Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1. Геологическое строение региона 11
1.1. Фенноскандинавский щит 11
1. 2. Карельская провинция 14
1. 3. Беломорская провинция 18
1.4. Представления о палеопротерозойской тектонике восточной части Фенноскандинавского щита 23
ГЛАВА 2. Палеопротерозойский (2.45 млрд лет) основной интрузивный магматизм восточной части фенноскандинавского щита 26
2.1. Северная часть Карельской провинции 27
2.2. Беломорская провинция 30
ГЛАВА 3. Методика исследования 36
Глава 4. Геологическая характеристика палеопротерозойских габброноритов восточной части фенноскандинавского щита 41
4.1. Геологическая характеристика палеопротерозойских габброноритов Карельской провинции 43
4.2. Геологическая характеристика палеопротерозойских габброноритов Беломорской провинции 47
ГЛАВА 5. Петрогеохимическая характеристика палеопротерозойских габброноритов восточной части фенноскандинаского щита 62
5.1. Петрогеохимическая характеристика палеопротерозойских габброноритов Карельской провинции 62
5.2. Петрогеохимическая характеристика палеопротерозойских габброноритов Беломорской провинции 68
5.3. Сопоставление петрогеохимических характеристик габброноритов Беломорской и Карельской провинций 73
ГЛАВА 6. Петрография и минералогия палеопротерозойских габброноритов восточной части фенноскандинавсого щита 75
6.1. Петрография и минералогия палеопротерозойских габброноритов Карельской провинции 75
6.2. Петрография и минералогия палеопротерозойских габброноритов Беломорской провинции 86
6.3. Сравнительная характеристика составов породообразующих минералов палеопротерозойских габброноритов Беломорской и Карельской провинций 119
ГЛАВА 7. Геохимическая характеристика клинопироксенов из оливиновых габброноритов беломорской и карельской провинций 126
7.1. Геохимическая характеристика клинопироксенов из оливиновых габброноритов Карельской провинции 127
7.2. Геохимическая характеристика клинопироксенов из оливиновых габброноритов Беломорской провинции 129
ГЛАВА 8. Термобарометрия палеопротерозойских габброноритов восточной части фенноскандинавского щита 134
8.1. Термобарометрия палеопротерозойских габброноритов Карельской провинции 135
8.2. Термобарометрия палеопротерозойских габброноритов Беломорской провинции 144
8.1.3. Петрологические ограничения геодинамических моделей развития восточной части Фенноскандинавского щита в палеопротерозое 157
Заключение 159
Используемые сокращения 161
Список литературы 162
- Беломорская провинция
- Беломорская провинция
- Геологическая характеристика палеопротерозойских габброноритов Беломорской провинции
- Петрогеохимическая характеристика палеопротерозойских габброноритов Беломорской провинции
Беломорская провинция
В подчиненном количестве среди неоархейских интрузивных образований Беломорья представлены габброиды, объединенные в комплекс неоархейских лейкогаббро (Степанова и др., 2008). Возраст комплекса оценивается в 2.71 млрд лет (Слабунов и др., 2008). Наиболее детально исследован фрагментированный массив неоархейских габброидов на южном острове Супротивный.
Одним из своеобразных и характерных типов пород, слагающих многочисленные интрузии в пределах Беломорской провинции, являются палеопротерозойские друзиты (термин введён Е. С. Федоровым в 1891 г (Федоров, 1891) для обозначения габброидов Беломорской провинции, характеризующихся наличием коронарных структур). Друзиты большинством исследователей подразделяются на несколько разновозрастных групп (раннеорогенные и позднеорогенные по К.А. Шуркину (Шуркин, 1962); три возрастные группы базитов выделяют В.В. Балаганский с соавторами (Балаганский и др., 1986), три возрастные генерации среди палеопротерозойских даек района с. Гридино выделяет О.И. Володичев (Володичев и др. 2008)).
По В.С. Степанову (1981), все друзиты Беломорской провинции можно разделить на три группы: 1) комплекс габбро-анортозитов; 2) палеопротерозойский комплекс лерцолитов-габброноритов; 3) палеопротерозойские метапорфириты и гранатовые габбро.
