72 А. В. Степанова, В. С. Степанов КУНДОЗЕРСКИЙ ГАББРОНОРИТ-ДИОРИТОВЫЙ МАССИВ: ОСОБЕННОСТИ СТРОЕНИЯ И СОСТАВА Введение Неоархейский этап эндогенной активности на Ка- рельском кратоне характеризуется преимущественно формированием массивов санукитодной серии воз- раста 2,74–2,65 млрд лет (Лобач-Жученко и др., 2007; Ларионова и др., 2007; Halla, 2005), которые за- вершают архейский корообразующий цикл в восточ- ной части Балтийского щита. В этом комплексе ма- фический компонент, за редким исключением, пред- ставлен в резко подчиненном количестве в виде не- правильной формы включений, линзовидных и жиль- ных тел. Вместе с тем в Беломорской провинции на- ми установлены неоархейские с возрастом 2,71 млрд лет (Слабунов и др., 2008) габброиды, формировав- шие, вероятно, довольно крупные дифференцирован- ные интрузивы (Степанова и др., 2007). Аналоги неоархейских габброидов Беломорской провинции до настоящего времени не установлены на Карельском кратоне. В числе возможных – метагаб- бронориты и роговообманковые габбро северной час- ти Карельского кратона (Богачев и др., 1964; Геология и магматизм.., 1974; Сидоренко, 1976; Еин, 1984; Степанов, 1994 и др.). Геологическое положение габб- роидов этой группы, соотношения с палеопротерозой- скими мафическими и кислыми интрузивными ком- плексами позволяют предполагать их неоархейский возраст. Среди массивов метагабброидов в северной части Карельского кратона Кундозерский (рис. 1) является наиболее крупным и наилучшим образом сохранив- шимся. Массив изучался рядом геологов, большая часть которых на раннем этапе исследований рас- сматривала его в составе Олангской группы рассло- енных интрузивов (Геология СССР, 1960; Лавров, 1979 и др.). Дальнейшие исследования показали су- щественные различия в составе пород и внутреннем строении расслоенных интрузивов Олангской груп- пы и Кундозерского массива (Богачев и др., 1964). По данным В. В. Сидоренко (Геология и магматизм.., 1974; Сидоренко, 1976), породы Кундозерского мас- сива прорваны и метасоматически изменены грани- тоидами, которые, по его представлениям, аналогич- ны гранитоидам Топозерского массива чарнокитов. Он исключил Кундозерский массив из Олангской группы и рассматривал его в составе раннепротеро- зойской гипербазит-габбровой формации. В качестве аналогов этого массива им и позднее А. С. Еиным (1984) рассматривались массивы Ромбак, Виксозеро и Окуневой Губы. Возраст Кундозерского массива до настоящего времени не определен. В его пределах установлено не- сколько групп более поздних интрузивных образова- ний – дайки габброноритов, оливиновых долеритов и ультраосновных лампрофиров, жилы микроклиновых гранитов. Для даек характерны секущие закаленные крутопадающие контакты с габброноритами Кундо- зерского массива, апофизы и ксенолиты габбронори- тов в эндоконтактовой части (рис. 2, А). При этом ве- роятен неоархейский возраст Кундозерского массива и палеопротерозойский – мафических даек. Между становлением габброноритов массива и внедрением даек габброноритов сформировались два типа гранитных жил. Ранние из них имеют трондье- мит-гранодиоритовый состав, а поздние сложены ка- лиевыми гранитами нуоруненского типа (рис. 2, Б). Таким образом, соотношения пород Кундозерского массива с более поздними магматическими образова- ниями позволяют предполагать, что он не моложе гранитов нуоруненского типа (Степанов, 1994), ран- ний палеопротерозой, ~2,45 млрд лет (Левченков и др., 1995). Представления исследователей о петрогенетиче- ских процессах, ответственных за формирование по- род массива, довольно противоречивы (Богачев и др., 1964; Сидоренко, 1974; Еин, 1984; Коншин, 1994), а состав и объем относимых к Кундозерскому массиву пород, количество и состав фаз массива ос- тавались дискуссионными. В настоящей работе представлены полученные нами в последние годы данные о геологическом строении массива, составе и соотношениях установ- ленных в его пределах пород, их минералогии и ред- коэлементных характеристиках. Эти данные лежат в основе интерпретации Кундозерского массива как дифференцированного интрузива, состав пород кото- рого варьирует от габброноритов до кварцевых дио- ритов.
13
Embed
А В Степанова В С Степанов КУНДОЗЕРСКИЙ …igkrc.ru/assets/publication/Geologia-i-pol-isk/... · Степанов ... аналогов этого
This document is posted to help you gain knowledge. Please leave a comment to let me know what you think about it! Share it to your friends and learn new things together.
