Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Геологическое строение региона 10
1.1. Пяозерское поднятие Карельского архейского кратона 10
1.2. Беломорский подвижный пояс 16
Глава 2. Раннепротерозойский основной интрузивный магматизм Северной Карелии
2.1. Раннепротерозойский основной интрузивный магматизм Пяозерского поднятия Карельского архейского кратона 21
2.2. Раннепротерозойский основной интрузивный магматизм Беломорского подвижного пояса 27
Глава 3. Геология раннепротерозойских Fe-толеитовых дайковых комплексов Северной Карелии 34
3.1. Геологическая характеристика пяозерского комплекса долеритовых даек.. 34
3.2. Геологическая характеристика коронитовых габбро Беломорского подвижного пояса 49
Глава 4. Петрография раннепротерозойских Fe-толеитовых дайковых комплексов Северной Карелии 62
4.1. Петрография долеритов 62
4.2. Петрография коронитовых габбро 76
Глава 5. Геохимическая характеристика раннепротерозойских Fe-толеитовых дайковых комплексов Северной Карелии 92
5.1. Геохимическая характеристика долеритовых даек Пяозерского поднятия 92
5.2. Геохимическая характеристика коронитовых габбро Беломорского подвижного пояса 108
5.3. Сравнительная геохимическая характеристика и геотектоническая позиция комплексов Fe-толеитовых даек северной Карелии 124
Глава 6 Петрологическое моделирование процессов формирования раннепротерозойских комплексов Fe-толеитового состава 129
6.1. Теоретические основы геохимического моделирования процессов магматического петрогенезиса 129
6.2. Методика петрологического моделирования 134
6.3. Моделирование процессов формирования раннепротерозойских Fe толеитовых дайковых комплексов 139
Заключение 149
Список литературы 150
Приложение 1
- Беломорский подвижный пояс
- Раннепротерозойский основной интрузивный магматизм Беломорского подвижного пояса
- Геологическая характеристика коронитовых габбро Беломорского подвижного пояса
- Петрография коронитовых габбро
Введение к работе
Докембрийские рои мафических даек широко распространены на континентах и являются важными источниками информации о главных периодах образования континентальных рифтов и фрагментации суперконтинентов (Ernst et al., 1995,2002; Condie, 1997; Courtillot et al., 1999).
Рои • мафических даек толеитового состава являются обычным для протерозоя. По составу они очень близки к фанерозойским континентальным платобазальтам (Тагаеу, 1992). Так как эти рои очень обширны, и иногда формируют радиальную систему тел, расходящихся из одной точки (Fahring, 1987), \ф формирование их связывается с существованием плюма (LeCheminant and Heaman, 1989, Ewart et al., 1998) или рифтовой системы (Anderson, 2001, Storey В. С, 1999). Вследствие этого рои мафических даек рассматриваются как части крупных магматических провинций (LIPs), формирование которых может быть связано с подъемом глубинных мантийных плюмов (Ernst et al., 1995; Coffin and Eldholm, 1994).
Изучение роев мафических даек вносит значительный вклад в понимание геологической истории региона (Cadman et al., 1994, 1995, 2001). Дайки обычно Ъш/ изменены значительно меньше, чем связанные с ними вулканические породы. Кроме того, для многих мафических даек существует возможность прецизионного U/Pb датирования циркона и бадделеита. Тот факт, что внедрение роев мафических даек происходит в течение короткого временного интервала и на очень большой площади, позволяет использовать их как региональные временные маркеры. (Wingate, 2001, Vogel et al., 1998). Определение параметров региональных полей напряжений, произведенное на основании распределения и ориентации даек, дает ключ к пониманию тектонических процессов и обстановок, существовавших на момент внедрения даек (Halls et al., 1994, Hoek, 1994, Gudmundsson, 1995, Gudmundsson et al, 1999, Percival et al., 1994). Мафические дайки также прекрасно регистрируют магнитное поле Земли, а первичная остаточная намагниченность обычно сохраняющаяся в зонах закалки даек, позволяет проводить палеомагнитные реконструкции (Buchan et al., 2001, Krasnova&Gooskova, 1989, Mertanen et al, 1998).
