CC BY
60
УДК 550.42 : 552.313 : 551.71 (470.22) С. А. Светов
Вестник СПбГУ. Сер. 7, 2004, вып. 4
МАГМАТИЧЕСКИЕ СИСТЕМЫ
ЗЕЛЕНОКАМЕННЫХ СТРУКТУР ЦЕНТРАЛЬНОЙ КАРЕЛИИ -МАРКЕРЫ СУЩЕСТВОВАНИЯ
АРХЕЙСКИХ ЗОН ПЕРЕХОДА ОКЕАН-КОНТИНЕНТ1
Реконструкция условий динамической эволюции архейской литосферы, определившей в дальнейшем основные геологические черты строения современной коры, - одна из наиболее сложных проблем современной геологии [1]. Архейская геологическая история развития Земли находит свое наиболее яркое отражение в двух главных типах структур: гранит-зеленокаменных и гранулито-гнейсовых. Наиболее информативны для проведения геологических реконструкций зеленокаменные пояса, так как в их пределах сохранились реликты первичных разрезов, породные ансамбли которых претерпели часто относительно низкую степень метаморфических преобразований.
Верхнеархейские вулканогенно-осадочные ассоциации в восточной части Фенносканди-навского щита хорошо сохранились на современном эрозионном срезе среди многочисленных гнейсо-гранитных ареалов. На данной территории выделяются несколько крупных зе-ленокаменных поясов: Сумозерско-Кенозерский, Парандово-Тикшозерский, Ведлозерско-Сегозерский, Южно-Выгозерский, Костомукшско-Гимольский, Кухмо-Суомуссалми и др. На основе анализа геохронологических данных по возрастам супракрустальных пород зеле-нокаменных структур и ассоциирующих с ними гранитоидов выделены следующие этапы формирования архейских гранит-зеленокаменных систем региона: 3,4-3,2 млрд лет, гранит-зеленокаменная система Водлозерского блока; 3,1-2,95 (до 2,87) млрд лет, зеленокаменные пояса обрамления Водлозерского блока, с севера - Каменноозерский, Южно-Выгозерский, с запада Ведлозерско-Сегозерский; около 2,8 млрд лет, Костомукшско-Гимольский, Типась-ярви, Кухмо-Суомуссалми, а также Северо-Карельская группа зеленокаменных поясов [2].
Объектом настоящего исследования является Ведлозерско-Сегозерский зеленокаменный пояс (рис. 1), который протягивается в центральной Карелии более чем на 300 км в субмеридиональном направлении при ширине 50-60 км и в современном эрозионном срезе состоит из ряда локальных структур: Хаутаваарской, Койкарской, Семченской, Эльмусской, Паласельгинской, Остёрской, Совдозерской, Киндасовской и ряда других [3]. Характерная особенность этого пояса - широкое развитие коматиит-базальтовых ассоциаций в интервале 3,05-2,95 млрд лет и андезитовых и дацитовых вулканитов двух уровней - 3,05-2,95 и 2,90-2,85 млрд лет. Используя подходы физической и химической палеовулканологии и химической геодинамики, в работе рассмотрены условия формирования всех магматических систем, образующихся на протяжении геологической истории развития Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса.
Методы исследования. Геохимический анализ проб (определение петрогенных элементов) проводился в аналитической лаборатории Института геологии КарНЦ РАН (г. Петрозаводск). Концентрации малых элементов устанавливались рентген-флюоресцентным методом (VRA-33 и Philips PW1480) в лабораториях Института геологии КарНЦ РАН и Геологической службы Финляндии (г. Эспоо). Погрешность составляет менее 5%. Редкоземельные элементы (РЗЭ) определялись методом ICP-MS в аналитической лаборатории Института геологии и геохимии УроРАН (г. Екатеринбург), погрешность определения элементов - менее 2%.
1 Работа выполнена при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (грант № 02-05-97507) и программы ОНЗ РАН «Глубинное строение и геодинамика Карельской части Фенноскандинав-ского щита».
© С. А. Светов, 2004
Рис. 1. Схема геологического строения Ведлозерско-
Сегозерского зеленокаменного пояса 1,2- палеопротерозойские образования: / - фаниты рапаки-ви (1,65-1,62 млрд лет), 2 - супракрустальные образования (2,50-2,10 млрд лет); 3, 4 - неоархейские образования: 3 - плагиомик-роклиновые фаниты (2,87-2,85 млрд лет), 4 - диориты, фанодио-риты, санукиггоиды (2,74 млрд лет); 5 ^ габбролиориты; 6 - габ-бронориты; 7 - основные и ультраосновные породы; 8-11 - мезо-архейские образования: 8 - андезиаашповые вулканиты, адакигы и осадки (2,86-2,85 млрд лет), 9 - высокомагнезиальное габбро, 10 - коматиит-базальтовая ассоциация (лавы, туфы) (3,0-2,95 млрд лет), 11 - вулканиш БАДР-сфии, адакиты (3,05-2,94 млрд лет); 12 - амфиболиты; 13 - гнейсо-фаниты и мигматит-граниты (3,15-2,95 млрд лет); 14 - палеовулканические постройки: 1 - Няльмозерская. 2 - Игнойльская, 3 - Хаугаваарская, 4 - Масельгская, 5 - Чалкинская, 6 - Янишская, 7 - Корбозерская,
8 - Эльмусская, 9 - Семченская (1-5 - Хаутаварская структура, 6-
9 - Койкарско-Семченская структура); 15 - разломы.
Изотопные исследования осуществлялись в изотопной лаборатории Геологической Службы Финляндии (г. Эс-поо). Химическая подготовка проб для Sm-Nd-изотопного анализа проводилась по методике П. Пелтонена [4].
Измерения выполнялись проф. X. Хухмо на масс-спектрометре VG sector 54. Точность измерений 147Sm/144Nd составляет 0,4%. Отношение 143Nd/144Nd нормализовано по 146Nd/144Nd = 0,7219. Измеренное значение стандарта La Jolla 143Nd/144Nd = 0,511851 ± 6 (л = 15).