Комплекс габбро-анортозитов объединяет в своем составе наиболее ранние среди палеопротерозойских интрузии базитов в Беломорской провинции (Степанов, 1981; Stepanov, Stepanova, 2010). Относительный геологический возраст массивов габбро-анортозитов более древний чем 2.45 млрд лет был установлен на основании прямых пересечений с дайками комплекса лерцолитов-габброноритов (массивы Нижнепоповский и Северопежостровский, Степанов, 1981). Новые результаты геохимического, геохронологического и петрологического изучения показали, что рассматриваемый комплекс объединяет в своем составе несколько разновозрастных групп базитов, сформированных в период от 2.505 (габбро-анортозиты района оз. Ворочистое, Stepanova et.al, 2014b) до 2.45 млрд лет (габбро-анортозиты Колвиц, Фриш и др., 1995; Mitrofanov et al., 1993). Близкий возраст (2460 ± 11 млн лет) кристаллизации установлен U-Pb методом по магматическому циркону для друзитов о-ва Вороний (Суханов и др., 2016). Дискуссионным на сегодняшний день остается возраст Северо-Пежостровского массива: по одним данным предполагается неоархейский, около 2.57 млрд лет возраст (Сергеев et al. 1999), по другим - палеопротерозойский около 2.45 млрд лет (Alexejev et al. 2000).
Комплекс лерцолитов-габброноритов – наиболее широко распространенная и детально изученная группа среди друзитов; время формирования комплекса оценивается в 2.45 млрд лет (Каулина, 1996; Ефимов, Каулина, 1997; Кудряшов и др., 1997; Кудряшов, Балаганский, 1999; Богданова, 2004; Ранний…, 2005; Криволуцкая и др., 2010; Слабунов и др., 2011, Мельник, 2015; Alexejev et al., 2000; Bogdanova, Bibikova, 1993; Lobach-Zhucenko et al, 1998 и др.). Более детально особенности строения, состава, геохимические характеристики и петрология объединенных в составе комплекса интрузий будут рассмотрены в главе 2.1.
Наиболее молодые интрузии (многочисленные метаморфизованные дайки и малые тела). базитов Беломорской провинции представлены комплексом коронитовых (гранатовых) габбро. В составе комплекса объединены несколько геохимически различных групп пород -высокожелезистые толеиты, низкоi толеиты MORB типа и высокоi толеиты, которые, возможно, различаются и по времени образования (Степанова, Степанов, 2005). Более молодой возраст всех геохимических типов даек коронитовых габбро по отношению к образованиям комплекса лерцолитов – габброноритов установлен на основании прямых пересечений, при этом соотношения между дайками коронитовых габбро различного состава в настоящее время не установлены (Степанова, Степанов, 2005). Изотопно-геохимическими методами установлено время формирования только одной геохимической группы коронитовых габбро -высокожелезистых толеитов. Время их кристаллизации оценивается в 2115 млн лет назад (Степанова и др., 2003). Близкое значение магматического возраста 2177 млн лет было установлено для дайки Fe-габбро района Красной губы Беломорской провинции (Скублов и др., 2013).
Среди палеопротерозойских магматических образований БП выделяют также калиевые граниты и чарнокиты с возрастом 2.4 млрд лет. Они часто находятся в пространственной ассоциации с габброноритами. Одни из наиболее крупных гранитных массивов в пределах БП -массив губы Тупой— 2423 млн лет, Топозерский массив — 2445-2397 млн лет и гранитоиды мыса Толстик— 2405 млн лет и 2365 млн лет (Бибикова и др. 1993; Каулина, 1996; Мыскова и др., 2014; Bogdanova et al., 1993; Lobach-Zhuchenko et al., 1998). Кроме того, в пределах пояса широко развиты жилы пегматитов с возрастом 1.87 млрд лет (Бибикова и др.,2004; Скублов и др., 2011 б).
Характерной отличительной особенностью Беломорской провинции является двукратное (как в неоархее, так и в палеопротерозое) проявление метаморфизма в условиях амфиболитовой фации повышенных и высоких давлений (Володичев, 1990; Геология Карелии 1987; Петров и др., 1990; Глебовицкий, 1996; Слабунов и др., 2016)). Довольно широко распространены в пределах Беломорской провинции эклогиты. Наиболее детально изученными на данный момент являются эклогиты района с. Гридино (Володичев и др., 2004; и др.) центральной части БП и салминские эклогиты (Щипанский и др., 2005; Минц и др., 2010; Щипанский и др., 2012а, б; Konilov et al., 2004) северной части БП, в меньшей степени – эклогиты Красной губы Белого моря (Козловский, Аранович, 2008, 2010; Скублов и др., 2013б) и островов Керетского архипелага (Березин и др., 2013; Березин, Скублов, 2014, Козловский и др., 2016).
Возраст эклогитового метаморфизма является предметом острых дискуссий. На сегодняшний момент (по литературным данным) существует по крайней мере три различные модели. Первая модель, разработанная группой авторов во главе с М.В. Минцем (Минц и др., 2010; Докукина и др. 2010, Докукина и др., 2012; Dokukina, Konilov, 2011), предполагает единственный эклогитовый метаморфизм, затронувший породы комплекса в мезоархее (2.88-2.82 млрд лет назад). При этом возраст кристаллизации эклогитизированных даек оливиновых габброноритов в районе с. Гридино оценивается авторами в 2.82-2.87 млрд лет (Докукина и др. 2010, 2012; Dokukina et al., 2012).
