CC BY
47
Геология позднеархейского Поросозерского массива гранитоидов (Кольский полуостров)
М.Н. Петровский, А.Н. Виноградов
Геологический институт КНЦ РАН, Апатиты
Аннотация. Представлена новая геологическая модель позднеархейского Поросозерского гранитоидного массива на Кольском полуострове. Показано, что внедрение и становление дифференцированного интрузивного комплекса происходило в 4 фазы: первая (основная) завершилась образованием дифференцированной серии габбродиорит - кварцевый монцодиорит - гранодиорит - гранит; во второй фазе сформировались дополнительные интрузивы лейкогранитов; 3 и 4 фазы представлены дайками лампрофиров и жильными сериями пегматитов. Определены объемные соотношения породных групп и изотопно-геохимическими методами оценена длительность становления массива - около 60 млн лет. Уточнена возрастная последовательность магматических и метаморфических процессов в районе и показано, что гранитоидный комплекс сформировался на позднеорогенном этапе тектонической эволюции верхнеархейского подвижного пояса Колмозеро-Воронья.
Abstract. A new geological model has been presented for the late Archaean Porosozersky granitoid massif in the Kola Peninsula. Four stages has been recognized in the pluton history: the main intrusive phase at 2733 Ma, when the long rock series gabbrodiorite - quartz moncodiorite - granodiorite - granite was produced as a result of inter-chamber differentiation; small bodies and veins of leucogranites were formed at the second stage; then dykes of lamprophyres intruded at 2680 Ma, and pegmatites completed the massif formation. The upper limit of the massif consolidation has been evaluated as 2674 Ma, when alkaline granites of the West Keivy complex were penetrated into the Porosozersky pluton. Contrary to the published early classifications, the Porosozersky pluton has been classified as a homologue of the orogenic tonalite-granodiorite formations of active continental margins.
1. Введение
Шовная зона Колмозеро-Воронья (ЗКВ) в течение многих лет привлекает к себе внимание как рудолокализующая структура, контролирующая размещение перспективных рудных узлов с редкометальной, медно-молибденовой и благороднометальной специализацией, а также как тектоническая структура, без расшифровки геологической эволюции которой невозможно реконструировать геодинамическую обстановку в северо-восточной части Балтийского щита в верхнем архее. Своего рода реперным образованием в тектонической истории ЗКВ, маркирующим завершение эндогенной активности в шовной зоне и "сшивание" ее в единый кратонный блок с Центрально-Кольским и Кейвским террейнами, может служить Колмозерский габбро-граитоидный комплекс. В составе этого комплекса наиболее обнаженным и потому наиболее детально изученным является Поросозерский массив, что и дало основание выбрать его в качестве объекта специального геолого-петрологического анализа для реконструкции геодинамического режима на финальном этапе верхнеархейского тектоно-магматического цикла. Массив занимает ключевую позицию в структуре региона, располагаясь в области сочленения ЗКВ с тремя крупными геоблоками: Центрально-Кольским, Мурманским и Кейвским.
Поросозерский массив был впервые закартирован геологами Северо-западного территориального геологического управления Т.Г. Турчиной и В.Д. Седых в 1940 г. (Геология..., 1958). Позднее его исследованием занимались геологи Лаборатории геологии докембрия АН СССР (Граниты..., 1963), Кольского филиала АН СССР (Батиева, Бельков, 1968) и Центрально-Кольской экспедиции Мингео СССР (Даркшевич и др., 1984). В результате этих исследований сформировалось представление о том, что формирование массива происходило на ранней стадии лопийского цикла тектогенеза, синхронно с метавулканитами базальт-риодацитовой субформации, слагающей вороньетундровскую свиту ЗКВ; в формационной систематике комплекс был отнесен к диорит-плагиогранитному формационному типу, характерному для доинверсионных стадий геосинклинального цикла (Магматические., 1985; Эндогенные., 1992; Радченко и др..., 1994). В результате тематических исследований Геологического института Кольского научного центра РАН 1998-1999 гг. были получены новые данные о геологии и геохимии Поросозерского массива, открывающие возможности для альтернативной трактовки его формационной принадлежности и роли в тектонической истории региона. Часть петрографических материалов была опубликована ранее (Кудряшов, Петровский, 2000; Петровский, 2000; Петровский, Петровская, 2000), в этой же статье основное внимание сосредоточено на характеристике геологического строения массива.
2. Геология главных фаз Поросозерского массива
Поросозерский массив расположен в 80 км к востоку от п. Ловозеро, к западу и югу от
03. Поросозеро. В плане Поросозерский массив имеет подковообразную форму (рис. 1), площадь его около 104 км2, протяженность 26 км, ширина 3-5 км. Пространственная форма массива предположительно гарполитоподобная (рис. 2).
