the sanukitoid series: geochemical constraints from the Neoarchean western Karelian Province (Finland) // Lithos. 2010. V. 115. P. 27–39.
  51. Heilimo E., Halla J., Huhma H. Single-grain zircon U–Pb age constraints of the western and eastern sanukitoid zones in the Finnish part of the Karelian Province // Lithos. 2011. V. 121. P. 87–99.
  52. Heilimo E., Halla J., Andersen T., Huhma H. Neoarchean crustal recycling and mantle metasomatism: Hf–Nd–Pb–O isotope evidence from sanukitoids of the Fennoscandian shield // Precambrian Res. 2013. V. 228. P. 250–266.
  53. Hölttä P., Heilimo E., Huhma H., Kontinen A., Mertanen S., Mikkola P., Paavola J., Peltonen P., Semprich J., Slabunov A., Sorjonen-Ward P. The Archaean of the Karelia Province in Finland // Geol. Surv. Finland. Spec. Pap. 2012. V. 54. P. 21–73.
  54. Huhma H., Manttari I., Peltonen P., Kontinen A., Halkoaho T., Hanski E., Hokkanen T., Hölttä P., Juopperi H., Konnunaho J., Layahe Y., Luukkonen E., Pietikäinen K., Pulkkinen A., Sorjonen-Ward P., Vaasjoki M., Whitehouse M. The age of the Archaean greenstone belt of Finland // Geol. Surv. Finland. Spec. Pap. 2012a. V. 12. P. 73–174.
  55. Huhma H., Kontinen A., Mikkola P., Halkoaho T., Hokkanen T., Hölttä P., Juopperi H., Konnunaho J., Luukkonen E., Mutanen T., Peltonen P., Pietikäinen K., Pulkkinen A. Nd isotopic evidence for Archaean crustal growth in Finland // Geol. Surv. Finland. Spec. Pap. 2012b. V. 12. P. 175–212.
  56. Järvinen V., Karampelas N., Rämö O.T., Halkoaho T., Mikkola P., Lahaye Ya. Secular change of tectonic setting in the Archean Takanen greenstone belt, northeastern Karelia Province, Fennoscandian Shield // Bull. Geol. Soc. Finland. 2023. V. 95 (part 2). P. 107–134. https://doi.org/10.17741/bgsf/95.2.002
  57. Käpyaho A. Whole-rock geochemistry of some tonalite and high Mg/Fe gabbro, diorite, and granodiorite plutons (sanukitoid suite) in the Kuhmo district, Eastern // Bull. Geol. Soc. Finland. 2006. V. 78. P. 121–141.
  58. Käpyaho A., Mänttäri I., Huhma H. Growth of Archaean crust in the Kuhmo district, eastern Finland: U–Pb and Sm–Nd isotope constraints on plutonic rocks // Precambrian Res. 2006. V. 146. P. 95–119.
  59. Kovalenko A.V., Clemens J.D., Savatenkov V.M. Sm–Nd and Rb–Sr isotopic data in the sanukitoid intrusions of Karelia, Baltic Shield: implications for their genesis and lithospheric evolution // Lithos. 2005. V. 79. P. 147–160.
  60. Krogh T.E. A low-contamination method for hydrothermal decomposition of zircon and extraction of U and Pb for isotopic age determination // Geochim. Cosmochim. Acta. 1973. V. 37. P. 485–494.
  61. Lehtonen E., Heilimo E., Halkoaho T., Kapyaho A. Holtta P. U–Pb geochronology of Archaean volcanic-sedimentary sequences in the Kuhmo greenstone belt, Karelia Province – Multiphase volcanism from Meso- to Neoarchaean and a Neoarchaean depositional basin? // Precambrian Res. 2016. V. 275. P. 48–69 http://dx.doi.org/10.1016/j.precamres.2015.12.002
  62. Lobach-Zhuchenko S.B., Rollinson H.R., Chekulaev V.P., Arestova N.A., Kovalenko A.V., Ivanikov V.V., Guseva N.S., Sergeev S.A., Matukov D.I., Jarvis K.E. The Archaean sanukitoid series of the Baltic Shield: geological setting, geochemical characteristics and implications for their origin // Lithos. 2005. V. 79. P. 107–128.
  63. Lobach-Zhuchenko S.B., Rollinson H., Chekulaev V.P., Savatenkov V.M., Kovalenko A.V., Martin H., Guseva N.S., Arestova N.A. Petrology of a Late Archaean, highly potassic, sanukitoid pluton from the Baltic Shield: insights into Late Archaean mantle metasomatism // J. Petrol. 2008. V. 49. № 3. P. 393–420.
