Эволюция магматических систем в зоне перехода океан-континент в архее Восточной части Фенноскандинавского щита Светов Сергей Анатольевич

Содержание к диссертации

Введение

Глава 1 Геологическое строение восточной части Фенноскандинавского щита 10

1.1. История исследования Карельского кратона 11

1.2. Основные черты строения Карельского кратона 15

1.3. Комплекс древних гранитоидов Водлозерского блока 16

1.4. Высокометаморфизованные комплексы Тулосского и Вокнаволокского блоков 17

1.5. Гранито-гнейсовые ареалы Карельского кратона 18

1.6. Супракрустальный комплекс Карельского кратона 19

1.7. Ведлозерско-Сегозерский зеленокаменный пояс: общие черты строения 20

Глава 2 Древняя протоостроводужная (3.05-2.95 млрд.лет) андезитовая ассоциация: вулканиты, субвулканиты, интрузивы, осадки . 24

2.1. Чалкинская палеовулканическая постройка 27

2.2. Игноильская палеовулканическая постройка 37

2.3. Хаутаваарская палеовулканическая постройка 44

2.4. Няльмозерская палеовулканическая постройка 46

2.5. Остерская палеовулканическая постройка 50

2.6. Литогеохимическая характеристика вулканитов и условия их формирования 52

2.7. Геохимия субвулканитов и условия их формирования 62

2.8. Геохимия внутриформационных вулканогенно-осадочных пород и условия формирования осадочного парагенеза 71

Глава 3 Древняя протоокеаническая (3.05-2.90 млрд.лет) коматиит- базальтовая ассоциация: вулканиты, субвулканиты, интрузивы, осадки 77

3.1. Классификация высокомагнезиальных пород коматиитового ряда 80

3.2. Геологическая характеристика реконструированных разрезов коматиит-базальтовой ассоциации 83

3.2.1. Коматиит-базальтовая ассоциация Хаутаваарской структуры 85

3.2.2. Коматиит-базальтовая ассоциация Койкарской структуры 104

3.2.3. Коматиит-базальтовая ассоциация Семченской структуры 116

3.2.4. Коматиит-базальтовая ассоциация Паласельгинской структуры 124

3.2.5. Коматиит-базальтовая ассоциация Совдозерской структуры 134

3.2.6. Коматиит-базальтовая ассоциация Киндасовской структуры 145

3.3. Условия метаморфизма коматиит-базальтовых ассоциаций Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса 147

3.4. Общие закономерности строения коматиит-базальтовых ассоциаций Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса 152

3.5. Литогеохимическая характеристика пород коматиит-базальтовой ассоциации 153

3.6. Sm-Nd и О - систематика коматиит-базальтовых ассоциаций 179

3.7. Геохимия интрузивов 186

3.8. Геохимия внутриформационных вулканогенно-осадочных пород 187

3.9. Структуры коматиитовых лав: природа формирования дифференцированных потоков 189

3.10. Ликвационная дифференциация в коматиитовых расплавах 204

3.11. Аспекты вулканологии коматиитов 215

3.12. Морфология лавовых потоков и формирование внутренней расслоенное 220

3.13. Условия генерации первичных коматиитовых расплавов 224

3.14. РТ-режим генерации коматиитовых магм и его эволюция во времени 231

Глава 4 Молодая протовулканическая (2.90-2.85 млрд.лет) андези- дацитовая ассоциация: вулканиты, субвулканиты, интрузивы, осадки 242

4.1. Масельгская палеовулканическая постройка 243

4.2. Янишская палеовулканическая постройка 246

4.3. Семченско-Корбозерская палеовулканическая зона 254

4.4. Эльмусская палеовулканическая постройка 259

4.5. Литогеохимическая характеристика пород ассоциации 265

4.6. Геохимия внутриформационных вулканогенно-осадочных пород 278

4.7. Условия седиментации в обстановках активной континентальной окраины 283

4.8 Заключительный этап (2.80-2.70 млрд.лет) эволюции Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса 288

4.9 Эволюция магматических систем в зоне перехода океан-континент в архее восточной части 4.10 Фенноскандинавского щита и аспекты формирования зеленокаменных поясов 293

Заключение

Список литературы

• Основные черты строения Карельского кратона
• Хаутаваарская палеовулканическая постройка
• Геологическая характеристика реконструированных разрезов коматиит-базальтовой ассоциации
• Ликвационная дифференциация в коматиитовых расплавах

Введение к работе

Актуальность проблемы. Реконструкция условий динамической эволюции архейской литосферы, определившей в дальнейшем основные геологические черты строения современной коры, является одной из наиболее сложных проблем современной геологии. Архейская геологическая история развития Земли находит свое наиболее яркое отражение в двух главных типах структур: гранит-зеленокаменных и гранулито- гнейсовых. Наиболее информативными для проведения геологических реконструкций, являются зеленокаменные пояса, так как в их пределах сохранились реликты первичных разрезов, породные ансамбли которых претерпели часто относительно низкую степень метаморфических преобразований. Результаты палеовулканологических, литогеохимических и петрологических исследований архейских породных ассоциаций, позволяют реконструировать условия формирования магматических систем, общую эволюцию архейской коры, термальный режим верхней мантии и механизмы корово-мантийных взаимодействий в этот период геологической истории. На основе изучения породных ассоциации коматиит-базальтового ряда, установленных в большинстве архейских зеленокаменных структур, возможно реконструировать эволюцию состава мантийных магм и скорости теплогенерации, рассчитать геотермический градиент в архее и оценить общую термальную историю планеты. Комплексный анализ всех существующих породных ансамблей, представленных в реликтах верхнеархейских зеленокаменных разрезов, позволяет восстановить динамику развития астеносферно-литосферной системы и охарактеризовать геодинамические режимы, действующие на ранних этапах развития Земли. Важным аспектом, определяющим интерес к изучению зеленокаменных структур, является приуроченность к ним ряда крупных и уникальных месторождений Ni, Au и Pt, поэтому восстановление условий формирования магматических ассоциаций позволяет существенно уточнить характер рудных минерагенических процессов.