Вторая группа авторов (не смотря на последние полученные данные о возрасте эклогитового метаморфизма карьера Куру-Ваара, Liu et al., 2017) по времени образования выделяет архейские (с возрастом 2.72 и 2.86-2.82 млрд лет) и палеопротерозойские (моложе 2.39 млрд лет) эклогиты (Володичев и др., 2004, 2012, Бибикова и др., 2003, Щипанский, Слабунов, 2015; Li et al., 2015 Volodichev et al., 2014, Щипанский и др., 2005, 2012б и др.). Предполагается, что архейский эклогитовый метаморфизм связан с субдукционными процессами (Володичев, 2002), а палеопротерозойское проявление высокобарного метаморфизма является результатом тектоно-метаморфических процессов, происходивших при формировании палеопротерозойского (2.0-1.9 млрд лет назад) Лапландско-Кольского коллизионного орогена. Палеопротерозойская переработка коры Беломорской провинции проходила крайне неравномерно, что обусловило высокую сохранность архейских комплексов во многих местах (Balagansky et al., 2015).
По мнению группы авторов ИГГД РАН, в Беломорской провинции отмечается единственный этап эклогитового метаморфизма, произошедший около 1.9 млрд лет назад (Скублов и др., 2011а, б, 2013б; Березин и др., 2013; Березин, Скублов, 2014; Мельник, 2015) и затронувший две разновозрастные группы пород – архейские будинированные тела базитов и палеопротерозойские дайки оливиновых габброноритов (Мельник, 2015). Авторами подчеркивается отсутствие в пределах пояса проявлений архейского эклогитового метаморфизма (Скублов и др., 2011, 2013б, 2014; Березин и др., 2013; Мельник, 2015). Близкой точки зрения придерживаются А.Л. Перчук и А.А. Моргунова, показавшие, что параметры метаморфизма в районе с. Гридино Беломорской провинции достигали поле стабильности коэсита (Сердюк, 2013), хотя и не отрицают возможности возникновения коллизионного орогена в более раннее (неоархейское) время (Perchuk, Morgunova, 2014).
Беломорская провинция
В соответствии с целью и задачами исследования в пределах Карельской и Беломорской провинций были опробованы 20 даек палеопротерозойских габброноритов. В пределах Беломорской провинции, объекты исследования расположены, главным образом, в северной, центральной и южной частях пояса, два объекта расположены в северо-западной части пояса, у самой границы с Карельской провинцией. В Карельской провинции палеопротерозойские дайки габброноритов были опробованы в северной части, практически на одной широте с объектами центральной части Беломорской провинции. Такая схема опробования тел позволит оценить вариации состава, условий кристаллизации и метаморфических преобразований палеопротерозойских габброноритов в двух срезах - по простиранию Беломорской провинции и в крест ее простирания на одной широте с опробованными дайками в северной части Карельской провинции. Одним из важнейших критериев при отборе образцов, была высокая сохранность пород и наличие первично-магматических минералов. По возможности были опробованы, как породы центральных частей тел, так и зоны закалки.
Аналитическая методика
Изучение химического состава минералов проводилось с использованием растрового электронного микроскопа Vega II LSH с приставкой для энергодисперсионного рентгеноспектрального микроанализа. Анализ проводился на напыленных углеродом (толщина напыления 20 нм) открытых плоско-полированных шлифах при ускоряющем напряжении 15 кВ и постоянном токе электронного пучка 15 нА ± 0.05 нА. Минералы анализировались в "точке" (фокусировка пучка - 6х6 микрон). При обработке спектров рентгеновского излучения проводилась оптимизация по спектрам простых соединений и стандартизация по набору эталонов породообразующих минералов. Ошибки измерений составляли для концентраций свыше 10 мас. % - до 2 относительных %; 5 – 10 мас. % - до 5 отн. %; от 1 до 5 мас. % - до 10 отн. %. Локальность метода позволила измерить раздельно составы магматических и метаморфических минералов (главным образом, клинопироксенов и ортопироксенов). Данные о составах породообразующих минералов позволили произвести расчеты условий кристаллизации минералов. Расчет кристаллохимических формул минералов выполнен в программе Minal, разработанной Д. В. Доливо-Добровольским (ИГГД РАН). Классификация амфиболов и клинопироксенов производилась согласно (Leake et al., 1997), клинопироксенов в соответствии с международной классификацией IMA (Morimoto, 1988).