Изучение роев мафических даек Восточной части Балтийского щита показало существование нескольких периодов магматической активности. fcr
Комплексы высокомагнезиальных толеитов возраста 2.45 млрд. лет были установлены как на Карельском кратоне, так и в Беломорском поясе (Слабунов и др., 2001,. Степанов, 1994, Шарков и др., 1997). Еще один период широкого проявления основного магматизма приурочен к рубежу 2.11 млрд. лет. С ним связано формирование ятулийских платобазальтов (Голубев, Светов, 1983, Голубев и др., 2002), даек Fe-толеитов на карельском кратоне (Perttunen, 1987, Vuollo, 1994). На территории Беломорского подвижного пояса (БПП) были установлены геохимические аналоги Fe-толеитовых даек и ятулийских базальтов - породы комплекса метапорфиритов - гранатовых габбро (Степанов, 1981; коронитовые \0п% габбро в данной работе) возраста 2115 млн. лет (Степанова и др. 2003). Изучение Fe-толеитовых даек ятулийского возраста на Карельском кратоне и коронитовых габбро в БПП является ключом к пониманию процессов формирования и эволюции крупных магматических провинций в протерозое.
Таким образом, целью работы было решение проблемы корреляции раннепротерозойских высокожелезистых толеитовых дайковых комплексов на Восточной части Балтийского щита. Достижение цели осуществлялось путем решения следующих задач: f fJ 1. детальное изучение геологии комплексов даек Fe-толеитов, определение их возраста и места в ряду других дайковых комплексов региона; 2. изучение минералого-петрографических особенностей пород дайковых комплексов Fe-толеитового состава; йг 3. изучение геохимии высокожелезистых толеитов, которому уделено особое внимание, так как данные по редкоэлементному составу пород стали ключом к пониманию процессов формирования и• последующей дифференциации родоначальных магм комплексов и условий мантийной магмогенерации.
4. сопоставление высокожелезистых дайковых комплексов Северной Карелии с аналогичными породами Восточной части Балтийского щита и других регионов мира, с целью установления геотектонических обстановок формирования.
Научная новизна
- На основании комплексных прецизионных исследований в составе пяозерского комплекса долеритовых даек выделено три разновозрастные группы пород.
Аналогичные по химическому составу и содержанию рассеянных элементов группы пород установлены в составе комплекса коронитовых габбро Беломорского подвижного пояса.
Получен изотопный возраст для кварцевых Fe-толеитов в составе комплекса коронитовых габбро Беломорского пояса, определенный на ионном зонде Сатеса 1270 (NORDS1M). Он составил 2115±25 млн. лет. Фактический материал Основой для петрологических построений послужили данные, собранные в X; ходе полевых работ 1993, 1995, 1997, 1999, 2000 и 2003 гг. Значительная часть исследований.была выполнена на материале из коллекции В.С.Степанова, часть которого была собрана при участии автора в ходе полевых работ 1987-1988 гг. В w работе также использованы данные, любезно предоставленные Ю.И. Сыстрой и опубликованные данные А.С. Еина (1984) по петрохимии комплекса долеритов. Исследования проводились в рамках работ по темам «Основные закономерности эволюции эндогенных процессов в раннем докембрии Северной » Карелии» (1991-1996, тема 130 ГР 01.9.20.004147), «Эволюция земной коры \V Беломорского подвижного пояса Балтйского щита» (1997-2001гг., тема 157, ГР 02.2.00.200741), «Геология и эволюция эндогенных процессв в архее и раннем протерозое южного Беломорья» (2002-2007 гг. тема 178, ГР 01.2.00.210713) и в рамках российско - финляндско - канадского проекта «Рои мафических даек Фенноскандии» (1993-1996). В процессе исследований изучено более 500 шлифов, выполнено 35 микрозондовых определений составов минералов. В работе использовано более 150 \Ш химических анализов. Определение содержаний петрогенных элементов проводилось в аналитической лаборатории ИГ КарНЦ РАН. Содержания редких элементов в 70 образцах (рентгено-флюоресцентный анализ) были определены в аналитической лаборатории ИГ КарНЦ РАН (VRA-33) и Институте электронной оптики, Университет Оулу, Финляндия (Siemens SRS 303AS). Содержания редкоземельных элементов в 18 образцах (метод ICP-MS) были определены в университете Оулу (Финляндия). Изотопный возраст цирконов из дайки (# г fr fr коронитовых габбро определен на ионном зонде Сатеса 1270 (NORDSIM) А.Н.Ларионовым.