Цели и задачи исследования. Основными целями выполненных исследований являются: анализ строения позднеархейских зеленокаменных поясов и структур восточной части Фенноскандинавского щита, существующих в их пределах магматических систем, характеристика геохимического и изотопного составов пород, расчет РТ-параметров их формирования и кристаллизации, разработка механизмов взаимодействия архейской литосферы и верхней мантии в рамках геодинамической модели формирования зеленокаменных структур.

В процессе исследования было необходимо решить ряд взаимосвязанных задач:

1. Систематизация и анализ фактических данных по геологическому строению, эволюции магматизма, метаморфизма, осадконакопления и датированию этапов развития зеленокаменных структур.

2. Геологическое, геохимическое, петрологическое и изотопно-геохимическое изучение магматических систем, существовавших в верхнем архее в интервале 3.1-2.8 млрд.лет, на основных стадиях формирования зеленокаменных комплексов.

3. Изучение РТ-параметров магмогенерации первичных расплавов и их связь с изменением термального режима верхней мантии.

4. Создание геодинамической модели развития зеленокаменных структур на примере восточной части Фенноскандинавского щита.

Фактический материал и методы исследования. В основу работы положен фактический материал, полученный диссертантом в результате экспедиционных работ в пределах зеленокаменных структур Карельского кратона, Кольского полуострова и

Восточной Финляндии. Исследования выполнялись в рамках проектов, осуществляемых в ИГ КарНЦ РАН по темам: «Сравнительный анализ стратиграфии и литологии докембрия Балтийского щита» (тема 123, ГР 01.9.20.004154), «Палеогеографические условия и эволюция бассейнов седиментации в докембрии Карелии» (тема 126, ГР 01.9.20.004156), «Корреляция опорных стратиграфических разрезов (полигонов) раннего докембрия Карелии» (тема 154, ГР 01.9.70.007730), «Геохимия раннедокембрийских седиментационных бассейнов Карелии» (тема 159, ГР 01.9.70.007730), «Магматические системы зон перехода океан-континент в архее восточной Фенноскандии» (тема 176, ГР 01.2.00.108174), а также проектов, поддерживаемых РФФИ: «Механизм образования расслоенности в докембрийских пикритах и коматиитах Кольского полуострова и Карелии» (98-05-64276), «Состав и эволюция верхней мантии Балтийского щита в архее (3.0 - 2.5 млрд. лет) по данным изотопно-геохимического и петрологического изучения коматиитов» (98-05-65596), «Структурные и физические свойства хромшпинелидов Фенноскандии как индикатор условий генерации рудоносных магм» (01-05-064228), «Петрологические и изотопно-геохимические критерии синвулканического сульфидного никелевого рудообразования в раннем докембрии Балтийского щита» (01-05-64909), «Геохимия осадков в архее Карельского кратона: роль в геодинамических реконструкциях золоторудных систем» (02-05-97507).

Исследования на разных этапах были поддержаны международными научными фондами по следующим проектам: «Rare earth and isotopic (Nd, О) heterogeneity of the Archaean mantle, Baltic Shield» Международный научный фонд (фонд Сороса), проект-R1JOOO; «Изучение высокомагнезиальных ассоциаций зеленокаменного пояса Хатту, Восточная Финляндия», Фонд CIMO. Часть материала была получена в ходе выполнения международного проекта «GEODE»- «Геодинамическая эволюция зеленокаменных поясов Фенноскандии и их металлогения» (1999-2002 гг.).

Важная финансовая помощь в выполнении авторских исследований была оказана «Фондом содействия отечественной науке» в 2001 и 2002гг.

За время работы (1992-2003 гг.) были проведены экспедиционные работы в пределах зеленокаменных структур Центральной, Восточной, Северо-Западной Карелии, Кольского полуострова и Восточной Финляндии. Автор так же принимал участие в многочисленных геологических экскурсиях, что дало ему возможность ознакомится с реперными объектами в пределах Швеции и Западной Австралии.

Для литогеохимической характеристики породных ассоциаций было выполнено более 500 силикатных, 400 редкоэлементных, 260 редкоземельных анализов пород, 30 изотопных Sm-Nd анализов и использованы ранее опубликованные данные.

Геохимический анализ проб (определение петрогенных элементов) проводился в аналитической лаборатории Института Геологии КарНЦ РАН (г.Петрозаводск) методом «мокрой химии».

Концентрации малых элементов определялись рентген-флюоресцентным методом (VRA-33 и Philips PW1480) в лабораториях Института Геологии КарНЦ РАН и Геологической Службы Финляндии (г.Эспоо). Погрешность составляет менее 3% для элементов с концентрациями выше 0.5 мае. %, 5 % при концентрациях ниже 30 ррш и 4% при концентрации выше 30 ррш.

Редкоземельные элементы определялись в лаборатории Института геологии и геохронологии РАН (г.Санкт-Петербург) методом нейтронно-активационного анализа INAA, погрешность определения элементов составляет не более 5% и методом ICP-MS в аналитической лаборатории Геологической Службы Финляндии (г.Эспоо), и аналитической лаборатории Института геологии и геохимии УроРАН, г.

Екатеринбург, погрешность определения элементов 2%.

Изотопные исследования осуществлялись в изотопной лаборатории Геологической Службы Финляндии (г.Эспоо). Химическая подготовка проб для Sm-Nd-изотопного анализа проводилась по методике П.Пелтонена (Peltonen et al, 1996). Измерения выполнялись проф. Х.Хухмо на масс-спектрометре VG sector 54. Точность измерений 147Sm/144Nd составляет 0.4%. Отношение 143Nd/144Nd нормализовано по 146Nd/144Nd=0.7219. Измеренное значение стандарта La Jolla 143Nd/144Nd = 0.511851+6 (n=15).