Концентрации рассеянных элементов в клинопироксенах измеряли методом вторично-ионной масс-спектрометрии (SIMS) в Институте микроэлектроники РАН (г. Ярославль, аналитик С. Г. Симакин) в предварительно проанализированных электронным зондом участках на их гомогенность, отсутствие/наличие включений и содержание главных элементов в ИГ КарНЦ РАН. Подробно методика анализа описана в работах (Соболев и др.,1996; Носова и др., 2002; Smirnov et al.,1995). Анализ проводился на напыленных золотом (толщина пленки 0.2 мкм) шлифах. Для формирования первичного пучка использовались отрицательные ионы О2- с энергией 14.5 кэВ. Диаметр пучка составлял 20 мкм, интенсивность тока первичных ионов 5-8 нА. Каждое измерение включало 5 циклов накопления сигнала, что позволило оценить индивидуальную погрешность измерения (Носова, 2002 и ссылки в этой работе). Время анализа одной точки в среднем составляло 50 минут. Точность измерения составляла не ниже 10% для примесей с концентрациями 1 мг/г и не ниже 15-20 % для концентраций 1-0.1 мкг/г.
Изучение химического состава пород проводилось методом силикатного анализа в аналитической лаборатории ИГ КарНЦ РАН и методом XRF в ИГЕМ РАН. Силикатный анализ сочетает в себе классические (титрометрический и гравиметрический) и физико-химические методы определения породообразующих оксидов с применением атомно-абсорбционного и спектрофотометрического анализа. Анализ породообразующих элементов методом XRF проводился из стеклообразных дисков, полученных при сплавлении тетрабората лития. Анализ микроэлементов проводился из прессованных дисков. Потери при прокаливании определялись гравиметрическим методом. Время выдержки при температуре 950С - 30 мин. Точность анализа составляла 1-5 отн. % для элементов с концентрациями выше 0.5 мас. % и до 12 отн. % для элементов с концентрацией ниже 0.5 мас.%.
Концентрации рассеянных элементов в породах определялись методом индуктивно связанной плазмы с масс-спектрометрическим окончанием анализа (ICP-MS) на приборе X-Series 2 в ИГ КарНЦ РАН. Правильность анализа контролировалась путем измерения стандартных образцов BHVO-2, СГД-1А, СТ-1. Относительное стандартное отклонение для всех элементов не превышало 0.3 при измерении содержания этих элементов до 5 ПО и не превышало 0.15 при измерении содержания 5 ПО (детальное описание метода приведено в работе Светов и др., 2015).
Оценка P условий кристаллизации расплавов габброноритов Беломорской и Карельской провинций проводилась с использованием клинопироксен-ортопироксенового термобарометра, разработанного К. Putirka (2008), клинопироксен-оливинового термометра (Loucks, 1996), хромшпинель-оливиновых термометров (Wan et al., 2008; Coogan et al., 2014), мономинерального (клинопироксенового) барометра (Nimis, 1999), с применением геотермометров Малахова (Малахов, 1983) и с использованием компьютерной программы TPF-2004 ИЭМ РАН (Фонарев В. И., Графчиков А. А., Конилов А. Н.; хромшпинель-оливиновый термометр (Jackson, 1969)). Двупироксеновый геотермобарометр, клинопироксен-оливиновый и шпинель-оливиновый геотермометры основаны на зависимости распределения химических элементов между сосуществующими фазами (минерал-минерал) и предполагают, что совместно кристаллизовавшиеся минералы находились в состоянии химического равновесия. Э. Джексон (Jackson, 1969) для расчета температур кристаллизации оливин-шпинелевого парагенезиса хромититов расслоенного комплекса Стиллуоттер использует чувствительность к температуре реакции ионного обмена Mg и Fe между ассоциирующими минералами. Оливин-шпинелевые геотермометры (Wan et al., 2008 и Coogan et al., 2014) основаны на зависимости распределения Al2O3 между магнезиальным оливином и высокохромистой шпинелью, авторами отмечается подчиненная роль влияния давления на распределение алюминия между указанными минералами (Wan et al., 2008). В связи с низкой концентрацией алюминия в оливине при расчетах с применением данных геотермометров использовались составы минералов, полученные на рентгеновском микроанализаторе JEOL JXA-8200 в ИГЕМ РАН.
