CC BY
78
УДК 55121 (470.22)
В. В. Иваников, М. В. Малашин, А. И. Голубев, Н. Б. Филиппов
новые данные по геохимии ятулийских базальтов центральной КАРЕЛИИ
Введение. Геохимия ятулийских базальтов Карелии подробно охарактеризована в книге [1], преимущественно в отношении главных элементов, и в недавней публикации [2], где приведены данные по широкому кругу редких элементов. Было показано, что:
1) породы ятулийского вулканического комплекса аналогичны породам молодых трап-повых провинций, в частности, очень близки вулканитам двух наиболее мощных свит в разрезе Норильской глубокой скважины; 2) лавы разных стратиграфических уровней обладают различающимися геохимическими характеристиками, устойчивыми на обширной территории; 3) ведущими факторами магматической эволюции вулканического комплекса были различные режимы частичного плавления верхней мантии при подъеме уровня магмогенерации от гранатового к шпинелевому перидотиту и увеличении степени плавления, а также совместное проявление процессов кристаллического фракционирования и коровой контаминации.
Эти заключения были сделаны, главным образом, по результатам изучения нижне-и среднеятулийских базальтов, так как данных по лавам верхнего ятулия было мало
Недостаток этот призвана компенсировать настоящая статья, которую можно считать продолжением и дополнением к цитированной выше обзорной статье [2]. При написании статьи были использованы как уже опубликованные анализы верхнеятулийских пород, так и, главным образом, новые данные, полученные при изучении коллекции образцов, собранной в 2003-2005 гг.
Краткая геолого-петрографическая характеристика изученных вулканогенных разрезов. Верхнеятулийские вулканические породы и сопряженные с ними силлы распространены на территории центральной Карелии ограниченно, преимущественно в западном борту Онежского синклинория, в Гирвасской вулканической зоне [1]. Здесь выделен эруптивный центр, Гирвасский палеовулкан, который часто демонстрируется во время экскурсий различных научных конференций [6]. В обнаженной части лавового конуса выделено пять потоков мощностью до 15 м, сложенных разнообразными по текстуре лавами — массивными и плотными, а также брекчиевидными, миндалекаменными, шаровыми, канатными [6].
Как и предшествующие эффузивы раннего и среднего ятулия, продукты позднеяту-лийской фазы вулканизма претерпели зеленокаменное перерождение в результате низко-
1 Ятулийские осадочные и вулканогенные отложения относятся к нижнему протерозою. В региональной стратиграфической шкале докембрия, принятой для территории всей России [3], нижний протерозой делится на шесть стратонов в ранге надгоризонтов: сумийский, сариолийский, ятулийский, людиковийский, калевийский и вепсийский. Ятулийский надгоризонт, в свою очередь, подразделяют на три горизонта — нижний, средний и верхний ятулий [4]. По другой стратиграфической схеме в составе ятулия выделяют два горизонта — сегозерский и онежский, первый из них примерно соответствует нижнему и среднему ятулию, второй — верхнему ятулию [5].
© В. В. Иваников, М. В. Малашин, А. И. Голубев, Н. Б. Филиппов, 2008
температурного регионального метаморфизма с образованием парагенезиса из альбита, актинолита, эпидота и хлорита в качестве главных минералов. При полном исчезновении магматических минералов их реликтовые формы обычно сохраняются, что позволяет достаточно уверенно реконструировать первичные структуры. Они показывают, что породы Гирвасского палеовулкана изначально были как полнокристаллическими (мета-долериты), так и неполнокристаллическими (метабазальты). В метадолеритах, микро- или мелкозернистых породах с бластоофитовыми структурами, можно оценить количественные соотношения метаморфических минералов. Среди них преобладает лейстовидный альбит, либо чистый, либо в виде соссюрита с тонкой эпидотовой вкрапленностью, занимая до половины объема пород, содержание актинолита составляет 20-30 %, эпи-дота в самостоятельных зернах и хлорита примерно по 10 %. Второстепенные минералы представлены биотитом, карбонатом, кварцем, изредка мусковитом, а также сульфидами и разложенным Fe-Ti оксидом в виде характерных лейкоксен-гематитовых псевдоморфоз по ильменит-магнетитовым структурам распада титанового магнетита. Содержание этого рудного минерала значительно и составляет 5-10 %. Однако, наиболее распространены в лавовых потоках метабазальты с бластопорфировой, микросериально-порфировой, структурой с мелкими пластинчатыми вкрапленниками альбита или соссюрита, размером от 0,7*0,2 мм до 0,2^0,05 мм. Основная масса пород — бластомикролитовая, от гиалопи-литовой, иногда почти стекловатой, до интерсертальной и анамезитовой
Особенностью Гирвасской вулканической постройки являются интенсивно проявленные гидротермально-метасоматические изменения базальтов, которые накладываются на метаморфический парагенезис. Помимо специфических изменений (тумалинизация, оталькование, карбонатизация, развитие альбитовых и кварц-альбитовых жил замещения) наиболее распространенным типом метасоматоза оказывается пропилитизация, сопровождаемая биотитизацией. Пропилиты характеризуются тем же набором минералов, которые возникают при зеленосланцевом метаморфизме. Отличить метасоматические породы можно, во-первых, по преимущественному развитию одного или двух преобладающих минералов, которые либо равномерно распределены в породах в повышенных количествах, либо концентрируются в виде гнездоподобных или жилоподобных скоплений, во-вторых, по коррозионным структурам замещения минералов.
Еще один тип наложенных изменений проявлен в виде волосовидных прожилков, пронизывающих трещиноватые, брекчированные породы. Эти прожилки могут быть сложены кварцем, кварцем и карбонатом, карбонатом и альбитом, альбитом, но они не затрагивают преобладающий объем пород и не должны существенно искажать их первичный химический состав.