Практическая значимость
Результаты исследований могут быть использованы при построении петрологически обоснованной модели тектонической эволюции территории Северной Карелии в раннем протерозое, а также при изучении металлогеническои специализации ятулийских магматических комплексов. Изотопное определение возраста коронитовых габбро является реперным для региональной геологии.
Установлено, что дайки долеритов центральной части Пяозерского поднятия Карельского кратона являются весьма перспективнымиs для палеомагнитных реконструкций, что необходимо учитывать в ходе последующих исследований.
Защищаемые положения
/. Среди раннепротерозойских даек высокожелезистых толеитов, объединенных в северной части Карельского архейского кратона в пяозерский комплекс долеритовых даек, установлено три группы пород -оливиновые Fe-толеиты, кварцевые Fe-толеиты и толеиты.
2. Коронитовые габбро Беломорского подвижного пояса коррелируются с долеритами пяозерского комплекса. Среди них установлены1 геохимические аналоги оливиновых Fe-толеитов, кварцевых Fe-толеитов и толеитов. Возраст кварцевых Fe-толеитов Беломорского подвижного пояса 2115 млн. лет.
3. Комплексы даек Fe-толеитов северной части Карельского кратона и ( Беломорского подвижного пояса являются компонентом Карельской трапповой провинции, и представляют собой реликты ее питающей системы.
4. Выделенные в составе комплексов группы пород сформированы в результате нескольких эпизодов частичного плавления мантийных источников различавшихся по редкоэлементному составу, но не связаны между собой процессами кристаллизационного фракционирования.
Объем и структура работыРабота состоит из 6 глав, введения и заключения. Общий объем работы составляет 204 страниц, включая 73 рисунка, 16 таблиц (10 в тексте и 6 в приложении), список литературы из 116 наименований и приложения.
Глава I «Геологическое строение региона» включает очерк геологического строения территории и краткое описание эволюции основного магматизма в раннепротерозойское время.
Глава II «Раннепротерозойский основной интрузивный магматизм Северной Карелии» дает краткую характеристику основного раннепротерозойского магматизма Северной Карелии.
Глава III «Геология раннепротерозойских Fe-толеитовых дайковых комплексов Северной Карелии» подробно описывает морфологию и строение тел комплексов, взаимоотношение их с вмещающими породами.
Глава IV «Петрография раннепротерозойских Fe-толеитовых дайковых комплексов Северной Карелии» дает подробную петрографическую характеристику пород и соотношений между минералами.
Глава V «Геохимическая характеристика раннепротерозойских Fe- толеитовых дайковых комплексов Северной Карелии» дает подробную геохимическую характеристику комплексов в целом и отдельных тел в пределах комплексов.
В Главе VI «Петрологическое моделирование процессов формирования раннепротерозойских комплексов Fe-толеитового состава» рассмотрена методика моделирования процессов формирования комплексов Fe-толеитов и представлены полученные результаты.
Апробация работы и публикации
Результаты исследований были представлены и обсуждались на молодежных конференциях, посвященных памяти К.О. Кратца (1995, 1999, 2000 г.), международных конференциях «Беломорский подвижный пояс: геология, геодинамика, геохронология» (Петрозаводск, 1997 г.), «Проблемы генезиса магматических и метаморфических пород» (Санкт-Петербург, 1998 г.), «Рифтогенез, магматизм и металлогения Карелии. Корреляция геологических комплексов Фенноскандии» (Петрозаводск, 1999), «Мантийные плюмы и металлогения» (Петрозаводск, 2002), «Изотопная геохронология в решении проблем геодинамики и рудогенеза» (Санкт-Петербург, 2003).
По теме диссертационного исследования опубликовано 17 печатных работ.