Transcript
72
А. В. Степанова, В. С. Степанов
КУНДОЗЕРСКИЙ ГАББРОНОРИТ-ДИОРИТОВЫЙ МАССИВ: ОСОБЕННОСТИ СТРОЕНИЯ И СОСТАВА
Введение
Неоархейский этап эндогенной активности на Ка-рельском кратоне характеризуется преимущественно формированием массивов санукитодной серии воз-раста 2,74–2,65 млрд лет (Лобач-Жученко и др., 2007; Ларионова и др., 2007; Halla, 2005), которые за-вершают архейский корообразующий цикл в восточ-ной части Балтийского щита. В этом комплексе ма-фический компонент, за редким исключением, пред-ставлен в резко подчиненном количестве в виде не-правильной формы включений, линзовидных и жиль-ных тел. Вместе с тем в Беломорской провинции на-ми установлены неоархейские с возрастом 2,71 млрд лет (Слабунов и др., 2008) габброиды, формировав-шие, вероятно, довольно крупные дифференцирован-ные интрузивы (Степанова и др., 2007).
Аналоги неоархейских габброидов Беломорской провинции до настоящего времени не установлены на Карельском кратоне. В числе возможных – метагаб-бронориты и роговообманковые габбро северной час-ти Карельского кратона (Богачев и др., 1964; Геология и магматизм.., 1974; Сидоренко, 1976; Еин, 1984; Степанов, 1994 и др.). Геологическое положение габб-роидов этой группы, соотношения с палеопротерозой-скими мафическими и кислыми интрузивными ком-плексами позволяют предполагать их неоархейский возраст.
Среди массивов метагабброидов в северной части Карельского кратона Кундозерский (рис. 1) является наиболее крупным и наилучшим образом сохранив-шимся. Массив изучался рядом геологов, большая часть которых на раннем этапе исследований рас-сматривала его в составе Олангской группы рассло-енных интрузивов (Геология СССР, 1960; Лавров, 1979 и др.). Дальнейшие исследования показали су-щественные различия в составе пород и внутреннем строении расслоенных интрузивов Олангской груп-пы и Кундозерского массива (Богачев и др., 1964). По данным В. В. Сидоренко (Геология и магматизм.., 1974; Сидоренко, 1976), породы Кундозерского мас-сива прорваны и метасоматически изменены грани-тоидами, которые, по его представлениям, аналогич-ны гранитоидам Топозерского массива чарнокитов.
Он исключил Кундозерский массив из Олангской группы и рассматривал его в составе раннепротеро-зойской гипербазит-габбровой формации. В качестве аналогов этого массива им и позднее А. С. Еиным (1984) рассматривались массивы Ромбак, Виксозеро и Окуневой Губы.
Возраст Кундозерского массива до настоящего времени не определен. В его пределах установлено не-сколько групп более поздних интрузивных образова-ний – дайки габброноритов, оливиновых долеритов и ультраосновных лампрофиров, жилы микроклиновых гранитов. Для даек характерны секущие закаленные крутопадающие контакты с габброноритами Кундо-зерского массива, апофизы и ксенолиты габбронори-тов в эндоконтактовой части (рис. 2, А). При этом ве-роятен неоархейский возраст Кундозерского массива и палеопротерозойский – мафических даек.
Между становлением габброноритов массива и внедрением даек габброноритов сформировались два типа гранитных жил. Ранние из них имеют трондье-мит-гранодиоритовый состав, а поздние сложены ка-лиевыми гранитами нуоруненского типа (рис. 2, Б). Таким образом, соотношения пород Кундозерского массива с более поздними магматическими образова-ниями позволяют предполагать, что он не моложе гранитов нуоруненского типа (Степанов, 1994), ран-ний палеопротерозой, ~2,45 млрд лет (Левченков и др., 1995).
Представления исследователей о петрогенетиче-ских процессах, ответственных за формирование по-род массива, довольно противоречивы (Богачев и др., 1964; Сидоренко, 1974; Еин, 1984; Коншин, 1994), а состав и объем относимых к Кундозерскому массиву пород, количество и состав фаз массива ос-тавались дискуссионными.
В настоящей работе представлены полученные нами в последние годы данные о геологическом строении массива, составе и соотношениях установ-ленных в его пределах пород, их минералогии и ред-коэлементных характеристиках. Эти данные лежат в основе интерпретации Кундозерского массива как дифференцированного интрузива, состав пород кото-рого варьирует от габброноритов до кварцевых дио-ритов.
73
Методика исследований
Изучение породообразующих минералов прово-дилось с использованием сканирующего электронно-го микроскопа Vega II LSH с энергодисперсионным анализатором INCA Energy 350 в Институте геоло-гии КарНЦ РАН (аналитики А. Н. Сафронов, А. Н. Терновой). Ускоряющее напряжение 20 кВт, сила тока 15 нА. Растровые изображения получены в отраженных электронах. Погрешности измерения концентраций всех анализируемых элементов не вы-ходят за пределы: при концентрациях от 1 до 5% по-грешности не превышали 15%, при концентрациях от 5 до 10% не превышали 10%, при концентрациях более 10% – не превышали 5%.
Содержания породообразующих элементов опре-делены методом рентгено-флюоресцентного анализа (РФА) в ИГЕМ РАН на спектрометре последователь-ного действия PW 2400 производства компании Philips Analytical B.V. Подготовка препаратов для анализа породообразующих элементов выполнена путем плавления 0,3 г порошка пробы с 3 г тетрабо-рата лития в индукционной печи с последующим от-ливом гомогенного стеклообразного диска. Точность
анализа составляла 1–5 отн. % для элементов с кон-центрациями выше 0,5 мас. % и до 12 отн. % для эле-ментов с концентрацией ниже 0,5 мас. %.