Древняя (3,05-2,95 млрд лет) андезитовая ассоциация. В пределах архейских зелено-каменных поясов Фенноскандинавского щита андезитовые ассоциации формировались неоднократно и асинхронно. Основными рубежами их развития являются периоды (млрд лет): 3,05-2,95 (центральная Карелия), 2,90-2,85 (центральная и восточная Карелия), 2,85-2,80 (северная Карелия) и 2,80-2,75 (западная Карелия).
Результаты детальных геологических исследований в пределах Ведлозерско-Сегозер-ского зеленокаменного пояса свидетельствуют, что представительные разрезы самой древней на территории Фенноскандинавского щита (более 2,99 млрд лет) андезитовой ассоциации сохранились в Хаутаваарской, Остёрской и других структурах Ведлозерско-Сегозер-ского зеленокаменного пояса.
В Хаутаваарской структуре с использованием методов фациально-формационного анализа реконструирована цепь палеовулканических построек центрального типа: Няльмозе-ро - Игнойла - Хаутаваара - Чалка, сформированных в субмаринных и субаэральных об-становках.
U-Pb-датирование цирконов из андезидацитов Игнойльского субвулканического некка дает возраст 2995 ± 20 млн лет [5], из лав андезитов - 2945 ± 19 млн лет [6], из субвулканических даек андезитов Паласельгинской структуры - 3000 ± 40 млн лет и из субвулканического штока Остёрской структуры - 3020 ± 10 млн лет [7].
Породы древней андезитовой ассоциации метаморфизованы в условиях эпидот-амфиболитовой фации метаморфизма андалузит-силлиманитового типа, при сохранении первичных вулканических текстур.
Для палеовулканов установлено сложное эффузивно-эксплозивное строение, с грубозо-нальным размещением вулканических и вулканогенно-осадочных фаций вокруг центров извержений с радиусом 20-30 км. Жерловины заполнены некками размером до 2 х 1,5 км (Игнойла), иногда с агломератовой мантией (Чалка). Коэффициент эксплозивности менялся от 40-50 (Чалка) до 70% (Игнойла). В Чалкинском палеовулкане широко развита лавовая фация, представленная массивными, подушечными и миндалекаменными лавами, кластола-вами андезитов, андезидацитов и дацитов. Подушечные брекчии присутствуют в прижерло-вой зоне, часто переслаиваясь с агломератовыми и лапиллиевыми туфами.
Мощность лавовых потоков изменяется от 4-5 до 25-30 м, по составу преобладают се-рийнопорфировые андезиты. В Игнойльском палеовулкане лав значительно меньше, они представлены кластолавами, массивными, миндалекаменными разностями андезибазальто-вого, андезитового, реже андезидацитового состава и формируют мощные (до 60-80 м) непротяженные лавовые потоки.
Пирокластиты принадлежат к фации эксплозивных выбросов, реже агломератовых потоков, последние образуют локальные площади сваренных туфов. Удаленная группа пирок-ластических фаций представлена мелкообломочными туфами и продуктами их перемыва -туффитами и туфопесчаниками, субвулканическая фация - дайками андезибазальтов, андезитов, дацитов, реже риодацитов и риолитов.
Лавы и туфы древней андезитовой ассоциации Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса принадлежат к андезибазальтам, андезитам, дацитам и реже риодацитам с нормальной щелочностью. Соотношение К20 и Na20 в вулканитах и туфах варьирует от 0,2 до 0,8. Вулканиты БАДР-серии имеют низкие содержания MgO (менее 5 масс.%), повышенные Сг (100-180 ррш) и Ni (40-85 ррш), характеризуются отношениями Sr/Y < 20,
Се/Мэ < 4,5, ТШЬ < 0,72, 1,3 < ЬаЛЪ < 12,2 при 0,65 < ТЬ/УЬ < 4,6, что сближает их с ост-роводужными комплексами. Для лав и туфов ассоциации типичными являются обогащенные легкими РЗЭ спектры ((Ьа/Бт),, = 1,67 ± 0,98, с выполаживанием в области тяжелых РЗЭ (Оа/УЪ)„= 1,26 ± ОД4, (Се/УЬ)л = 2,75 ± 1,69).
Спайдерграммы вулканитов и туфов Чалкинской и Игнойльской палеопостроек (рис. 2) указывают на их подобие с БАДР-сериями архейской Каменноозерской структуры восточной части Фенноскандинавского щита [8] и Курило-Камчатской островной дуги [9], во всех отмечаются №э- и Тьаномалии, что характерно для островодужных систем Малой Антильской, Вануату [10]и др.
Рис. 2. Нормированные по примитивной мантии [27] спайдерграммы древней андезитовой ассоциации Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса.
а - БАДР-серия Чалкинской структуры; б - БАДР-серия Остерской и Паласельгинской структур; в - адакиты Чиганской структуры; г - адакиты Игнойльской структуры. Поля: 1 - средний состав БАДР-серии Каменноозерской структуры [8], 2 - средний состав БАДР-серии Курило-Камчатской островной дуги [9], 3 - БАДР-серия Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса. Штриховая линия - средний состав адакитов о-ва Кука [11].
Субвулканические породы древней андезитовой ассоциации Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса разделяются по геохимической характеристике на две группы: да-шгг-риолитовую нормального известково-щелочного ряда (имеющую идентичную вулканитам геохимическую характеристику) и адакитовую.
Дайки и субвулканические тела адакитов, с возрастом 2995 млрд лет, выявленные в Чалкинской, Игнойльской и других структурах Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса, относятся по содержанию БЮ2 (58-69 масс.%) к андезитам-дацитам. Они отличаются от известково-щелочных пород повышенными концентрациями Ыа20 (3,6 < < 6,1 масс.%), А1203 более 14 масс.% при М^ # > 0,45, имеют содержания Эг > 400 ррт, Ва > 400 ррт, Ъх> 140 ррт, Сз > 6 ррт. Для них характерно сильно фракционированное распределение РЗЭ (Ьа/УЪ)„ > 10, при аномально низком уровне тяжелых РЗЭ.
