Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Мигматиты и сопряженные метасоматиты: терминология, гипотезы образования с. 8
Глава 2. Краткий очерк геологического строения района с. 18
Глава 3. Геолого-петрографическое описание пород Нигрозерской структуры с. 31
Глава 4. Петрохимическая характеристика пород Нигрозерской структуры с. 61
Глава 5. Химический состав и зональность минералов Нигрозерской структуры. Минеральная термобарометрия с. 72
Глава 6. Геологическая модель формирования апоамфиболитовых пород Нигрозерской структуры с. 92
Глава 7. Физико-химические условия формирования мигматитов Нигрозерской структуры с.
Заключение с. 129
Литература с. 131
Приложения с. 149
- Мигматиты и сопряженные метасоматиты: терминология, гипотезы образования
- Краткий очерк геологического строения района
- Геолого-петрографическое описание пород Нигрозерской структуры
- Петрохимическая характеристика пород Нигрозерской структуры
Введение к работе
Актуальность темы. Проблема становления континентальной коры и образования пород кислого состава является одной из важнейших в петрологии и геологии. Она тесно связана с вопросами образования мигматитов, так как именно в зонах ультраметаморфизма происходит генерация основного количества кислых расплавов. Предложено большое число различных моделей образования мигматитов, и ясно, что мигматиты в природе образуются различными путями (Misch, 1968; Yardley, 1978; Olsen, 1983; Эшуорт, 1988 и многие другие). Однако, критерии, позволяющие, отличать друг от друга мигматиты различного происхождения, разработаны недостаточно, в связи с чем остается неясным, какие именно механизмы являются ведущими при образовании мигматитов, а какие имеют второстепенное значение. В частности, ключевыми вопросами для понимания процесса мигматизации являются вопросы о привносе вещества при образовании мигматитовых комплексов (вопрос гранитизации) и об участии в процессе мигматизации расплава, о времени и месте его возможного появления. Разрешению указанных вопросов должно способствовать создание генетических моделей образования отдельных мигматитовых комплексов, так как только на основе обобщения таких частных моделей возможно создание общей петрологической модели мигматизации.
Наиболее интересным представляется процесс образования мигматитов и гранитоидов по породам основного состава: во-первых, он более точно соответствует понятию первичного, происходящего за счет основных пород, корового гранитообразования, то есть в некоторой степени способен моделировать процесс становления континентальной коры за счет океанической, во-вторых, высокая контрастность по химическому составу между субстратом и новообразованными гранитоидами способствует более четкому выявлению некоторых особенностей образования мигматитов, которые могут быть пропущены при близком составе субстрата и продуктов мигматизации (мигматиты по метапелитам).
Беломорский комплекс Северной Карелии является классическим местом проявления процессов мигматизации и гранитизации. Изучение мигматитов Беломорья имеет длинную историю, начиная с хрестоматийных работ Н.Г. Судовикова. Однако, на фоне многочисленных достижений последнего времени в области изучения структуры и геохронологии Беломорского комплекса, петрология мигматитов изучена недостаточно.
В качестве объекта исследования выбраны апоамфиболитовые мигматиты Нигрозерской структуры, входящей в состав Центрально-Беломорской мафической зоны, во-первых, благодаря широкому проявлению здесь процессов собственно мигматизации, а также сопряженного метасоматоза и гранитообразования, во-вторых, хорошей обнаженности и вскрытости карьером этих образований, что важно при изучении таких сложных пород как мигматиты.
Цели и задачи исследования. Основной целью исследования явилось выявление условий и основных закономерностей образования мигматитов, метасоматитов и гранитоидов Нигрозерской структуры. Для достижения поставленной цели решались следующие задачи:
1) выявление структурных и временных взаимоотношений между различными типами пород Нигрозерской структуры;
2) характеристика химического состава пород Нигрозерской структуры, химического состава и зональности слагающих их минералов;
3) установление Р-Т параметров и механизмов процесса мигматизации;
4) оценка кислотности-щелочности участвующего в мигматизации флюида;
5) построение непротиворечивой модели формирования изученного комплекса пород.
Фактический материал и методы исследований. Полевые материалы собраны автором во время работ 2004-2007 годов. В процессе работы изучено более 200 образцов пород, использованы данные 60 ренгенофлюоресцентных анализов пород и более 1000 микрозондовых анализов минералов.
В работе применялся комплекс классических петрографических методов, включающий полевые геологические наблюдения, геологическое картирование, изучение пород в шлифах, методы парагенетического анализа и минеральной термобарометрии, а также современные прецизионные методы изучения состава пород и минералов.