Определение концентраций рассеянных элемен-тов проводилось методом индукционно-cвязанной плазмы с масс-спектрометрическим окончанием анализа (ICP-MS) в Испытательном центре анализа вещества ИГ КарНЦ РАН. Точность анализа кон-тролировалась путем измерения стандартных образ-цов СГД-1А, СТ-1. Относительное стандартное от-клонение для всех элементов не превышало 0,5 при измерении содержания этих элементов до 5 × ПО и не превышало 0,3 при измерении содержания более 5 × ПО.
Геологическое строение, соотношения пород в составе массива
Кундозерский массив расположен в северной час-ти Карельского кратона, к северо-востоку от оз. Пяо-зеро. Коренные выходы пород массива на южном по-бережье оз. Кундозеро формируют тело субширотно-го простирания неустановленной морфологии разме-ром ~ 37 км (см. рис. 1).
Рис. 1. Схема геологического строения Кундозерского массива. Составлена с использованием данных А. С. Зуйковой (1952), сотрудников Института геологии КарНЦ РАН (Богачев и др., 1964; Сидоренко, 1976) и по материалам авторов:
1 – четвертичные отложения; 2 – дайки оливиновых долеритов; 3 – дайки габброноритов; 4 – дайки нерасчлененных базитов; 5 – жилы и мелкие тела микроклиновых и ортоклазовых гранитов; 6 – дайки метабазитов, прорванные жилами гранитов с обильными порфиробла-стами калиевого полевого шпата; 7–8 – породы Кундозерского массива: 7 – диориты (двупироксеновые диориты), кварцевые диориты, (+гранодиориты?); 8 – габбронориты, преимущественно мезократовые, редко лейкократовые и меланократовые; 9 – плагиограниты, квар-цевые сиениты, гранодиориты огнейсованные и мигматизированные (неоархей – палеопротерозой); 10 – нерасчлененные плагиогнейсо-граниты (неоархей – архей)
74
Вмещающие породы с запада и юго-запада пред-ставлены в различной степени мигматизированными гнейсогранодиоритами Пяозерского санукитоидного композит-батолита. С востока и северо-востока обнажа-ются интенсивно деформированные апотоналитовые (?) биотитовые и амфибол-биотитовые гнейсы, типич-ные для Беломорского подвижного пояса (Геология и магматизм.., 1974). Первичные контакты Кундозерско-го массива с породами рамы нами не наблюдались, хо-тя по данным В. В. Сидоренко (1974), интрузивный контакт имеет место в восточной части массива.
Основной объем интрузива сложен габбронори-тами и диоритами (см. рис. 1). При этом габброно-риты существенно преобладают в западной его час-ти, а диориты – в восточной.
Габбронориты в пределах массива представлены среднезернистыми, массивными мезократовыми по-родами (рис. 3, А). Степень их сохранности варьиру-ет очень значительно – от пород, сохранивших пер-вичные магматические минералы и структуры, до полностью перекристаллизованных пород в зонах рассланцевания.
Габбронориты имеют Cpx-Opx-Pl состав. Плагио-клаз формирует до 50% объема пород, остальное приходится на долю пироксенов, причем ортопирок-сен обычно преобладает. Характерны габбровые, ре-же габброофитовые структуры. В единичных случа-ях в габброноритах установлены осцилляторно-зо-нальные зерна плагиоклаза с обратной зональностью (рис. 3, Б). Лейсты плагиоклаза также зональны, но зональность в них нормальная (An71 в центре, An50 в краевой части). Центральные части зональных зе-рен плагиоклаза содержат включения Amf-Qtz-Ilm состава (рис. 3, Б). Рудные минералы габброноритов представлены ильменитом и магнетитом, в незначи-тельном количестве установлены халькопирит и пентландит. Биотит присутствует в количестве 1–2%, акцессории – бадделеит, циркон и апатит. Габброно-риты не имеют отчетливо проявленных кумулятив-ных структур, однако ряд их структурных особенно-стей, таких как высокая степень идиоморфизма орто-пироксенов, насыщенность их ламеллями Cr-содер-жащего магнетита, наличие ксеноморфных кварца и магнетита в интерстициях идиоморфных зерен Pl и
Рис. 2. Соотношения габброноритов Кундозерского массива с более поздними магматическими образованиями:
Opx (рис. 3, А), позволяют предполагать, что габбро-нориты представляют собой обогащенные ранними ликвидусными фазами породы в составе массива.
Лейкогаббронориты представляют собой лейко-кратовые массивные породы кварц-биотит-пироксен-плагиоклазового состава. Плагиоклаз основного соста-ва формирует крупные идиоморфные лейсты, интер-стиции которых выполнены кварцем, магнетитом и ильменитом, вследствие чего породы приобретают эле-менты сидеронитовой структуры (рис. 3, В). Апатит формирует крупные мозаичные обособления и состав-ляет до 3% объема породы. Ортопироксен и плагиоклаз
представляют ранние ликвидусные фазы, а кварц и руд-ные минералы занимают интерстиционную позицию и кристаллизовались на завершающей стадии.
