Isotope (δ 18 О, δ 13 С, δD) characteristics of biotite-carbonate-quartz associations of hydrothermal veins in metabasites of North Karelia

I. S. Volkov; Волков И. С.; E. O. Dubinina; Дубинина Е. О.; S. A. Kossova; Коссова С. А.; Y. N. Chizhova; Чижова Ю. Н.; Y. O. Larionova; Ларионова Ю. О.; V. M. Kozlovskii; Козловский В. М.; A. N. Pertsev; Перцев А. Н.

doi:10.31857/S2686739724090077

Isotope (δ¹⁸О, δ¹³С, δD) characteristics of biotite-carbonate-quartz associations of hydrothermal veins in metabasites of North Karelia

Authors: Volkov I.S.¹, Dubinina E.O.¹, Kossova S.A.¹, Chizhova Y.N.¹, Larionova Y.O.¹, Kozlovskii V.M.¹, Pertsev A.N.¹
Affiliations:
1. Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry, Russian Academy of Sciences
Issue: Vol 518, No 1 (2024)
Pages: 67-75
Section: GEOCHEMISTRY
Submitted: 20.01.2025
Accepted: 20.01.2025
Published: 15.09.2024
URL: https://journal-vniispk.ru/2686-7397/article/view/277476
DOI: https://doi.org/10.31857/S2686739724090077
ID: 277476

Cite item

Full Text

Abstract
Full Text
About the authors
References
Supplementary files
Statistics

Abstract

On the White sea islands and coast of North Karelia, in the Loukhi region, carbonate-silicate and quartz veins are widespread, confined to bodies of Early Proterozoic metabasites and their contacts with host gneisses. The isotopic characteristics of coarsely crystalline vein carbonates (δ¹⁸O and δ¹³C), as well as associated quartz (δ¹⁸O) and biotite (δ¹⁸O and δD), were studied. The isotopic composition of oxygen suggests biotite-quartz-carbonate equilibria during the formation of veins at temperatures of 520–450°C. The O and H isotopic characteristics of biotite correspond to the equilibrium of the fluid with metamorphic rocks. At the same time, the isotopic compositions of O and C carbonates indicate different sources of CO₂ in fluids. There are three groups of carbonates according to δ¹⁸О and δ¹³С. The first group has “magmatic” isotopic characteristics of the CO₂ source (δ¹⁸О_VSMOW = 7.1… 12.1‰; δ¹³С_VPDB= = –6.3…–4.5‰). Carbonates of the second group have high δ18О and δ13С, characteristic of Precambrian sedimentary carbonates (δ¹⁸О_VSMOW = 21.9…24.7‰; δ¹³С_VPDB = –2.2…-2‰), similar to those described earlier in the neighboring Engozero sector of the Belomorian mobile belt. In the third group, the δ¹³С values are similar to the carbonates of the first group, and δ¹⁸О – to the second group (δ¹³С_VPDB= = –1.7…0.9‰, δ¹⁸О_VSMOW = 6…12‰). The O and C isotopic compositions of carbonates of the third group can be obtained from the action of a putative magmatic fluid on both the primary sedimentary source of metamorphic fluids and redeposited vein carbonates.

Keywords

carbonates, carbonate-silicate veins, fluids, isotopes of oxygen and carbon, Belomorian mobile belt

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Флюиды и флюидные потоки являются важным фактором тепло- и массопереноса при метаморфизме, протекания метаморфических реакций и формирования ассоциирующих жил [1, 20]. Природа флюидов, участвующих в метаморфизме, может быть различной [1, 20]: отделение летучих компонентов от протолита при прогрессивном метаморфизме; дегазация магматических расплавов; вовлечение экзогенных вод, как формационных, так и метеорных. С одной стороны, данные о составе и происхождении флюидов, участвующих в метаморфизме, особенно высоких ступеней, очень скудны [20]. С другой стороны, гидротермальные жилы, приуроченные к заключительным ретроградным этапам метаморфизма, сопровождающимся накоплением флюидов в относительно малоглубинных сдвиговых зонах, являются важнейшим носителем информации о происхождении и эволюции флюида. Следовательно, изучение жильных минералов, в том числе, методами геохимии стабильных изотопов, имеет хорошую перспективу для получения информации о составе и происхождении флюидной фазы, проявившей активность при метаморфизме [9]. Карбонатно-силикатные жилы в метабазитах Северной Карелии являются одним из таких объектов, благоприятных для изучения флюидной активности в метаморфизме.