При проведении математического моделирования процессов плавления, кристаллизации и расчете РТ-параметров использовались переработанные авторские макросы, написанные для среды Excel 2000-ХР, MatCad 2002 и апробированные на экспериментальных опубликованных данных.

Научная новизна. Обобщение и анализ результатов детальных стратиграфических, литологических, геохимических, петрологических и изотопных исследований позволяет сделать следующие выводы:

1. Архейские зеленокаменные структуры представляют собой набор пространственно совмещенных геодинамически контрастных страто-тектонических ассоциаций, среди которых по литогеохимическим, изотопным и петрологическим признакам выделены и охарактеризованы магматические системы, приуроченные к древней островодужной ассоциации, океаническому плато в области задугового бассейна, ассоциации вулканического пояса активной континентальной окраины.

2. Доказано существование в пределах восточной части Фенноскандинавского щита древнейшей конвергентной зоны перехода «протоокеан-протоконтинент», эволюция которой привела к формированию Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса.

3. Впервые на территории Карельского кратона выделена древнейшая (3.05-2.95 млрд.лет) адакитовая ассоциация, сосуществующая с островодужными вулканитами БАДР-серии известково-щелочного ряда.

4. Охарактеризованы механизмы и РТ-параметры магмагенерации в контрастных магматических системах на всех этапах эволюции транзитали, детально рассмотрен термальный верхнемантийный режим при генерации высокомагнезиальных расплавов на рубеже 3.4-1.9 млрд.лет.

5. Выявлены и изучены породные ансамбли, приуроченные к заключительной транспрессионно-транстенсионной стадии развития пояса при формировании бассейнов pull-apart типа.

Практическая значимость.

Полученные данные по геологии, геохимии и петрологии породных ассоциаций Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса позволили пересмотреть режимы формирования известково-щелочных, адакитовых и коматиит-базальтовых магм в архее, что может быть использовано при металлогенических исследованиях региона.

Результаты исследования могут быть использованы в качестве методической основы для проведения региональных палеогеодинамических реконструкций, при детальной геологической съемке областей развития верхнеархейских метаморфизованных комплексов, составлении легенд к геологическим и тектоническим картам и в межрегиональных докембрийских корреляционных построениях.

Проведенный литостратиграфический анализ позволил уточнить стратиграфические схемы верхнего архея в пределах стратотипического полигона

Центральной Карелии. На его основе были вьщелены, охарактеризованы и прослежены по латерали реперные пачки основных свит хаутаваарской серии; предложено оригинальное представление о террейновом строении структур с первичной природой внутренней стратификации и признаками тектонического характера границ между свитами, с проявлением частичной субсинхронной стратификации в этих парных подразделениях; уточнены географические и временные (за счет новых датировок -получены новые изотопно-геохронологические данные для коматиит-базальтовых ассоциаций Центральной Карелии) границы свит.

Основные защищаемые положения:

1. Формирование вулканической серии базальт-андезит-дацит-риолитов и адакитов и ассоциации осадочных пород Няльмозерской, Игноильской, Хаутаваарской, Чалкинской и Остерской вулканических структур Центральной Карелии происходило в пределах древнейшей на Фенноскандинавском щите энсиалической островной дуги, заложенной на западной окраине Водлозерского блока с 3.1 по 2.95 млрд. лет. Генерация первичных расплавов осуществлялась при 12-20% частичном плавлении метасоматизированного мантийного клина, на глубинах 60-70 км (Р 2.5 ГПа и Т=1000-950 °С). Разнообразие по составу пород вулканической серии обусловлено фракционированием первичных выплавок с образованием Cpx+Pl+TiMt реститов.

2. Коматиит-базальтовые вулканические серии Хаутаваарской, Киндасовской, Койкарской, Семченской, Совдозерской и Паласельгинской структур формировались на рубеже 3.05-2.90 млрд. лет в протоокеаническом бассейне в обстановках задугового спрединга, субсинхронно с развитием древнейшей островодужной системы. Высокомагнезиальные вулканиты принадлежат к А1-недеплетированному типу, их формирование проходило при высоких степенях частичного плавления мантийного пиролита, вызванного термальным апвелингом, при Тр= 1750-1820 °С и Р = 5-7 ГПа с отсадкой оливин-ортопироксеновых реститов.

3. Формирование парагенетической ассоциации вулканитов средне-кислого состава и осадочных пород в пределах вулканических структур Масельга - Яниш -Корбозеро - Семчь - Эльмус проходило в интервале 2.90-2.85 млрд. лет в ходе развития вулканической дуги центральноандийского типа, заложенной на коллажированном континентальном склоне «Водлозерского протоконтинента». Генерация первичных для ассоциации расплавов связана с процессами плавления мантийного клина в ходе дегидратации субдуцируемой океанической плиты и контаминации коровым материалом, что обусловило образование палингенных магм андезидацитового, дацитового и риолитового составов.

4. Позднеархейские магматические системы и сосуществующие с ними ассоциации осадочных пород восточной части Фенноскандинавского щита формировались в условиях контрастных геодинамических обстановок в ходе полициклического геологического развития межмикроплитной транзитной зоны «протоокеан - островная дуга -протоконтинент», что подтверждает существование конвергентных режимов в архее, начиная с 3.1 млрд. лет. Эволюция зеленокаменных поясов региона, характерным для которых является асимметричность строения, проходила в течение двух этапов развития: раннего аккреционного и позднего коллизионного.