Диориты Кундозерского массива – это чаще всего мелко-, среднезернистые массивные двупироксеновые мезократовые, варьирующие до лейкократовых поро-ды. Породообразующие минералы также представле-ны Pl, Opx и Cpx. Плагиоклаз зонален: в крупных зер-нах содержание An варьирует от 50 до 32%. В отличие от габброноритов в диоритах появляется кварц (не ин-теркумулусный) и калиевый полевой шпат (KFsp). Со-держание их не превышает 5%. Кроме того, в диори-
Рис. 3. Минералого-петрографические особенности пород Кундозерского массива:
А – среднезернистый габбронорит. Изображение в отраженных электронах; Б – осцилляторно зональное зерно плагиоклазав габбронорите Кундозерского массива. Изображение в отраженных электронах. На графике – содержание анортитовой компонентыв плагиоклазе; В – элементы сидеронитовой структуры в лейкогаббронорите Кундозерского массива. Интерстиции зерен плагиоклаза выполнены ильменитом и магнетитом. Оптический микроскоп, николи Х; Г – диорит, обр. С-1596-7 (см. рис. 4). Оптический микроскоп, николи Х
76
тах довольно высокое (~5%) содержание биотита, ко-торый формирует крупные идиоморфные зерна (рис. 3, Г) и, судя по структурно-морфологическим особен-ностям, кристаллизовался из расплава, а не является продуктом вторичных изменений пород.
Всеми исследователями указывается на постепен-ность переходов между габброноритами и диоритами (Богачев и др., 1964; Геология и петрология.., 1974). Контакт между ними извилистый с многочисленными «заливами», характерны также «пятна» габброноритов в поле развития диоритов и наоборот (см. рис. 1). Ха-рактер распределения габброноритов и диоритов на площади массива и отсутствие секущих контактов меж-ду ними позволяют предполагать близкую к одновре-менной кристаллизацию и существование макроритмов в строении массива. На это указывают и данные А. И. Богачева с соавторами (1964), которые предпола-гают существование маломощных субпластовых тел габброноритов в поле развития диоритов. Определить соотношения между главными компонентами интрузи-ва точнее не позволяют условия обнаженности.
Кварцевые диориты представлены в составе ин-трузива в подчиненном количестве. Они формируют в диоритах массива жильные и линзовидные тела мощ-ностью до нескольких метров. Жилы кварцевых диори-тов установлены на всей площади массива, но сущест-венно преобладают в восточной его части. Жильные те-
ла имеют довольно сложную морфологию (рис. 4) и резкие контакты с вмещающими диоритами. Для них характерен «зубчатый» контур контакта (рис. 4, Б), от-ражающий взаимное проникновение контактирующих пород. В диоритах, вмещающих жилы, в зоне эндокон-такта жил также наблюдается уменьшение зернистости, так что соотношения пород не дают возможности оце-нить последовательность внедрения и предполагают близкую к одновременной кристаллизацию.
Жилы кварцевых диоритов имеют зональное строе-ние – эндоконтактовые части мощностью до 10 см сло-жены массивными мелкозернистыми лейкократовыми кварцевыми диоритами (см. рис. 4, Б). В центральной части тел развиты среднезернистые, иногда слаборас-сланцованные кварцевые диорит-порфиры (рис. 4, Б, Г). Порфировые выделения представлены графическими срастаниями плагиоклаза среднего состава и кварца. Ос-новная масса сложена мелкозернистым агрегатом квар-ца, ильменита, магнетита, плагиоклаза, калиевого поле-вого шпата, пироксена и апатита. Для нее характерны элементы сидеронитовой структуры, причем ильменит и магнетит выполняют интерстиции между породообра-зующими минералами, в том числе и между ксеноморф-ными зернами кварца (рис. 5). В центральных частях жил установлены маломощные линзовидные обособле-ния кварц-плагиоклазового состава графической струк-туры (рис. 4, В, Д).
Рис. 4. Соотношения диоритов и кварцевых диоритов в Кундозерском массиве:
обн. С-1596: А – общий план, Б – непосредственный контакт, фото. Нижняя часть фото – крупнозернистый кварцевый диорит, верхняя часть – мелкозернистые диориты Кундозерского массива. Тело кварцевых диоритов в диоритах Кундозерского массива (обн. С-2437) –общий план (В), детали контакта (Г) и внутреннего строения (Д)
77
Т а б л и ц а 1
Химические составы минералов из пород Кундозерского массива
Жилы гранодиоритов и эндербитов установле-ны повсеместно, но преобладают в восточной части интрузива. Этот компонент интрузива изучен недос-таточно. Часть жил имеет отчетливо секущую мор-фологию, другие по аналогии с кварцевыми диорита-ми не дают возможности оценить последователь-ность формирования пород и, возможно, кристалли-зовались совместно с мафическими породами масси-ва. Породы чаще всего массивные, среднезернистые с типичными гранитными структурами. Темноцвет-ные минералы представлены биотитом, пироксенами (в реликтовых зернах) и амфиболами.