Адакиты зеленокаменного пояса идентичны по распределению РЗЭ адакитам островов Кука. В системах Sr/Y-Y и (La/Yb)„-Yb„ фигуративные точки субвулканитов Хаутаваар-ской, Игнойльской и Чалкинской палеовулканических построек локализованы в области типичных адакитовых серий мира вблизи поля адакитов юго-восточной Японской [11] вулканической дуги. Одно из отличий архейских адакитов Ведлозерско-Сегозерского зелено-каменного пояса от современных аналогов заключается в более высоких концентрациях Сг (до 200 ррш).
Изотопный состав Sm-Nd в БАДР - сериях Игнойльской и Остёрской структур свидетельствует о значительном вкладе в состав их магматических источников более древнего корового материала. Согласно модели, предложенной в [12], модельные возраста андезитов и дацитов Игнойлы варьируют в пределах 2970-3245 млн лет, Остёра - 3000-3380 млн лет. Первичные отношения £щ(0 для ассоциаций Игнойльской структуры колеблются от +2,1 до -1,2, для андезитов Остёра - от +1,5 до -2,2.
На основе геохимической характеристики древней БАДР-серии Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса реконструированы условия магмогенеза. Значение модельных равновесных температур магм составляет 1080-980°С, при этом максимальные температуры 1100-1070°С установлены для андезибазальтов (Si02 = 53,1-53,6 масс.%) первых фаз излияния с повышенными содержаниями MgO (5,6-6,5 масс.%).
Предполагаемой областью плавления являлся мантийный клин, расположенный над субдукционной зоной, где происходили его насыщение флюидной фазой и метасоматизация в ходе дегидратации субдуцируемой протоокеанической плиты, что вызвало частичное плавление мантийного субстрата. Область плавления располагалась на глубинах до 60-70 км (Р < 2,5 ГПа). Степень плавления при генерации первичных расплавов не превышала 12-20%. БАДР-серия сформировалась в ходе процессов фракционной кристаллизации с образованием Срх + PI + TiMgt реститов.
Геохимическая специфика субвулканитов адакитового ряда отражает особые условия их генезиса. На основании геохимического моделирования процесса плавления можно предположить, что источник адакитовых расплавов был мафит-ультрамафитовый. Вероятнее всего, в процесс плавления вовлекались субдуцированные океанические базальты, «трансформированные» в гранатовые амфиболиты или эклогиты.
Модельные температуры ликвидуса адакитовых магм Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса составляют 1020-1090°С. Магмы, исходные для адакитов Чалкинской и Игнойльской структур, могли быть получены при 10-15%-ном плавлении амфиболита с отсадкой Срх (60%) + Gar (10%) + PI (25%) + Hbl (5%) рестита.
Адакитовые расплавы могут быть образованы исключительно в конвергентных обста-новках, при плавлении субдуцируемой океанической плиты на начальной (конечной) стадии субдукции или в режиме «slab-window» [13].
Таким образом, островодужные БАДР-серии с субвулканитами адакитового ряда формировались в архее на рубеже 3,05-2,8 млрд лет в пределах как Фенноскандинавского щита, так и Канадского и других кратонов мира в достаточно близких геодинамических обста-новках, значимую роль в которых играли заложение и эволюция конвергентных межплитных зон перехода океан-континет.
Древняя (3,05-2,90 млрд лет) коматиит-базальтовая ассоциация. В пределах Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса породы высокомагнезиальной ассоциации сохранились в Хаутаваарской, Киндасовской, Койкарской, Паласельгинской, Семченской, Совдозерской структурах на площадях от 1,85 до 110 км2. Реконструированная мощность разрезов коматиит-базальтовых толщ варьирует от 1,0-1,5 км (Совдозеро) до 2,8 км (Койка-
ры-Семчь), что составляет значимую часть от суммарной мощности верхнеархейских образований центральной Карелии, равной 6 км [14].
Коматиит-базальтовая ассоциация состоит из стратифицированных толщ, в пределах которых преобладает лавовая фация. Коматииты и базальты слагают массивные, подушечные, брекчированныё и реже дифференцированные лавовые потоки. Брекчированные лавы кома-тиитов широко развиты в Совдозерской структуре. В Койкарской и Паласельгинской структурах описаны серии дифференцированных потоков мощностью от 0,4 до 8 м.
Пирокластические породы представлены туфами различной размерности - агломерато-выми, лапиллиевыми и псаммитовыми. Пирокластические фации не превышают 3-5% от общего объема пород.
Стратиграфическое положение базальтов в пределах изученных высокомагнезиальных разрезов Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса не является постоянным: в пределах Хаутаваарской и Койкарской структур они залегают на коматиитах, а в Паласельгинской и Совдозерской структурах чередуются с коматиитами, при этом природа контактов в этих структурах не всегда однозначна.
Комагматичными интрузивными образованиями являются магнезиальные габбро и ультрамафиты (серпентиниты), слагающие маломощные тела.
Результаты и-РЬ-датирования циркона из подстилающих коматииты кислых вулканитов Игнойльского субвулканического штока (Хаутаваарская структура) и лавового потока да-цитов дают возраст 2995 ± 20 млн лет [5], из даек и субвулканических дацитов, секущих коматиит-базальтовую ассоциацию в Койкарской структуре, - 2935 ± 15 [15] и 2860 ± 15 млн лет [16]. На основании приведенных датировок время формирования коматиит-базальтовой ассоциации зеленокаменного' пояса оценивается в интервале 3,05-2,90 млрд лет.