Публикации и апробация работы. Результаты выполненных исследований по теме диссертации опубликованы в 2 монографиях и 42 статьях в отечественных и зарубежных изданиях, а так же более чем 50 материалах и тезисах докладов. Основные результаты исследования были представлены на 4 Международном архейском симпозиуме (4IAS) (Перт, Западная Австралия, 2001); и на международных конференциях и совещаниях: «Международном симпозиуме посвященном 150-летию А.А.Иностранцева» (Санкт-Петербург, 1994); «21 Nordisca geologiska Vintermoten» (Лулео, Швеция, 1994); «MAEGS-9» (Санкт-Петербург, 1995); «Проблемы развития минерально-сырьевой базы платиновых металлов России» (Петрозаводск, 1995); «Проблемы магматической и метаморфической петрологии. Научные чтения памяти проф. И.Ф.Трусовой» (Москва, 1995, 1996,1997,1998,1999,2001,2002); «Fennoscandian geological correlation» (Санкт-Петербург, 1996); «22 Nordisca geologiska Vintermoten» (Турку, Финляндия, 1996); «Current problems, ideas and results in Geology» (Стокгольм, Швеция, 1996); «Осадочные формации докембрия и их рудоносность» (Санкт-Петербург, 1998); «Палеоклиматы и эволюция палеогеографических обстановок в геологической истории Земли» (Петрозаводск, 1998); «Рифтогенез, магматизм, металлогения докембрия. Корреляция геологических комплексов Фенноскандии» (Петрозаводск, 1999); «Физико-химические проблемы эндогенных геологических процессов. Международный симпозиум, посвященный 100-летию Акад. Д.С.Коржинского» (Москва, 1999); «Коматииты, нориты, базальты, бониниты» (Портмут, Великобритания, 1999); «Общие вопросы расчленения докембрия» (Апатиты, 2000); «Новые идеи в науках о земле» (Москва, 2001); «I Палеовулканологический симпозиум» (Петрозаводск, 2001); «Мантийные плюмы и металлогения» (Петрозаводск, 2002); «Глубинное строение и геодинамика Фенноскандии, окраинных и внутриплатформенных транзитных зон» (Петрозаводск, 2002); «Новые идеи и концепции в минералогии» (Сыктывкар, 2002); III Всероссийском литологическом совещании «Генетический формационный анализ осадочных комплексов фанерозоя и докембрия» (Москва, 2003); II Всероссийском симпозиуме по вулканологии и палеовулканологии (Екатеринбург, 2003).

Основные выводы диссертационной работы неоднократно докладывались и обсуждались при проведении международных и российских геологических полевых семинаров, экспедиций и экскурсий, с коллегами из Геологической службы Финляндии, Швеции, Норвегии, Австралии, Канады и США.

Структура работы. Диссертация состоит из введения, 6 глав и заключения, включает 329 страниц машинописного текста, 33 таблицы и 163 рисунка. Список литературы состоит из 468 наименований.

Благодарности. Моим первым учителем в области магматической петрологии и геохимии является заведующий кафедрой петрографии Санкт-Петербургского гос. университета, проф. Н.Ф.Шинкарев, благодаря активной поддержке которого была начата и завершена данная работа.

Изучение зеленокаменных структур Карельского кратона проходило под руководством С.И.Рыбакова и В.И.Робонена (Институт геологии КарНЦ РАН). Бесценную многолетнюю помощь в освоении методов литостратиграфии и палеовулканологических реконструкций оказывала А.И.Светова. Успешному проведению полевых работ в Центральной Карелии автору помогали Т.Н.Назарова,

Н.В.Мельянцев

Плодотворным было многолетнее сотрудничество с д.г-м.н. А.Б.Вревским (ИГГД,

г.Санкт-Петербург), д.г-м.н. В.Ф.Смолькиным (Геологический институт КНЦ РАН, г.Апатиты), докторами Е.Лукконеным, К.Пиетикайнен, Т.Халкоахо, Х.Хухмо, П.Сорьенен-Ворд, Е.Хански, Х.Папуненым (Геологическая служба Финляндии), в общении с которыми в многочисленных полевых дискуссиях выкристаллизовывались основные идеи и выводы работы.

Большая теоретическая и методическая помощь в изучении высокомагнезиальных вулканитов (коматиитов) Фенноскандинавского щита была оказана проф. Н.Арндтом (Геологический институт, Реннес, Франция), проф. Р.Хилом, доктором Стивом Барнесом (Геологическая служба З.Австралии), проф. Ф.Терстоном (университет Лаурентия, Садбари, Канада), доктором Д.Аббот (Ламонт-Дохерти обсерватория, Палисадес, США), доктором Б.Робинсон (SCIRO, Австралия), замечания и советы которых помогли откорректировать полученные выводы.

Очень полезными были дискуссии и обсуждения различных геологических, геохимических и петрологических аспектов архейской геологии с д.г.-м.н. А.Б.Котовым, д.г.-м.н. С.Б.Лобач-Жученко, к.г.-м.н. В.А.Матреничевым, к.г.-м.н. Е.В.Сальниковой, д.г.-м.н. С.И.Турченко, д.г.-м.н. В.П.Чекулаевым, (ИГГД РАН), к.г.-м.н. Н.Б.Филиповым («Минерал»), д.г.-м.н. С.И.Григорьевым, к.г.-м.н. В.В.Иваниковым (СпбГУ), д.г.-м.н. А.А.Арзамасцевым, д.г.-м.н. Т.Б.Баяновой, к.г.-м.н. А.А.Ивановым, к.г.-м.н. Н.М.Кудряшовым, к.г.-м.н. В.А.Припачкиным, д.г.-м.н. П.К.Скуфьиным (ИГ КНЦ РАН), д.г.-м.н. А.В.Гирнисом, д.г.-м.н. М.В.Минцем, к.г.-м.н. И.С.Пухтелем, к.г.-м.н. А.Б.Самсоновым, д.г.-м.н. Е.В.Шарковым (ИГЕМ РАН), д.г.-м.н. О.М.Розеном (ИЛ РАН), д.г.-м.н. И.В.Семеновым (ИГГ УроРАН), к.г.-м.н. A.M. Косаревым, д.г.-м.н. И.Б. Серавкиным (ИГ УНЦ РАН), д.г.-м.н. Г.П.Авдейко (ИВГиГ ПВО РАН), д.г.-м.н. А.Д.Ножкиным, д.г.-м.н. О.М.Туркиной (Институт геологии ОИГГМ), д.г.-м.н. О.И.Володичевым, к.г.-м.н. А.И.Голубевым, к.г.-м.н. В.И.Кевличем, д.г.-м.н. В.Н.Кожевниковым, к.г.-м.н. Н.Е.Король, д.г.-м.н. В.В.Куликовой, д.г.-м.н. В.С.Куликовым, к.г.-м.н. А.И.Слабуновым, д.г.-м.н. Н.В.Шаровым, д.г.-м.н. В.В.Щипцовым (ИГ КарНЦ РАН) и многими другими.