Научная новизна работы. 1) Проведено систематическое детальное исследование мигматитов и сопутствующих пород Нигрозерской структуры, составлена геологическая карта юго-восточной части структуры, впервые для Нигрозерской структуры выявлена тесная связь процессов мигматизации с тектоническими деформациями и приуроченность наиболее мигматизированных пород к узким протяженным зонам смятия.
2) Изучены структуры, минеральный и химический состав пород, впервые для мигматитов Центрально-Беломорской мафической зоны рассчитан баланс вещества и установлена неизохимичность процесса мигматизации амфиболитов.
3) Выявлены особенности химического состава и зональности минералов в различных апоамфиболитовых породах структуры, рассчитаны Р-Т параметры их формирования.
5) Установлены минеральные парагенезисы, образованные в результате частичного плавления в открытой системе, перемещения новообразованных расплавов, метасоматоза, предложены конкретные химические реакции образования каждого минерального парагенезиса, предложена модель флюидно-магматического взаимодействия при образовании апоамфиболитовых мигматитов.
6) Установлено, что апоамфиболитовый комплекс пород Нигрозерской структуры содержит минеральные парагенезисы, образованные при различной кислотности-щелочности равновесного флюида, обоснована связь этого явления с дифференциацией флюида в зонах сдвиговых деформаций.
Защищаемые положения.
1. Мигматизация амфиболитов Нигрозерской структуры происходила синхронно с тектоническими деформациями и максимальное развитие получила в узких и протяженных линейных зонах смятия.
2. Мигматизация в пределах Нигрозерской структуры имела неизохимический характер и происходила с привносом в систему SiCb. На ранних этапах мигматизация сопровождалась выносом К, на поздних — выносом Na и привносом К. Из малых элементов в систему привносились Ті, Mn, Р, Y, Zr и, на позднем этапе, Ва; выносились Сг и, на позднем этапе, Sr.
3. Образование апоамфиболитовых мигматитов Нигрозерской структуры представляет собой сложный петрогенетический процесс, включающий частичное плавление амфиболитов в открытой системе, флюидно-магматическое взаимодействие расплавов и фильтрующихся сквозь них флюидов, перемещение новообразованных гранитоидных расплавов, их кристаллизацию и последующее субсолидусное метасоматическое преобразование реститов и гранитоидов.
4. Минеральные парагенезисы апоамфиболитовых пород образовались при различной кислотности-щелочности равновесного флюида, причем наблюдается определенная закономерность в смене этих парагенезисов во времени и пространстве: парагенезисы, равновесные с более щелочным флюидом, приурочены преимущественно к периферийным участкам зон смятия и максимальное развитие получили на начальных стадиях процесса мигматизации, парагенезисы, равновесные с более кислым флюидом, в основном связаны с центральными участками зон смятия и максимальное развитие получили на заключительных стадиях образования мигматитов.
Практическое значение. Полученные результаты имеют региональное значение и важны для понимания условий гранитизации пород Беломорья. Они могут быть полезны при реконструкции первичного субстрата мигматитов, что важно для региональных геодинамических построений. Предложенная и опробированная в работе методика изучения мигматитов может быть использована для выяснения условий образования и особенностей флюидного режима других мигматитовых комплексов, что может быть использовано при поиске в них полезных ископаемых (керамические и слюдоносные пегматиты, камнесамоцветное сырье и др.).
Апробация результатов исследования. Результаты работы докладывались на X всероссийском петрографическом совещании «Петрография XXI века (г. Апатиты, 2005), XVI, XVII и XVIII конференциях молодых ученых, посвященных памяти члена-корреспондента АН1 СССР профессора К.О. Кратца (г. Апатиты, 2005, г. Петрозаводск, 2006, г. Санкт-Петербург, 2007), научной конференции «Беломорский подвижный пояс и его аналоги: геология, геохронология, геодинамика, минерагения» (г. Петрозаводск, 2005), XIV, XV и XVI научных чтениях памяти профессора И.Ф. Трусовой (г. Москва, 2005, 2006 и 2007 г.), VIII Международной конференции «Новые идеи в науках о Земле» (г. Москва, 2007), Всероссийской научной конференции «Геология и минерагения Кольского региона» и IV Ферсмановской научной сессии (г. Апатиты, 2007). По теме диссертации опубликовано 14 работ, из них 1 статья в сборнике и 2 статьи в рецензируемом журнале.