Широко развитые кварцевые и кварц-карбонатные жилы в метаморфизованных орогенных поясах обычно связывают с флюидами, образовавшимися в результате проградного метаморфизма вмещающих толщ. Однако комплексные исследования показывают, что в жилообразовании могут быть задействованы флюиды как метаморфического, так и магматического происхождения ([20] и ссылки в этой работе). Ранее было показано, что жилы в метабазитах Северной Карелии образовались при участии флюидов углекислотно-водно-солевого состава в период наиболее позднего ретроградного раннепротерозойского этапа метаморфизма, связанного с становлением Лапландско-Кольского орогена 1.8–1.9 млрд лет назад [2, 3, 5]. Цель настоящей работы – охарактеризовать возможные источники жилообразующих флюидов этого этапа метаморфизма в Беломорье, для чего были изучены изотопные (C, O и Sr) характеристики 20 образцов жильных карбонатов (кальцит, доломит), а также определён изотопный состав Sr в 5 валовых пробах вмещающих пород (гнейсы, метабазиты). В трёх образцах, представляющих основные типы жильных ассоциаций, выделяемых по изотопным характеристикам карбонатов, проведён изотопный анализ кислорода силикатных фаз (кварц, биотит) и анализ изотопного состава водорода в биотите для оценки изотопных параметров водной составляющей флюидной фазы. Изотопные исследования выполнены в лаборатории изотопной геохимии и геохронологии ИГЕМ РАН по опубликованным методикам (приложение 1S; дополнительные материалы размещены в электронном виде по DOI).

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ОПИСАНИЕ ОБЪЕКТА ИССЛЕДОВАНИЙ

На побережье Белого моря Северной Карелии и прилегающих островах в пределах Чупинского сектора Беломорского подвижного пояса (БПП) Балтийского щита распространены выходы архейских гнейсов и амфиболитов, среди которых залегают тела раннепротерозойских метабазитов (рис. 1) [4, 7].

Рис. 1. Геологическая схема района исследования (модифицировано из [3]). На врезке расположение района исследований (звездочка) в восточной части Балтийского щита. Главные террейны в восточной части Балтийского щита по [7] и сектора Беломорского подвижного пояса по [4]: БПП — Беломорский подвижный пояс, Чп — Чупинский сектор БПП, Эн — Энгозерский сектор БПП; МК — Мурманский кратон; КК — Карельский кратон; КП — Кольская провинция; Нб — провинция Норрботтен; Пл — платформенный чехол. Проявления карбонатных пород Энгозерского сектора по [7, 12]: 1 — село Гридино, 2 — реки Поньгома и Сигма, 3 — остров Мраморный.

Изученные в настоящей работе карбонатно-силикатные жилы приурочены к телам метабазитов, а также к их контактам с вмещающими гнейсами. Мощность жил варьирует от первых сантиметров до первых метров, а их простирание прослеживается на десятки метров ([2, 3] и ссылки в этих работах). Главные жильные минералы – плагиоклаз, кварц и карбонаты. В варьирующих количествах присутствуют турмалин, хлорит, минералы титана (ильменит, титанит, рутил, анатаз), эпидот, скаполит, апатит, слюды (биотит, мусковит), амфиболы, а также сульфиды железа, меди и молибдена ([2, 3] и ссылки в этих работах). Формирование жил связывают с наиболее поздним раннепротерозойским ретроградным этапом метаморфизма 1.8–1.9 млрд лет назад [3, 5].

По нашим данным в ходе эволюции изучаемых жил выделены две главные стадии жилообразования: ранняя, связанная с формированием кварц-плагиоклазовой ассоциации внешних зон при 550–650°С; поздняя – кристаллизация крупных кварц-карбонатных агрегатов (± биотит, турмалин, титанит, эпидот) при температурах до 540°С с последующим формированием более мелкозернистых хлорит-кварц-карбонатных агрегатов и сульфидной минерализации при 350–220°С [2, 3]. Карбонат представлен кальцитом и доломит-анкеритом (см. электронное приложение, табл. 1s–4s) и образует кристаллы размером от первых сантиметров до 20 см (рис. 2). В данной работе изучены образцы с крупнокристаллическими карбонатами. В жилах с зональным строением крупнокристаллический карбонат образует сростки с кварцем, реже с биотитом и кварцем в осевых зонах жил, тогда как внешние зоны сложены плагиоклазом и кварцем ± биотит (рис. 2 а). В осевых зонах также может быть проявлен крупнокристаллический карбонат в эпидот-хлоритовом агрегате (рис. 2 в). В других случаях карбонат-кварцевые сростки образуют отдельные жилы (рис. 2 г). По результатам изучения флюидных включений в кварце формирование жил на поздней стадии проходило при участии водно-солевого, а также сосуществующих углекислотного и углекислотно-водно-солевого флюидов [2].