Благодарности
Автор выражает глубокую признательность научному руководителю проф. Н.Ф. Шинкареву. Выполнение работы было бы невозможно без поддержки и многочисленных консультаций к.г.-м.н. А.И. Слабунова, д г.-м н. О И. Володичева, д.г.-м.н. Ю.Й. Сыстры, к.г.-м.н. Н.Е. Король, д г.-м.н С.А. Светова, к.г.-м.н. А.И. Голубева (ИГ КарНЦ РАН), к.г.-м.н. В.А. Матреничева (ИГГД РАН), постоянной поддержки и помощи в работе B.C. Степанова, А.К. Карповой и сотрудников лаборатории петрологии и тектоники ИГ КарНЦ РАН. Вопросы геологии и петрологии раннепротерозойских магматических комплексов обсуждались в ходе дискуссий с к.г.-м.н. М.М. Ефимовым, к.г.-м.н. А.А. Ефимовым (ГИ КолНЦ РАН), к.г.-м.н. И.И. Бабариной (ГИН РАН), д.г.-м.н. Е.В. Бибиковой (ГЕОХИ РАН), к.г.-м.н. В.В. Иваниковым, М.В. Малашиным (СПбГУ), д.г.-м.н. Е.В.Шарковым, к.г.-м.н. Т.Л. Лариковой (ИГЕМ РАН). Автор выражает всем глубокую признательность и благодарность.
Автор считает своим долгом выразить благодарность Й. Вуолло за плодотворное обсуждение различных аспектов геологии и геохимии докембрииских даек и возможность проведения аналитических работ в ходе стажировки в университете Оулу, финансовая поддержка которой осуществлялась фондом CIMO.
Беломорский подвижный пояс
Беломорский подвижный пояс представляет собой линейную зону, протягивающуюся вдоль побережья Белого моря от Ветреного пояса на юге до Куолоярвского синклинория на севере (рисі). В южной части пояса видимая ширина его составляет 40-50 км, а в северной достигает 160-170 км. С северо-востока Беломорский пояс ограничен образованиями Кольского геоблока, а с юго-запада - породами Карельского кратона (рис. 1).
Территория, относимая, ныне к Беломорскому подвижному поясу, была выделена в качестве самостоятельной структуры еще А.А. Полкановым (1939). Основой» его выделения послужили- особенности его состава и внутреннего строения, интенсивно проявленные процессы складчатости, магматизма, метаморфизма и ультраметаморфизма. На протяжении всей истории изучения Беломорского подвижного пояса вопросы его геологии, тектоники, стратиграфии и метаморфизма вызывали многочисленные споры. Тем не менее, всеми исследователями, признавались автономность развития и значительные отличия в тектоно - метаморфической истории этой структуры от сопредельных территорий.
Образования Беломорского подвижного пояса достаточно ярко выделяются в гравитационном поле моногеничной положительной аномалией силы тяжести с эпицентром в районе Соловецких островов (Гришин, 1990). Мощность земной коры в пределах Беломорского подвижного пояса значительно ниже, чем на сопредельных территориях, и закономерно уменьшается от западной границы по направлению к Белому морю. Минимальная мощность земной коры устанавливается в районе Соловецких островов - 29 км (Строение земной коры, 1983). Юго-западная граница Беломорского пояса отчетливо устанавливается по зоне максимального градиента силы тяжести в виде гравитационной ступени. Эта граница прослеживается с юго-востока вдоль Ветреного пояса через оз. Сумозеро несколько южнее г. Беломорска и далее на северо-запад вдоль восточной границы Лехтинской и Шомбозерской структур до оз. Топозеро (Гришин, 1990). В северной части территории граница Беломорского пояса прослеживается от оз. Кереть по восточному контакту Тикшеозерско-Хизоварской структуры через озера Нотозеро и Ковдозеро, и далее на север (рисЛ). В пределах Беломорского пояса гораздо сложнее, чем на Карельском кратоне отделить процессы архейского возраста от протерозойских. Однако, использование комплекса геологических, структурных петролого-геохимических и изотопных данных позволяет довольно достоверно проводить их различать.Архей
Архейские образования Беломорского пояса первоначально рассматривались как стратифицированные толщи и делились на три свиты - керетскую, хетоламбинскую и лоухскую (Мишарев и др., 1960). Е.П. Чуйкина и группа исследователей под руководством К.А. Шуркина (Шуркин и др.,1971) выделяли в составе беломорского комплекса до восьми свит. Группа исследователей под руководством М.М. Стенаря (Стенарь, 1973) выделила в составе беломорского комплекса три свиты сложенные гнейсами различного состава - керетскую, хетоламбинскую и чупинскую. Однако, развитие геохронологических, геохимических, геологических и структурно-метаморфических методов и их применение при исследовании древних докембрийских комплексов позволили существенно пересмотреть геологическую позицию комплексов пород, выделявшихся ранее в составе свит.