  64. Ludwig K.R. PbDat for MS-DOS, version 1.21 // U.S. Geol. Surv. Open-File Rept. 88–542. 1991. 35 p.
  65. Ludwig K.R. Isoplot 3.70. A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel // Berkeley Geochronology Center Spec. Publ. 2003. V. 4.
  66. Mattinson J.M. Zircon U–Pb chemical abrasion “CA-TIMS” method: combined annealing and multi-step partial dissolution analysis for improved and accuracy of zircon ages // Chem. Geol. 2005. V. 220. P. 47–66.
  67. Mikkola P., Huhma H., Heilimo E., Whitehouse M. Archean crustal evolution of the Suomussalmi district as part of the Kianta Complex, Karelia: constraints from geochemistry and isotopes of granitoids // Lithos. 2011. V. 125. P. 287–307.
  68. Moyen J. Archean granitoids: classification, petrology, geochemistry and origin // Archean Granitoids of India: Windows into Early Earth Tectonics Eds. Dey S., Moyen J.-F. Geol. Soc. London Spec. Publ. 2020. V. 489. https://doi.org/10.1144/SP489-2018-34
  69. Myskova T.A., Nikonova A.S., Nikonov K.A., Zhitnikova I.A., Lvov P.A. Kichany Structure of the Archean Tiksheozero Greenstone Belt of the Fennoscandian: evidence from new geochemical and geochronological data // Geochem. Int. 2024. V. 62. № 9. P. 979–1003.
  70. Nesbitt H.W., Young G.M. Early Proterozoic climates and plate motions inferred from major element chemistry of lutites // Nature. 1982. V. 299. P. 715–717.
  71. O’Brien H., Huhma H., Sorionen-Ward P. Petrogenesis of the late Archean Hattu schist Belt, Ilomantsi, Eastern Finland: geochemistry and Sr, Nd isotopic composition // Geological development, gold mineralization and exploration methods in the late Archean Hattu schist Belt, Ilomantsi, Eastern Finland. Geol. Surv. Finland. Spec. Pap. 1993. V. 17. P. 147–184.
  72. Shirey S.B., Hanson G.N. Mantle-derived Archaean monzodiorites and trachyandesites // Nature. 1984. V. 310. P. 222–224.
  73. Slabunov A.I., Singh V.K. Bundelkhand, Aravalli and Dharwar cratons (Indian Shield): comparison of Archean crustal evolution and location in the Kenorland Supercontinent structure // Transactions of the Karelian Research Centre of the Russian Academy of Sciences. 2020. № 2. P. 5–17. https://doi.org/10.17076/geo1180
  74. Sorjonen-Ward P. An overview of structural evolution and lithic units within and intruding the late Archean Hattu schist belt, Ilomantsi, eastern Finland // Geological development, gold mineralization and exploration methods in the late Archean Hattu schist Belt, Ilomantsi, Eastern Finland. Eds. Nurmi P.A., Sorjonen-Ward P. Geol. Surv. Finland. Spec. Pap. 1993. V. 17. P. 9–102.
  75. Stacey J.S., Kramers I.D. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model // Earth Planet. Sci. Lett. 1975. V. 26. № 2. P. 207–221.
  76. Steiger R.H., Jager E. Subcomission of geochronology: convention of the use of decay constants in geo- and cosmochronology // Earth Planet. Sci. Lett. 1976. V. 36. № 2. P. 359–362.
  77. Sun S.S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes // Magmatism in the ocean basins. Eds. Saunders A.D., Norry M.J. Geol. Soc. London Spec. Publ. 1989. V. 42. P. 313–345. http://dx.doi.org/10.1144/gsl.sp.1989.042.01.19.
  78. Vaasjoki M., Sorjonen-Ward P., Lavikainen S. U–Pb age determinations and sulfide Pb–Pb characteristics from the late Archaean Hattu schist belt, Ilomantsi, eastern Finland // Geol. Surv. Finland. Spec. Pap. 1993. V. 17. P. 103–131.