Двупироксеновый геотермометр (Putirka, 2008) основан на зависимости распределении энстатита и ферросилита между орто- и клинопироксеном. Для оценки равновесности сосуществующих пироксенов используется Fe-Mg обмен, граничными условиями расчетов параметров кристаллизации были KD(Fe-Mg)cpx-opx=1.09±0.14. Наиболее точные результаты с использованием данного термобарометра получены для высокомагнезиальных систем (XMgFetot в пироксене 0.75). Геотермометр (Putirka, 2008) имеет хорошую сходимость с моделями (Wood, Banno, 1979; Wells, 1977; Brey, Kohler, 1990). Оценка давлений производилась по формуле 39 при заданной температуре (уравнение 37 или 38) (Putirka, 2008) для тех же самых зерен. Методика расчета более подробно описана в работе (Putirka, 2008).
Геотермометр (Loucks, 1996) основан на чувствительности к температуре Fe-Mg перераспределения между сосуществующими оливином и клинопироксеном. Предполагается, что оливин-клинопироксеновая ассоциация слабо подвержена переуравновешиванию в ходе остывания расплавов, а рассчитанные с использованием их составов температуры характеризуются высокой точностью (Loucks, 1996).
Расчет давлений с использованием мономинерального клинопироксенового геобарометра (Nimis, 1999) основан на чувствительности к давлению параметров кристаллической решетки, кристаллизующихся клинопироксенов. При этом, данный геобарометр имеет несколько калибровок, зависящих от условий существования и составов расплавов. Значения температур, которые вводились для расчета давлений определялись для тех же зерен по номограмме Малахова (Малахов, 1983) и/или с применением клинопироксен-оливинового термометра (Loucks, 1996). Мономинеральные – клино- и ортопироксеновые термометры основаны на анализе распределения разных элементов в одном и том же минерале (Са и Mg).
Геологическая характеристика палеопротерозойских габброноритов Беломорской провинции
Содержания петрогенных, редких и редкоземельных элементов в палеопротерозойских габброноритах Беломорской провинции приведены в таблице 2, приложения 1. Положение точек составов рассматриваемых пород на классификационной диаграмме TAS (Рисунок 5.1.1 А) для плутонических пород позволяют определить их как габбро и габбродиориты нормального и низкого рядов щелочности. В системе Na2O+K2O-FeO -MgO на диаграмме AFM (Irving &Baragar, 1971), габбронориты БП располагаются преимущественно в поле пород толеитовой серии (Рисунок 5.1.1 А, Б), на диаграмме Йенсена (Jensen, 1976) Al2O3-FeO +TiO2-MgO фигуративные точки составов пород ложатся преимущественно в поле коматиитовых базальтов (BK), в меньшей степени в поля высокомагнезиальных (HMT) и высокожелезистых (HFT) толеитов (Рисунок 5.1.1 В).
По содержанию MgO среди рассматриваемых пород можно выделить группу высокомагнезиальных (с содержанием MgO более 13.01 вес %) габброноритов, которая включает в себя габброиды районов оз. Каложное, к. Куру-Ваара, м. Пурнаволок-м. Кирбей, м. Гридин, островов Супротивных, Роватостров, Кондостров и Бережной Борщовец, и группу низкомагнезиальных (с содержанием MgO=6.68-12.67 вес %) габброноритов, в которую входят интрузии габброноритов северо-западной части БП: районы оз. Тованд и г. Иванова.
Для высокомагнезиальных габброноритов БП характерны высокохромистые составы с повышенными концентрациями кремнезема и низкой титанистостью. Содержание MgO в них варьирует от 13.01 до 21.8, SiO2 от 48.02 вес. % до 52.8 вес. %, Cr от 1109 до 3139 ppm, концентрации TiO2 не превышают 0.65 вес. %, в среднем составляя не более 0.5 вес. %. На вариационных диаграммах петрогенные оксиды – MgO (Рисунок 5.1.2.) составы пород формируют единый эволюционный ряд, для которого свойственно закономерное снижение концентраций оксидов титана, кальция, глинозема, суммы щелочей и кремния при возрастании содержания MgO (Рисунок 5.1.2).
Низкомагнезиальные габбронориты отличаются от высокомагнезиальных более высокими концентрациями SiO2 (от 53.02 до 54.06 вес. %), TiO2 (до 0.85 вес. %), Al2O3 (от 12.05 до 16.71 вес. %) и CaO (от 7.89 до 12.39 вес. %). Содержания Cr в низкомагнезиальных габброноритах БП не превышают 706 ppm.