Все установленные в составе интрузива породы характеризуются однотипными минеральными ассо-циациями. Основной для них является ассоциация гиперстен + клинопироксен (варьирует от магнези-ального диопсида до авгита) + плагиоклаз (An70–32). Эти минералы имеют сквозное развитие в габброи-дах, диоритах и кварцевых диоритах массива, соста-
78
вы их приведены в табл. 1. Магнезиальность ортопи-роксена в породах варьирует от En70-64 в габбронори-тах, En50-60 в диоритах и кварцевых диоритах. Плаги-оклаз в габброноритах имеет состав An72-50, в диори-тах – An60-35, в кварцевых диоритах – An55-32 (рис. 6).
Таким образом, наиболее магнезиальные и каль-циевые минералы характерны для габброноритов, а минимальные значения этих параметров присущи кварцевым диоритам. Имеющиеся данные позволяют предполагать, что при переходе от одной породы к другой составы минералов в ассоциациях изменяются без резких скачков с некоторым перекрытием преде-лов вариаций или небольшими разрывами (рис. 6).
Аналогичная закономерность наблюдается и в от-ношении второстепенных (для габброидов) минера-лов – KFsp, кварца и биотита. Они также присутству-ют во всех рассматриваемых породах, но минималь-ное количество их характерно для габброидов, а мак-симальное – для кварцевых диоритов.
Среди рудных минералов в рассматриваемой серии пород сквозное развитие имеют ильменит и магнетит. Акцессории повсеместно представлены апатитом, мо-нацитом и цирконом, бадделеит отмечается реже.
В целом геологическое строение массива, соотно-шения пород друг с другом, их минералого-петрогра-фические характеристики позволяют предполагать
формирование в результате процессов внутрикамер-ной дифференциации.
Геохимическая характеристика пород
Габбронориты, диориты и кварцевые диориты Кундозерского массива на классификационной диа-грамме TAS (рис. 7, А) располагаются в поле основ-ных и средних пород нормальной щелочности. На диаграмме AFM (рис. 7, Б) фигуративные точки со-ставов пород массива располагаются вблизи границы толеитовой и известково-щелочной серий, при этом наиболее магнезиальные породы представлены габб-роноритами, а наиболее железистые – кварцевыми диоритами. Составы пород приведены в табл. 2.
На вариационных диаграммах MgO – элемент (рис. 8) отчетливо проявлен единый тренд изменения составов пород Кундозерского массива. Характерно увеличение кремнекислотности, железистости, тита-нистости и щелочности с уменьшением содержания MgO от 9,61% в габброноритах до 2,20% в кварцевых диоритах. Содержания CaO, Al2O3, Cr, Ni снижаются с уменьшением концентраций MgO. Исключение со-ставляют лейкогаббронориты, в которых высокие со-держания Al2O3 обусловлены высокими содержания-ми плагиоклаза и не зависят от концентраций MgO.
Рис. 6. Составы пироксенов и плагио-клазов из пород Кундозерского массива
Рис. 7. Диаграммы TAS и AFM для пород Кундозерского массива
Таблица
2
Составы
пород
Кундозерского массива
C-1
381-
1C
-153
4-7
С-1
381-
10/0
4 С
-138
1-10
/09
Са-
219-
01C
-153
1-1
B2*
* B
3**
B4*
* C
-159
6-2
C-2
431-
10C
-243
7-4
C-2
437-
10/0
3С
-159
6-10
/03С
-159
6-10
/07
C-2
437-
10/0
1 С
-159
6-10
/04
габбро
-норит
габбро
-норит
габбро
- норит
габбро
- норит
габбро
-норит
габбро
-норит
габбро
-норит
габбро
-норит
диорит
диорит
диорит
диорит
диорит
диорит
диорит
кварцевый
диорит
-порфир