Рис. 2. Жильные проявления крупнокристаллических карбонатов с изученным изотопным составом O и C: (а) кальцит-доломит-биотит-кварцевая жила, обр. КР-30; (б) кальцит-биотит-кварцевые сростки, обр. СИД-21; (в) зональная жила с биотит-кварц-плагиоклазовой внешней зоной и кальцит-доломит-эпидот-хлоритовой внутренней зоной, обр. СИД-9; (г) кварц-кальцит-доломитовая жила, обр. КР-19а. Подписи минералов: Bt — биотит; Cb — карбонат; Chl — хлорит; Ep — эпидот; Pl — плагиоклаз; Qz — кварц.

В БПП проявления карбонатов, помимо изучаемых жил, редки. В северной части БПП, за пределами Чупинского сектора встречаются массивы и небольшие дайки щелочных пород с ассоциирующими карбонатитами палеозойской Кольской щелочной провинции [10], а в районе исследования нами встречены только единичные маломощные дайки щелочных базитов. Известны единичные проявления карбонатных пород в Энгозерском секторе БПП (рис. 1) [7, 12]: (1) у села Гридино – жильные карбонатные тела, ассоциирующие с пироксен-амфиболитовыми гнейсами и амфиболитами; (2) в районе рек Сигма и Поньгома – линзы карбонатов образуют тектонический меланж совместно с глинозёмистыми и мигматизированными гранат-амфиболовыми гнейсами; (3) на о. Мраморный – крупное линзовидное тело мраморов среди амфиболитов и кианит-гранат-биотитовых гнейсов. По мнению авторов работ [7, 12] карбонатные жилы Гридино относятся к карбонатитам без указаний возраста, карбонаты о. Мраморный – к карбонатитам раннепротерозойского возраста (2.4 млрд лет), а карбонаты в районе рек Сигма и Поньгома – к докембрийским первично осадочным.

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Изученные жильные карбонаты обнаруживают гетерогенный изотопный состав как углерода, так и кислорода (электронное приложение 2). При этом 18 из 20 проанализированных карбонатов, вне зависимости от состава и формы проявления (кальцит, доломит, или их сростки), формируют три группы по соотношениям величин δ¹⁸О и δ¹³С (рис. 3). Группа 1 характеризуется низкими величинами δ¹⁸O и δ¹³С (δ¹⁸О = 7.1…12.1‰; δ¹³С = –6.3…–4.5‰), группа 2 – высокими значениями этих величин (δ¹⁸О = 21.9…24.7‰; δ¹³С = –2.2…–2‰), а в группу 3 попадают карбонаты, близкие по изотопному составу углерода к карбонатам группы 2, а по изотопному составу кислорода – к карбонатам группы 1 (δ¹⁸О = 6…12‰; δ¹³С = –1.7… 0.9‰). Карбонаты жил содержат 17–521 ppm Sr (см. электронное приложение, табл. 1s–4s). Изотопное отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (рис. 4) в карбонатах группы 1 составляет 0.70518–0.708225 (3 определения), группы 2 – ~0.7095 (3 определения). Карбонаты группы 3 обнаруживают гетерогенный изотопный состав стронция (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.706214–0.716897, 3 определения).

Рис. 3. (а) Изотопный состав кислорода и углерода карбонатов. Чёрные кружки — жильные карбонаты Чупинского сектора БПП, настоящая работа; синие кружки – составы карбонатных пород Энгозерского сектора БПП по данным [12]. Пунктиром оконтурены поля, характерные для первично магматических карбонатов PIC [11] и для докембрийских морских карбонатов [17]. Цифрами отмечены выделяемые группы карбонатов по изотопным характеристикам C и O. На врезках (б) и (в) показаны варианты интерпретации наблюдаемых изотопных параметров (см. обсуждение).

Рис. 4. Изотопные отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в жильных карбонатах Чупинского сектора БПП, (настоящая работа, чёрный цвет), а также карбонатных пород Энгозерского сектора БПП по данным [12] (синий цвет). Группы 1–3 выделены по соотношению величин δ¹⁸О и δ¹³С (рис. 3).

Содержания Sr в метабазитах (3 определения) варьирует от 129 до 263 ppm, а Rb – от 15 до 25 ppm. Вмещающие гнейсы (2 определения) содержат 502–628 ppm Sr и 53–61 ppm Rb. Изотопные отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr вмещающих пород, пересчитанные на возраст жилообразования (1814 млн лет [5]) для метабазитов составляют 0.7036–0.7051, а для гнейсов 0.7050–0.7079.