Объем и структура работы. Диссертация состоит из введения, 7 глав и заключения общим объемом 192 страницы, включает 82 страницы текста, 29 рисунков, 8 таблиц, список литературы из 197 наименований и приложения. Во введении определена актуальность работы, сформулированы цели и задачи исследования. В первой главе обозначена проблема образования мигматитов и сопряженных метасоматитов, изложены современные представления о механизмах мигматизации и гранитизации, уточнена терминология. Во второй главе изложены современные представления о геологии Беломорского подвижного пояса. В третьей главе рассматривается геологическое строение Нигрозерской структуры и приводится петрографическая характеристика разновидностей пород, слагающих структуру. Четвертая глава посвящена рассмотрению петрохимии пород структуры, а пятая - особенностей химического состава минералов этих пород. В шестой главе предлагается геологическая модель формирования апоамфиболитовых пород Нигрозерской структуры. В седьмой приведен анализ парагенезисов пород и конкретных химических реакций их образования и сделаны выводы о физико-химических условиях образования мигматитов. В приложении приведены анализы пород и минералов Нигрозерской структуры, полученные в ходе исследования.
Благодарности. Настоящее исследование проводилось под руководством д.г. м.н., профессора [Владимира Леонидовича Русинова в Лаборатории физико химического анализа эндогенных процессов ИГЕМ РАН. Большую помощь и всестороннюю поддержку на всех этапах исследования автору оказал заведующий этой лаборатории Л.Я. Аранович, а также сотрудники В.М. Козловский, И.Т. Расе, Н.С. Серебряков. Отдельные аспекты данной работы обсуждались с С.С. Абрамовым, В.Ю. Герасимовым, И.А. Зотовым, СП. Кориковским, Т.Л. Лариковой, Н.Н. Перцевым, О.Ю. Плотинской (ИГЕМ РАН), а также П.Я. Азимовым, Д.В. Доливо-Добровольским (ИГГД РАН), Т.Ю. Должанской, СВ. Ежовым (РГГРУ), В.В. Травиным (Институт геологии КарНЦ РАН). Рентгенофлюоресцентный анализ пород произведен в лаборатории ИГЕМ РАН А.И. Якушевым и Т.М. Марченко, микрозондовые анализы - Е.В. Гусевой, Н.Н. Коротаевой, В.О. Япаскуртом (МГУ) К.В. Ваном (ИЭМ, г. Черноголовка), Н.Н. Кононковой (ГЕОХИ РАН), СЕ. Борисовским и Л.О. Магазиной (ИГЕМ РАН). Всем перечисленным коллегам автор чрезвычайно признателен за помощь.
Мигматиты и сопряженные метасоматиты: терминология, гипотезы образования
Термин «мигматит» впервые введен в геологическую литературу в 1907 году финским геологом Седерхольмом, который дал следующее его определение: «Для обозначения гнейсов, состоящих из двух различных генетических элементов — рассланцованного осадка и листоватого эруптивного материала - и образовавшихся либо в результате перерастворения осадочного материала, либо путем инъекции извне автор предлагает название «мигматиты» (от греч. \чу\ла — смесь). Эта группа пород занимает промежуточное положение между собственно изверженными породами и кристаллическими сланцами осадочного происхождения» (цитата по Менерт, 1971, с. 194). Сам Седерхольм считал механизм магматической инъекции ведущим при образовании мигматитов и уподобил мигматиты артериям человека, введя термин «артерит». В дальнейшем были выдвинуты другие гипотезы образования мигматитов, в результате чего оказалось целесообразным сохранить за термином только описательный характер. Крупнейший исследователь мигматитов К. Менерт предлагает следующее определение: «Мигматит представляет собой сложную породу, состоящую из двух или более петрографически различных частей - вмещающей более или менее метаморфизованной породы и пегматитового, аплитового, гранитного, в общем, плутонического материала» (Менерт, 1971, с. 194). Согласно Дж.Р. Эшуорту (Эшуорт, 1988, с. 12), «мигматит — порода, встречающаяся в областях развития метаморфизма средней и высокой ступеней, всегда макроскопически неоднородная, одна из составляющих которой светлоокрашена и имеет кварц-полевошпатовый или полевошпатовый состав».
Таким образом, в мигматитах можно выделить несколько составных частей. Светлоокрашенный кварц-полевошпатовый материал получил название лейкосомы, комплиментарный лейкосоме темноокрашенный материал, состоящий из преимущественно мафических минералов - название меланосомы. Лейкосома и меланосома в сумме составляют неосому, т. е. новообразованную часть породы. Кроме неосомы в составе мигматитов выделяется определенная часть, имеющая вид обычной метаморфической породы, промежуточной по составу между лейко- и меланосомой. Для ее обозначения обычно используют термин палеосома. Ряд авторов (например, Johannes, 1988) применяют название мезосома, так как название палеосома путается с понятием материнской, первичной породы, а такая порода в мигматитах, по мнению этих авторов, не должна уже существовать. Для гипотетической материнской породы этими авторами предлагается термин протолит. Для обозначения лейкосомы К. Менерт, как нам кажется, весьма удачно, использует также термин «мобилизат», подчеркивая тот факт, что практически всегда лейкосома ведет себя как менее компетентная, более мобильная при любой деформации порода, вне зависимости о того, каким способом она образовывалась.