В предыдущей статье [2] в выборку, характеризующую состав верхнеятулийских базальтов, не вошел ни один анализированный образец из Гирвасской вулканической постройки, поскольку все они при внимательном петрографическом исследовании оказались затронутыми наложенными метасоматическими процессами. Поэтому, в настоящей работе все заново отобранные образцы гирвасских метабазальтов были тщательно изучены микроскопически, из них были выбраны наименее измененные и только после этого были выполнены химические анализы, которые характеризуют первичные составы лав.
Еще раз были тщательно изучены образцы пород, отобранные ранее в представительном разрезе вулканогенного верхнего ятулия, на западном берегу оз. Пальеозеро, в окрестностях деревни Святнаволок (разрез № 11, на рис. 1 [2]). Этот разрез также расположен в пределах Гирвасской вулканической зоны. Он детально изучен и описан
[8Ю2] ,вес. %
Рис. 1. Класификационная диаграмма SiO2 - №20 + К20 [11].
Б — базальт, Т — трахибазальт. Линия ІВ [12] отделяет щелочные породы от пород толеитовой и известково-щелочной серии. 1 — вулканиты Святнаволока, 2 — Гирваса, 3 — Кумсинской структуры, 4 — Пялозера.
в литературе [1, 7], содержит ряд маломощных (до 20 м) лавовых потоков и включает одну из наиболее мощных в регионе пластовых интрузий — Койкарско-Святнаволокский силл с титаномагнетитовым оруденением. Микроскопическое изучение пород этого разреза показало, что среди них есть все разновидности метавулканитов, которые установлены в Гирвасском палеовулкане, без каких-либо петрографических различий между ними.
Существенно иной петрографический тип верхнеятулийских платобазальтов установлен на северо-восточном берегу оз. Пялозеро, на окраине одноименной деревни. Геологическая карта этого района и стратиграфическая колонка к ней приведены в уже цитированном Путеводителе геологических экскурсий [6]. При разведочном бурении в этом районе были обнаружены несколько лавовых покровов-потоков, залегающих среди теригенно-карбонатных пород. Общая их мощность составляет 54 м, а располагаются они между отложениями нижней и верхней части онежского горизонта, то есть, безусловно, относятся к верхнему ятулию.
один из таких покровов выходит на поверхность вблизи известного палеонтологам и стратиграфам берегового обнажения с разнообразными страматолитовыми биогермами [5, 6]. Здесь можно наблюдать несколько скальных выходов магматического тела, в виде небольших обрывистых грядок северо-западного простирания, принадлежащих, по-видимому, одному покрову небольшой мощности. Непосредственные его контакты с осадочными породами не видны, но в доломитах, расположенных всего в нескольких
метрах от покрова, нет никаких видимых термальных воздействий в виде скарнирования или ороговикования.
Визуально в этих микро- или мелкозернистых зеленовато-серых породах распознается реликтовая порфировая структура, выраженная в присутствии мелких, не более 5 мм, вкрапленников темноцветного минерала. При микроскопическом изучении выясняется, что это агрегаты волокнистого актинолита, или актинолита и хлорита, который замещает актинолит. Есть основание предполагать, что это уралитовые псевдоморфозы по первичному призматическому пироксену, о чем свидетельствуют прямоугольные их очертания в шлифах, а также округлые, в которых, при желании, можно увидеть поперечные восьмиугольные сечения авгитового типа.
Это были полнокристаллические порфировые породы, так как в основной их массе просматривается микро- или мелкозернистая бластодолеритовая реликтовая структура из лейсточек альбита с обильной соссюритовой вкрапленностью, тонких иголок актино-лита, чешуек хлорита, зернышек кварца. На фоне этих реликтовых структур развиваются самостоятельные, сравнительно крупные выделения этих же минералов — актинолита, эпидота, хлорита и кварца. Количество хлорита возрастает в рассланцованной разновидности метадолеритов, приобретающей лепидогранобластовую структуру при почти полном исчезновении реликтовых структур. Однако, даже в этих породах сохраняются характерные для верхнеятулийских базальтов выделения разложенного рудного минерала в виде лейкоксен-гематитовых агрегатов.
Последнее из изученных проявлений позднеятулийского вулканизма находится в Кумсинской структуре и относится к Медвежьегорской вулканической зоне. Терригенно-карбонатные породы верхнего ятулия распространены в Кумсинской синклинали фрагментарно, в виде маломощных пластов, сохранившихся от эрозии. они рассечены телами габбро-долеритов, мраморизующих и скарнирующих доломиты, и вместе с магматическими породами интенсивно дислоцированы и смяты в серию пологих изоклинальных складок [5]. Наиболее крупной верхнеятулийской пластовой интрузией этого района является известный в литературе силл Медные Горы [1, 5, 7]. Разведочными скважинами ПГО «Невскгеология» над его кровлей была вскрыта пачка вулканогенных пород, состоящая из двух маломощных покровов (до 10 м каждый) и залегающая среди сланцев и доломитов без видимого термального воздействия на осадочные породы. Эффузивная природа этих магматических тел подтверждается присутствием в них миндалекаменных пород, не характерных для долеритовых интрузий. Преобладают в покровах афировые и афани-товые породы темно-серого и зеленовато-серого цвета. Вместе с вмещающими породами метавулканиты тектонизированы, брекчированы и рассланцованы. Судя по реликтовым структурам, просматриваемым с трудом, они были изначально полнокристаллическими породами типа микродолеритов. Минеральный их состав обычен для метаморфизованных ятулийских эффузивов. отличительная особенность — повышенное содержание разложенного титаномагнетита, нередко до 15 %. Наложенные метасоматические изменения проявлены слабо, преимущественно по зонам интенсивного брекчирования, и выражены, главным образом, в карбонатизации.