Завершению работы способствовало конструктивное ее обсуждение с академиком РАН- Ф.П.Митрофановым.

Пользуясь случаем, автор выражает всем глубокую благодарность и признательность.

Основные черты строения Карельского кратона

Карельский кратон (Карельская гранит-зеленокаменная область - КГЗО) представляет собой крупную тектоническую структуру. В ее строении принимают участие супракрустальные метаморфизованные вулканогенно-осадочные образования лопийского комплекса (верхний архей), формирующие до 20% от общего объема пород и гранито-гнейсовые комплексы (75%) (Геология Карелии, 1987), представленные гранитами и гранито-гнейсами различного возраста и генезиса с содержащимися ксенолитами супракрустальных пород.

Среди гранито-гнейсового комплекса выделяется ассоциация древних гранитоидов и ТТГ Водлозерского блока, которые сопоставляются с высокометаморфизованными образованиями (эндербиты, чарнокиты) Западной Карелии из Вокнаволокского и Тулосозерского блоков (Володичев и др., 2002) (Рис. 1).

Завершение формирования Карельского кратона произошло в период 2.6 млрд. лет. В последующем Карельский кратон претерпел реактивацию, вызванную началом рифтогенеза, инициировавшим новый период конвергентных микроблоковых взаимодействий в палеопротерозое (2.45-2.40 млрд.лет) (Светлов и др., 2001) с последующей стабилизацией, в ходе которой происходило формирование протоплатформенного чехла, сложенного осадочными и вулканическими породами ятулия и вепсия.

Протерозойские комплексы образуют в Центральной и Восточной Карелии ряд крупных и мелких синклинальных структур и практически отсутствуют в Западной Карелии и Восточной Финляндии (Володичев и др., 2002). В последующее время все комплексы подверглись тектонической активизации, связанной со свекофеннской орогенией.

Сложное строение Карельского кратона находит свое отражение и в геофизических картах региона. Для кратона характерны в целом пониженные значения магнитного и гравитационного поля. Положительными аномалиями отмечаются мобильно-проницаемые зоны различного порядка, ядерные части блоков, где на уровне эрозионного среза развиты образования «диоритового» слоя, представленные «серыми гнейсами» тоналитового ряда. В целом на общем низком фоне контрастно проступают области, большая часть из которых представлена вулканогенными образованиями лопия, сумия и ятулия, а также интрузиями мафитов-ультрамафитов, что значительно облегчает картирование такого рода объектов.

Блоковая гетерогенность (наличие блоков I, II, III порядков) в пределах Карельского кратона четко маркируется благодаря разделяющих их зонам глубинных разломов различного порядка.

Для кратона установлены две главные системы разломов: ортогональная и диагональная, которые не всегда четко проявлены. Существующие геофизические критерии - зоны высоких горизонтальных градиентов силы тяжести; крутое и резкое ограничение аномалий; торцовое сочленение аномалий; пересечение аномалий различного простирания (Металлогения Карелии, 1999), позволяют маркировать большинство разломных нарушений.

Наиболее древней является система разломов (ортогональных и диагональных) глубинного заложения, контролирующая размещение верхнеархейских зеленокаменных поясов (Рис. 2) (Рыбаков, 1987). Среди них выделяются разломы, разграничивающие блоки II порядка (геоблоки) и линеаменты более высоких порядков. Именно межгеоблоковые разломы подчеркивают линейных характер зеленокаменных поясов. Расчетная мощность земной коры Карельского кратона колеблется в среднем от 34 до 42 км (Металлогеническая эволюция..., 1993), при значительной мощности литосферы от 120 до 150 км. (в пределах профиля Кемь-Калевала (Сыстра и др., 2001))

Древний комплекс гранитоидов наиболее полно сохранился в пределах Водлозерского блока. Блок имеет четкие западные и восточные границы, доминирующим развитием в нем пользуются гранитоиды, гнейсы и гранито-гнейсы -высокометаморфизованные и тектонизированные породы, содержащие в небольшом количестве линзы и прослои амфиболитов двух возрастных групп: 3.15 и 2.85 млрд.лет

Рис. 2. Системы глубинных разломов, оконтуривающие лопийские зеленокаменные пояса Карельского кратона (Металлогения Карелии, 1999). 1-межгеоблоковые, 2- внутриблоковые, 3- неактивные разломы.Ниже приведена краткая характеристика главных архейских комплексов КГЗО. Наиболее древние амфиболиты соответствуют по геохимической характеристике толеитовым базальтам и они могут рассматриваться как комагматы базальтовых ассоциаций позднеархейских ЗКП (Чекулаев, 1996). Супракрустальные мафические породы (коматииты и высокомагнезиальные базальты) сохранились лишь в пределах Чревской структуры (Куликова, 1993). Рядом исследователей они интерпретируются, как фрагменты раннеархейской протоокеанической коры с Sm-Nd изотопным возрастом 3391±76 млн.лет (Куликова и др., 1990; Пухтелъ и др., 1991; и др.), которая впоследствии была значительно изменена за счет внедрения гранитоидных массивов. Возраст ТТГ- комплекса в пределах Водлозерского блока равен 3540±60 (Сергеев и др., 1990), однако существует ряд дополнительных датировок, выполненных по циркону из тоналитов и ранних мигматитов: 3210±12, 3166±14, 3138±63 млнлет (Lobach-Zhuchenko