Метаморфические преобразования пород ассоциации проходили в условиях зеленослан-оевой (Койкарская структура) или эпидот-амфиболитовой фации метаморфизма (Паласель-гинская, Совдозерская, Хаутаваарская структуры)-
По химизму среди высокомагнезиальных вулканитов зеленокаменного пояса выделяются перидотитовые, пироксенитовые, базальтовые коматииты и высокомагнезиальные базальты. Содержание М£0 в коматиитах варьирует от 9,4 (базальтовые коматииты) до 34 масс.% (кумуляты перидотитовых коматиитов), ТЮ2 - 0,2-0,7 масс.% (рис. 3). Господствующее развитие имеют пироксенитовые и базальтовые коматииты (9 < М£0 < 24 масс.%), а также высокомагнезиальные базальты (8 < М§0 < 12 масс.%), которые наиболее широко представлены в Койкарской, Семченской, Паласельгинской, Хаутаваарской и Киндасовской структурах. Перидотитовые коматииты и их кумулятивные разновидности (коматиитовые дуниты) (24 < М§0 < 40 масс.%) доминируют только в разрезе Совдозерской структуры.
Для коматиитов Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса установлены следующие значения отношений: Са0/А1203 < 1,17 < А1203/ТЮ2 < 30,¿г/У = 2,5, что позволяет отнести коматиит-базальтовую ассоциацию Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса к А1-недеплетированному типу «Мунро» [17]. М§# в пироксенитовых и перидотитовых коматиитах находится на уровне 67-90, в базальтовых коматиитах - 60-75, что также соответствует коматиитам типа «Мунро».
Туфы коматиитов по концентрации петрогенных элементов идентичны лавам, но имеют пониженные значения А1203 (менее 8 масс.%), более высокие СаО (7-11 масс.%) и низкие щелочей: Ка20 < 0,5 масс.%, К20 < 0,04 масс.%.
Содержания N1 и Сг в вулканитах коматиит-базальтовой ассоциации колеблются в широких пределах. Максимальные концентрации N1 (2820 ррт) и Сг (7500 ррт) установлены в
СтЮ„ масс.%
2 г
1,6 -
□
О Койкары □ Паласельга Д Совдозеро
12 -
0,8 -
0,4 -
0
0 5 10 15 20 25 30 35 40
масс.%
Рис. 3. Диаграмма Л^О-ТЮг [17] для коматиит-базальтовой ассоциации Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса.
кумулятивных разновидностях коматиитов Совдозерской структуры. По Т1/У = 18-30 породы коматиит-базальтовой ассоциации Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса близки к базальтам средИнно-океанических хребтов и задуговых бассейнов [18].
При сопоставлении РЗЭ трендов коматиитов Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса с типовыми аналогами Канады и ЮАР, было установлено, что максимальное сходство спектров наблюдается с коматиитами Абитиби, Мунро и Зимбабве и базальтами К-МСЖВ и Р-МСЖВ типа. Исключением являются обогащенные легкими РЗЭ базальтовые ассоциации нижнего и верхнего уровней Паласельгинской структуры, которые подобны базальтам ОГВ-типа (рис. 4).
Информативным для основных - ультраосновных - расплавов является характер взаимоотношения ТЬ, МЪ, Ьа, который зависит от геодинамической приуроченности ассоциации или отражает проявление контаминации коровым веществом. Для коматиитов Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса типично неравенство Ьа„ < №>„ < ТЬ„, что свойственно архейским коматиитам и базальтам типа М011В, К-МОЯВ.
Бт-Ш-возраст коматиит-базальтовой ассоциации Паласельгинской структуры равен 2893 ± 110 млн лет, бКй= + 1,2, М8\УТ) = 7; для высокомагнезиальных вулканитов Койкар-ской структуры - 2944 ± 170 млн лет, £Ш= + 1,7, = 2; для коматиит-базальтовой ас-
социации Хаутаваарской структуры - 3201 ± 340 млн лет, = + 2,0, МБШ) = 8,3. Основываясь на близком времени формирования базальтов и коматиитов в структурах Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса, рассчитано время образования ассоциаций Кой-карской и Паласельгинской структур 2921 ± 55 млн лет, = + 1,5, МБШ) = 5 [19]. При дополнительном привлечении к расчету данных по Хаутаваарской структуре возраст составил 2935 ± 64 млн лет, ем = + 1,7, МБШ) = 9.
Формирование коматиит-базальтовой ассоциации Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса проходило в подводных условиях и сопровождалось синхронным отложением вулканогенных и осадочных пород смешанного генезиса, представленных тонкими пеп-ловыми туфами коматиитов, туффитами, силицитами и графитистыми алевролитами.
Для А1-недеплетированной коматиит-базальтовой ассоциации Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса были рассчитаны модели плавления и фракционирования рас-
Рис. 4. Распределение РЗЭ (нормировано по примитивной мантии [27]) в породах коматиит-базальтовой ассоциации Ведлозерско-Сегозерского (а-в) и других (г) зеленокаменных поясов мира.
Высокомагнезиальные ассоциации структур: а - Совдозерской, б - Койкарской, в - Паласельгинской; г: 1- Барбертон, 2 - Костомукша, 3 - Горгона.
юавов с использованием редких и редкоземельных элементов. Генерация А1-недепле-тированных коматиитов зеленокаменного пояса проходила при частичном плавлении (менее 50%) мантийного лерцолита, при Р < 8 ГПа с образованием OI + Орх реститов. Подобные условия плавления верхнемантийного материала могут достигаться в режиме стационарного прогрева локального участка мантии, обусловленного всплытием мантийного вдюма.
Временной интервал высокомагнезиального вулканизма в Ведлозерско-Сегозерском зе-ленокаменном поясе укладывается в 100 млн лет (с 2,9-3,0 млрд лет), поэтому его можно связать с деятельностью одного долгоживущего мантийного диапира, стационарно локализованного в области межмикроплитного сочленения.
Молодая (2,90-2,80 млрд лет) андезидацитовая ассоциация. Новый этап магматической активности в пределах Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса, на рубеже 2,90-2,80 млрд лет, маркируется палеовулканическими постройками андезидацитового, дапитового и дацит-риолитового составов, реликты которых сохранились в \^сельгской, Янишской, Корбозерской, Семченской и Эльмусской вулканических структурах.