Из жильных крупнокристаллических агрегатов с карбонатами, относящимися к трём выделяемым группам (рис. 3), были проанализированы ассоциирующие кварц (δ¹⁸O) и биотит (δ¹⁸O и δD) (табл. 1). Составы биотита приведены в электронном приложении 2.

Таблица 1. Результаты изучения изотопного состава кислорода и водорода силикатных минералов и изотопного состава O ассоциирующих карбонатов

№ образца *()**	Измеренные величины, ‰				Расчётные величины
№ образца *()**	δ¹⁸О Qz	δ¹⁸О Bt	δ¹⁸О Cb	δD Bt	T(Qz-Bt), °С	δ¹⁸О Cb (равн.), ‰	δ¹⁸О(Н₂О), ‰	δD(Н₂О), ‰
КР-30 (1)	8.9	3.6	8.2	–76	470	8	6	–32.5
СИД-9 (2)	9.7	4.3	23.8	–64	450	8.7	6.5	–18.3
СИД-21 (3)	8.9	4.1	8.2	–53	520	8.1	6.6	–14.5
Примечание. (*) — группа, к которой был отнесен образец по результатам изучения карбонатов (рис. 3); T(Qz-Bt) — температура равновесия кварц-биотит [19]; δ¹⁸О Cb (равн.) (‰) расчёт по равновесию с кварцем карбоната при T(Qz-Bt) [19]; Величины δ¹⁸О и δD (‰) водного компонента флюида рассчитаны по [18, 19].

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Помимо изучаемых карбонатно-силикатных жил в метабазитах Чупинского сектора, в метаморфической толще БПП ранее были установлены другие проявления карбонатных пород – в Энгозерском секторе [7, 12] (рис. 1). К.И. Лохов с соавторами [12], изучавшие эти проявления, выделяют три группы карбонатных пород по изотопному составу углерода и кислорода (рис. 4): (1) жилы, ассоциирующие с пироксен-амфиболитовыми гнейсами и амфиболитами (низкие δ¹³С и δ¹⁸O); (2) линзы в тектоническом меланже (высокие δ¹³С и δ¹⁸O); (3) крупное линзовидное тело мраморов в амфиболитах и кианит-гранат-биотитовых гнейсах (низкие величины δ¹⁸O при высоких значениях δ¹³С). Распределение величин δ¹³С и δ¹⁸O в карбонатах этих трёх групп аналогично установленному нами в жильных карбонатах групп 1–3 соответственно (рис. 3), что было учтено нами при интерпретации результатов.

К.И. Лохов с соавторами [12] отнесли первую группу к первично магматическим карбонатам, вторую – к мраморизованным архейским осадкам, а вариации δ¹³С и δ¹⁸O в карбонатах третьей группы были объяснены изотопным фракционированием углерода в первично-магматическом карбонате в системах кальцит+доломит или кальцит+CO₂(рис. 3 б). Следует отметить, что фракционирование изотопов углерода в системе кальцит+доломит не превышает десятых долей промилле при магматических (>600°С) температурах [16]. Фракционирование изотопов углерода в системе карбонат+CO₂ или расплав+CO₂ при 600-1000°С, в принципе, может достигать величин 3–4‰ [13, 14], но для того, чтобы получить сдвиг фигуративных точек группы 1 (δ¹³С <–4) до положения в области группы 3 (δ¹³С >2), требуется либо полная переработка, либо перекристаллизация карбонатов с участием флюида, состоящего из чистой углекислоты с изотопными характеристиками, отвечающими высокотемпературному равновесию с магматическими карбонатами. Кроме того, ограниченные литературные данные не позволяют с уверенностью говорить о первично-магматическом (карбонатитовом) происхождении пород первой и третьей групп, как это предполагали К.И. Лохов с соавторами [12].

Можно предложить альтернативную интерпретацию происхождения карбонатов третьей группы. Высокие значения δ¹³С при низких δ¹⁸O в этих карбонатах как из жил Чупинского сектора, так и из пород Энгозерского сектора могут быть объяснены взаимодействием первично-осадочного карбонатного материала (высокие значения δ¹³С и δ¹⁸O) с другим углекислотно-водным флюидом, имеющим низкие значения δ¹³С и δ¹⁸O. Воздействие такого флюида, имеющего “магматические” характеристики (“PIC”, рис. 3 а), на осадочные карбонаты может привести сначала к наблюдаемому изотопному сдвигу величины δ¹⁸O при незначительном изменении величины δ¹³С, а затем – к снижению величины δ¹³С по мере возрастания отношения флюид/порода (рис. 3 в). Подобный механизм при мольной доле CO₂<0.5 во флюиде неоднократно обсуждался для карбонатов при контактовом метаморфизме [8].