Хаутаваарская палеовулканическая постройка

Реликт Хаутаваарского палеовулкана расположен в 6 км на север от вторичных палеопостроек Игноильского палеовулкана и отличаггся от последнего более кислым составом продуктов извержения (преобладают дациты, риолиты, и редко встречаются андезиты) и фациальным литотипом пород. Хаутаварская палеопостройка имеет латеральное сочленение с вулканокластитами Игноильского (на юге) и Чалкинского (на севере) палеовулканов. Рис. 16. Литостратиграфические соотношения пород БАДР- ассоциации и строение верхних осадочных пачек (Хаутаваарская структура).А - генерализованный разрез виетуккалампинской свиты Хаутавааской структуры, Б -верхняя реперная пачка свиты к с-з от ст.Хаутаваара, В- верхняя реперная пачка, д.Игнойла, Г, Д- обнажение 2845, градационная слоистость вулканомиктовых аренитов со знаками нагрузки в подошве слоя и элементами срезания косой слоистости в кровле слоя (обн.350). 1- лавы, лавобрекчии андезидацитов, андезитов и дацитов, 2- глыбовые, агломератовые и лапиллиевые туфы, 3- некк дацитов, 4- лапиллиевые и псаммитовые туфы, 5- туфы, кремнистые туфы и туффиты андезидацитов, 6- псаммитовые кристаллокластические туфы андезидацитов, 7- силициты, 8- графитистые алевролиты, 9- граувакки (вулканомиктовые кварц-полевошпатовые, лититовые), 10- амфиболовые силициты, 11-субаркозовые арениты, 12- вулканомиктовые кварцевые арениты: а-крупнозернистые, б- среднезернистые, 13- флазерная слоистость в грубозернистых аренитах, 14 -мономиктовые конгломераты, гравелиты, 15-косая слоистость в кровле слойков, 16- следы размыва.

Значительная часть палеопостройки уничтожена крупной габбровой интрузией, которая содержит многочисленные ксенолиты кислых вулканитов. В современном эрозионном срезе вулканиты слагают асимметричную вулкано-купольную структуру, в ядре которой находится некк и грубообломочные прижерловые фации, а на крыльях-мелкообломочные и вулканогенно-осадочные фации удаленной зоны.

Центральный некк, размером 200x120 м, сложен глыбовыми эруптивными брекчиями, со следами спекания и участками массивной лавы риодацитов. В юго-восточной части некка установлены рвущие контакты с агломератовыми туфами. Глыбы чаще всего имеют угловатые и угловато-округлые формы и размер в среднем 50-70см, реже 1-1.2 м. Сложены глыбы порфировыми и афанитовыми риодацитами. Окаймляется некк агломератовыми туфами, с кластами дацитов размером 10-20 см в матриксе кристаллокластического туфа. При движении на юг на расстоянии 200 м они замещаются мелкообломочными стратифицированными туфами (лапиллиевыми и псаммитовыми) дацитов. На востоке от некка среди туфов отмечены линзы или непротяженные слои мощностью 10-50м (при простирании до 0.8 км) бомбовых туфов, которые представлены хаотически размещенными фрагментами лавы риодацитов, округлой, грушевидной, удлиненно-овальной и пластичной формы, размером от 10-15 до 70-100 см, с зоной закалки, в тонких псаммитовых туфах. Здесь же на площади мелких туфовых фаций выявлен покров игнимбритоподобных риодацитов, мощностью в 100-150 м, которые прослежены по простиранию на 500-600 м. Риодациты имеют массивную текстуру с проявленной флюидальностью и часто такситовую текстуру, для которой характерно наличие многочисленных вытянутых обломковидных образований сложной формы, размером 0.3-4.0см, реже 30-40см, иногда флюидальной структуры (типа фьямме), сцементированных мелкообломочным туфовым материалом.

В тонкослоистых туфах встречена линза кластических пород (тефроидов) мощностью до 10м и по простиранию в 150-200м. Она сложена округлыми глыбами дацитов, размером до 50-70 см, напоминающими валуны, в слоистом цементе из пепловых туфов и графитистых алевролитов, представляющая, по мнению автора, продукт перемыва глыбовых агломератовых туфов.

Удаленные фации Хаутаваарской палеовулканической постройки сложены туффитами и туфопесчаниками, содержащими линзы перемытых туфов более крупных разностей.

Субвулканическая фация представлена многочисленными дайками дацитов и риодацитов, приуроченных к основному полю развития прижерловых образований.

В целом, в деятельности Хаутаваарского эруптивного центра широко представлены эксплозивные фации (вулканические брекчии, агломератовые туфы, бомбовые туфы, сваренные туфы, игнимбриты, тонкие пепловые туфы), в удаленной зоне от центра извержения происходило отложение, вероятнее всего в субаквальных условиях, стратифицированной пачки представленной туффитами, туфопесчаниками и на заключительных стадиях- кремнистыми туффитами.

В 12 км на юго-запад от Игнойльского палеовулкана (Рис.17) закартировано линзовидное поле распространения лавово-пирокластических пород андезитового состава, слагающих толщу мощностью 700-800м и простиранием 2-Зкм. Толща окаймлена слоями тонких пирокластитов, которые прослежены к югу на 10-15км.