Внешний вид мигматитов характеризуется огромным текстурно-структурным разнообразием, что, по-видимому, в некоторой степени отражает их разнообразный генезис. К. Менерт (Менерт, 1971) выделяет следующие текстуры мигматитов: агматитовую, диктионитовую, глыбовую, флебитовую (жилковатую), строматитовую (слоистую), сарреитовую (текстура растяжения), текстуру складчатости, птигматитовую, очковую, стиктолитовую (пятнистую), шлировую, небулитовую, гомофановую. Соответственно, среди мигматитов выделяются агматиты, диктиониты, птигматиты и т. д..
На происхождение мигматитов существуют разные точки зрения. Противоречивые предположения были высказаны уже первыми исследователями; мигматитов: Седерхольм, как уже указывалось, считал мигматиты продуктом внедрения магмы извне («артериты»), шведский геолог Холмквист полагал мигматиты продуктом частичного плавления исходного протолита («вениты»).
Два основных вопроса, которые дискутируются при обсуждении проблемы образования мигматитов — это вопрос об открытости или закрытости системы и вопрос об участии в процессе мигматитообразования расплава. В соответствии с этим, как неоднократно указывалось в литературе (Эшуорт, 1988; Misch, 1968; Olsen, Grant, 1991; Yardley, 1978), можно выделить четыре элементарных механизма образования мигматитов: 1) частичное плавление, или анатексис (закрытая система, присутствует расплав); 2) магматическая инъекция (открытая система, присутствует расплав); 3) метаморфическая дифференциация исходного протолита (закрытая система, расплав отсутствует) и 4) метасоматоз (открытая система, расплав отсутствует). Эти четыре элементарных механизма в целом не исключают друг друга и могут проявляться совместно. Кроме собственно мигматитов, некоторые авторы (например, Misch, 1968; Olsen, Grant, 1991) указывают на возможность существований «псевдомигматитов» - первично неоднородных пород (слоистых осадков, перемежающихся потоков лав различного состава, расслоенных интрузивных пород), которые в результате метаморфизма приобретают облик мигматитов. В настоящий момент ясно, что мигматиты не только теоретически могут, но и реально в природе образуются различными путями. Для большинства мигматитовых комплексов признается в целом расплавная природа мигматитов (Amore et al., 1993; Bin, Fucheng, 1994; Brown, 1983; Jiangai et al., 1997; Kenah, Hollister, 1983; Pattison, 1991; Shimura et al., 1998; Sorensen, 1988; von Platen, 1965; Yardley, Barber, 1991 и другие). При этом для различных случаев предложены модели частичного плавления в полностью закрытой системе (при реакции дегидратации водосодержащих минералов без участия посторонних флюидов) (Шкодзинский, 1976; Finger, Clemens, 1995; Shimura et al., 1998; Tonarini et al., 1994; Tracy, Robinson, 1983; Waters, 1988) и модели частичного плавления под воздействием фильтрующихся флюидов, несущих с собой или только собственно летучие (Finger, Clemens, 1995; Tracy, Robinson, 1983), или привносящие в систему также щелочи и (или) кремнезем (работы Д.С. Коржинского и его школы; Olsen, Grant, 1991). В ряде работ рассматриваются более сложные механизмы. Так, в работах В. Иоганнеса (Иоганнес, 1988; Johannes, Gupta, 1982; Johannes, 1983; Johannes, 1988) обосновывается модель плавления первично, неоднородного субстрата, в других работах рассматриваются процессы кристализационной дифференциации расплава в процессе образования лейкосом (Sawyer, 1987), модели совмещения анатексиса с магматической инъекцией и метасоматозом (Carney et al., 1991; Olsen, Grant, 1991) и другие.
Несмотря на то, что большая часть мигматитов имеет, по-видимому, расплавную природу, в ряде случаев доказано, что мигматиты могут образовываться и в субсолидусных условиях, в результате метаморфической дифференциации (Blom, 1988; Lindth, Wahlgren, 1985; Sawyer, Barnes, 1988; Whitney, Irving, 1994; Yardley, 1978) или метасоматоза (Козловский, 2004 ; Щербакова, 1988; Щербакова, Беус, 2000; Misch, 1968).