Геохимия. Методы исследований и аналитические данные. Содержания петрогенных окислов определялись классическим методом «мокрой» химии в Институте геологии Карельского научного центра РАН (ИГ КарНЦ) и рентгеноспектральным анализом с сопутствующим раздельным определением FeO и Fe2Oз во ВСЕГЕИ; Сг, V, №, Си, Rb, Sг, Ва, Zг, Y, № анализировались рентгеноспектральным флуоресцентным
методом — А. А. Кольцовым (Институт геологии и геохронологии докембрия РАН, ИГГД РАН) и Б. А. Цимошенко (ВСЕГЕИ); содержания Бс, Ж, Та, La, Се, Ш, Бт, Ей, ТЬ, Yb, Lu, — методом инструментального нейтронно-активационного анализа в ИГГД РАН (аналитик А. А. Кольцов), Бс, Ж, Та, La, Се, Рг, Nd, Бт, Ей, Gd, ТЬ, Dy, Но, Ег, Тт, Yb, Lu, Тк и методом индуцированной плазмы во ВСЕГЕИ (аналитик В. А. Шишлов). Содержания Li определены методом фотомерии пламени в ИГ КарНЦ. Аналитические данные представлены в табл. 1. для сравнение приведены средние составы метавулканитов нижнего и среднего ятулия по [2].
Главные элементы. На классификационной диаграмме (рис. 1) фигуративные точки составов верхнеятулийских вулканитов попадают в поля базальтов и трахибазаль-тов. Трахибазальтами оказываются некоторые породы Гирваса и Святнаволока, отличающиеся высокими содержаниями щелочей, до 5,7 вес. % Na2O + К20 (см. табл. 1). При этом составы всех анализированных пород Гирвасской вулканической зоны находятся выше линии, отделяющей щелочные породы от пород толеитовой и известково-щелочной серий и по этому критерию должны считаться щелочными. По классификации [13] это субще-лочные лейкобазальты и лейкодолериты, а по [11] — умеренно-щелочные трахибазальты натрового ряда — гавайиты. Повышенная щелочность вулканитов Гирвасской зоны связана, главным образом, с натрием, который резко преобладает над калием, в связи с чем нужно коснуться проблемы метасоматоза. Как уже отмечалось, именно в этих разрезах гидротермально-метасоматические изменения, в том числе, альбитизация, проявлены особенно интенсивно [2]. При использовании геохимических критериев, принятых для идентификации метасоматизированных базальтов, часть образцов Святнаволока была отнесена к альбитизированным породам (обр. г-19/1 и г-19/2 в табл. 1). При микроскопическом изучении этих образцов, однако, признаки альбитизации не были установлены. Возможно, что некоторое увеличение содержания этого окисла связано с упомянутой в предыдущем разделе сетью волосовидных альбитовых прожилков в породах, от которых трудно избавиться при отборе образцов, но сравнительный анализ пород показал, что искажение первичного состава в этом случае не выходит за пределы 0,5 — 1 % №20. Таким образом, повышенная щелочность является отличительной особенностью верхнея-тулийских метабазальтов Гирвасской вулканической зоны.
другой выразительной чертой их химического состава являются высокие содержания железа, до 15,8 % в виде Fe0, и титана, до 2,3 % Ті02 (см. табл. 1). При умеренных или пониженных содержаниях магния (7,2-5,3 %), это определяет низкое значение магнезиального числа, менее 0,5, указывающее на вторичную, глубокофракционированную природу верхнеятулийских траппов. Еще более низкие значения магнезиального числа до 0,3, установлены в верхнеятулийских метавулканитах Кумсинской структуры, которые выделяются самыми высокими содержаниями железа, до 17 вес. % Fe0, и титана, до 2,8 Ті02 (см. табл. 1). При этом содержания Na20 в этих породах заметно более низкие, чем в метабазальтах Гирваса и Святнаволока.
Уже по главным элементам устанавливается особый состав метавулканитов Пялозера, в которых содержания валового Fe0 ниже на несколько процентов, а содержания Ті02 в два раза, чем в эффузивах Гирваса, Святнаволока и Кумсы (см. табл. 1). Содержания Mg0 при этом заметно более высокие, что определило повышенные значения mg# (более 0,5), хотя оно остается много меньшим, чем это принято для первичных мантийных магм [14].