Представления о возрасте архейских образований Беломорского подвижного пояса в последнее время также претерпели значительные изменения. На протяжении многих лет породы беломорского комплекса рассматривались как наиболее древние (саамские) образования Балтийского щита. Основанием для подобного определения возраста послужил, вероятно, ряд причин. Среди возможных выделим следующие:1. Породы, слагающие Беломорский пояс претерпели неоднократные метаморфические изменения, степень которых достигала гранулитовой фации. Кроме того, в гнейсах беломорского комплекса широко развиты ультраметагенные образования и мигматизация пород - типичные для западного Беломорья явления. Все это само по себе значительно затрудняет определение первичной природы и возраста пород.2. Все образования Беломорского пояса сложно дислоцированы. Отчетливо выделяются, по крайней мере, три главных этапа деформаций. В ряде доменов исследователями выделяется до 4-5 этапов деформаций (Стенарь и др., 1978; Володичев, 1990, Балаганский и др. 1983). 3. Решающей причиной, вероятно, являлось отсутствие совершенных методов
А изотопного датирования, достоверно определяющих возраст докембрийских Р пород. В последнее время изотопными методами датированы многие эндогенные события в истории Беломорского пояса. Эволюция представлений о геологической и тектонической истории развития данной территории позволила сопоставить полученные данные о возрасте пород и тектоно-метаморфических процессов с различными геодинамическими режимами. Следует отметить, что в настоящее время на территории Беломорского подвижного пояса не установлены породы с ( Л,\ возрастом древнее 3.0 млрд. лет (Bogdanova, Bibikova, 1993). Максимальный возраст протолита метаосадков Беломорского пояса по данным Sm/Nd изотопного датирования (по валу) составил 3000 млн. лет (Бибикова и др., 1997). Таким образом, отнесение пород беломорского комплекса к саамию не подтвердилось, и большинством исследователей в настоящее время принимается позднеархейский возраст этих образований. огэ эти « Период 2900-2800 млн. лет в Беломорской провинции определяется как! время проявления субдукционных процессов (Бибикова, 1997; Милькевич и др., I 1997). 2880-2820 млн. лет - время проявления толеит-андезитового магматизма, 2850 млн. лет - возраст умеренно-барического метаморфизма, достигающего условий гранулитовой фации (Бибикова, 1997). Образование тоналитов и трондьемитов на территории Беломорского подвижного пояса отвечает возрасту ( 2800±20 млн. лет (Бибикова, 1997). Период 2720±20 млн. лет сопоставляется исследователями с проявлением процессов коллизионного магматизма, а возраст 2715±10 млн, лет определяется как время проявления высокобарического метаморфизма гранулитовой фации (Бибикова, 1997; Милькевич и др., 1997) и формирования интрузивных эндербитов (Зингер, 1997). Интервал 2700-2600 млн. лет определяет постколлизионный период развития Беломорского пояса, сопровождающийся проявлениями постколлизионного магматизма, высокобарическим метаморфизмом достигающим условий амфиболитовой фации, мигматизацией и анатексисом (Бибикова, 1997; Володичев, 1990).
Раннепротерозойский основной интрузивный магматизм Беломорского подвижного пояса
В результате длительного изучения территории Беломорского пояса многими исследователями (Шуркин и др. 1971, Степанов, 1971,1981; Малов, Шарков, 1978; Ефимов, 1978; Шарков, 1998), выявлено огромное количество даек и массивов пород основного состава, возраст которых в большинстве случаев определяется как раннепротерозойский (рис.3,6). Все раннепротерозойские интрузивные породы основного состава в пределах Беломорского пояса характеризуются наличием друзитовых структур. Друзиты западного Беломорья -это широкая и весьма неоднородная группа пород, объединенная общим названием вследствие сходства структурно-петрографических особенностей -развития кайм на границах зерен темноцветных и лейкократовых минералов. Друзиты различны по химическому, минеральному составу и времени образования. .Близкие по геологическому положению, петрографическим особенностям и химическому составу друзиты объединены в магматические комплексы (Степанов, 1981; Степанов, Слабунов, 1989; Основные закономерности... 1997ф), которые кратко рассмотрены ниже. Несмотря на широкое проявление раннепротерозойского интрузивного основного магматизма, вулканогенно-осадочные породы этого возраста в пределах Беломорского пояса в настоящее время не известны. Единственным исключением являются сумииские вулканиты Терского берега (Балаганский и др., 1998).