Рис. 1. Геологическая карта-схема Поросозерского массива.
Составлена М.Н. Петровским (2001 г.) с использованием материалов О.Я. Даркшевича и др. (1982 г.). 1 - четвертичные отложения; 2 - щелочные граниты Западно-Кейвского массива; 3-11 - Поросозерский массив (возраст 2.65-2.73 млрд лет): 3 - жилы пегматитов; 4 - жилы плагиогранитов; 5 - дайки лампрофиров; 6 -пегматитовый шток; 7 - граниты 2-й фазы; 8-11 - 1-я фаза: 8 - граниты; 9 - гранодиориты; 10 - кварцевые монцодиориты; 11 - габбро-диориты; 12-17 - породы серии Колмозеро-Воронья (возраст > 2.8 млрд лет): 12 -глиноземистые гнейсы и сланцы; 13 - биотит-мусковитовые сланцы; 14 - ритмично слоистые сланцы; 15 -тонкоритмично слоистые сланцы; 16 - конгломерато-брекчии "олистостромы"; 17 - амфиболиты; 18 -мигматизированные тоналито-гнейсы ЦКБ (возраст 2.83 млрд лет); 19 - элементы залегания: а) контактов, б) гнейсовидности, в) минеральной линейности; 20 - геологические границы: а) установленные, б) предполагаемые, в) фациальные; 21 - разрывные нарушения: а) сдвиги, сбросы, взбросы, б) надвиги
Рис. 2. Гипотетический геологический разрез через Поросозерский массив. Условные обозначения см. рис. 1
Поросозерский массив является 4-х фазным дифференцированным интрузивом: первая фаза сложена серией габбродиорит - кварцевый монцодиорит - гранодиорит - микроклин-плагиолазовый гранит с постепенными переходами между фациальными разновидностями и синплутоническими ей дайками кварцевых диоритов и гранодиоритов; вторая фаза массива представлена биотитовыми лейкогранитами и комплиментарными им жилами аплитов и лейкоплагиогранитов, являющимися конечными дифференциатами материнской магмы; третья фаза представлена лампрофирами, а четвертая - жилами пегматитов.
Габбродиориты и кварцевые монцодиориты наблюдаются только в наиболее эродированной центральной части массива. Выходы габбродиоритов локализованы в поле развития кварцевых монцодиоритов в виде участков от десятков сантиметров до первых десятков метров с очень плавными постепенными переходами во вмещающие их кварцевые монцодиориты. По-видимому, габбродиориты представляют собой начальные кристаллизаты магмы, слагающие небольшие бескорневые тела в объеме кварцевых монцодиоритов. С учетом этого предположения, объем габбродиоритов оценивается ориентировочно в 3 % от объема массива. Кварцевые монцодиориты обнажаются в виде полосы протяженностью около 16 км при средней ширине около 1 км. Пространственно монцодиориты слагают нижнюю часть массива (рис. 2), составляя около 55 % объема массива.
Гранодиориты слагают верхнюю часть массива и в плане тяготеют к наименее эродированным краевым частям массива (рис. 1). Контакты между гранодиоритами и кварцевыми монцодиоритами отчетливые, зона перехода составляет 2-5 см, очень редко до десяти сантиметров. Объем гранодиоритов, оцененный по геологическим разрезам и по площади выходов, составляет около 27 % от объема массива.
Микроклин-плагиоклазовые граниты приурочены большей частью к контактам массива с кианит-гранат-биотитовыми и гранат-биотитовыми гнейсами ЗКВ и мигматизированными плагиогранито-гнейсами Центрально-Кольского блока, что дает основание рассматривать граниты в качестве эндоконтактовых фациальных разновидностей, образовавшихся в результате эффекта лейкократизации в зоне взаимодействия гранодиоритового расплава с вмещающими породами. Это явление подобно описанному А.Н. Пономаревой (Пономарева, Налетов, 1979) в гранитоидных плутонах Сибири. Выражается оно в постепенном уменьшении количества темноцветных минералов по направлению к контакту, что связанно с выносом Бе, М£ и Са из интрузии во вмещающие породы, в которых образуются такие минералы как амфибол, замещающий биотит, и ставролит, замещающий кианит; в эндоконтактной зоне вследствие относительного обогащения расплава Ма, К и 81 возрастала концентрация лейкократовых минералов (кислый плагиоклаз, микроклин и кварц) и резко подавлялась кристаллизация темноцветных минералов. Породы 2-й фазы развиты в южной части массива. Контакты между породами первой и второй фаз крутопадающие (50-60°), четко секущие, интрузивные, наблюдаются апофизы лейкогранитов в гранодиориты и кварцевые монцодиориты. В эндоконтактовой зоне мощностью до нескольких метров лейкограниты представлены мелкозернистыми амфибол-биотитовыми разновидностями. С удалением от контакта лейкограниты становятся среднезернистыми до крупно-среднезернистых. Одновременно с увеличением зернистости пород уменьшается содержание амфибола, так что крупнозернистые фации представлены почти исключительно биотитовыми лейкогранитами. В контактово-измененных породах первой фазы повышается содержание микроклина и амфибола, почти полностью исчезает
биотит. Объем лейкогранитов оценивается около 14 % от объема массива.