Несмотря на заметные различия между составами верхнеятулийских траппов, все они относятся к толеитовой серии, что демонстрируют диаграммы AFM (рис. 2А)
Компонент № образца
г-19/1 г-19/2 г-19-3 г-19-4 ммг-2 ммг-3 ммг-4 208 214 215
Разрез
Святнаволок Гирвас
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11
бю2 47,37 48,03 47,42 47,10 48,15 47,35 48,23 48,51 47,93 49,13
тю2 2,33 2,30 2,17 2,23 2,24 2,26 2,30 2,27 2,24 2,13
А2О3 13,00 13,64 13,40 13,90 13,32 13,26 12,83 12,87 12,47 12,67
ЕеА 9,76 9,80 7,94 6,74 6,82 8,41 7,49 7,84 9,00 9,32
ЕеО 6,46 6,11 7,78 8,56 8,39 7,41 8,87 6,56 5,74 7,08
МпО 0,13 0,13 0,20 0,23 0,18 0,20 0,18 0,19 0,12 0,15
MgO 7,00 5,86 5,76 5,94 6,41 7,21 6,34 6,75 6,54 5,33
СаО 5,88 6,44 7,60 8,14 6,75 5,39 6,64 5,70 7,24 7,63
Ыа2О 4,86 4,89 4,40 3,31 4,39 4,52 4,31 4,66 4,35 4,31
К2О 0,27 0,21 0,82 1,15 0,70 0,91 0,46 1,11 0,64 0,39
Р2О5 0,33 0,32 0,33 0,33 0,33 0,20 0,31 0,26 0,24 0,24
Н2О 0,16 0,13 0,22 0,14 0,20 0,23 0,24 0,22 0,36 0,32
п. п. п. 2,30 2,02 1,89 2,12 1,91 2,55 1,62 2,04 3,48 1,24
Сумма 99,85 99,88 99,93 99,89 99,79 99,90 99,82 98,98 100,35 99,94
mg# 45,0 41,2 40,8 42,0 43.8 46,2 42,7 46,9 45,7 38,1
а1' 0,56 0,63 0,62 0,65 0,62 0,58 0,56 0,61 0,59 0,58
Вэ 57,6 59,1 47,9 41,5 41,5 50,5 43,9 51,8 58,5 54,2
Li 14 15 19 25 17 14 15 16 12 11
Бс 39 41 39 40 40 38 41 39 38 42
V 480 430 480 510 437 448 495 521 466 467
Сг 25 40 41 37 34 41 68 106 78 80
Со 24 21 43 41 32 37 35 39 57 53
Ni 55 48 54 58 55 55 51 64 57 49
Си <10 19 52 63 24 72 <10 85 130 336
ЯЪ 9 7 18 20 15 17 13 19 14 12
Бг 130 170 170 200 164 132 131 85 154 147
Y 37 42 35 45 42 34 43 32 37 39
Zг 185 190 163 186 167 159 179 176 167 172
№ 14 17 13 14 17 15 16 18 16 16
Ва 90 90 110 240 170 243 319 242 236 186
НВ 4,5 4,6 3,7 4,3 3,4 3,1 4,0 - - 3,7
Та 0,81 0,96 0,81 0,77 1,14 0,91 0,97 - - 0,89
La 13,9 19,1 17,9 18,2 14,0 18,1 19,2 - - 21,9
верхнеятулийских базальтов
Компонент № образца Средние
70/6 71/3 72/3 73-3 пл-1 пл-2 пл-3 пл-4 Л,
Разрез
Кумса Пялозеро
1 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21
бю2 48,79 47,57 48,03 47,74 49,04 49,34 50,08 49,19 50,46 48,08
ТЮ2 2,51 2,70 2,47 2,76 1,13 1,01 1,10 1,07 1,62 1,27
А1А 12,56 12,19 12,93 12,53 13,46 14,32 13,74 13,89 12,52 14,16
ЕеА 8,05 8,34 7,85 8,71 9,70 7,93 9,13 8,82 7,41 4,90
ЕеО 9,16 9,01 8,86 9,30 4,09 4,96 4,24 4,53 7,02 7,76
МпО 0,14 0,16 0,16 0,12 0,18 0,21 0,21 0,20 0,21 0,17
MgO 5,49 4,80 5,09 4,45 7,40 8,31 7,90 7,86 6,30 7,89
СаО 7,16 6,97 7,68 6,27 8,15 6,58 5,15 7,37 6,92 7,59
Na2O 2,79 2,64 2,78 3,35 2,44 2,33 3,11 2,39 3,18 3,38
К2О 1,19 0,82 0,93 1,07 0,39 0,35 0,60 0,37 0,52 0,20
Р2О5 0,31 0,40 0,30 0,34 0,11 0,10 0,08 0,11 0,20 0,16
н2о 0,15 0,27 0,17 0,25 0,25 0,27 0,35 0,26 0,09 0,26
п. п. п. 1,50 3,01 1,80 1,75 3,50 4,40 3,86 3,95 3,37 4,17
Сумма 99,80 98,88 99,05 98,64 99,84 100,11 99,55 99,98 99,83 99,99
mg# 37,4 34,1 36,3 31,6 50,7 55,0 53,1 52,9 45,0 53,6
а1' 0,55 0,55 0,59 0,56 0,64 0,68 0,65 0,66 0,60 0,69
Во 44,2 45,4 44,4 45,7 68,1 59,0 66,0 63,7 48,7 36,2
Li 21 23 22 18 12 - - 10 30 26
Бс 45 46 48 51 37 - - 34 30,2 35,6
V 615 447 638 654 298 315 315 307 388 329
Сг 51 48 42 17 97 - - 101 38 259
Со 44 43 39 41 44 - - 43 51,2 49,3
№ 94 42 83 69 63 - - 69 68 148
Си 421 546 759 469 31 - - 36 245 200
ЯЪ 27 22 25 33 8,6 <10 19 7,8 13 9
Бг 135 130 200 101 84 62 35 73 241 143
Y 52 56 47 65 24 22 18 22 24 25
Zг 212 250 212 276 56 58 47 56 148 94
NЪ 15 19 16 19 2,32 <10 <10 2 11 5
Ва 423 418 431 345 88 <42 <42 88 178 119
НВ 5,7 - - 7,3 1,5 - - 1,4 3,3 2,34
Та 0,86 - - 1,08 0,14 - - 0,12 0,59 0,28
La 19,6 - - 26,0 3,23 - - 2,39 15,1 7,11
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11
Се 28,8 41,8 33,9 39,0 34,1 42,1 43,5 - - 48,2
Рг - - - - 4,49 5,47 5,43 - - 6,09
Ш 18,4 25,3 23,8 25,1 21,3 25,4 25,8 - - 29,0