кварцевый
диорит
S
iO2
52,7
2 51
,65
51,0
0 51
,30
48,0
6 50
,26
51,5
3 51
,05
55,6
256
,64
55,3
1 54
,46
53,0
6 55
,33
53,6
1 57
,60
58,8
7 T
iO2
0,39
0,
88
0,30
0,
32
0,62
1,
57
0,25
0,
91
0,91
1,
06
1,32
0,
83
1,65
1,
35
1,33
1,
86
2,38
A
l 2O
3 17
,22
15,7
8 17
,34
17,9
5 15
,98
19,3
8 19
,73
21,3
5 11
,45
15,3
0 13
,95
14,8
7 14
,77
14,3
2 15
,13
12,9
2 12
,74
Fe 2
O3
7,95
9,
64
8,94
8,
52
10,3
4 9,
83
8,25
8,
97
10,2
610
,74
12,2
2 10
,56
12,7
1 11
,88
12,2
1 13
,39
12,7
3 M
nO
0,13
0,
19
0,15
0,
15
0,18
0,
11
0,14
0,
13
0,28
0,
15
0,16
0,
14
0,18
0,
14
0,16
0,
15
0,13
M
gO
9,52
9,
36
9,19
8,
95
9,61
4,
73
8,27
3,
80
8,06
3,
95
5,33
6,
76
4,41
3,
70
4,64
2,
27
2,20
C
aO
9,08
8,
12
10,3
9 9,
57
11,1
6 9,
36
9,43
7,
37
9,23
7,
41
7,46
7,
74
8,36
8,
17
7,99
6,
89
5,36
N
a 2O
2,
10
1,85
2,
02
2,29
2,
30
3,43
1,
74
5,17
2,
91
3,06
2,
57
3,01
2,
86
2,76
2,
89
3,01
2,
44
K2O
0,
79
1,97
0,
54
0,85
1,
53
0,83
0,
65
1,26
1,
30
1,69
1,
40
1,30
1,
43
1,81
1,
48
1,23
2,
39
P2O
5 0,
11
0,55
0,
07
0,07
0,
18
0,50
0,
00
0,00
0,
00
0,00
0,
28
0,32
0,
54
0,48
0,
52
0,65
0,
74
S
0,06
0,
03
0,04
0,04
0,
07
0,06
0,
04
0,03
C
r*
465
424
469
491
452
185
12
3 23
3 14
4 83
34
85
45
47
N
i*
158
134
95
114
94
71
40
95
18
17
26
5 8
Co*
47
55
25
26
28
47
47
63
17
22
20
17
18
V
* 67
14
6 76
84
13
4 30
8
375
280
146
172
101
155
128
160
Cu*
32
32
18
15
21
32
16
312
8
5 8
5 6
Zn*
52
61
10
2 96
11
4 95
97
87
12
9 Z
r *
60
61
60
98
17
7 19
2 25
7 72
5 L
i
7,
16
9,27
17
,18
13
,35
8,24
14
,16
10,5
6 9,
56
Sc
22,8
9 21
,35
31,4
0
22,2
1 23
,56
20,5
4 24
,53
18,8
5 R
b
9,
21
17,4
7 22
,56
14
,29
30,6
2 20
,21
13,4
2 30
,07
Sr
385
393
408
51
3 46
6 51
2 59
0 46
2 Y
7
6,48
10
,89
24
,98
22,2
6 20
,98
38,8
7 43
,08
Nb
2,24
2,
32
2,48
7,52
8,
08
5,74
9,
96
19,8
4 C
s
0,
15
0,32
0,
27
0,
11
0,22
0,
41
0,12
0,
16
Ba
228
235
883
88
4 85
4 69
2 11
13
1367
L
a
9,
49
10,1
0 12
,23
36
,80
40,1
5 34
,87
57,7
9 74
,87
Ce
21,3
5 18
,10
25,0
7
72,4
3 76
,47
67,0
3 11
4,99
16
7,27
P
r
2,
5 2,
59
3,81
10,6
3 11
,14
9,95
16
,89
22,3
9 N
d
11
,22
11,2
7 17
,86
49
,52
49,6
0 44
,56
80,2
4 98
,32
Sm
2,
01
2,05
3,
33
9,
19
8,89
7,
98
14,9
6 18
,60
Eu
0,56
0,
57
0,99
2,62
2,
22
2,10
4,
45
3,49
G
d
1,
85
1,88
3,
27
8,
48
8,08
7,
38
13,8
9 16
,81
Tb
0,22
0,
24
0,43
1,08
1,
01
0,93
1,
76
2,04
D
y
1,
35
1,34
2,
48
5,
84
5,24
4,
80
9,26
10
,22
Ho
0,27
0,
28
0,50
1,12
1,
00
0,93
1,
73
1,92
E
r
0,
86
0,91
1,
47
3,
16
2,94
2,
66
4,75
5,
17
Tm
0,
12
0,14
0,
22
0,
43
0,40
0,
35
0,61
0,
63
Yb
1,03
1,
02
1,46
2,78
2,
72
2,33
3,
91
3,95
L
u
0,
16
0,17
0,
23
0,
40
0,40
0,
34
0,56
0,
55
Hf
1,42
1,
33
0,71
0,43
1,
28
0,86
0,
61
0,92
T
a
0,
14
0,17
0,
20
0,
44
0,50
0,
34
0,52
1,
10
Th
0,54
0,
62
0,26
0,44
1,
54
0,68
1,
32
1,34
U
0,
10
0,11
0,
07
0,
07
0,24
0,
10
0,12
0,
20
Примечание
. * –
содержания
элементов определены
методом
XR
F; *
* – данные А
. И. Богачева и др
. (19
64).
80
Рис. 8. Вариации содержаний окислов петрогенных элементов, Cr и Ni в породах Кундозерского массива
Для высокозарядных, крупноионных литофиль-ных и редкоземельных элементов характерно увели-чение концентраций с уменьшением содержаний MgO в породах массива (рис. 9, 10). При этом харак-тер распределения несовместимых элементов в ряду
габбронорит – диорит – кварцевый диорит остается без изменений (рис. 10, А, Б).