Для пород первой фазы характерно наличие сквозной минеральной линейности по магматическому амфиболу (рис. 1), совпадающей с ориентировкой длинных осей многочисленных ксенолитов вмещающих пород. В западной ветви "подковы" минеральная линейность наклонена к югу и юго-востоку, причем углы падения при движении с севера на юг становятся все более крутыми (от 5 до 40° на север от оз. Аннозеро и от 50 до 90° к югу от оз. Аннозеро). В восточной ветви "подковы" - между оз. Поросозеро и оз. Калмозеро - падение минеральной линейности на юго-запад, углы падения варьируют от 75 до 90°. Принимая во внимание ориентировку минеральной линейности и длинных осей ксенолитов,
Рис. 3. Зарисовка обнажения шлировой зоны вблизи контакта Поросозерского массива с амфиболитами ЗКВ
1 - гранодиориты,
2 - аплиты,
3 - пегматиты,
4 - ксенолиты гнейсов ЗКВ,
5 - ксенолиты амфиболитов
ЗКВ,
6-8 - элементы залегания:
6 - контактов,
7 - гнейсовидности,
8 - минеральной
линейности;
9 - сдвиг,
10 - точки отбора проб
можно полагать, что подводящий магматический канал располагается к югу от оз. Поросозеро, т.е. там, где в настоящее время размещена основная масса лейкогранитов второй фазы, которые как бы "залечивают" подводящий канал. Кроме минеральной линейности, для пород массива характерна сквозная гнейсовидность по магматическому биотиту, которая субсогласна контактам массива, но дискордантна метаморфической гнейсовидности вмещающих породах и гнейсовидности в ксенолитах этих пород (рис. 3). Это говорит о том, что становление интрузии происходило одновременно с активными тектоническими движениями в этом районе.
Возраст кристаллизации пород 1-й фазы, определенный U-Pb методом по цирконам из гранодиоритов, составляет 2733±6 млн лет (Кудряшов и др., 2000).
Взаимоотношения пород массива с вмещающими породами хорошо наблюдаемы практически на всем протяжении контактов. На северо-востоке массив контактирует с амфиболитами и гнейсами ЗКВ, при этом почти на всем протяжении вдоль контакта в массиве отмечаются многочисленные ксенолиты вмещающих пород размером от 1-2 см до 0.5 м (рис. 3). Ширина пояса ксенолитов колеблется от нескольких метров до первых десятков метров. Ксенолиты ориентированы по направлению течения расплава, и ориентировка их длинных осей совпадает с ориентировкой минеральной линейности магматического амфибола. Насыщенность ксенолитами уменьшается от контакта к осевой линии массива: от 60-70 тел на 1 м2 в краевом поясе до 3-5 на 1 м2 в промежуточной зоне, при полном отсутствии в центре плутона.
В зоне контакта с породами ЗКВ наблюдается наложение контактового метаморфизма Поросозерского массива на региональный метаморфизм кианит-силлиманитовой субфации амфиболитовой фации, что выражается в развитии ставролита по кианиту и амфибола по биотиту в экзоконтакте. На всем протяжении контакта пород массива с комплексом ЗКВ в породах ЗКВ наблюдаются многочисленные жилы и штокообразные тела гранодиоритов и микроклинплагиоклазовых гранитов. Наиболее мощная жила гранодиоритов прослежена в районе г. Солдат-Мыльк, ее протяженность составляет около 1.5 км, при мощности около 100 м в месте ее ответвления от массива, до 30 м в точке, где она обрывается в породах ЗКВ. Эта жила сечет бластомилониты по высокоглиноземистым гнейсам и амфиболитам ЗКВ. Гранодиориты, слагающие эту жилу, - амфибол-биотитовые, массивные мелкозернистые в приконтактовых частях и среднезернистые в центральной части жилы. Простирание жилы - северо-запад 350°, падение юго-западное под углом 85°. В жиле отмечены ксенолиты бластомилонитов по гнейсам и амфиболитам ЗКВ.