Sm 5,26 6,14 5,92 5,81 6,03 7,04 7,14 - - 8,01
Ей 1,27 1,94 1,84 1,67 2,08 2,37 2,55 - - 2,86
Gd - - - - 6,73 7,84 8,72 - - 9,79
ТЬ 0,93 0,96 1,00 0,93 1,18 1,36 1,46 - - 1,64
Dy - - - - 7,23 8,17 9,34 - - 10,51
Но - - - - 1,42 1,71 1,91 - - 2,15
Ег - - - - 4,06 4,49 4,93 - - 5,57
Тт - - - - 0,52 0,56 0,61 - - 0,69
УЪ 3,9 4,0 3,7 3,9 3,5 3,6 3,7 - - 4,2
Lu 0,45 0,59 0,53 0,59 0,46 0,50 0,56 - - 0,64
2,2 2,7 2,0 4,1 1,2 3,4 2,8 - - 3,1
и <0,50 0,58 0,58 0,50 0,54 0,71 0,63 - - 0,64
(Ьа/3т)пс11 1,66 1,96 1,90 1,97 1,46 1,62 1,69 - - 1,67
(Се/УЬ)пй1 1,91 2,71 2,37 2,59 2,56 3,03 3,05 - - 2,97
^г/ЫЪ)Прт 0,82 0,66 0,78 0,74 0,61 0,66 0,67 0,61 0,65 0,67
Zг/Hf 41 41 44 43 49 51 45 - - 46
Примечания: mg# = MgO/(MgO+FeO+Fe2Oз)x100 (атомн. кол.), В) = Fe2Oз/(Fe2Oз+ Бе0)*100 (атомн. кол.), а1’= Al2Oз/(MgO+FeO+Fe2Oз) (вес. %); содержания окислов приведены в вес. %, элементов — в г/т;
и А1 - Ti + Бе - М§ (рис. 2Б). Интересно, что на диаграмме ЛБЫ, с тремя группами сближенных фигуративных точек составов, породы Гирвасской зоны тяготеют к разделительной линии, хотя характерное для толеитовых магм обогащение железом выражено в них гораздо заметнее, чем в породах Пялозера. Составы последних на диаграмме А1 - Т + Бе - М§ располагаются вблизи разделительной линии между высокожелезистыми и высокомагнезиальными толеитами, а составы остальных пород в поле высокожелезистых толеитов.
В соответствии со значениями коэффициента а1’ (см. табл. 1) и в соответствии с классификацией [13] породы всех изученных вулканических разрезов верхнего ятулия относятся к низкоглиноземистому типу, как и предшествующие им метабазальты нижнего и среднего ятулия. В этой связи нужно отметить некоторую условность принятого финскими геологами разделения ятулийских траппов на ранние, низкоглиноземистые, и поздние, высокожелезистые и высокотитанистые [например, 16]. Оказалось, что в нижнем ятулии Карелии есть породы, почти не уступающие по железистости верхнеятулийским (см. табл. 1), а среди последних — породы сравнительно низкой железистости, как вулканиты Пялозера.
Породы всех изученных разрезов характеризуются высокой степенью окисленности железа (см. табл. 1), что может указывать на излияния лав в субаэральных условиях, как это ранее и предполагалось [7].
1 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21
Ce 46,0 - - 52,4 8,04 - - 5,94 33,4 16,7
Pr 6,26 - - 7,29 1,23 - - 0,91 - -
Nd 29,8 - - 34,7 6,4 - - 4,63 19,9 11,3
Sm 8,26 - - 9,63 2,09 - - 1,57 4,80 3,21
Eu 2,62 - - 3,08 0,75 - - 0,56 1,37 1,02
Gd 8,5 - - 10,51 2,79 - - 2,04 - -
Tb 1,46 - - 1,73 0,58 - - 0,42 0,74 0,69
Dy 9,14 - - 10,71 3,87 - - 2,72 - -
Ho 1,98 - - 2,32 0,93 - - 0,65 - -
Er 5,39 - - 6,27 2,48 - - 1,98 - -
Tm 0,70 - - 0,83 0,37 - - 0,30 - -
Yb 4,60 - - 5,40 2,73 - - 2,20 2,07 2,33
Lu 0,620 - - 0,800 0,429 - - 0,351 0,30 0,34
Th 3,8 - - 4,7 0,36 - - 0,48 3,06 1,45
U 0,62 - - 0,81 0,20 - - 0,18 0,91 0,52
(La/Sm)ndi 1,49 - - 1,70 0,97 - - 0,96 1,98 1,39
(Ce/Yb)noh 2,59 - - 2,50 0,76 - - 0,70 4,19 1,86
(Zr/Nb)npm 0,88 0,82 0,82 0,90 1,50 - - 1,68 0,83 1,17
Zr/Hf 37 - - 38 37 - - 40 45 40
при расчете нормированных отношений элементов использованы составы хондрита по [8] и примитивной мантии по [9, 10]. Средние составы вулканитов нижнего и среднего ятулия по [2].
Редкие элементы. Данные по рассеянным элементам еще более выразительно подчеркивают различия между геохимическими типами верхнеятулийских базальтов. В первую очередь, эти различия относятся к HFS-элементам: Y, Zr, Nb, Hf, Ta, REE. Их содержания повышены в метабазальтах Гирваса и Святнаволока, в сравнении с породами нижнего и, особенно, среднего ятулия, еще более высокие в метадолеритах Кум-синской структуры, и резко понижены в породах Пялозера, например, для Zr, Nb, легких редких земель — в несколько раз.