Краткий очерк геологического строения района
Беломорский комплекс глубокометаморфизованных пород, слагающий согласно современным представлениям одноименный подвижный пояс архейского возраста, развит в виде достаточно узкой (от 30-40 до 170-180 км) и протяженной (около 700 км) полосы вдоль западного побережья Белого моря от устья реки Онеги на юге до г. Кандалакши на севере и далее на северо-запад в сторону Финляндии и Норвегии. Впервые комплекс бьш вьщелен в 1935 году В.М. Тимофеевым под названием «беломорская формация» (Тимофеев, 1935). Комплекс выделяется по устойчивому проявлению в его пределах пород, метаморфизованных в фациях повышенных давлений (Глебовицкий, 1973 и др.), в отличие от менее барических метаморфитов Центральной Карелии и Кольского полуострова.
Взгляды на геологическое строение Беломорского комплекса существенно менялись на протяжении времени. Первые исследователи (В.М. Тимофеев, Н.Г. Судовиков и др.) считали беломорские породы преимущественно супракрустальными, однако, в связи с широким проявлением процессов ультраметаморфизма, возможность их стратиграфического расчленения подвергалась сомнению. Смена вещественных комплексов в пределах Беломорья рассматривалась как метаморфическая («ультраметаморфическая») зональность. В середине ХХ-го столетия благодаря работе большого коллектива геологов (Д.Т. Мишарев, К.А. Шуркин, Н.В. Горлов, В.Л. Дук, Е.П. Чуйкина, Л.В. Калафати, М.Е. Салье и многие другие) появились разнообразные стратиграфические схемы Беломорского комплекса. Эти схемы, несмотря на то, что в целом верно отражали смену разнообразных породных ассоциаций в Беломорье, в значительной мере исключали друг друга. Кроме того, неясной оставалась общая структура Беломорского комплекса. Так, согласно одним исследователям (А.А. Полканов, Е.П. Чуйкина, Л.В. Калафати, Н.В. Горлов и др.), комплекс имел моноклинальное строение и являлся частью более крупной синформы, ось которой проходила по Кандалакшскому заливу, по мнению других авторов (Д.Т. Мишарев, К.А. Шуркин, М.Е. Салье и др.), комплекс представлял собой синклинорий, окаймленный с северо-востока и юго-запада двумя антиклинориями. Существовали и другие представления. В зависимости от взглядов на общую структуру комплекса и методов расчленения разреза разными исследователями выделялось различное число слагающих комплекс свит. Например, Д.Т. Мишарев с соавторами (Мишарев и др., 1960) выделял 3 свиты (нижняя, средняя, верхняя) при общем синклинорном строении комплекса, К.А. Шуркин с соавторами (Беломорский комплекс, 1962) — 8 свит (керетская, хетоламбинская, лоухская, чупинская, княжегубская, кайтатундровская, кандская и енская) также при общем синклинорном строении, Е.П. Чуйкина - 5 свит (керетская, хетоламбинская, чупинская, котозерская, западная) при моноклинальном строении, М.Е Салье с соавторами - 2 толщи (хетоламбинская и чупинская) при синклинорном строении комплекса. Эволюция взглядов на стратиграфию Беломорья подробно рассматривается в работах (Беломорский комплекс..., 1962; Володичев, 1975; Геология и пегматитоносность..., 1985 и др.). Уже в это время появились сведения о неоднородном строении комплекса, в пределах которого выделялись т.н. Чупинский (более древний) и Енский (более молодой) сегменты (Геология и пегматитоносность..., 1985).
Принципиально новый взгляд на геологическое строение Беломорья появился в конце 80-ых - начале 90-ых годов 20-го столетия после основополагающей работы Г. Гаала и Р. Горбачева (Gaal, Gorbatschev, 1987), получившей развитие в трудах В.А. Глебовицкого, Ю.В. Миллера, Е.В. Бибиковой, А.И. Слабунова, СБ. Лобач-Жученко и других исследователей (Глебовицкий, 1993; Миллер, Милькевич, 1995; Глебовицкий и др, 1996; Бибикова и др., 1993, 1997, 1999; Лобач-Жученко и др., 1998; Ранний докембрий.., 2005; Слабунов, 2005i и др.). Принципиально важными оказались два новых момента: во-первых, была установлена в целом покровная структура Беломорья, в результате чего границы между различными вещественными комплексами стали рассматриваться как тектонические, а не стратиграфические, во-вторых, оказалось, что большая часть Беломорского комплекса (около 80%) представляет собой инфракрустальные (т. е. в принципе нестратифицируемые) образования, а супракрустальные толщи слагают не более 20 % (Володичев, 20051; Слабунов, 20052).
Согласно современным представлениям, Беломорский подвижный пояс (далее БПП) (в объеме Беломорского комплекса в широком понимании этого термина, т. е. с включением лапландских гранулитов) представляет собой разновозрастное образование. Его южная и центральная части сложены преимущественно архейскими породами, северо-западная - протерозойскими. Сам пояс окончательно сложился, по-видимому, только в протерозое, хотя значительная часть его структур — архейская.