Было установлено, что деформированное дайкообразное тело карьера Куру-Ваара варьирует по составу от меланократовых оливиновых габброноритов до гранофировых лейкогабброноритов. По петрохимическим характеристикам рассматриваемые породы относятся к группе высокомагнезиальных габброноритов, при этом на вариационных диаграммах петрогенные оксиды – MgO (Рисунок 5.1.6.) отчетливо проявлен единый тренд изменения их составов. Для габброноритов карьера Куру-Ваара свойственно закономерное увеличение содержаний окислов кремния (от 49.43 до 50. 67 вес. %), титана (от 0.45 до 0.62 вес. %), алюминия (от 8.09 до 11.48 вес. %), кальция (от 5.81 до 8.53 вес. %), щелочей (от 1.66 до 2.66 вес. %) и снижение Fe2O3 (от 12.31 до 11.34 вес. %) с уменьшением концентраций MgO (от 21.89 вес. % до 14.6 вес. %). Исключением являются гранофировые лейкогаббронориты: в них содержание SiO2 повышается до 57 вес. %, а СаO падает до 3.86 вес. % при MgO=17.08 вес. %. Наименьшие содержания MgO установлены в породах зон закалок и краевых частей тела (на удалении до 5 м от контактов), максимальными содержаниями MgO (а также Cr и Ni) характеризуется центральная часть тела.
Рассмотрение петрохимических особенностей тела габброноритов о-ва Бережной Борщовец показало схожее строение. Выделяются: зона закалки (в северном контакте тела), характеризующаяся низкими содержаниями MgО (13.01 вес. %) и центральная часть тела, в пределах которой концентрации MgО возрастают до 21.34 вес. %. На вариационных диаграммах петрогенные оксиды – MgO точки составов пород рассматриваемого тела близки с габброидами деформированного дайкообразного тела карьера Куру-Ваара (Рисунок 5.1.6.) и габброноритами Беломорской провинции в целом. Возможно, рассматриваемое тело габброноритов о-ва Бережной Борщовец, является опрокинутым фрагментом крупного дифференцированного силла, а его северный (в современном эрозионном срезе) контакт соответствует кровле силла. Для элементов-примесей в коронитовых габброноритах Беломорской провинции также характерны значительные вариации концентраций (Рисунок 5.1.3.). Содержания когерентных Рисунок 5.1.6. Вариации содержаний окислов петрогенных элементов (вес. %) относительно MgO (вес. %) для палеопротерозойских габброноритов Беломорской провинции. Синим полем обозначены породы зон закалок. элементов Ni, Cr и Co в габброноритах Беломорской провинции варьируют в широких пределах, проявляя хорошо выраженную прямую зависимость от содержания MgO.
Наибольшие концентрации Cr, Ni и Со установлены для тел высокомагнезиальных габброноритов карьера Куру-Ваара и оз. Каложное (Cr=2651-2700 ppm, Ni=784 ppm и Со=95 ppm), минимальные – для краевой части дайки низкомагнезиальных габброноритов г. Иванова (Cr=140 ppm, Ni= 118 ppm и Со=37 ppm). Значительно превышают указанные концентрации содержания Ni (1800 ppm) и Cr (3140 ppm) в оливиновых меланогабброноритах о-ва С. Супротивный, что связывается с высоким содержанием оливина и ортопироксена – минералов-концентраторов - в этих породах. Содержание V возрастает от 119 ppm в высокомагнезиальных габброноритах к. Куру-Ваара до 269 ppm в низкомагнезиальных габброноритах г. Иванова. В целом, в коронитовых габброноритах Беломорской провинции наблюдается слабая отрицательная корреляция концентраций ванадия от магния (Рисунок 5.1.3. Г).
Палеопротерозойские габбронориты Беломорской провинции характеризуются низкими содержаниями высокозарядных элементов (Zr, Nb, Y, Ta, Th, U и др.). Наиболее высокие их концентрации, в связи со способностью некогерентных элементов накапливаться в остаточных расплавах, установлены в породах с более высоким содержанием кремнезема – в низкомагнезиальных габброноритах г. Иванова и оз. Тованд (Рисунок 5.1.4.). В целом, концентрации Nb в породах не превышают 5 ppm, Hf составляет до 3.5 ppm, Y – не более 15 ppm. Наибольшие концентрации отмечены для Zr: его содержание варьирует от 46 до 105 ppm (Рисунок 5.1.4. А).
Концентрации Rb, Ba и Sr в габброноритах БП колеблются в широких пределах: Rb от 4 до 40 ppm, Ba от 54 до 395 ppm, Sr от 88 до 295 ppm. Наиболее низкие концентрации указанных элементов отмечаются в высокомагнезиальных габброноритах, наиболее высокие - в низкомагнезиальных габброноритах Беломорской провинции (Рисунок 5.1.4.). Максимальные концентрации Sr (560 ppm) установленные в краевой части дайки г. Иванова, вероятно, связаны с контаминацией пород коровым веществом, что согласуется с петрографическими особенностями пород (которые рассмотрены в главе 6.2).