В центральной части массива расположено пластовое тело кианит-гранат-биотитовых с прослоями гранат-биотитовых гнейсов ЗКВ протяженностью 5 км при мощности около 0.5 км. Падение пластины гнейсов на юго-запад под углом 50°. Гнейсы секутся многочисленными жилами гранодиоритов и микроклинплагиоклазовых гранитов, и они являются основным концентратором пегматитовых жил, к этой пластине приурочено около 90 % всех пегматитовых жил.
Контакты с мигматизированными плагиогранито-гнейсами ЦКБ хорошо обнажены севернее оз. Янозеро и хорошо прослеживаются по простиранию. Здесь многочисленные апофизы микроклинплагиоклазовых гранитов секут мигматизированные плагиогранито-гнейсы Центрально-Кольского блока, в самих же микроклинплагиоклазовых гранитах наблюдаются ксенолиты вмещающих пород. Простирание контакта субмеридиональное, падение на запад под углами 75-85°. Наши наблюдения в зоне контакта подтверждают предположение О.Я. Даркшевича с соавторами (Даркшевич и др., 1984), о том, что породы массива прорывают плагиогранито-гнейсы ЦКБ, уже подвергнутые калиевому метасоматозу.
Внутреннее строение массива осложнено разрывными нарушениями, разбивающими массив на ряд блоков. Главным образом это сдвиги и сбросы, но в ряде мест дизъюнктивы представлены надвигами. Надвиги наблюдаются по контакту массива с комплексом ЗКВ и хорошо проявлены в районе горы Солдат-Мыльк и в районе южнее оз. Поросозеро. Погружение поверхностей сместителей в районе Поросозеро на восток и юго-восток под углом около 30°, а в районе г. Солдат-Мыльк погружение поверхностей сместителей на северо-запад под таким же углом. Наиболее крупные сдвиго-сбросы наблюдаются в западной ветви "подковы". Самый крупный дизьюнктив наблюдается в районе озер Янозеро и Аннозеро, он и отчленяет западную ветвь от центральной части. Другой дизьюнктив расположен севернее этих озер, и он разбивает западную ветвь на два крупных блока. Смещение в этих разломах достигает сотен метров по латерали и десятков метров по вертикали. Остальные разломы внутри массива много меньше по своим масштабам. Контакт между Поросозерским массивом и Западно-Кейвским массивом щелочных гранитов также осложнен крупным взбросом, по которому щелочные граниты надвинуты на породы Поросозерского массива (рис. 1 и 2).
Внутренняя тектоника массива определяется наличием трех систем контракционных трещин, разбивающих породы на блоки параллелепипидальной формы. Азимуты простирания первой системы трещин СЗ 320-340°, падение к СВ под углами 70-80°, реже отмечается падение на ЮЗ под углами 60-75°. Простирание второй системы трещин СВ 40-60°, падение на ЮВ под углами 40-70°, иногда до 90°. Третья система трещин образует субгоризонтальную отдельность, местами наклоненную к ЮВ 160-150° под углами 5-10°.
3. Геология жильных образований
Жильная фация массива представлена следующей последовательностью от более древних к молодым: синплутонические дайки кварцевых диоритов и гранодиоритов, жилы аплитов и ппагиогранитов, жилы лампрофиров, жилы пегматитов. Завершают последовательность жилы щелочных гранитов, которые связаны со становлением более молодого Западно-Кейвского интрузивного комплекса щелочных гранитов и сиенитов.
Синплутонические дайки не имеют широкого распространения в массиве, они были обнаружены только к югу от оз. Поросозеро, в районе предполагаемого подводящего канала. Дайки залегают в биотит-амфиболовых крупно-среднезернистых гранодиоритах и представлены мелкозернистыми амфиболовыми кварцевыми диоритами и гранодиоритами. Мощность гранодиоритовых даек до 0.5 м, мощность даек кварцевых диоритов около 10 см. Дайки приурочены к трещинам северного и северо-западного простирания, падение даек на юго-запад под углами 75-87°. Так как внедрение даек происходило в еще не полностью затвердевшие породы, контакты между вмещающими породами и дайками часто расплывчатые, нерезкие. Ориентировка минеральной линейности по амфиболу в синплутонических дайках близка к вертикальной. Сами же дайки секутся жилами аплитов и пегматитов (рис. 4), при этом вдоль контактов с ними в синплутонических дайках возникают узкие каемки (1-2 см) микроклинизации.