По данным В.А. Глебовицкого, Ю.В. Миллера и других исследователей (Миллер, Милькевич, 1995; Глебовицкий и др., 1996), в пределах Беломорского пояса (Беломорско-Лапландской коллизионной зоны или просто Беломорской зоны в терминологии этих авторов) выделяется три элемента (Глебовицкий и др., 1996): 1) Лапландско-Колвицкая зона гранулитов, 2) Енский сегмент, соответствующий северо-западной части Беломорской зоны и 3) Чупинский сегмент, охватывающий ее юго-восточную часть. В связи с этим выделяется две разновозрастные системы тектонических покровов — Беломорская и Лапландская. Беломорская система тектонических покровов относится к архею и включает в себя Ориярвинский, Ковдозерский, Чупинский, Хетоламбинский и Керетский тектонические покровы и Майозерский парааллохтон (в последних работах Ю.В. Миллера (Миллер, 2006) Хетоламбинский и Керетский покровы и Майозерский парааллохтон объединены в единую Хетоламбинскую микроплиту). Лапландская система имеет протерозойский (свекофеннский) возраст и состоит из Риколатвинского, Корватундровского и Лапландского покровов (см. рис. 1) (Корватундровский покров в некоторых схемах объединяется с Лапдандским (Миллер, 2006)). Взаимоотношения различных покровов Беломорской и Лапландской систем друг с другом, а также с Карельской гранит-зеленокаменной областью и Кольской плитой весьма сложные, различные в разных районах Беломорья и до конца не выясненные. Например, не совсем понятна роль Ковдозерского покрова, который, по-видимому, может быть отнесен как к собственно беломоридам, так и представлять краевую зону Карельского кратона (Миллер, 2002). В районе Ковдозерского геодинамического полигона тектонические покровы Беломорской системы пододвинуты под край Карельского кратона при нормальном залегании, в более южных районах (Чупинский сектор) наблюдается1 перевернутое залегание всего пакета позднеархейских покровов, которые оказываются надвинуты на Карельский кратон (Миллер, 2002). Подобные взаимоотношения придают границе между Беломорским подвижным поясом и Карельским кратоном некоторый значительный элемент условности. Еще более сложная картина наблюдается с Лапландской системой покровов: на момент свекофеннской коллизии часть Лапландского аллохтона (Риколатвинский и Корватундровский покровы) оказывается принадлежащей Карельской плите, а часть (Лапландский покров) — Кольской (согласно модели В.А. Глебовицкого с соавторами (Глебовицкий и др., 1996), альтернативной той, что предложена М.В. Минцем (Минц, 1993)). Ряд исследователей (например, В.В. Балаганский (2005г)) вообще исключают систему лапландских покровов из состава Беломорского пояса. Таким образом, Беломорский подвижный пояс представляет собой достаточно сложный тектонический коллаж, в строении которого участвуют структурно-вещественные комплексы, возникшие в различное (архейское и протерозойское) время.
Геолого-петрографическое описание пород Нигрозерской структуры
Как уже отмечалось в предыдущей главе, Нигрозерская структура большинством исследователей сейчас рассматривается как часть Центрально-Беломорской мафической зоны (зеленокаменного пояса). Многие особенности геологического строения Нигрозерской структуры до сих пор не совсем ясны. Первые исследователи (Щербакова, Куклей, 1984; Щербакова, 1988) рассматривали Нигрозерскую структуру как достаточно изолированную синформу, главным элементом которой являлся т.н. Нигрозерский массив — комплекс апоинтрузивных амфиболитов, образованных по габбро-анортозитам (см. рис. 3). Размер структуры в поперечнике - около 7 х 4 км (Щербакова, 1988). На апоинтрузивную природу пород структуры, по мнению авторов, указывали находки среди амфиболитов массива прослоев анортозитовых пород с реликтами магматических габбровых и панидиоморфнозернистых структур и реликтовыми клинопироксеном и плагиоклазом. Последний оказывается более основным по составу, чем метаморфический плагиоклаз амфиболитов. Породы массива, по мнению указанных авторов, были неоднократно деформированы: «Детальное , картирование юго-восточного замка показало, что в простую по форме складку изогнуты не последовательно залегающие слойки и полосы различного состава, а еще более ранние лежачие изоклинальные складки» (Щербакова, Куклей, 1984, с. 62). Ранее Б.И. Кузнецовым (Кузнецов, 1969) в западной части структуры было выделено три генерации складок. Согласно Т.Ф. Щербаковой и Л.Н. Куклею, секущие амфиболиты тела ультраосновных и основных пород объединяются в единую анортозит-гипербазит-габброидную формацию, внедрение которой происходило в уже деформированную («по крайней мере дважды» - Щербакова, Куклей, 1984, с. 62) толщу амфиболитов.