В строении этой линзы принимают участие породы лавовой (подушечные и массивные лавы), пирокластической (агломератовые потоки и отложения эксплозивных выбросов) и субвулканической дайковой фаз. Отмечаются следующие особенности размещения литофациальных разновидностей пород в пределах области ихраспространения: 1) лавы и грубые брекчии размещены локально; 2) по простиранию на юг лавовая фация замещается псаммитовыми туфами; 3) в этом же направлении происходит и выклинивание лавовых потоков; 4) среди породных литотипов присутствуют сваренные туфы андезитов; глыбовые агломератовые туфы содержат шлаковые фрагменты; 5) отмечается интенсивная эпидотизация лав (Рис.18, 19).

Геологическая характеристика реконструированных разрезов коматиит-базальтовой ассоциации

Хаутаваарская зеленокаменная структура расположена в юго-западной оконечности Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса (район д.Хаутаваара -жд.ст. Хаутаваара) и вытянута в меридиональном направлении на 100 км при максимальной ширине 10-12 км.

Первые детальные геологические и геофизические работы в Хаутаварской структуре проводились в 1945-1955гг. и были связаны с открытием и разведкой месторождения серного колчедана (первое упоминание о близлежащем месторождении в районе г.Чалка относится к 1713г. - рудник Чалка, и 1787г. - рудник Южный). В их проведении участвовали геологи Ленинградского геологического управления -Г.О.Глебова-Кульбах, А.А.Миндлина, С.М.Бреслер и мн.др. В период с 1964 по 1975 гг. в районе проводились первые детальные исследования коллективом геологов Института Геологии КарНЦ РАН (В.И.Робонен, М.Г.Попов, С.И.Рыбаков, А.И.Светова), полученные в результате этих исследований данные были в последствии использованы при составлении геологической схемы структуры и в палеовулканологических реконструкциях данного района (Рис.43).

В целом Хаутаваарская структура представляет собой фрагмент вулканогенно-осадочной толщи лопийского возраста (суммарная реконструированная мощность лопийского разреза 6 км.) среди более молодых гранитоидов (U-Pb возраст по циркону -2850±50млн.лет (Тугаринов, Бибикова, 1980)). Структурное положение супракрустальных пород и обрамляющих их гранитоидов в определенной степени обусловлено активными сдвиговыми деформациями, формирующими шир-зоны на западном и восточном флангах структуры (Володичев и др., 2002).

Разрез коматиит-базальтовой ассоциации В строении структуры выделяется несколько литостратиграфических ансамблей (подробное описание во 2 главе). Коматиит-базальтовая ассоциация (относимая к лоухиварской свите (названа по г. Лоухиваара)), локализована в центральной части Хаутаваарской структуры (район жд.ст. Хаутаваара) и имеет реконструированную мощность разреза на различных участках от 600 до 2200м. Она сформирована четырьмя стратифицированными пачками лав высокомагнезиальных вулканитов, переслаивающихся с туфами, туффитами, вулканогенно-осадочными и осадочными породами (Рис. 43).

Краткая характеристика породных литотипов: В основании разреза коматиит-базальтовой ассоциации залегает коматиитовая пачка, мощностью - 400м. В ее составе выделены четыре лавовых потока перидотитовых коматиитов и три потока базальтовых и пироксенитовых коматиитов суммарной мощностью 330м. Направление кровли потоков - северо-восточное при субвертикальном залегании (Стратиграфия..., 1992). Лавовые потоки перидотитовых коматиитов отличаются характерным светло-серым цветом и наличием полигональной Рис. 43. Схема геологического строения Хаутаваарской структуры. 1-граниты - рапакиви, 2- граниты, гранодиориты, плагиомикроклиновые граниты, 3- гнейсограниты, 4 усмитсанъярвинская свита: туфы, туффиты андезитов и дацитов, углеродсодержащие сланцы, 5 габбродиабазы, габброамфиболиты, 6 перидотиты, пироксениты, 7 кульюнская свита: лавы базальтов, гиалокластиты, туфы, 8- калаярвинская свита: конгломераты, аркозы, песчаники, алевролиты, туфы, туффиты дацитов, лавобрекчии андезидацитов, туфопесчаники, силициты, серно колчеданные руды, углерод содержащие алевролиты, филлиты, 9 лоухиваарская свита: лавы коматиитов, базальтов, туфы, туффиты, 10 виетуккалампинская свита: вулканиты среднего и кислого состава, углеродсодержащие алевролиты и филлиты, кремнистые туффиты, мономиктовые конгломераты, 11 разрывные нарушения, 12 палеовулканические постройки, 13-складки F1 (антиклинальные и синклинальные), 14- складки F2 (антиформы и синформы). отдельности в кровельных зонах (Рис.44, A, A-I). В отдельных потоках базальтовых и пироксенитовых коматиитов проявляется дифференцированное строение, что подчеркивается наличием зон крупнозернистого строения в центральных частях лавовых тел, зон спинифекс-структур в прикровельных участках и автобрекчий в кровле. Лавовые потоки разделяются прослоями туфового и осадочного (туффиты, силициты, графитистые алевролиты) материала. Суммарная мощность осадков в

Ликвационная дифференциация в коматиитовых расплавах

Вариолитовые лавы пироксенитовьтх коматиитов Койкарской структуры.А, Б, В, Г- вариоли (1-тип) в массивном лавовом потоке пироксенитового коматиита, Д, Е-вариоли (П-типа) в кровле массивного лавового потока пироксенитового коматиита. На всех снимках наблюдается эффект коалесценции глобул (от стадии столкновения разрозненных глобул, до их объединения и формирования бесформенных скоплений ликвата).