Данные по редкоземельным элементам представлены на рис. 3. Заметно и однотипно фракционированный их состав ((Ce/Yb) nGh от 1,91 до 3,05), с обогащением легкими лан-танойдами при высоких содержаниях всех редких замель, характеризует породы Г ирваса, Святнаволока и Кумсы. Содержания LREE в метавулканитах этих разрезов примерно такие же, как в нижнеятулийских породах (см. табл. 1), но содержания HREE более высокие. Соответственно, степень фракционирования, выраженная через отношение (Ce/Yb) nGh; более низкая, примерно такая же, как в породах среднего ятулия (см. табл. 1). Рис. 3Г демонстрирует совершенно иное распределение REE в породах Пялозера, которые оказываются обедненными легкими редкими землями с (Ce/Yb) nGh заметно ниже1.
В лавах верхнего ятулия устанавливаются самые низкие концентрации Cr и Ni, типичных совместимых элементов. В то же время для другого переходного металла группы железа, ванадия, отчетливо проявляются признаки несовместимого элемента. Вместе
Рис. 2. Диаграммы AFM [12] — (А) и диаграмма А1 — Ti+Fe — Mg [13] — (В)Толеитовая серия:
НРТ — высокожелезистые толеиты, НМТ — высокомагнезиальные толеиты, ТА — андезиты,
ТD — дациты, ТR — риолиты. Известково-щелочная серия: СВ — базальты, СА — андезиты,
СD — дациты, СR — риолиты. ВК — базальтовые коматииты, РК — перидотитовые коматииты.
Условные обозначения на рис. 1.
с Ті он накапливается по мере обогащения пород железом. Максимальные его содержания обнаруживаются в породах Кумсинской структуры, а минимальные — в вулканитах Пялозера. (см. табл. 1).
В распределении крупноионных литофильных элементов, ЯЬ, Ва, Sr, намечаются следующие закономерности: содержания первого и второго из них коррелируют с содержаниями калия. Концентрации стронция в метавулканитах Гирваса, Святнаволока и Кумсинской структуры примерно одинаковы, а в породах Пялозера они в два-три раза ниже (см. табл. 1). Более или менее постоянные содержания стронция в породах изученных вулканических разрезов показывают, что в выборку анализов действительно попали образцы пород, не затронутых или мало затронутых метасоматическими изменениями. Этот элемент особенно подвижен при метасоматозе, накапливаясь в пропилитах, эпидо-зитах, и подвергаясь выносу при альбитизации [2].
При рассмотрении петрогенетических вопросов, оказываются особенно информативными отношения типа более несовместимый / менее несовместимый элемент, нормализованные к хондриту или к примитивной мантии. Некоторые из подобных отношений приведены в табл. 1. Не вдаваясь в подробный комментарий и не повторяя содержания предыдущей статьи [2], отметим только главные закономерности. Независимо от уровней содержаний несовместимых элементов, их отношения для пород Гирваса, Святнаволока и Кумсы остаются более или менее выдержанными и примерно соответствующими значениям, рассчитываемым для метавулканитов среднего ятулия (см. табл. 1).
Особняком стоят породы Пялозера. Если по магнезиальности, глиноземистости, содержанию большинства петрогенных элементов они сопоставимы с метавулканитами и метадолеритами среднего ятулия, то по редкоэлементному составу устанавливаются большие различия. И это несколько неожиданный и, может быть наиболее интересный результат проведенного исследования. Важно не только и не столько то, что концентрации
10
- 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 - 100 ■ 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 -
А :
10 ^
1
Ьа Рг Ей ТЬ Но Тт Ьи Се N(1 Эт Ш 1)у Ег УЬ
Ьа Рг Ей ТЬ Но Тт Ьи
Се N<1 8т всі Бу Ег УЬ
100
с—і—і—і—і—і—і—і—і—і—і—і—і—і—і—і—ц
_і і і і і і і і і і і і і і 1_
Ьа Рг Ей ТЬ Но Тт Ьи
Се N(1 Ят Осі Бу Ег УЪ
1______і___і___і___і___і___і___і___і___і___і___і___і___і___і_____і_
Ьа Рг Ей ТЬ Но Тт Ьи Се N<1 вт 0(1 Бу Ег УЬ
Рис. 3. Нормализованные к хондриту [8] содержания редкоземельных элементов
А — Святнаволок, Б — Гирвас, В — Кумса, Г — Пялозеро. Пунктиром на рис. ЗА показаны средние составы лантаноидов в базальтах нижнего и среднего ятулия, по [2], на рис. ЗГ — нижнего людиковия (неопубликованные
данные авторов).