Жилы аплитов и плагиогранитов довольно широко распространены в пределах Поросозерского массива. Жилы аплитов, как правило, размещаются в трещинах северо-западного простирания в пределах азимутов СЗ 320-340° и гораздо реже в трещинах северо-восточного простирания СВ 40-60°. Напротив, жилы плагиогранитов размещаются только в трещинах северо-восточного простирания в пределах азимутов СВ 40-60° и очень редко в трещинах северо-западного простирания. Падение аплитовых жил северо-западного простирания на юго-запад под углами 6075°, а падение северо-восточных жил на юго-восток под углами 75-90°. Падение жил
ЕЗ, ПЛг [53з I + 1я НЭб
X Х^вС?
X X X
хххххххяях * XX"
Л X X X И X XXX
'ЯХХХХХХХХХКХХ ХХХХ ХХХХХ
х Х +
87Ч\х ^У^-ьт-Х
Рис. 4. Взаимоотношение синплутонических даек с жилами аплитов и пегматитов
1 - гранодиорит,
2 - синплутоническая дайка мелкозернистого
амфиболового кварцевого монцодиорита,
3 - синплутоническая дайка мелкозернистого
амфиболового биотитсодержащего монцодиорита,
4 - жилы аплитов,
5 - пегматиты,
6 - элементы залегания (а - контактов, б -
минеральной линейности),
7 - точки отбора проб
1 - четвертичные отложения,
2 - пегматиты,
3 - аплиты,
4 - вогезиты (а -крупнозернистый, б -мелко-среднезернистый),
5 - спессартиты,
6 - амфиболовый кварцевый монцодиорит,
7-9 - элементы залегания:
7 - контактов,
8 - гнейсовидности,
9 - минеральной линейности;
10 - точки отбора проб
Рис. 5. Зарисовка обнажения с взаимоотношением даек лампрофиров с жилами аплитов и пегматитов
плагиогранитов на юго-восток под углами 75-90°. Для этих жил вмещающими являются все разности пород 1-й и 2-й фаз массива. Контакты с вмещающими породами всегда резкие с небольшими зонками приконтактовых изменений, в эндоконтактовой части породы более мелкозернистые, чем в центральных частях жил; в экзоконтактовом ореоле у жил аплитов наблюдается микроклинизация, а у жил плагиогранитов - повышенное содержание кислого плагиоклаза. Для всех жил характерно наличие ксенолитов вмещающих пород, подвергнутых тем же изменениям, что и породы в экзоконтактовых ореолах. Мощность зон изменений колеблется от нескольких миллиметров до 1-2 см, в зависимости от мощности жил. Мощность жил аплитов обычно 7-10 см, но иногда 1-2 см и очень редко 20-30 см. Мощность жил плагиогранитов варьирует от 15 до 50 см, жилы прослеживаются на десятки метров по простиранию без существенных колебаний мощности. Кроме пород 1-й и 2-й фаз массива, эти жилы секут синплутонические дайки кварцевых диоритов и гранодиоритов, сами же секутся лампрофирами, пегматитами и щелочными гранитами (рис. 3, 4, 5).
Дайки лампрофиров были впервые установлены в массиве в результате наших работ 1998-99 гг. (Петровский, 2000). В массиве обнаружено два участка, где наблюдаются эти дайки. Первый участок -
"Южный" - располагается к югу от оз. Поросозеро, второй участок - "Северный" - расположен к северо-западу от оз. Аннозеро. На участке "Южный" были закартированы одна одинитовая, две спессартитовые и одна вогезитовая дайка. Одинитовая дайка мощностью 7 м прослежена по простиранию на 30 м, далее она закрыта четвертичными отложениями. Простирание дайки СВ 70°, падение субвертикальное. Одиниты представляют собой породы с зеленовато-серой карбонат-эпидот-плагиклазовой основной массой и порфировыми вкрапленниками темно-зеленого амфибола. В приконтактовых частях основная масса мелкозернистая, а вкрапленники имеют длину 1-2 см. В осевой зоне основная масса среднезернистая, а размер вкрапленников достигает 10 см. Одиниты прорывают кварцевые монцодиориты, которые в приконтактовой зоне мощностью до 1 м сильно эпидотизированы.
Дайки спессартитов много меньше по размерам в сравнении с дайкой одинита. Одна дайка спессартита мощностью 25 см прослежена по простиранию на 5 м, другая мощностью 0.7 м прослежена на 10 м. Простирание первой - СВ 75°, падение СЗ под углом 80°; простирание второй - СЗ 290°, падение к ЮЗ под углом 70°. Спессартиты имеют сходный внешний вид с одинитами, отличаясь лишь большей лейкократовостью и меньшим размером вкрапленников амфибола (от 2 до 5 см). Приконтактовые изменения во вмещающих породах вблизи даек спессартитов аналогичны таковым на контактах с одинитами.