B.C. Степанов и А.И. Слабунов (1989) указывали на схожесть амфиболитов Нигрозерской структуры с амфиболитами других районов Беломорья (оз. Серяк, Ругозерская губа, Великая Салма, Кив-губа и др.). Сама Нигрозерская структура рассматривалась этими авторами как часть Серяк-Картешской мафической зоны (в современном понимании этого термина, так как термины Нигрозерская структура и мафическая зона появились в литературе по Беломорью позднее). Указывалось, что «в районе Нигрозера амфиболиты выполняют замковую часть сложной складки (F2), достигающей в поперечном сечении 5 км. Амфиболитовый горизонт, имеющий здесь видимую мощность до 1—1,2 км, локализован во внешней части структуры». Ядро складки считалось сложенным биотитовыми гнейсами, а сама структура рассматривалась как антиформа, открытая к востоку, где, как считалось, через амфиболитовые горизонты п-ова Киндомыс амфиболиты Нигрозерскои структуры соединялись с амфиболитовыми горизонтами озера Серяк (Серякская структура в современном понимании). Ассоциация амфиболитов с телами ультрамафитов рассматривались этими авторами как закономерная. Считалось, что тела ультрамафитов приурочены к подошве амфиболитовых пластов (при принятом антиформном строении структуры) (Степанов, Слабунов, 1989, с. 30). Кроме того, упоминалось о наличии в пределах Нигрозерскои структуры достаточно мелких (метры-десятки метров в поперечнике) поздних интрузивных тел габбро-анортозитов и образованных по ним ортоамфиболитов, причем отмечалось визуальное сходство последних с ранними амфиболитами (там же, с. 24—25). Указывалось также на наличие в пределах структуры более поздних тел друзитов лерцолит-габбро-норитового комплекса (там же, с. 32—33).
В более поздних работах, имеющих отношение к Нигрозерскои структуре (Миллер, 2002; Миллер и др., 2005; Слабунов и др., 2005ід), данная структура рассматривалась как одна из частей Центрально-Беломорской мафической зоны или одноименного зеленокаменного пояса. Согласно данным Ю.В. Миллера (Миллер, 2002), Нигрозерская структура генетически представляет собой часть Серяк-Картешской мафической зоны, которая сорвана по разлому и полого надвинута на образования чупинской толщи (Чупинского тектонического покрова). При этом, согласно (Миллер и др., 2005), на основании геофизических данных (при полном отсутствии обнаженности) не исключается возможность пространственного совмещения Нигрозерскои и Серякско-Картешской мафических зон (по всей видимости тектонического). В результате изоклинальной складчатости залегание Нигрозерскои структуры весьма пологое.
Наши исследования (Корпечков 20051,2, 2006 , 2007і,2,з,4, 2008і,2і3; Корпечков, Козловский, 2005, 2007) были сосредоточены преимущественно в юго восточной части структуры, которая, по нашим данным, представляет собой синформу, и охватывали амфиболитовое ядро структуры (или собственно Нигрозерскую структуру) и его ближайшее обрамление, представленное преимущественно гранитогнейсами ТТГ-ассоциации, среди которых наблюдаются отдельные тела амфиболитов и апоамфиболитовых пород, ультраосновных пород и поздних базитов. В связи с этим на рассматриваемом участке можно выделить несколько самостоятельных комплексов пород: комплекс амфиболитов, апоамфиболитовых мигматитов и метасоматитов, комплекс гипербазитов, комплекс гранитогнейсов ТТГ-ассоциации, а также группу поздних базитов, в рамках которой можно выделить 4 отдельных комплекса. Указанные породные ассоциации в дальнейшем описании удобно рассмотреть отдельно. Схема геологического строения рассматриваемой территории представлена на рис. 4.
Петрохимическая характеристика пород Нигрозерской структуры
Химический состав породообразующих минералов амфиболитов и апоамфиболитовых пород Нигрозерской структуры отображен на рис. 17-22 (см. также Приложение). Здесь же показаны составы некоторых минералов из пород ТТГ-ассоциации. Как можно видеть, одноименные минералы в различных породах несколько отличаются по составу. Следует отметить, что между одноименными минералами из различных образцов одной и той же петрографической разности также часто наблюдаются некоторые различия, однако они существенно меньше, чем между составами этих минералов из различных петрографических разностей, поэтому выделение типоморфных особенностей минералов для каждой породной разновидности вполне оправдано.