Supplementary files

Supplementary Files
Action
1. JATS XML
2. Fig. 1. Diagrams of the geological structure of (a) the Karelian granite-greenstone region of the Fennoscandian Shield (Lobach-Zhuchenko et al., 2000b; Early..., 2005; Slabunov et al., 2011; Hlttä et al., 2012; Kostomukshsky..., 2015), with additions by the authors, (b) the northern and the central parts of the Gimolsko-Sukkozersk belt according to (Gorkovets et al., 1991), data from the State Geological Map of 1965 (1 : 200,000), 2015 (1 : 1000000) and field materials of the authors. Symbols for Fig. 1a: 1-7 – archaea: 1 – undifferentiated basement rocks, mainly granitoids; 2 – sanukitoids (according to Lobach-Zhuchenko et al., 2005; Heilimo et al., 2011): a, b – normally alkaline group (a – on the scale of the scheme, b – off the scale), c – moderate-alkaline group; 3 – areas of significant processing of the Archean crust in the Proterozoic; 4-6 – metamorphosed volcanogenic and sedimentary rocks of the greenstone belts with age: 4 – 3.1–2.92 billion years old, 5 – 2.88–2.74 billion years old, 6 – 2.75–2.71 billion years old; 7 – Paragneiss belts; 8 – Proterozoic Supracrustal educational institutions; 9 – Paleozoic formations, 10 – tectonic structures in which Ba–Sr andesites and dacites are described, 11 – domain boundaries, 12 – state boundary. The inset shows the division of the Karelian province into software domains (Lobach-Zhuchenko et al., 2000b). The position of sanukitoid intrusions according to (Lobach-Zhuchenko et al., 2005; Larionova et al., 2007; Egorova, 2014; Heilimo et al., 2010). Symbols for Fig. 1b: 1-7 – Archaean: 1 – undifferentiated basement rocks, mainly TTG and migmatites along them; 2 – migmatized Bt gneisses; 3 – Neoarchean intrusions of plagiomicrocline granites and granodiorites; 4-7 – metamorphosed volcanogenic and sedimentary rocks of the Gimola-Sukkosero belt: 4 – pillow lavas of metabasalts (Kontokskaya series according to (Gorkovets et al., 1991)); 5-7 – "Gimola series" (“Padan stratum” by (Maksimov et al., 2015)): 5 – polymictic conglomerates (Sukkozersk formation), 6 – andesite-dacite and rhyodacite metavolcanites with interlayers of meta–sedimentary rocks (Mezhezersk formation), 7 - predominantly meta-sedimentary chemogenic (including magnetite quartzites (BIF)) and terrigenous rocks (Kostomuksha and Kadiozersk (Surlampinsk) formations); 8 – dikes and intrusions of gabbro; 9 – Proterozoic supracrustal formations; 10 – Quaternary formations; 11 – elements of occurrence: a – stratification, b – crystallization shale and gneiss; 12a – crystallization shale, 12b – assumed fault lines. The circle marks the place where the geochronological sample was taken.

Download (1MB)
3. 2. Variants of the general stratigraphic column and correlation of consolidated stratigraphic sections of Neoarchean supracrustal rocks of the reference areas: (a) based on a comparison of modern geochronological data and ideas about the geological structure of the area (Kratz, 1963; Chernov et al., 1970; Gorkovets et al., 1991; Kostomukshsky..., 2015); (b) based on the results of the activities of the Regional Interdepartmental Stratigraphic Commission for the North-West of Russia (1984-2010) (Bogdanov and Robonen, 2011) and based on the modern legend to the State Geological Map 1000/3 (Maksimov et al., 2015). The references in parentheses indicate the source of the geological and geochronological data on which the columns are based.

Download (1MB)
4. Fig. 3. U–Pb correlation scheme (by zircon) of geochronological data for Neoarchean volcanic and sedimentary rocks of the Gimola upland (left column); for subvolcanic and intrusive rocks (right column) obtained by: (a) classical method (TIMS), (b) SIMS, SHRIMP II, (c) SIMS, Nordsim, (d) LA-ICP-MS. References to the data source: (Bi, 77) – Bibikova et al., 1977; (Bi, 06) – Bibikova et al., 2006; (Ku, 23) – Kucherovsky et al., 2023; (LH, 00) – Lobach-Zhuchenko et al., 2000a; (Le, 00) – Levchenkov et al., 2000; (Ma, 15) – Maksimov et al., 2015; (M, L, 19) – Myskova, Lviv, 2019; (We, 20) – Myskova et al., 2020; (M, L, 22) – Myskova, Lviv, 2022; (We, 22) – Myskova et al., 2022; (Ca, 01) – Samsonov et al., 2001; (Sl, 21) – Slabunov et al., 2021; (H, 04) – Chekulaev et al., 2004; (Bi, 05) – Bibikova et al., 2005; (He, 11) – Heilimo et al., 2011; (Hu, 12) – Huhma et al., 2012a; (J, 23) – Jarvinen et al., 2023; (L, 16) – Lehtonen et al., 2016; (V, 93) – Vaasjoki et al., 1993. BP – Belomorskaya province. The names of the breeds are indicated without the prefix meta. The age is given in millions of years.

Download (603KB)
5. Fig. 4. Micrographs of the Megriyarva metadacite section: in polarized (left) and transmitted light (right).