Дайка вогезита имеет северо-восточное простирание, азимут простирания СВ 55°, падение северо-западное, угол 70°. По простиранию она прослежена на 14 м, мощность изменяется от 1 м до полного выклинивания в северо-восточном направлении. От дайки ответвляются три апофизы (рис. 5). Одна апофиза имеет северо-западное простирание, азимут простирания СЗ 280°, падение юго-западное, под углом 60°. Мощность апофизы 20 см, протяженность 3.5 м. Две другие апофизы имеют юго-восточное простирание. Мощность каждой около 30 см. Одна апофиза падает на юго-запад под углом 40°, а другая - на северо-восток под углом 50°. Внутреннее строение дайки зональное: в краевых зонах мощностью до 15 см порода имеет мелкозернистую основную массу и размер вкрапленников амфибола 0.5-1 см; в осевой зоне основная масса среднезернистая, а размер вкрапленников амфибола достигает 5 см. По внешнему виду вогезиты отличаются от одинитов и спессартитов мясокрасной окраской основной массы. Вмещающими породами для спессартитов служат гранодиориты и кварцевые монцодиориты, а для вогезитов - гранодиориты (рис. 1 и 5). Во вмещающих дайку вогезитов породах в приконтактовых зонах мощностью до 30 см сильно проявлена микроклинизация.
На участке "Северный" были изучены три дайки вогезитов. Первая имеет мощность около 2 м, субмеридиональное простирание и субвертикальное падение. Она прослежена по простиранию на 20 м. Вторая дайка с азимутом простирания СВ 40° и субвертикальным падением имеет мощность около 6 м, по простиранию она прослежена на 170 м (рис. 6). Третья дайка, мощностью около 1 м, имеет простирание северо-восток 20° и субвертикальное падение. Ее протяженность около 15 м.
Для всех тел вогезитов участка "Северный" характерно наличие зон закалки мощностью от 10 до 30 см, в зависимости от мощности жилы. В экзоконтактовых ореолах даек интенсивно проявлена микроклинизация вмещающих пород. Мощность контактово-измененных зон колеблется от 0.2 до 1 м. Вмещающими породами для всех даек являются гранодиориты.
Взаимоотношения лампрофиров с другими жильными образованиями сложные: на участке "Южный" лампрофиры секут жилы аплитов и плагиогранитов (рис. 5), а на участке "Северный" отмечено пересечение даек вогезитов жилами пегматитов (рис. 6), в которых сохраняются захваченные пегматитами ксенолиты лампрофиров.
Возраст внедрения лампрофиров, определенный U-Pb методом по цирконам из одинитов, составляет 2680±10 млн лет (Кудряшов, Петровский, 2000).
1 - четвертичные отложения,
2 - гигантокристаллический пегматит,
3 - крупнозернистый гранит-пегматит,
4 - вогезит,
5 - гранодиориты,
6 - зона дробления,
7 - элементы залегания гнейсовидности,
8 - точки отбора проб
Рис. 5. Взаимоотношение дайки вогезитов с
пегматитовой жилой
Наиболее поздними, генетически связанными с Поросозерским массивом жильными образованиями, являются жилы пегматитов. Они встречаются среди всех пород 1-й и 2-й фаз массива. Самые мощные залегают в породах 1-й фазы, особенно высокая их концентрация отмечена в крупном останце глиноземистых гнейсов ЗКВ, расположенном в осевой части массива. Жилы пегматитов имеют как северо-восточное, так и северо-западное простирание, углы падения пегматитовых жил изменяются от субвертикальных до субгоризонтальных. Мощность также колеблется в широких пределах - от десятков сантиметров до 120 м; протяженность жил колеблется от нескольких метров до 1 км. Пегматитовые жилы секут все другие жильные образования, выявленные в Поросозерском массиве, за исключением жил щелочных гранитов. Все пегматитовые жилы оказывают воздействие на вмещающие породы, выражающееся в интенсивной микроклинизации и мусковитизации.
Кроме жильных тел пегматитов, у южных отрогов г. Солдат-Мыльк на контакте микроклин-плагиоклазовых гранитов Поросозерского массива с глиноземистыми гнейсами ЗКВ встречен зональный шток гранит-пегматитов диаметром 140 м. Краевая часть штока сложена средне-крупнозернистыми турмалин-мусковитовыми гранитами массивной текстуры. Они образуют кольцо шириной около 40 м. Центральное ядро штока диаметром около 80 м сложено мусковитовым турмалинсодержащим пегматитом крупно-гигантозернистой структуры с графическими прорастаниями кварца и калиевого полевого шпата. Падение контактов штока субвертикальное.