большинства несовместимых элементов в породах Пялозера сильно понижены в сравнении с другими верхнеятулийскими, а также среднеятулийскими метавулканитами. Существеннее резкие различия между отношениями элементов, как это хорошо видно из табл. 1. По особенностям распределения редких элементов пялозерские метавулканиты гораздо ближе к лавам последующего заонежского комплекса нижнего людиковия, в которых установлены примерно такие же уровни содержаний и индикаторные отношения HFSE [1, 17-19]. В отношении редкоземельных элементов это тесное сходство показано на рис. 3Г
Обсуждение результатов и выводы. Прежде чем перейти к интерпретации аналитических данных, необходимо, во избежание недоразумений, еще раз затронуть классификационную проблему, обусловленную высокой натровой щелочностью части базальтов верхнего ятулия. Судя по всему, она не связана с альбитизацией и отражает особенность химизма некоторых позднеятулийских базальтовых расплавов. Однако, щелочной их состав не должен вводить в заблуждение и не может быть поводом для суждений о проявлении в онежской
структуре щелочного вулканизма. С общих геодинамических позиций подобные проявления совсем не исключены: общеизвестна связь траппового, континентально-толеитового, и щелочного магматизма, но ссылаться при этом на породы в составе ятулийского вулканического комплекса неправомерно. Формальный петрохимический критерий относит верхнеятулийские вулканиты повышенной щелочности к трахибазальтам натрового ряда — гавайитам [11], что может быть еще одним поводом для недоразумений, поскольку гавайит—характерный член вулканической ассоциации щелочной оливиновый базальт — гавайит — муджиерит — бен-мореит. Породы этой щелочной серии, однако, отличаются более высокой магнезиально-стью, присутствием оливина в большинстве ее членов, но, главное, отделены термальными барьерами от расплавов толеитового типа и при зарождении, и при магматической эволюции исходной магмы [20, 21]. Уместно будет заметить, что в интрузивной фации верхнеятулийских траппов Карелии, в субвулканических силлах, часто встречаются породы («конга-диабазы») с интерстициальным гранофиром, то есть с микропегматитовыми срастаниями кварца и полевого шпата, что не присуще производным оливин-щелочнобазальтовой магмы.
Данные по малым и редким элементам оказываются, как правило, более информативными при генетической и геодинамической типизации базальтовых серий. для этих целей используется ряд дискриминационных диаграмм из который мы выбрали для настоящей статьи диаграмму, показанную на рис. 4. Потому, во-первых, что она специально разработана для разделения щелочных и толеитовых базальтов, а во-вторых, апробирована для
ЫЬ/У
гг/(р2о5 х ю4)
Рис. 4. Диаграмма Флойда и Винчестера Zr/(P2O5 х 104) - №>/У по [22]
Условные обозначения на рис. 1. Для сравнения крестиками показаны составы щелочных оливиновых базальтов и гавайитов кайнозойской Центрально-Европейской провинции, заимствованные из базы данных GEOROC.
пород измененных в условиях зеленосланцевого метаморфизма [22]. И как видно на диаграмме, редкоэлементная геохимия верхнеятулийских метавулканитов не дает никаких оснований для отнесения их к той или иной щелочной серии. Фигуративные точки составов пород Гирваса и Святнаволока, отличающиеся высокими содержаниями Na2O, как и пород Кумсы и Пялозера, располагаются в поле континентальных толеитов.
Щелочной состав части верхнеятулийских эффузивов обусловлен глубоким фракционированием континентально-толеитовой магмы, выразившимся, в частности, в крайне низкой магнезиальности пород. Из трех ведущих факторов магматической эволюции, обозначенных во введении по результатам предыдущих исследований [2], кристаллическое фракционирование выходит на первый план при рассмотрении геохимических особенностей продуктов позднеятулийской фазы вулканизма, представленных в Гирвасском палеовулкане и покровах Святнаволока и Кумсинской структуры. Этот процесс протекал по феннеровскому пути, с накоплением железа и титана в разноглубинных промежуточных очагах, представителями которых в верхних ярусах коры являются дифференцированные силлы с промышленными концентрациями титаномагнетита. Значения коэффициентов распределения несовместимых HFS элементов между кристаллизующимися фазами и расплавом оставались при фракционировании меньше единицы, что и определило их общее накопление в дифференцированных расплавах верхнего ятулия. Соотношения главных кристаллизующихся фаз, плагиоклаза и клинопироксена, сильно зависящие от внешних условий (глубина очага и литостатическое давление, флюидонасыщенность расплава и парциальное давление воды) могли быть причиной различий между содержаниями Na2O в геохимически однотипных вулканитах Кумсы и Гирваса. В этой связи можно отметить небольшие, но все же заметные различия между значениями Zr/Hf — отношения в метабазальтах Гирваса — Святнаволока и Кумсы (см. табл. 1). Известно, что MZr для кальциевого клинопироксена, кристаллизующегося из базальтовой магмы, в 2 — 3 раза выше, чем MHf [22]. Можно предполагать, что повышенное Zr/Hf отношение обусловлено более высокой долей клинопироксена в ликвидусном ансамбле фракционирующей магмы Г ирвасской вулканической зоны. Градиенты обогащения других элементов, с различными значениями К для клинопироксена, также могли быть не одинаковыми в ходе дифференциации, например, для Се и Yb. Однако, Се/Yb отношение, как и индикаторные отношения некоторых других элементов, зависят от контаминации магмы коровым веществом [2].
Другой важнейший фактор магматической эволюции ятулийского вулканического комплекса — частичное плавление верхней мантии в разноглубинных условиях и при различной степени плавления также нашел отражение в составах верхнеятулийских вулканитов. Ранее предполагалось [2], что первичная, она же родоначальная, магма позднего ятулия были однотипной с магмой среднего ятулия. Обе они были образованы при плавлении шпинелевого перидотита, а заметно отличающаяся раннеятулийская магма — на большей глубине в гранат-перидотитовом источнике. Индикаторные отношения элементов подтверждают это предположение. Появление в позднем ятулии магмы пялозерского типа с особым распределением редких элементов усиливает общий вывод о том, что закономерности магматической эволюции ятулийского вулканического комплекса адекватны современным моделям полистадийного адиабатического плавления вещества мантийного плюма при уменьшении глубины магмогенерации и возможном утончении коры [2]. Еще раз укажем, что характер распределения редких элементов в пялозерских вулканитах сближает их с базальтами и долеритами раннего людиковия (заонежский комплекс), особенно с теми, что проявлены по юго-западной периферии Карельского кратона на стыке со свекофенидами [18, 19].