Спектры распределения редкоземельных элементов (РЗЭ) (Рисунок 5.1.7. А) как высокомагнезиальных, так и низкомагнезиальных габброноритов Беломорской провинции, нормированные по хондриту (McDonough, Sun, 1995), характеризуются умеренной степенью фракционирования легких лантаноидов по отношению к тяжелым ((La/Yb)N в разных телах варьирует от 2.8 до 6.1) От высокомагнезиальных габброноритов низкомагнезиальные отличаются более высокими концентрациями REE, при близких ((La/Sm)N=1.7-2.7 и Gd/Yb)N=1.2-1.9). Минимальные концентрации РЗЭ отмечаются в оливиновых меланогабброноритах оз. Каложное: содержания легких РЗЭ превышают хондритовый уровень в 8-19 раз, средних – в 5-7 раз, а тяжелых в 4-4.5 раза. В низкомагнезиальных габброноритах (район оз. Тованд) – концентрации легких РЗЭ превышают хондритовый уровень в 34-87 раз, средних в 24-27 раз, а тяжелых в 19-22 раза.
Петрогеохимическая характеристика палеопротерозойских габброноритов Беломорской провинции
Оливиновые габбронориты оз. Каложное Массивы района оз. Каложное (восточный берег оз. Каложное, обр. Са-157, западный берег оз. Каложное, обр. Са-161; Рисунок 4.0.1.) в целом характеризуются хорошей сохранностью и имеют гипидиоморфнозернистые или габбровые структуры. На границе оливина с плагиоклазом развиваются коронарные структуры. Главные породообразующие магматические минералы в них представлены ортопироксеном (до 40%), авгитом (до 25%), основным плагиоклазом (15-20 до 45 %) и оливином (до 7%), второстепенные – ильменитом и биотитом (Рисунок 6.2.1 А - Г). В зависимости от процентных соотношений породообразующих минералов варьируют от оливиновых меланогабброноритов до оливинсодержащих габброноритов.
Ортопироксен (XMgFetot=0.79-0.86) формирует слабоокрашенные в бурый цвет, буровато-красные в краевых частях, идиоморфные кристаллы, не превышающие по удлинению 2-3 мм (единичные зерна достигают 7 мм). В центральных частях кристаллов ортопироксена установлены включения ксеноморфных зерен оливина (Fo=81, размером до 0.2 мм), алюмохромита (Cr#=59) и мелких лейст плагиоклаза (Pl1) (Рисунок 6.2.1 Г). Плагиоклаз обычно характеризуются интенсивной бурой окраской и наличием многочисленных мелких вростков шпинели - плеонаста. В наиболее лейкократовых породах кристаллы ортопироксена имеют ярко выраженное зональное строение: выделяется практически бесцветное ядро с XMgFetot=0.85-0.86 и содержанием Cr2O3 до 0.55 вес. % и интенсивно окрашенная в бурый цвет менее магнезиальная (XMgFetot=0.80) краевая часть зерна, мощностью около 0.5 мм. Хром в составе краевых частей кристаллов не установлен, а интенсивная бурная окраска обусловлена наличием многочисленных мелких включений титаномагнетита (Егорова, Степанова, 2012).
Клинопироксен представлен интенсивно окрашенными в бурый цвет, реже - практически бесцветными, идиоморфными кристаллами, отвечающими по составу магнезиальным авгитам (XMgFetot=0.80-0.83, Wo29-33En44-50Fs6-11, Cr2O3=0.65-1.28 вес. %). В них также установлены включения зерен оливина, размером до 0.5 мм и хромшпинели ( 0.1 мм).
Относительно железистые оливины (с содержанием Fo=68-73) представлены бесцветными ксеноморфными кристаллами, окруженными двухслойными (ортопироксен-амфиболовыми), реже – трехслойными (ортопироксен-амфибол-гранатовыми) друзитовыми каймами на границе с магматическим плагиоклазом. Зерна оливина однородные: содержание форстеритовой компоненты в пределах отдельных кристаллов варьирует в пределах погрешности измерений.