В южной и центральной части Поросозерского массива встречаются редкие жилы щелочных гранитов, которые интерпретируются всеми исследователями района как производные или апофизы Западно-Кейвского интрузивного комплекса. В краевой зоне массива жилы щелочных гранитов имеют простирание СЗ 310-340° и северо-восточное падение под углами 40-60°. В центральной части массива в поле развития гранодиоритов и кварцевых монцодиоритов встречено округлое тело щелочных эгирин-арфедсонитовых гранитов размером 0.9x1.3 км (рис. 1). На эрозионном срезе выходы щелочных гранитов совпадают с контурами пологой возвышенности, окруженной широким поясом заболоченной тундры. Контакты с породами Поросозерского массива закрыты, и установить геологические взаимоотношения двух гранитоидных серий не представилось возможности. Поэтому здесь может быть два варианта трактовки формы этого тела: либо это шток, либо эрозионный пластообразный останец щелочных гранитов, полого перекрывавших Поросозерский массив. Второе нам кажется более реальным, так как для этого тела характерна пластовая отдельность с азимутом падения ЮВ 175° под углом 5-10°, а в интрузивном штоке должна быть развита концентрическая отдельность, которая здесь отсутствует.
4. Выводы
1. Массив сложен единой "длинной" гомодромной дифференцированной серией: габбродиорит -кварцевый монцодиорит - гранодиорит - гранит - лейкогранит. В становлении плутона отчетливо выделяются четыре этапа. На первом этапе внедрилась основная (порядка 80 %) порция родоначальной магмы, из которой в ходе внутрикамерной дифференциации сформировалась породная серия связанных взаимопереходами габбродиоритов, кварцевых монцодиоритов, гранодиоритов и микроклин-плагиоклазовых гранитов. Структура серии осложняется внедрением синплутонических даек кварцевых диоритов и гранодиоритов. Интрузивная камера имела гарполитообразную форму и состояла из двух субкамер, за счет которых автономно сформировались западная и восточная ветвь Поросозерского массива. Возраст кристаллизации пород первой интрузивной серии оценивается в 2733±6 млн лет (Кудряшов и др., 2000). На втором этапе в область сочленения двух субкамер интрудировали магмы из внутрикорового промежуточного очага, за счет которых сформировались дополнительные интрузии лейкогранитов, сшившие автономные субплутоны первого этапа в единый массив, а также комплементарные им жильные тела лейкоплагиогранитов и аплитов. Геохронологические датировки пород второго этапа пока не выполнены. К третьему этапу приурочены инъекции в камеру плутона лампрофировых расплавов из глубинных частей питающей магматической системы. Из этих высокодифференцированных магм сформировались дайки породной серии одинит - спессартит - вогезит с возрастом 2680±10 млн лет. На заключительном, четвертом этапе за счет остаточных расплавов внутрикорового малоглубинного очага были образованы жилы пегматитов, которыми и завершилась деятельность в Поросозерской интрузивно-магматической системе. Из полученных Ц-РЬ датировок вытекает, что эта деятельность продолжалась около 60 млн лет: нижний предел ее возраста маркирован возрастом пород первого этапа, а верхний предел ограничивается возрастом щелочных гранитов Западно-Кейвского массива - 2674±6 млн лет, по (Митрофанов и др., 2000).
2. Формирование массива происходило после регионального метаморфизма пород комплекса Колмозеро-Воронья в режиме амфиболитовой фации. Контактовый метаморфизм, связанный с внедрением гранитоидов Поросозерского комплекса, накладывается на региональный метаморфизм вмещающих пород, а ориентировка магматического биотита дискордантна по отношению к ориентировке метаморфического
биотита во вмещающих породах и их ксенолитах. Гранитоидные апофизы массива секут бластомилониты по породам ЗКВ. Внутри массива отчетливо выражена гнейсовидность по магматическому биотиту, субсогласная контактам массива, что можно рассматривать как свидетельство формирования интрузива в условиях высокой тектонической активности рамы. Поросозерский массив моложе палингенно-метасоматических гранитов ЦКБ, а не древнее, как это принималось ранее (Гранитоидные..., 1978): породы массива прорывают плагиогранитогнейсы ЦКБ, уже испытавшие калиевый метасоматоз. Следовательно, Поросозерский интрузивный комплекс внедрялся в уже сформировавшуюся континентальную кору, а сама зона Колмозеро-Воронья в то время уже являлась консолидированной шовной структурой.