Морфология вариолитов. В центральной части Койкарской структуры в районе возвышенности с триангуляционным пунктом в ряде обширных обнажений вскрыта серия лавовых потоков имеющих вариолитовую структуру (слои б, 12, 16, 20 в описании разреза Койкарской структуры). Мощность этих лавовых потоков варьирует от 4 до 37м. Прекрасная обнаженность позволяет рассмотреть все типы вариолитов, среди которых выделяются:

Массивные вариолитовые лавы. Этот генетический тип наиболее широко представлен в Койкарской структуре. Самая распространенная форма глобул -округлая, овальная, при размерах от 1 до 10 -15см. На выветрелой поверхности вариоли выделяются по более светло-серой окраске. По полевым наблюдениям диагностируется две типичные разновидности вариолей: 1 тип: светло-серого цвета, размером 2-8см, мелкозернистые с реликтами радиально-лучистых структур, с четко выраженными фазовыми границами. В них ярко проявлены явления деформации и коалесценции, в некоторых глобулах наблюдается зональное строение и всегда четко проявлена граница фазового раздела вариоль-матрикс (Рис. 109, А, Б, В, Г). 2 тип: светло-зеленого цвета вариоли имеют размеры до 10-20 см., среднезернистые, в них отсутствуют реликты радиально-лучистых структур и зональное строение, наблюдаются явления коалесценции глобул. Граница фазового раздела диагностируется, но выглядит размытой (Рис. 109, Д, Е).

Вариолиты подушечных лае. Подушечную текстуру часто имеют лавы пироксенитовых и базальтовых коматиитов, потоки которых прослеживаются по простиранию на 500- 1600м., имея при этом мощность от 5 до 20 м. Подушки преимущественно представлены деформированными эллипсоидами, при вариации размеров от 10-20см до 2.5-3.0 м. Цвет породы- серовато-зеленый, зоны закалки более темные. Межподушечное пространство заполнено раздробленной основной массой с примесью хемогенного силицита, иногда туфом. Для подушек характерно проявление зональности: -зона закалки, мощностью до 1-2см, афанитовая порода, отвечающая по составу пироксенитовому коматииту, -массивная краевая зона: мощностью 10-30см, мелкозернистая, состава пироксенитового коматиита, редко содержит отдельные мелкие вариоли размером до 1 см, -центральная зона составляет основную часть подушки, часто содержит большое количество мелких 0.3-1.5 см. вариолей, иногда сливающихся и образующих большие пятна в центре подушек. (Рис. 55, Б).

Вариоли зон лаеобрекчий. На центральном участке структуры в лавовых потоках встречается 4 маломощные зоны лавобрекчий (до 2м мощностью), содержащих вариоли размером от 1 до 5см в диаметре. На 40-50 % порода состоит из крупных литоидных обломков и небольшого количества растрескавшихся вариолей в цементирующей массе. По химическому составу лавобрекчий отвечают пироксенитовым коматиитам.

Микроскопическое изучение полированных образцов и шлифов показало, что глобулы в лавах с вариолитовой текстурой часто имеют характерную метельчатую, радиально-лучистую микроструктуру, проявленную в тонком срастании альбита и актинолитовой роговой обманки. Для матрикса характерна гранобластовая, волокнистая структура, состоящая из актинолита, хлорита, эпидота, тремолита, плагиоклаза (АП53), магнетита. По минеральной ассоциации матрикс идентичен массивным пироксенитовым коматиитам из вышезалегающих лавовых потоков (Рис. 111, А, Б).

Для некоторых вариолей характерно зональное строение, обусловленное условиями их кристаллизации, которое включает следующие участки (Рис. 110):

Рис. 110. Полированный штуф вариолитовой лавы (первого типа) пироксенитового коматиита Койкарской структуры, сделанный в двух сечениях (А- перендикулярно, Б-параллельно поверхности обнажения). Масштаб 1:1.

В вариолях выделяются: 1-граница фазового раздела, 2-краевая среднезернистая зона, 3-внутренняя крупнозернистая зона, 4- ядерная часть глобулы с реликтами метельчатых структур. Минеральный состав вариолей: актинолитовая роговая обманка, альбит, хлорит, эпидот, магнетит, в ядре появляется карбонат. На фрагменте А отражен момент коалесценции двух столкнувшихся глобул с преодолением (исчезновением) фазовых границ и объединением вещества ядра глобул в единый фрагмент.краевую зону, мощностью 2-8 мм состоящую из мелкозернистых игольчатых срастаний альбита и акти нол итовой роговой обманки;внутреннюю зону: мощностью от 0.4 до 4см имеющую более крупнозернистое строение, минеральный состав которой характеризуется парагенезисом хлорита, эпидота, кварца;щнтральную зону: отличающуюся более крупнозернистым строением, присутствием кароната, заполняющим возможно ранее существующие газовые пустоты.

Геохимическая характеристика вариолитов. Геохимическое изучение объектов производилось по следующей методике: из обнажений отбирались с помощью пробоотборника серии образцов по схеме «вариоль-матрикс», «матрикс-вариоль-матрнкс», «варноль-матрикс-вариоль». В случае, если позволял размер глобул, отдельно анализировались составы краевых и центральных зон. Образцы матрикса отбирались на расстоянии не более 7 см от глобул. Расчет термодинамических параметров для реальных проб осуществлялся в программе «PELE 2.0 & ЗЛО» (для Windows ХР), свободно распространяемой ее автором - А. Бодреу (Университет Дюк, США, http://www.eos.duke.eduXРис. 111. Микро- и макро- структурная характеристика ликвационных продуктов, коматиит-базальтовая ассоциация Койкарской структуры. А- реликты метельчатой, радиально-лучистой структуры (срастание альбита и актинолитовой роговой обманки) в вариоле (вариолит I-типа), Б- граница фазового перехода вариоль— матрикс. Для микрофотографий - увеличение 21, николи х. В -линзы контрастного состава в центральной части лавового потока пироксенитовых коматиитов