Большинство исследователей (Степанов, 1981 , Шарков и др., 1997, Володичев, 1997) склонны считать, что начало раннего протерозоя на территории Беломорского пояса ознаменовалось широким проявлением процессов основного интрузивного магматизма, обусловленных формированием друзитов, объединенных в составе комплекса лериоїитов - габброноритов (друзиты 3 по Балаганскому (Балаганский и др., 1983). Породы комплекса формируют как однородного строения дайки различной мощности, так и дифференцированные интрузии, наиболее крупной и хорошо изученной из которых является Ковдозерский массив (Степанов, 1981; Ефимов, 1999), возраст пород краевой зоны по данным U/Pb изотопного датирования цирконов составляет 2433±3 млн. лет (Ефимов, 1999). Возраст пород другого типичного интрузива в составе комплекса лерцолитов -габброноритов - Шобозерского составляет 2435±5 млн. лет (Слабунов и др., 2001). По минеральному составу породы комплекса лерцолитов - габброноритов варьируют от плагиоклазовых лерцолитов до оливиновых габброноритов. Петрографической особенностью, характерной для всех оливинсодержащих пород комплекса является развитие концентрически зональных корон, сложенных амфиболом и клинопироксеном, на границе зерен оливина и плагиоклаза.
По химическому составу лерцолит-габбронориты отвечают кремнистым высокомагнезиальным базальтам (SHMB, Sun, 1989) (рис. 5). При этом для них характерно несколько повышенное содержание кремнезема (среднем порядка 49%) при высоком содержании MgO (в среднем 16%). Говоря о геохимических особенностях пород, относимых к комплексу лерцолитов - габброноритов, необходимо отметить высокое содержание в них Ni и Сг, а также несколько повышенные содержания крупноионных литофильных элементов (рис.5). Характерно также дифференцированное распределение REE элементов с некоторой деплетированностью HREE и обогащением LREE. Обогащение LREE и LIL элементами высокомагнезиальных пород может быть связано с контаминацией коровым материалом в процессе подъема и остывания магм. Деплетированность пород HREE, вероятно, отражает присутствие граната в мантийном источнике, что также находит отражение в довольно низких содержаниях Y. В целом по особенностям химического состава породы комплекса лерцолитов-габброноритов, также как дайки габброноритов Пяозерского поднятия отвечают породам кремнеземистой высокомагнезиальной серии.
На основании геологических данных, полученных в результате изучения ряда магматических узлов, расположенных главным образом на побережье Белого моря и характеризующихся прекрасной обнаженностью, было установлено, что более молодыми по отношению к комплексу лерцолитов-габброноритов являются коронитовые габбро (комплекс метапорфиритов - гранатовых габбро (Степанов, 1981) гранатовых габбро (Степанов, Слабунов, 1989; Степанова, 1995)). Детально породы этого комплекса рассмотрены в следующих главах работы, здесь же отметим только, что коронитовые габбро также характеризуются повсеместным развитием коронарных (друзитовых) структур, но несколько отличных по морфологии и минеральному составу от структур комплекса лерцолитов - габброноритов. По химическому составу коронитовые габбро отвечают высокожелезистым толеитам с повышенным содержанием Fe и Ті, и пониженным содержанием Cr, Ni, низкими содержаниями LIL элементов. В отличие от пород комплекса лерцолитов - габброноритов, коронитовые габбро характеризуются довольно плоским распределением REE с незначительным обогащением LREE.
Породы, входящие в состав рассмотренных выше комплексов весьма широко распространены в пределах Беломорского пояса. Вопросам геологии и петрологии лерцолитов - габброноритов посвящено множество работ различных исследователей. Они, теперь уже традиционно, сопоставляются с расслоенными интрузиями и габброноритовыми дайками Пяозерского поднятия Карельского кратона и Кольского полуострова (Степанов, 1981, 1994, Степанов, Степанова, 1999,Шарковидр. 1998).