Плагиоклаз в оливиновых габброноритах формирует практически бесцветные или буроватые лейстовидные кристаллы, размером до 2 мм. По составу отвечает лабрадору, An = 61. Ингода в плагиоклазах устанавливаются пойкилитовые включения более ранних минералов. Плагиоклаз из оливиновых меланогабброноритов восточного берега оз. Каложное, обр. Са-157, характеризуется интенсивной бурой, до черной, окраской и имеет близкий состав (An=55). В этих плагиоклазах установлены многочисленные мелкие включения шпинели, что, вероятно, обуславливает их темно-коричневую в проходящем свете окраску. В пользу этого вывода свидетельствует тот факт, что в центральных частях некоторых зерен выделяются слабоокрашенные, буроватые участки, в которых включения шпинели практически отсутствуют (Рисунок 6.2.1. В, Д). Рисунок 6.2.1. Микрофото габброноритов района оз. Каложное: А – Крупнозернистые оливинсодержащие габбронориты западный берег оз. Каложное. Оптический микроскоп, без анализатора; Б – Крупнозернистые оливинсодержащие габбронориты западный берег оз. Каложное. Оптический микроскоп, с анализатором; В – Средне-крупнозернистые оливиновые меланогаббронориты восточный берег оз. Каложное. Оптический микроскоп, без анализатора; Г – Средне-крупнозернистые оливиновые меланогаббронориты восточный берег оз. Каложное. Оптический микроскоп, без анализатора; Г – плагиоклаз (с включениями плеонаста и без) из оливиновых меланогабброноритов (в BSE); Е – включение плагиоклаза в зерне ортопироксена (в BSE). Габбронориты западной части оз. Каложное характеризуются высокими содержаниями биотита (до 10-12 %), который формирует не только широкие каймы вокруг ильменита, но и мелкие (магматические) зерна в интерстициях лейст плагиоклаза.
Вторичные преобразования в породах проявлены в формировании ортопироксеновых, гранатовых и амфиболовых кайм на границах оливина и плагиоклаза, иногда практически полностью замещающих первичные минералы. Непосредственно вокруг оливина развивается кайма шестоватых зерен ортопироксена (Орх ). Ортопироксен кайм по сравнению с первично-магматическим пироксеном в плоско-поляризованном свете отличается отсутствием буроватой окраски и содержит меньше MgО, Al2O3 и СаО (XMgFetot=0.77, Al2O3 1.3 вес. %, CaO 0.28 вес. %) и не содержит Cr2O3. Ортопироксеновая кайма сменяется буроватой амфиболовой каймой. Амфибол в ней имеет состав паргасита (XMgFetot=0.80) и иногда содержит большое количество включений шпинели.
BSE-изображения габбронориты района оз. Каложное: А – амфиболовые с гранатом каймы вокруг магматических зерен ортопироксена; Б – граница амфиболовой каймы и плагиоклаза в отраженных электронах, замещение плагиоклаза плеонастом. Амфиболовые, с единичными зернами граната, каймы установлены на границе магматических зерен ортопироксена с плагиоклазом (Рисунок 6.2.2 А). Амфибол представлен паргаситом с XMgFetot=0.88, гранат характеризуется преобладанием в составе пиропового минала: Alm28Prp44Grs17. В результате метаморфических преобразований в габброноритах района оз. Каложное происходит замещение плагиоклаза плеонастом(XMgFetot=0.62), характерной чертой которого является присутствие в составе до 0.5 вес. % цинка (Рисунок 6.2.2 Б; Егорова, Степанова, 2012).
Оливиновые габбронориты карьера Куру-Ваара
Деформированное тело оливиновых меланогабброноритов карьера Куру-Ваара (Рисунок 4.0.1.) характеризуется интенсивными метаморфическими преобразованиями пород, вплоть до их полной перекристаллизации. Несмотря на интенсивный метаморфизм в пределах тела установлены отдельные участки пород, сохраняющие первичные магматические минералы и структуры. Ниже дается описание наиболее сохранных пород.
Краевая часть тела сложена массивными мелкозернистыми пироксеновыми порфиритами. Вкрапленники представлены единичными неравномерно окрашенными в бурый цвет, удлиненно-призматическими кристаллами ортопироксена (Рисунок 6.2.3 А, Б), достигающими 1.2 мм по удлинению. Основная масса характеризуется низкой степенью сохранности, однако в ней иногда устанавливаются реликты магматических плагиоклазов, формирующих метельчатые агрегаты. Реликтовые магматические минералы составляют не более 20% основной массы и представлены орто- и клинопироксеном, единичными зернами рудного минерала. Клинопироксен при этом характеризуется интенсивной бурой окраской, что, вероятно, связано с наличием структур распада и многочисленных включений ильменита. Метаморфическими минералами основной массы являются гранат и амфибол. Гранат развивается преимущественно по плагиоклазу и представлен мелкими (0.3-0.5 мм) зернами, формирует около 25 % объема породы. Амфибол иногда практически полностью псевдоморфно замещает пироксены, представлен мелкозернистым агрегатом. В краевой части тела габброноритов карьера Куру-Ваара установлены псевдоморфозы ортопироксена по оливину, окруженные гранатовой каймой.