Амфиболы Нигрозерской структуры по современной классификации (В.Е. Leake et al., 1997) в целом относятся к паргаситам, ферропаргаситам, магнезиогастингситам, чермакитам и магнезиальным роговым обманкам, причем паргаситы и чермакиты преобладают (рис. 17). Содержание Si варьирует для всей совокупности от 5,80 до 6,67 ф. к., (Na+K)A - от 0,27 до 0,74 ф. к.. Содержание A1VI обычно превышает содержание трехвалентного железа (за исключением 4 анализов магнезиогастингсита).
Амфиболы неизмененных амфиболитов обычно относятся к паргаситам, реже встречаются ферропаргаситы, магнезиогастингситы, чермакиты и магнезиальные роговые обманки. Содержание Si колеблется в широких пределах от 5,94 до 6,67 ф. к., (Na+K)A - от 0,47 до 0,68 ф. к.. По магнезиальное выделяется две группы амфиболов: амфиболы из амфиболитов, содержащих гранат, с магнезиальностью М=0,47-0,59, и более магнезиальные амфиболы безгранатовых амфиболитов с М=0,62-0,69. Состав, близкий к амфиболам неизмененных амфиболитов, имеют и амфиболы из катаклазированных разностей.
Для амфиболов меланократовых пород первого и второго типов и гранат-кварцевых пород характерны составы, промежуточные между амфиболом неизмененных и меланократизированных амфиболитов: по сравнению с неизмененными амфиболитами амфиболы меланократовых и гранат-кварцевых пород обеднены щелочами, титаном и характеризуются повышенной магнезиальностью, по сравнению с меланократизированными породами они, наоборот, более железисты и несколько обогащены щелочами. В целом составы варьируют в широких пределах: магнезиальность составляет 0,47-0,66, чаще 0,50— 0,60, (Na+K)A-0,33-0,74, чаще 0,40-0,60 ф. к..
Амфиболы лейкократовых пород первого типа характеризуются достаточно низкой магнезиальностью (0,48-0,52), относительно высокими содержаниями щелочей ((Na+K)A - 0,52-0,61 ф. к.) и титана: в целом они близки к наиболее железистым и обогащенным щелочами амфиболам неизмененных амфиболитов. Амфиболы из пегматитов по сравнению с амфиболами лейкократовых пород первого типа обеднены щелочами (особенно в позиции А за счет низкой кальциевости), титаном, характеризуются относительно высокой магнезиальностью (0,56-0,61). Для амфиболов биотит-плагиоклаз-амфибол-клинопироксеновых пород характерна относительно высокая магнезиальность (0,57-0,61), низкие содержания титана и высокие - калия, при относительно низкой натриевости.
Гранаты из пород Нигрозерской структуры относятся преимущественно к высококальциевым альмандинам (рис. 18). Гранаты неизмененных амфиболитов и перекристаллизованных амфиболитов с катакластическими структурами по составу близки, их железистость колеблется в рамках 0,79-0,85, содержание Са-компонента составляет 27-37 мол. %. Гранаты лейкократизированных амфиболитов1 по сравнению с гранатами из неизмененных амфиболитов несколько более железистые (f=Fe2+/(Fe2++Mg)=0,81-0,88), гранаты из меланократизированных амфиболитов, наоборот, отличаются повышенной магнезиальностью (=0,76-0,86).
Гранаты меланократовых пород первого типа по железистости оказываются промежуточными между гранатами неизмененных и меланократизированных амфиболитов (=0,78-0,84), но выделяются низким содержанием марганца (обычно менее 2 мол. % Мп-компонента). Гранаты меланократовых пород второго типа по своей высокой магнезиальности близки к гранатам меланократизированных амфиболитов, а по низкой марганцовистости схожи с гранатами из меланократовых пород первого типа. Близки по составу к гранатам меланократовых пород первого типа гранаты из гранат-клинопироксен-кварц-плагиоклазовых пород (они оказываются чуть более марганцовистыми).
Для гранатов гранат-кварцевых пород характерны низкие содержания марганца. Любопытно, что гранаты из этих пород на треугольнике Fe2++Mn-Ca-Mg образуют поле, вытянутое почти параллельно Mg-Ca стороне, то есть характеризуются изоморфизмом Mg ОСа при Fe +Mn = const, в то время как для гранатов из других пород характерны поля, вытянутые от вершины. Fe2++Mn по направлению к стороне Ca-Mg (изоморфизм Fe2++MnOMg+Ca).
Гранаты лейкократовых пород первого типа по составу оказываются близки к гранатам неизмененных амфиболитов. Для граната лейкократовых пород второго типа характерна повышенная железистость (f=0,80-0,90). Особняком стоят гранаты из турмалинсодержащих лейкократовых пород (обр. 748). Они характеризуются крайне низким содержанием кальция (содержание Са-компонента 4-5 мол. %) и несколько повышенными содержаниями марганца.