Палеопостройки, радиусом около 5-6 км, характеризуются небольшими мощностями отложений вулканических продуктов (от 0,3 до 1,2 км). На местности они картируются по выходам пород жерловой и прижерловой фаций и зональному распространению вулканитов ■округ эруптивных центров.
Данные по геохронологии позволяют определить время образования вулканического пояса в пределах 2,9-2,85 млрд лет. 11-РЬ-возраст кислых вулканитов (по циркону) из Кой-карской (Янишской) палеовулканической постройки равен 2860 ± 15 млн лет [16], время формирования лав дацитов Хаутаваарской структуры - 2854 ± 14 млн лет [5], с ними согласуется возраст даек риолитов - 2862 ± 45 млн лет [6]. Завершающая фаза становления вулканического пояса маркируется развитием гранодиоритовых массивов в Хаутаваарской структуре с возрастом 2790 ± 20 млн лет [20].
Наиболее полно в современном эрозионном срезе сохранилась Янишская палеовулкани-ческая постройка. Прижерловые фации представлены лавами андезидацитов, дацитов с массивными, флюидальными, брекчированными и фрагментарными текстурами и полями пирокластитов, в виде сваренных грубых туфов (агломератовые потоки), а также продуктов эксплозивных выбросов (агломератовые, лапиллиевые, псаммитовые туфы).
Лавы дацитов установлены в Эльмусской и Масельгской постройках, в Семченской па-леопостройке наиболее широко развиты глыбовые лавы крупнопорфировых андезитов. Пи-рокластиты образуют обширные поля. Реже встречаются сваренные глыбовые туфы с разным породным набором литокласт (андезиты, дациты) в виде локальных площадей (Янишская, Семченская) или протяженных линз размером 0,3 х 5 км (Масельгская, Эльмусская).
На площади Эльмусского палеовулкана закартирован участок, сложенный несколькими потоками массивных лав риолитов видимой мощностью от 75 до 120 м, залегающих среди тонкополосчатых и тонкослоистых туфов и туффитов риолитового состава. Породы прорываются дайками риолитов мощностью от 1-2 до 15-20 м.
Фидерные каналы представлены штоками массивных дацитов (Янишская, Эльмусская палеопостройки) или экструзивных брекчий, переходящих в глыбовые лавы (Масельгская палеопостройка). Субвулканические дайки мощностью 1,5-10 м выполнены дацитами, рио-дацитами с голубым кварцем и риолитами.
С удалением от центра упрощается фациальный состав продуктов извержения, исчезают лавы, грубые туфы сменяются лапиллиевыми и псаммитовыми туфами, туффитами и продуктами их перемыва.
Деятельность палеовулканических аппаратов происходила в субаэральной обстановке, что подчеркивается выходами спекшихся туфов и пузыристых лав, а мелководная обстановка отмечается присутствием маломощных слоев туфопесчаников, аркоз и гравийных туфоконгломератов между лавовыми потоками.
Лавы и туфы андезидацитовой ассоциации отвечают по составу андезибазальтам, андезитам, дацитам, риодацитам, риолитам с нормальной щелочностью. Значимым отличием от древней БАДР-серии является более кислая специализация второго уровня вулканизма, что подчеркивается широким развитием пород дацитового и риолитового состава (с содержанием 8Ю2 до 78-82 масс.%), при редком проявлении андезитовых составляющих. Отношение К20ЛчГа20 в андезидацитовых вулканитах и туфах варьирует от 0,1 до 0,7, при этом характеристическим является интервал 0,1-0,4, что подчеркивает ^-специализацию ассоциации. Вулканиты имеют низкие концентрации MgO (менее 3 масс.%) и СаО. По распределению петрогенных элементов они близки магматическим породам активных континентальных окраин Андского типа или энсиалическим островодужным системам [21].
Для вулканитов отмечаются повышенные содержания Сг (90-200 ррш), N1 (20-75 ррт) и Со, Ъх, У в поздних дифференциатах. Часть риолитов (Эльмусская и Койкарская структуры) имеют повышенные концентрации Бг (до 400 ррш), Ва (до 600 ррт) при содержании КЬ на уровне 20-27 ррт. Величина отношения ЪхП варьирует в интервале 4-15, что свойственно вулканитам активных континентальных окраин. Андезидацитовые вулканиты характеризуются широкой вариабельностью отношения Бг/У: Киндасово (менее 5), Койкары, Эльмус
(менее 12), Семчь (менее 40), для сравнения островодужные серии имеют Бг/У < 19 (андезиты Анд - от 20 до 40) [21], при этом отношения Се/ЫЪ < 5,2 (Анды - от 2 до 4), ТЬ/ЫЬ < 0,4 (Анды - 0,1-0,4), 6 < Ьа/УЪ < 17 (Анды - 7-23), 1,2 < ТЪ/УЪ < 3,5 (Анды - 1,2-3,5) также близки к окраинно-континентальным сериям.
Топология распределения РЗЭ в вулканитах и туфах молодой андезидацитовой страто-тектонической ассоциации (СТА) близка современным формациям центрального сегмента Андийского вулканического пояса [22] и олигоценовым риолитовым лавам района Меза Сентрал, юго-западной части вулканической провинции Сьерра-Мадре, Мексика [23].
Нормированные отношения РЗЭ в породах молодой СТА Ведлозерско-Сегозерского зе-ленокаменного пояса следующие: (ЬаУ8ш)„ = 3,00 ± 0,31, (Ос1/УЬ)„= 2,31 ± 0,35, (Се/УЬ)„ = = 5,81 ± 2,81, при этом туфы имеют более дифференцированный спектр распределения тяжелых РЗЭ: (Ьа/Бт),, = 3,53^,13, (Ос1/УЪ)„ = 3,89-5,24, (Се/УЪ)„ = 22,14-26,39 (рис. 5).
1000 р
1 1 1 1 1 ' 1 ' ' ' 1 1 ' 1 ..................