В любом случае, сам факт наличия разных типов изотопных характеристик карбонатов карбонатно-силикатных жил свидетельствует о неоднородности источников CO₂. Общее соответствие выделяемых нами групп жильных карбонатов известным проявлениям карбонатных пород во вмещающей метаморфической толще [12] позволяет предположить разные механизмы формирования изотопных характеристик (δ¹⁸О и δ¹³С) карбонатов. Первый механизм – отделение CO₂ от карбонатных пород с изначально разными величинами δ¹⁸О и δ¹³С в ходе метаморфизма и последующая кристаллизация соответствующих жильных карбонатов на ретроградной стадии метаморфизма. Второй механизм – проработка первично-осадочных карбонатных пород и жильных карбонатов углекислотно-водным флюидом с магматическими характеристиками. Нет противоречий и в том, что оба процесса могли протекать одновременно. Вместе с тем, происхождение углекислотно-водного флюида с магматическими характеристиками остаётся неясным.

Величины отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, определённые для карбонатов групп 1 и 2, попадают в перекрывающиеся диапазоны значений, определённых для гнейсов и метабазитов, вмещающих жилы, что может говорить о наследовании ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в жильных карбонатах от вмещающих пород. Значительные вариации отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в карбонатах третьей группы могут указывать на дополнительный привнос Sr с более высоким отношением ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr. Такой привнос мог происходить либо при взаимодействии флюид/порода, либо при переносе и отложении вещества, формирующего жильные тела.

Температуры равновесного распределения изотопов кислорода между биотитом и кварцем [19] составляют 450–520°С, что согласуется с оценками по кальцит-доломитовому термометру (до 540°С) для наиболее ранних крупнокристаллических жильных карбонатов [3]. Для двух проанализированных биотит-карбонат-кварцевых ассоциаций из трёх (1 и 3, табл. 1; рис. 2 а, б) величина δ¹⁸О карбоната отвечает изотопному равновесию с кварцем при температурах равновесия биотит-кварц (470 и 520°C соответственно, табл. 1). Однако карбонат образца из группы 2 не показывает изотопного равновесия кислорода с кварцем и биотитом и, по-видимому, образовался при более позднем формировании карбонат-эпидот-хлоритового агрегата осевой зоны жилы (рис. 2 в). Расчёт величин δ¹⁸О и δD в водном компоненте флюида при температуре равновесия биотит-кварц [18, 19] (табл. 1) приводит к оценкам 6…7 ‰ и –33…–15 ‰ соответственно, что полностью отвечает составу метаморфических флюидов [15].

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Полученные вариации изотопного состава кислорода и углерода жильных карбонатов указывают на сочетание разных источников CO₂ в флюиде. Осадочные характеристики (высокие значения δ¹⁸О и δ¹³С) согласуются с данными о присутствии первично-осадочных мраморизованных карбонатных пород во вмещающей метаморфической толще. Низкие значения δ¹⁸О и/или δ¹³С могут быть связаны с воздействием флюида предположительно магматического происхождения как на первично осадочные, так и на жильные карбонаты.

По изотопному составу кислорода выявлены равновесные ассоциации крупнокристаллических карбонатов с биотитом и кварцем при температурах 520–450°С. Однако крупнокристаллические карбонаты в поздних карбонат-эпидот-хлоритовых агрегатах осевых зон жил могут быть неравновесны с кварцем и биотитом. Изотопные параметры O и H водного компонента характерны для флюида равновесного с метаморфическими породами.

Таким образом, поздний ретроградный этап раннепротерозойского метаморфизма в БПП с формированием карбонатно-силикатных жил связан с активностью неоднородных по изотопному составу O и C углекислотно-водных флюидов. Наиболее ранняя кристаллизация жильных карбонатов происходила в равновесии с кварцем и биотитом при температурах 520–450°С. Водная составляющая флюидов соответствует равновесию с метаморфическими породами, а углекислотная – сочетанию осадочного и предположительно магматического источников.

БЛАГОДАРНОСТИ

Авторы глубоко признательны главному редактору журнала Н.С. Бортникову и рецензентам за критический обзор и конструктивные замечания при подготовке рукописи.