Обращает на себя внимание то, что локализованные в габброноритах гранодиориты имеют отличное от ряда габбронорит – диорит –
81
кварцевый диорит распределение петрогенных элементов (см. рис. 8). Иная магнезиальность, зна-чительно более низкие содержания TiO2 в грано-диоритах предполагают иной тренд дифференциа-ции и не позволяют рассматривать их как компо-нент Кундозерского массива.
Обсуждение результатов
Неоднозначность геологических соотношений в массиве, отсутствие непосредственных контактов с вмещающими породами, разнообразие составов по-род, отсутствие данных о примитивных расплавах
Рис. 9. Вариации содержаний рассеянных элементов в породах Кундозерского массива
82
(отсутствие данных о зонах закалки, невозможность подсчета средневзвешенного состава пород массива) являлись, вероятно, причиной многообразия и проти-воречивости представлений о его внутреннем строе-нии, количестве и соотношении фаз и природе неод-нородностей состава.
А. И. Богачев с соавторами (1964) включали в со-став Кундозерского массива все разновидности по-род, установленные в его пределах, в том числе секу-щие мафические дайки и жилы микроклиновых гра-нитов, рассматривая их как его фазы.
Совершенно иной точки зрения придерживался В. В. Сидоренко (Геология и магматизм.., 1974; Си-доренко, 1976), который рассматривал массив как интенсивно переработанный наложенными метасо-матическими процессами габброноритовый интру-зив. При этом габбронориты рассматривались как породы неизмененные, а диориты и кварцевые дио-риты – как результат метасоматической переработки габброноритов. Метасоматические изменения связы-
вались им с влиянием раннепротерозойских процес-сов гранитизации, которые привели к образованию пород эндербит-чарнокитового ряда, аналогичных чарнокитоидам Топозерского типа.
Полученные нами данные позволяют предпола-гать, что габбронориты, диориты и кварцевые диори-ты Кундозерского массива являются породами гене-тически связанными, сформированными в результате процессов внутрикамерной дифференциации едино-го исходного расплава, природа которого обусловле-на сложным взаимодействием мантийного расплава с коровым веществом, возможно, с палингенным рас-плавом. Дайки габброноритов и долеритов, жилы гранодиоритов и микроклиновых гранитов генетиче-ского родства с Кундозерским массивом не имеют.
В пользу магматического происхождения вариа-ций составов в ряду габбронориты – диориты – квар-цевые диориты свидетельствуют сквозные минераль-ные ассоциации Pl+Opx+CPx с последовательным уменьшением основности плагиоклаза и снижением
Рис. 10. Содержания ред-коземельных элементов в породах Кундозерского массива, нормированные к хондриту (Sun, McDo-nouhg, 1989), Б – содержа-ния рассеянных элемен-тов в породах Кундозер-ского массива, нормиро-ванные к примитивной мантии (Wenderpohl, Hartman, 1994)
83
магнезиальности пироксенов от габброноритов к кварцевым диоритам. Соотношения пород в массиве, изменение составов породообразующих минералов (см. рис. 7, табл. 1) предполагают дифференцирован-ный характер строения интрузива.
Особенности распределения редких и редкозе-мельных элементов (см. рис. 9, 10), вариации содержа-ний петрогенных элементов (см. рис. 8) свидетельст-вуют об общем исходном расплаве для габбронори-тов, диоритов и кварцевых диоритов массива и под-тверждают их формирование в результате процессов внутрикамерной дифференциации. Минералого-пет-рографические особенности габброноритов массива, такие как обратная зональность плагиоклазов и ильме-нит-кварц-амфиболовые включения в плагиоклазах с обратной осциляторной зональностью (см. рис. 3, Б), позволяют предполагать контаминацию исходных расплавов, предшествовавшую процессам кристалли-зации, и являются отражением неравновесности сис-тем минерал – расплав – контаминанта на ранних ста-диях эволюции первичных расплавов.
Габбронориты не могут рассматриваться как результат кристаллизации примитивных расплавов массива, а являются, наиболее вероятно, мафиче-ским кумулатом, сформированным при кристалли-зации менее магнезиального, чем габбронориты, ис-ходного расплава. Кварцевые диориты представля-ют относительно позднюю фазу массива, кристал-лизовавшуюся из обогащенных летучими компо-нентами и несовместимыми элементами более кис-лых остаточных расплавов.
Таким образом, имеющиеся данные свидетельст-вуют о том, что габбронориты, диориты и кварцевые диориты являются компонентами дифференцирован-ного интрузива. Однако внутреннее строение Кундо-зерского массива не типично для дифференцирован-ных расслоенных мафических интрузий. Ближайшим аналогом этого массива являются так называемые
интрузии основного-кислого состава (MASLI-тип, Weibe, 1993; Weibe et al., 2007; Caroff et al., 2011), ха-рактеризующиеся специфическим набором пород – габброидов, диоритов, гранодиоритов, большим объ-емом жильных фаз, формирование которых обуслов-лено сочетанием процессов кристаллизационного фракционирования, смешения магм и контаминации коровым веществом.
Заключение
Анализ имеющейся геологической информации, в том числе полученной в результате более ранних ра-бот, и новые геохимические и минералогические данные позволяют заключить следующее.