ТЬ и Мз Ьа Се N(1 Бт Ж Ъх "Л Ей вё Оу У Ег УЬ
Рис. 5. Спайдерграммы (нормировано по примитивной мантии [27]) молодой андезидацитовой ассоциации Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса (1-3), андезидацитовой ассоциации центрального сегмента Андийского вулканического пояса [22] (4) и риолитов провинции Сьерра-Мадре, Мексика [23] (5).
1 - Койкарская структура; 2 - Эльмусская структура; 3 - Семченская структура
Особое внимание заслуживает серия проб Семченской структуры (см. рис. 5), представляющая типовые составы лавобрекчий. Для них типичными являются аномально низкие содержания тяжелых РЗЭ и явное подобие топологии спектра адакитовым расплавам. Следует подчеркнуть, что если древнейшая островодужная ассоциация имела доминирующие адакитовые составы в виде субвулканической фазы, то в верхнем уровне андезидацитовой ассоциации подобными характеристиками обладает лавовая фация. Для лав отмечаются высокие содержания Ва (270-500 ррш), Бг (200-320 ррш) и низкие № (3,0-3,8 ррш), Т1 (3600-3800 ррш) и тяжелых РЗЭ.
Изотопная систематика вулканитов находится на стадии изучения, к настоящему времени существуют данные по 8т-Ш-составу гранитоидов, пространственно сосуществующих с молодой андезидацитовой ассоциацией и развитых во временном интервале 2830-2880 млн лет. Рассчитанные модельные возраста гранитоидов Остёрской структуры (2-го возрастного уровня), по модели [12], дают значения в широком возрастном интервале
от 2830 до 3517 млн лет, что свидетельствует о существенном вкладе в состав их магматических источников более древнего корового материала. Геохимические характеристики гранитоидов - низкие содержания Y, Nb, Rb, высокие концентрации Sr. Ва и вариации е^¡¿(t) от +2 до -3 - позволяют говорить о приуроченности к конвергентным (окраинно-континен-тальным) комплексам [24].
Отношения £Nd(0> полученные для андезидацитов Койкарской структуры (t = 2860 млн лет), варьируют от 0 до +2,2 [16], в Хаутаваарской структуре дайки риолитов с возрастом 2862 ± 45 млн лет имеют sNd (t) = -0,9 [6].
На основе геохимической характеристики рассматриваемых пород предполагается, что молодая андезидацитовая СТА формировалась в обстановке конвергентной окраинно-континентальной транзитной зоны. Наибольшим сходством с андезидацитовой ассоциацией обладает миоценовый андезидацит-риолитовый ансамбль, сформированный в центральном сегменте Андийского вулканического пояса (провинция Серро-Панизос, Центральные Анды) [22], формирование которого приурочено к надсубдукционным (с углами погружения субдуцируемой плиты Наска менее 30°) областям активного вулканизма, заложенного на мощном коровом основании.
Наибольшую дискуссию вызывает природа образования родоначальных магм, формирующих андезидацитовую ассоциацию окраинно-континентального вулканического пояса. Широкое развитие кислых пород предполагает активную роль магматической дифференциации первичных базальтовых расплавов, что типично для формирования риолитовых комплексов восточно-тихоокеанского вулканического пояса, при этом для появления даци-товых и риолитовых составов первичный базальтовый расплав должен ассимилировать от 10 до 50% нижнекорового материала [23].
Наличие взаимодействия мантийного и корового материалов доказывается в итоге как значительными объемами кислых пород в пределах ассоциации, которые не могут быть получены только за счет базальтовых дифференциатов, так и приуроченностью магматического парагенеза к областям с континентальной корой большой мощности [21].
Часть вулканитов ассоциации в Семченской структуре имеет адакитовую геохимическую характеристику. Результаты моделирования говорят о том, что подобные составы могут быть получены при 10-15%-ном плавлении амфиболита с образованием Срх (50%) + + Gar (12%) + PI (30%) + Hbl (8%) рестита с последующим фракционированием PI ± Срх.
Модельные расчеты позволили определить температуры излияния первичных магм ассоциации, которые варьировали в интервале от 1010 до 845°С. Рассчитанная температура магмогенерации не превышала 1100°С, а при учете содержащейся в расплаве Н20 до 5-6% (при давлении до 5 кбар) составляла около 1000°С. При излиянии магма имела плотность 2,31-2,48 r/cMJ и значительную вязкость порядка 10,5-14,6 Пуаз, по модели Шоу, что превышает величины, рассчитанные для андезитовых и дацитовых расплавов древней острово-дужной БАДР-ассоциации Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса (вязкость -менее 7 Пуаз, плотность - 2,43-2,63 г/см3). Это и предопределило характер вулканических извержений, в ходе которых происходило формирование мощных лавовых потоков и большого количества пирокластического материала.
Таким образом, на рубеже 2,90-2,85 млрд лет в геологической истории Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса произошло новое проявление андезидацитового вулканизма, связанное с продолжающимися субдукционными процессами и оторванное от предыдущего вулканического этапа на 20-40 млн лет.
Геодинамическая эволюция Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса. Проведенные исследования позволяют выделить в истории формирования Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса следующие этапы:
/ эman - «Древний островодужиый» (3,1-2,95 млрд лет). На данном этапе в ходе субдукции протоокеаниче-ской плиты под западную окраину «Водлозерского протоконтинента» происходит формирование древнейшей на Фенноскандинавском щите энсиалической островодужной системы, которая маркируется цепью реликтовых па-леовулканических построек, сформированных БАДР-адакитовой ассоциацией.
II этап - «Протоокеанический» (3,05-2,9 млрд лет). Синхронно с развитием островодужного комплекса происходит закладывание окраинно-континентального морского бассейна в обстановке заостроводужного спрединга. Стационарный высокий термальный режим в спрединговой области приводит к формированию «офиолитоподоб-ного» комплекса - мощных лавовых толщ мафитов-ультрамафитов (массивных и подушечных лав с прослоями чертов), линз ультраосновных кумулятов и серий комагматичных серпентинизированных коматиитовых дунитов и высокомагнезиальных габбро.