Кроме рассмотренных выше образований среди друзитов Беломорского пояса присутствуют породы диоритового состава, образующие мелкие дайки, а также слагающие значительную часть дифференцированного массива Толстик. По химическому составу выделяются железистые (с 0.5) и магнезиальные (с f 0.5) диориты. Есть наблюдения, говорящие о разновозрастности этих образований
Геологическая характеристика коронитовых габбро Беломорского подвижного пояса
Комплекс коронитовых габбро объединяет в своем составе многочисленные тела дайкообразной, изометричной и неправильной (в плане) формы, сложенные і метаморфизованными габброидами, отличительной особенностью которых является повсеместное развитие коронарных структур. Эти породы описаны B.C. Степановым как гранатовые габбро и выделены в ковдинский комплекс (Основные закономерности..., 1997ф). Коронитовые габбро весьма широко распространены в пределах Беломорского подвижного пояса (БПП). Наибольшее количество тел закартировано в прибрежной зоне Белого моря (рис. 6), что, вероятно, связано с прекрасной обнаженностью на этой территории. Тем не менее, аналогичные по петрографическим особенностям и химическому составу породы выявлены в центральной и западной частях Беломорского пояса. Ареал распространения коронитовых габбро- совпадает с границами Беломорского подвижного пояса. Макроскопически коронитовые габбро - это массивные мелкозернистые или среднезернистые породы темно-серого, или буроватого цвета. По минеральному составу коронитовые габбро отвечают гранат-клинопироксен плагиоклазовым породам. В них также довольно часто присутствует амфибол, количество которого варьирует. Амфиболитизированные коронитовые габбро - это темно-серые или черные гранат - полевошпатовые±клинопироксен рогово обманковые амфиболиты. В пределах БПП выявлено два основных типа тел коронитовых габбро. Первый тип - это дайки, мощность которых варьирует от нескольких десятков сантиметров до 40 - 50 метров. Второй тип - небольшие неправильной формы, либо изометричные в плане тела, границы которых из-за плохой обнаженности часто не устанавливаются. Вне прибрежной зоны Белого моря часто встречаются выходы коронитовых габбро, площадь которых варьирует от первых до нескольких десятков квадратных метров. Породы в краевой части выхода обычно представляют собой роговообманковые амфиболиты, а по мере приближения к центральной части приобретают типичный для коронитовых габбро облик массивных мелко-среднезернистых гранатсодержащих метагабброидов. Следует отметить, что подобные обнажения характерны не только для коронитовых габбро. / В выходах такого типа часто обнажаются и породы комплекса лерцолитов - габброноритов и других мафических комплексов региона. Подобные не оконтуренные выходы коронитовых габбро скорее представляют собой реликты деформированных и будинированных дайковых тел, чем самостоятельные интрузивные тела. Породы, слагающие центральные части малых интрузий, по особенностям минерального состава, петрографии и химизма аналогичны породам даек, что и позволило рассматривать их в пределах единого комплекса (Степанов, 1981). В малых интрузиях контакты с вмещающими породами чаще всего не устанавливаются, либо тектонизирова-ны. Приближение к контактовой части тела обычно фиксируется появлением рассланцованных роговообманковых амфиболитов, сменяющих массивные метаморфизованные габбро центральных частей тел. Тем не менее, устанавливаются изометричные тела сохраняющие контактовые . Так в районе п. Амбарный (оз. Большое Крохино) наблюдалось изометричное тело коронитовых габбро диаметром около 300 м, в котором на обнажающейся части контакта сохранилась зона
Петрография коронитовых габбро
В пределах комплекса коронитовых габбро выделены следующие структурно-текстурные разновидности пород: метагаббро, метагаббродолериты и метапорфириты. Макроскопически наименее измененные породы характеризуются буровато-серой, либо красновато-серой окраской и массивной текстурой. Амфиболитизированные разновидности имеют зеленовато-серую окраску и, чаще всего, сланцеватую текстуру. В породах комплекса выявлены бластогаббровые, бластогаббродолеритовые (рис. 44,45, 46), порфировидные, гранобластовые и нематогранобластовые структуры. Кроме того, характерной структурно-петрографической особенностью пород является широкое развитие реакционных кайм на границе зерен клинопироксена и плагиоклаза (рис. 49). Внешняя кайма со стороны плагиоклаза выполнена цепочками идиоморфных зерен граната, а внутренняя представлена срастанием зерен роговой обманки и кварца. Реакционные метаморфические каймы близкие по морфологии к наблюдаемым в коронитовых габбро установлены в метагабброидах разных регионов мира (Griffin W.L.& Heier K.S., 1975, Jan M.Q., 1995, Rivers Т., 1988).