1. Установленные в составе Кундозерского мас-сива разновидности пород – габбронориты, диориты, кварцевые диориты – могут быть связаны процесса-ми внутрикамерной дифференциации, а сам массив является дифференцированным интрузивом и может быть отнесен к классу так называемых основных-кислых дифференцированных интрузий (MASLI-тип, Weibe, 1993).
2. Определение состава первичных расплавов, вы-явление роли процессов смешения и коровой конта-минации, которые играли, вероятно, значительную роль на ранних стадиях эволюции исходных распла-вов, требуют дополнительных геохимических и изо-топных исследований.
3. Относительный геологический возраст Кундо-зерского массива может быть определен как неоар-хейский, но нельзя исключить и раннепалеопротеро-зойский, и для корректной его оценки необходимы геохронологические исследования.
Работы являются вкладом в реализацию проекта
РФФИ 11-05-00168.
ЛИТЕРАТУРА
Богачев А. И., Горбик Н. А., Куликов В. С. и др. Никеле-
носность основных и ультраосновных пород Северо-Ка-рельской структурной зоны (промежуточный отчет по теме № 4 за 1962 год). Петрозаводск, 1964.
Геология и магматизм области сочленения беломорид и карелид (Беломорско-Карельский глубинный разлом). Л., 1974. 184 с.
Геология СССР. Т. XXXVII (Карельская АССР). М., 1960. С. 431–434.
Еин А. С. Дайки базитов северо-западной Карелии // Интрузивные базиты и гипербазиты Карелии. Петроза-водск, 1984. С. 30–41.
Зуйкова А. С. Отчет о геолого-поисковых работах на цветные металлы в районе оз. Кундозеро КФАССР. 1952 г. Фонды СЗТГУ.
Коншин В. А. Гранитоиды Пяозерско-Тикшеозерского поднятия // Докембрий Северной Карелии (петрология и тектоника). Петрозаводск, 1994. С. 77–117.
Лавров М. М. Гипербазиты и расслоенные перидотит-габброноритовые интрузии докембрия Северной Каре-лии. Л., 1979. 136 с.
Ларионова Ю. О., Самсонов А. В., Шатагин К. Н. Ис-точники архейских санукитоидов Карельского кратона: Nd и Sr изотопно-геохимические данные // Петрология. 2007. Т. 15, № 6. С. 590–612.
Левченков О. А., Николаев А. А., Богомолов Е. С., Яковлева С. З. Уран-свинцовый возраст кислых магмати-тов сумия Северной Карелии // Стратиграфия. Геологиче-ские корреляции. 1994. Т. 2, № 1. С. 3–9.
Лобач-Жученко С. Б., Роллинсон Х., Чекулаев В. П. и др. Геология и петрология архейского высококалиево-го и высокомагнезиального Панозерского массива Цен-тральной Карелии // Петрология. 2007. Т. 15, № 5. С. 493–523.
Сидоренко В. В. Метасоматические чарнокиты и чарно-китоподобные породы Северной Карелии // Изв. высш. учеб. зав. «Геология и разведка». 1976. С. 55–64.
Слабунов А. И., Степанова А. В., Бибикова Е. В. и др. Неоархейские габброиды Беломорской провинции Фенно-скандинавского щита: геология, состав, геохронология // ДАН. 2008. Т. 422, № 6. С. 793–797.
Степанов В. С. Магматиты Пяозерского блока (петро-химические особенности и последовательность образова-ния комплексов) // Докембрий Северной Карелии. Петроза-водск, 1994. С. 118–170.
Степанова А. В., Слабунов А. И., Бабарина И. И. Неоар-хейские лейкогаббро островов Супротивные (Белое море): геология и особенности состава // Геология и полезные ис-копаемые Карелии. Вып. 11. Петрозаводск, 2007. С. 18–36.
Caroff M., Coint N., Hallot E. et al. The mafic-silicic layered intrusions of Saint-Jean-du-Doigt (France) and North-Guernsey (Channel Islands), Armorican Massif: Gabbro-diorite layering and mafic cumulate–pegmatoid association // Lithos. Vol. 125, Issues 1–2, July 2011. P. 675–692.
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. 79. P. 161–178.
Sun S.-S., McDonough W. F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts; implications for mantle composition and processes // Magmatism in the ocean basins. Geol. Soc. Spec. London, 1989. N. 42. P. 313–345.
Wedepohl K. H., Hartmann G. The composition of the primitive upper earth's mantle // Kimberlites, related rocks and mantle xenoliths / Meyer H. O. A. and Leonardos O. H. (Ed.). Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais. Rio de Janeiro, 1994. N 1. P. 486–495.
Wiebe R. A. The Pleasant Bay layered gabbro-diorite, Coastal Maine: ponding and crystallization of basaltic injections into a silicic magma chamber // J. of Petrology. 1993. N 34. P. 461–489.
Wiebe R. A., Wark D. A., Hawkins D. P. Insights from quartz cathodoluminescence zoning into crystallization of the Vinalhaven granite, coastal Maine // Contrib. to Mineral. and Petrol. 2007. N 154. P. 439–453.