III этап - «Ранний аккреционный» (2.95-2,9 млрд лет). Продолжающиеся субдукционные процессы в регионе и затухание плюмовой активности вызвали закрытие заостроводужного бассейна. Коматиит-базальтовая СТА была частично в виде аллохтона обдуцирована на окраину древней вулканической дуги с сохранением всей внутренней --гратификации и частично субдуцирована под нее. Произошли замыкание и трансформация системы «океан-.хггровная дуга-окраинное море-континент» в систему «океан-континент». При этом мощность новообразованной континентальной коры западного фланга «Водлозерского протоконтинента» значительно возросла, что привело к зовому этапу развития конвергентной зоны по «Андскому варианту».
IV этап - «Центрально-Андский» (2,90-2,85 млрд лет). Продолжающаяся субдукция океанической плиты под чощное континентальное основание протекает в режиме пологого погружения (до 30°), инициируя формирование молодой андезидацитовой ассоциации известково-шелочного ряда. В отдельных зонах субдукционного погруже-:чия океанической плиты происходит ее плавление, дающее начало образованию магм адакитового типа. В этот период активизируются процессы надвига фрагмента мафического аллохтона, отделенного от основания серией листрических надвигов. К концу данного этапа окончательно сформировались сугурная природа зеленокаменного пояса и его многослойный супракрустальный разрез.
V этап - «Транспрессионно-транстенсионный» (2,80-2,75 (2,65?) млрд лет). Вулканическая активность в «зо-•те перехода» на завершении развития зеленокаменного пояса (ЗКП) снижается, к этому времени сформировалась чощная консолидированная континентальная кора, соединяющая в себе фрагменты различных СТА (террейнов). Дальнейшие структурные преобразования зоны проходили в транспрессионно-транстенсионном режиме, вызывая заложение бассейнов pull-apart типа. Вулканическая активность отмечается появлением в разрезах кислого пирок-ластического материала и развитием гранитоидных комплексов субщелочного и известково-щелочного ряда в интервале 2,72-2,70-2,65 млрд лет.
Обсуждение результатов. Таким образом, предлагаемая автором геодинамическая схема формирования Центрально-Карельской системы зеленокаменных структур (рис. 6) является продолжением разрабатываемой концепции эволюции Карельского кратона в рамках ллюм-плейттектонической модели [25].
В такой интерпретации зеленокаменные структуры и пояса (1-я и 2-я генерации) Карельской гранит-зеленокаменной области (КГЗО) представляют собой фрагменты ассоциаций, сформировавшихся в различных геодинамических обстановках цикла Вильсона, при этом гранит-гнейсовые ассоциации отражают более глубоко эродированные комплексы активных континентальных окраин, включающие эпизодически реликты более древней коры [25]. В целом большая часть КГЗО была сформирована в результате последовательной аккреции и коллизии микроконтинентов, островодужных и океанических СТА. Основными этапами аккреции являются рубежи 3,05-2,85 и 2,85-2,8 млрд лет. Латеральное наращивание КГЗО происходило в течение позднего архея от «Водлозерского протоконтинента» как с западного (в современном плане), так и с восточного флангов, что зафиксировано на востоке комплексом Сумозерско-Кенозерского зеленокаменного пояса с возрастом заложения 2.92-2,87 млрд лет. Более молодые образования близкого генезиса располагаются вдоль северо-восточного края кратона в пределах Беломорской области - Керетский, Хизоваар-ский, Ириногорский зеленокаменные пояса с возрастом 2,8-2,76 млрд лет. При этом формирование СТА в их пределах происходило в обстановках, близких к современным внутри-океаническим островодужным системам, на удалении от древних континентальных сиали-ческих блоков.
В процессе дальнейшей эволюции Беломорская подвижная зона (БПЗ), включая формирующие ее зеленокаменные структуры, была отделена от КГЗО. Повторное совмещение их произошло уже в протерозое, в результате коллизионных процессов, вызвавших перемеще-
Древнее континентальное ядро 3,2-3,1 млрд лет («Водлозерский протоконтинент») с включениями 3,4-3,6 млрд лег
а 2
Ведлозерско-Сегозерский пояс Сумозерско-Кенозерский пояс
- 3,1-2,85 млрд лет 2,92-2,87 млрд лет
Кухмо-Суомуссалми и Западно-Карельский пояс 2,84-2,8 млрд лег
Пояса Хизоваара-Керетского домена 2,8-2,76 млрд лет
Рис. 6. Генерализованная модель позднеархейской эволюции Карельского
кратона (по [25] с добавлениями автора). 1 - континентальная кора; 2 - океаническая кора; 3 - погружение океанической коры в зонах субдукции; 4 - сугурные швы (зеленокаменные пояса).
ние БПЗ к западу и надвигание на структуры КГЗО. Это перемещение привело к сокращению объемов континентальной коры и нарушило возрастную структурную зональность восточной окраины Карельского кратона.
Последующая эволюция Карельской гращгг-зеленокаменной области протекала в коллизионных и постколлизионных обстановках в интервале 2,7-2,6 млрд лет, в ходе которых образовался окончательный структурный рисунок ГЗО. Этап формирования Карельского кратона укладывается во временной интервал 300-400 млн лет и фактически завершается присоединением КГЗО к краевой части Пангеи-0 на завершении позднего архея [26].
Автор благодарит академика РАН В. А. Коротеева за поддержку выполненных исследований, доктора геолого-минералогических наук В. Ф. Смолькина за ценные замечания и советы, высказанные в ходе обсуждения результатов работы.
Summary
Svetov S. A. Magmatic systems of greenstone structures of the Central Karelia as markers of Archean transition ocean-continent zones.