Минеральный состав всех отмеченных структурных разновидностей весьма близок. Основными породообразующими минералами являются клинопироксен (салит), плагиоклаз (преимущественно среднего состава) и гранат (с преобладанием в составе альмандинового минала). Кроме того, существенное значение в минералогии пород комплекса имеют роговая обманка и ильменит.
В дайках в контактовых частях тел развита зона закалки, которая обычно сложена тонкозернистыми Cpx-Gar-Pl породами бастогаббровой структуры (рис. 46). В краевых частях малых интрузивных тел, контакты которых часто тектонизированы, чаще всего развиты рассланцеванные роговообманковые амфиболиты (рис. 47). По минеральному составу и структурно-текстурным особенностям породы центральных частей даек и малых интрузий аналогичны.
Клинопироксен представлен двумя разновидностями. Метаморфический клинопироксен II, присутствующий во всех разновидностях пород комплекса, за исключением амфиболитов краевых частей тел и, вероятно, магматический, клинопироксен I, реликты которого установлены лишь в нескольких случаях.
Клинопироксен I установлен в дайках коронитовых габбро в районах д. Ковда и пос. Амбарный. По составу отвечает магнезиальному авгиту (таблица 1, обр. С-1793-6в-2). Реликтовые зерна клинопироксена I замещаются клинопироксеном II.
Клинопироксен II присутствует повсеместно, исключая краевые части тел, сложенные гранатовыми амфиболитами. По составу клинопироксен II отвечает салиту. В случаях, когда в породе присутствуют реликты первичного клинопироксена, клинопироксен II образует каймы вокруг его зерен. Если же клинопироксен II является единственным пироксеном породы, он образует довольно крупные (до 1,5 мм) зерна неправильной формы, либо мозаичные скопления мелких (до 0,2 мм) округлых зерен. На границе с плагиоклазом клинопироксен II окружен гранатовой (рис. 44,45) или амфиболовой (рис. 48) каймой, либо каймами сложного строения (рис. 49). Зерна клинопироксена II обычно незональны и отличаются низкой степенью идиоморфизма. Составы клинопироксенов коронитовых габбро приведены в таблице 1. Плагиоклаз распространен во всех разновидностях пород комплекса. В породах с реликтами офитовой структуры чаще всего представлен удлиненными зернами (рис. 44). В породах бластогаббровой либо бластодолеритовой структуры плагиоклаз перекристаллизован и образует агрегаты мелких изометричных зерен. В большинстве случаев зерна плагиоклаза сложно сдвойникованы (рис. 45). В ряде случаев зерна плагиоклаза сохраняют отчетливо проявленную магматическую зональность (рис. 50). Обычно она наблюдается в крупных идиоморфных зернах. По составу первичномагматический плагиоклаз отвечает An_45 а метаморфический олигоклазу Ап18.28 (табл.2). Практически во всех разновидностях пород, исключая те, где плагиоклаз полностью перекристаллизован, отмечена метаморфическая зональность зерен плагиоклаза, выраженная в образовании тонкой каймы кислого плагиоклаза (А . , химический состав не определялся) на границе с гранатом. Местами в первично-магматических зернах плагиоклаза вторичные изменения выражаются в развитии серицитизации. Достаточно часто по плагиоклазу развивается скаполит (рис. 51).
Гранат является одной из главных минеральных фаз и также присутствует в коронитовых габбро в виде нескольких морфологических разновидностей. 1. Обычно развивается в виде тонких кайм (0,1-0,2 мм) на границах агрегатных скоплений клинопироксена и плагиоклаза. Каймы граната частично (редко полностью) замещают лейсты плагиоклаза. Каймы, сложены отдельными зернами или цепочками - сростками идиоморфных или гипидиоморфных зерен граната (рис. 51) диаметром 0,3-0,5 мм, чаще всего не содержащих включений.2. Идиоморфные зерна граната могут образовываться и внутри зерен плагиоклаза (рис. 44) чаще в пределах полностью перекристаллизованных зерен. Размер их варьирует от 0.2 до 0.5 мм.3. В мелкозернистых породах бластогаббровой структуры, а также в метапорфиритах нередко развиваются скелетные порфиробласты граната, макроскопически выглядящие как крупные снежинки.
Все гранаты коронитовых габбро являются твердыми растворами (Fe, Са, Mg, Mn)3AlSi30i2 с преобладанием альмандинового минала, количество которого варьирует от 49% до 62.5%. Составы гранатов из коронитовых габбро