3. В формационном отношении Поросозерский массив, как уже отмечалось ранее (Петровский, Петровская, 2000), сходен с позднеорогенными гранитоидными сериями, являющимися производными от андезитовых магм активных континентальных окраин. Полученные нами новые данные о составе породных серий массива, а также о взаимоотношениях гранитоидов с метаморфитами рамы, показывают, что предложенные ранее определения положения Колмозерского интрузивного комплекса в систематике магматических формаций (Гранитоидные., 1978; Магматические..., 1985) требуют пересмотра и корректировки. По крайней мере, в отношении Поросозерского массива можно считать правомерным сопоставление его с плутонами орогенной тоналит-гранодиоритовой формации (типа Верхисетского комплекса Урала, по (Ферштатер и др., 1994)). Новая трактовка формационного типа Поросозерского комплекса требует и соответствующего пересмотра его металлогенической специализации, поскольку с упомянутыми выше его формационными гомологами связано промышленное золотое оруденение (Таусон, 1977).
Литература
Батиева И.Д., Бельков И.В. Гранитоидные формации Кольского п-ова. Очерки по петрологии,
минералогии и металлогении гранитов Кольского п-ова. Л., Наука, с.5-143, 1968. Геология СССР, том XXVII, Мурманская область. Ч. 1. Под ред. Л.Я. Харитонова. М., Госгеолтехиздат, 714 е., 1958.
Гранитоидные формации докембрия северо-восточной части Балтийского щита. Л., Наука, 264 е., 1978.
Граниты Кольского п-ова и Карелии. М.-Л., Тр. ЛАГЕД АН СССР, вып. 15, 337 е., 1963.
Даркшевич О.Я., Шлайфштейн Б.А., Антонюк Е.С. Новые данные по позднеархейскому магматизму
шовных зон Кольского п-ова. Геология докембрия Кольского п-ова, Апатиты, с.40-57, 1984. Кудряшов Н.М., Петровский М.Н. Изотопный возраст лампрофиров зеленокаменного пояса Колмозеро-Воронья. Геология и геоэкология Феноскандии северо-запада и центра России. Материалы XI молодежной научной конференции, посвященной памяти К. О. Кратца. Петрозаводск, с.36-38, 2000. Кудряшов Н.М., Гаврилеико Б.В., Никитин И.В., Петровский Н.М. Геохронологические реперы шовной зоны Колмозеро-Воронья и ее обрамления (Кольский п-ов). Петрография на рубеже XXI века: итоги и перспективы. Материалы IIВсерос. петрографич. совещания. Т. IV. Сыктывкар, с.273-275, 2000. Магматические формации докембрия северо-восточной части Балтийского щита. Л., Наука, 176 е., 1985. Митрофанов Ф.П., Зозуля Д.Р., Баянова Т.Б., Левкович Н.В. Древнейший в мире анорогенный щелочно-
гранитный магматизм в Кейвской структуре Балтийского щита. ДАН, т.374, № 2, с.238-241, 2000. Петровский М.Н. О находке лампрофиров в Поросозерском массиве кварцевых диоритов-гранодиоритов-гранитов, Кольский п-ов. Геология и геоэкология Фенноскандии северо-запада и центра России. Материалы XI молодежной научной конференции, посвященной памяти КО. Кратца. Петрозаводск, с.55-58, 2000. Петровский М.Н., Петровская Л.С. Условия формирования Поросозерского массива кварцевых диоритов-гранодиоритов-гранитов зеленокаменного пояса Колмозеро-Воронья. Общие вопросы тектоники. Тектоника России. Материалы XXXIII Тектонического совещания. Москва, Геос, с.396-397, 2000. Пономарева А.Н., Налетов Б.Ф. Минеральный состав гранитоидов в связи с их химизмом.
Новосибирск, Наука, 181 е., 1979. Радченко А.Т., Балаганский В.В., Басалаев A.A. Объяснительная записка к геологической карте
северо-восточной части Балтийского щита масштаба 1:500 000. Апатиты, 95 е., 1994. Таусон Л.В. Геохимические типы и потенциальная рудоносность гранитоидов. М., Наука, 280 е., 1977. Ферштатер Г.Б., Бородина Н.С., Рапопорт М.С. Орогенный гранитоидный магматизм Урала. Миасс, 247 е., 1994.
Эндогенные режимы и эволюция магматизма в раннем докембрии (на примере северо-восточной части Балтийского щита). СПб, Наука, 198 е., 1992.