New results of complex lithogeochemical research of rock assemblages from the Upper Archean Vedlozero-Segozero greenstone belt in the south-eastern part of Fennoscandian Shield are given. Geodynamic reconstructions allowed the author to distinguish magmatic systems related to the ancient (3,05-2,95 Ga) island arc, back-arc basin (3,05-2,95 Ga) and young (2,90-2,85) volcanic arc, which are consistent with the greenstone belt formation as a convergent "protoocean-protocontinent" zone between microplates.
Литература
1. Kusku Т. M.. Polat A. Growth of granite-greenstone terranes at convergent margins, and stabilization of Archean cratons // Tectonopthysics. 1999. N 305. 2. Лобач-Жученко С. Б.. Чекулаев В. П., Арестова Н. А. и др. Архейские террейны Карелии; их геологическое и изотопно-геохимическое обоснование // Геотектоника. 2000. № 6. 3. Стратиграфия докембрия Карелии. Опорные разрезы верхнеархейских отложений / Под ред. С. И. Рыбакова. Петрозаводск, 1992. 4. Peltonen P., Kontinen A., Huhma Н. Petrology and geochemistry of metabasalts from the 1,95 Ga
Jormua ophiolite, Northeastern Finland // J. Petrology. 1996. Vol. 37, N 6. 5. Сергеев С. А. Геология и изотопная геохронология гранит-зеленокаменных комплексов архея Центральной и Юго-Восточной Карелии: Автореф. канд. дис. Я., 1989. 6. Овчинникова Г. В., Матреничев В. А., Левченков О. А. и др. U-Pb и Pb-Pb изотопные исследования . кислых вулканитов Хаутаваарской зеленокаменной структуры, Центральная Карелия // Петрология. 1994. Т. 2, № 3. 7. Лобиков А. Ф. О возрасте раннекарельских метавулканитов по данным свинцово-изохронного метода // Проблемы изотопного датирования процессов вулканизма и осадкообразования. Киев, 1982. 8. Puchtel I. S., Hof-тапп A. W„ Amelin Y. V. et al. Combined mantle plume-island arc model for the formation of the 2,9 Ga Sumozero-Kenozero greenstone belt, SE Baltic shield: isotope and trace element constraints // Geochim. Cosmochim. Acta. 1999. Vol. 63, N 21. 9. Kepezhinskas P.. McDermott F., Defant M. J. et al. Trace element and Sr-Nd-Pb isotopic constraints on a three-component model of Kamchatka arc pedogenesis // Geochim. Cosmochim. Acta. 1997. N 61. 10. Peate D. W., Pearce J. A., Hawkesworth C. J. et al. Geochemical variations in Vanuatu arc lavas: the role of subducted material and a variable mantle wedge composition // J. Petrology 1997. N 38. 11. Martin H. Archaean and modern granitoids as indicators of changes in geodynamic processes // Rev. Bras. Geoc. 1987. N 17. 12. DePaolo D. J., Linn A. M., Schubert G. The continental crustal age distribution: methods of determining mantle separation ages from Sm-Nd isotopic data and application to the cordilleran Southwestern United States // J. Geophys. 1991. N 96. 13. Polat A., Kerrich R. Nd-isotope systema-tics of ~2,7 Ga adakites, magnesian andesites and arc basalts, Superior Province: evidence for shallow crustal recycling at Archean subduction zones // Earth and Planet. Sci. Lett. 2002. Vol. 202. 14. Светов С. А. Коматиит-толеитовые ассоциации Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса Центральной Карелии. Петрозаводск, 1997. 15. Бибикова Е. В., Крылов И. Н. Изотопный возраст кислых вулканитов Карелии // Докл. АН ССР. 1983. Т. 268, №5. 16. Самсонов А. В., Бибикова Е. В., Пухтель И. С. Изотопные и геохимические различия кислых вулканических пород зеленокаменных поясов Карелии и их геотектоническое значение // Тез. конференции «Корреляция геологических комплексов Фенноскандии». СПб., 1996. 17. Komatiites / Eds. N. Т. Arndt, Е. G. Nisbet. London, 1982.
18. ShervaisJ. W. Ti-V plots and the pedogenesis of modern and ophiolitic lavas // Earth Planet. Sci. Lett. 1982. Vol. 59.
19. Svetov S. A., Svetova A. I., Huhma H. Geochemistry of the komatiite-tholeiite rock association in the Vedlozero-Segozero archean greenstone belt, Central Karelia // Geochemistry International. 2001. Vol. 39, Suppl. 1. Ю.Бибикова E. В. Уран-свинцовая геохронология ранних этапов развития древних щитов. М., 1989. 21. Фролова Т. И., Бурикова И. А. Магматические формации современных геотектонических обстановок. М., 1997. 22. Ort М. Н., Coira В. L., Mazzoni М. М. Generation of a crust-mantle magma mixture magma sources and contamination at Cerro Panizos, central Andes // Contrib. Mineral Petrol. 1996. N 123. 23. Orozco-Esquivel M. Т., Nieto-Samaniego A. F., Alaniz-Alvarez S. A. Origin of rhyolitic lavas in the Mesa Cetral, Mexico, by crustal melting related to extension // Jor. Volcan. and Geothermal Res. 2002. N 118. 24. Чекулаев В. П., Лобач-Жученко С. Б., Левский Л. К. Архейские граниты Карелии как показатель состава и возраста континентальной коры // Геохимия. 1997. № 8. 25. Минц М. В., Берзин Р. Г., Заможняя Н. Г. и др. Строение и эволюция коры и верхней мантии восточной части Балтийского щита: геологическая интерпретация сейсморазведочных материалов по профилю "4В" // Глубинное строение и эволюция земной коры восточной части Фенноскавдинавского щита: профиль Кемь-Калевала / Ред. Р. Г. Берзин. Петрозаводск, 2001. 26. Хаин В. £., Божко Н. А. Историческая геотектоника. М., 1988. 27. Sun S. S., McDonough W. F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes // Magmatism in the ocean basins / Eds. A. D. Saunders, M.J. Norry. Geol. Soc. Spec. Publ. 1989. N 42.
Статья поступила в редакцию 10 апреля 2004 г.