Download (699KB)
6. 5. Paired diagrams showing the geochemical features of Megriarvi metadacites in comparison with Neoarchean metavolcanites of other greenstone structures of the Central Karelian domain and Tikshozero belt, as well as with the composition fields of Archean rocks of the Karelian province: Mesoarchean volcanites of medium acid composition, Archean TTG and sanukitoids. Data sources: Megriyarvi structure (Gimolsko-Sukkozersky belt), Syargozersky structure (Zapadno-Segozersky belt), Ondozersky structure (Table 1, data from the authors); Hattu belt (O'Brien et al., 1993); Pastayarva structure (Myskova et al., 2022); Khedozersko-Bolshezersky belt (Myskova et al., 2020); Tikshozersky belt (Myskova et al., 2022; Myskova et al., 2024); Mesoarchean medium acid volcanics of the West Karelian and Vodlozersky domains (Chekulaev et al., 2018; unpublished data); TTG (Chekulaev et al., 2022; unpublished data); References to data sources on the composition of sanukitoids are given in the note to Table 1.

Download (779KB)
7. Fig. 6. Micrographs of zircon crystals from metadacite (pr. 13/14) of the Megriyarva structure, made on a TESCAN VEGA 3 SEM in the secondary electron (I–IV) and cathodoluminescence (V–VIII) modes.

Download (188KB)
8. Fig. 7. Concordia diagram for zircon from methadacite (sample 13/14) of the Megriyarva structure. The point numbers correspond to the numbers in Table 2.

Download (126KB)
9. 8. The ratio of the contents of the main elements and magnesia relative to SiO2 for Neoarchean metavolcanites of medium acid composition of the Central Karelian domain and Tikshozero belt. For comparison, the composition fields of Archean rocks of the Karelian province are shown: Mesoarchean volcanics of medium acid composition, Archean TTG and sanukitoids of the Karelian province. The data sources are the same as in Fig. 5.

Download (758KB)
10. 9. Distribution spectra of rare and rare-earth elements in the Neoarchean metaandesidacites, metadacites, and metagravaccae of the greenstone belts of the Central Karelian domain and framing, the contents are normalized to those in the chondrite CI (a, c) and primitive mantle (b, d) according to (Sun, McDonough, 1989). The composition fields of the Neoarchean sanukitoids and the TTG of the Central Karelian domain are shown for comparison. 1-3 – Ba–Sr metaandesidacites and metadacites: 1, 2 – Megriyarva structure of the Gimola-Sukkos belt (1 – model 13/14, 2 – model 15/14, Table. 1), 3 – field of belt compositions: Ilomantsi (Hattu and Pastayarva structures), Khedozersko-Bolshezersky, Zapadno-Segozersky (Syargozersky structure), Tikshozersky; 4, 5 – meta–sedimentary rocks: 4 - matrix of polymictic conglomerates of the Gimolsko-Sukkozersky belt (Kucherovsky et al., 2023), 5 – average composition of the metagravakk by (Chekulaev and Arestova, 2020). The data sources for volcanites, TTGS, and sanukitoids are the same as in Fig. 5. Abbreviations: sanukitoids UCH – sanukitoids moderate alkaline, sanukitoids NSh – sanukitoids normal alkaline.

Download (443KB)
11. Fig. 10. Diagram eNd(t)–age for Neoarchean meta-andesidacites and metadacites of the Central Karelian domain and Tikshozero belt, as well as the matrix of polymictic conglomerates of the Gimola-Sukkozero belt. For comparison, the composition fields of the Neo-Archean sanukitoids and the evolution regions of the neodymium isotopic composition of the Archean TTGS of the Karelian province are shown. Data sources for metavolcanites and conglomerates: structures of Megriyarvi, Syargozero, conglomerates of the Sukkozersk formation – Table. 3; Hattu belt (Huhma et al., 2012b); Pastayarva structure (Myskova, Lviv, 2022); Khedozersko-Bolshezersky belt (Myskova et al., 2020); Tikshozersky belt (Myskova et al., 2022). The fields of sanukitoids are contoured based on data from works (Lobach-Zhuchenko et al., 2000b; Samsonov et al., 2004; Larionova et al., 2007; Egorova and Lobikov, 2013; Halla, 2005; Kovalenko et al., 2005; Kapyaho et al., 2006; Mikkola et al., 2011; Heilimo et al., 2013). The regions of evolution of the isotopic composition of neodymium in TTG of different ages of the Archaean domains of the Karelian province were constructed for Russia according to the authors; for the regions of Finland: Iisalmi, the West Karelian domain (Kuhmo, Suomussalmi, Koillismaa) and the Central Karelian domain (Ilomantsi) – according to (Huhma et al., 2012b). Abbreviations: VD – Vodlozersky domain, WKD – West Karelian domain, CKD – Central Karelian domain.

Download (224KB)

Copyright (c) 2025 Russian academy of sciences