Все три вулканических комплекса — ятулийский, заонежский и позднелюдиковий-ский, суйсарский, образуют обширную Карельскую трапповую провинцию. Отмечалось, что «оценки возрастных рубежей Карельской трапповой провинции (около 200 млн лет) требуют пересмотра на основе более прецизионных измерений абсолютного возраста» [17, с. 63], не согласуясь с представлениями о чрезвычайно кратковременном образовании трапповых провинций фанерозоя и концепцией плюмового магматизма [23]. Очень интересны и важны по этому результаты недавно проведенного изотопного датирования современными методами двух крупнейших ятулийских рудных интрузий Карелии — Койкарско-Святнаволокской и Пудожгорской [24]. Для обеих оно показало одинаковый возраст 1983 — 1984 млн лет, совпадающий, в пределах ошибки измерений, с возрастом нижнеятулийского покрова и субвулканических интрузий заонежского и суй-сарского комплексов [25-27].
Таким образом, по крайней мере, для Онежского синклинория получены весомые доказательства образования Карельской трапповой провинции в результате плюмового магматизма, а новые петролого-геохимические данные по верхнеятулийским платобазаль-там их дополняют и подтверждают.
Главный результат проведенного исследования заключается в установлении двух геохимических типов среди эффузивных траппов верхнего ятулия Карелии. Породы первого типа отличаются высокими содержаниями FeO, TiO2 и несовместимых элементов — Zr, Nb, Hf, Ta, Y и REE. По своим геохимическим характеристикам, выраженным через индикаторные отношения редких элементов они близки эффузивам среднего ятулия. Породы второго типа, наоборот, характеризуются пониженными концентрациями указанных элементов и сопоставимы по своим геохимическим характеристикам с последующими базальтами и долеритами нижнего людиковия.
Авторы выражают признательность В. А. Богачеву за участие в полевых работах и ценные замечания при подготовке рукописи к печати.
Summary
Ivanikov V. V., Malashin M. V., Golubev A. I., Philippov N. B. New data on geochemistry of Jatulian basalts of Central Karelia.
Two geochemical types of basalts are found among upper Jatulian extrusive trapps of Central Karelia. The rocks of the first type are distinguished by high contents of FeO and ТЮ2 and incompatible elements Zr, Nb, Hf, Ta and REE. They have geochemical features, which make them similar to middle Jatulan rocks. On the contrary, rocks of the second geochemical type are characterized by low contents of the same elements, and they have similar affinities with subsequent basalts and dolerites of the lower Ludikovian.
Key words: Karelia, basalts, geochemistry, palaeoproterozoy, magmatic еvolution.
Литература
1. Голубев А. И., Светов А. П. Геохимия базальтов платформенного вулканизма Карелии. Петрозаводск, 1983.
2. Малашин М. В., Иваников В. В., Голубев А. И., Филиппов Н. Б. Геохимия и петрология мафических вулканических комплексов нижнего протерозоя Карелии. I. Ятулийский вулканический комплекс // Вестн. С.-Петерб. ун-та. Сер. 7: Геология, география. 2003. Вып. 1 (№ 7).
3. СемихатовМ. А., Шуркин К. А., БибиковаЕ. В. и др. Новая стратиграфическая шкала докембрия СССР // Известия АН СССР. Сер. геол., 1991, № 4.
4. Соколов В. А. Ятулийский надгоризонт // Геология Карелии / Под редакцией В. А. Соколова. Л., 1987.
5. Сацук Ю. И., Макарихин В. В., Медведев П. В. Геология ятулия Онего-Сегозерского водораздела. Л., 1986.
6. Путеводитель геологических экскурсий по Карелии международной конференции «Геология и геоэкология фенноскандии, северо-запада и центра России» / Под ред. А. И. Голубева и С. А. Светова. Петрозаводск, 2000.
7. Светов А. П. Платформенный базальтовый вулканизм карелид Карелии. Л., 1979.
8. Boynton W. V. Geochemistry of the rare earth elements: meteorite studies // Rare Earth element geochemistry / Ed. P. Henderson. Amsterdam, 1984.
9. Hart S. R., Zindler A. In search of a bulk-earth composition // Chem. Geol. 1986. Vol. 57.
10. Hofmann A. W. Chemical differentiation of the Earth: the relationship between mantle, continental crust, and oceanic crust // Earth Planet. Sci. Lett. 1988. Vol. 90.
11. Классификация магматических (изверженных) пород и словарь терминов. Рекомендации Подкомиссии по систематике изверженных пород Международного союза геологических наук / Пер. с англ. Под ред. С. В. Ефремовой. М., 1997.
12. Irvin T. N., Baragar W. R. A. A guide to the chemical classification of volcanic rocks // Can. J. Earth Sci. 1971. Vol. 8.
13. Магматические горные породы. Классификация, номенклатура, петрография / Под ред. О. А. Богатикова. М., 1985.
14. Eggler D. N. Carbonatites, primary melts and mantle dynamics // Carbonatites: genesis and evolution / Ed. K. Bell. London, 1989.
15. Jensen L. S. A new cation plot for classifying subalkalic volcanic rocks. Ontario Div. Mines. Misc. Pap. 66. 1976.
16. Vuollo J., Huhma H. Palaeproterozoic mafic dikes in NE Finland // Precambrian geology of Finland — key to the evolution of the Fennoscandian shield / Lehtinen H., Narmi P. A., Ramo O. T. (Eds.). Elsevier B. V., Amsterdam, 2005.
17. Голубев А. И., Иваников В. В., Филиппов Н. Б., Малашин М. В. Карельская трапповая провинция: пример магматической и геодинамической эволюции плюма в раннем протерозое // Мантийные плюмы и металлогения / Под ред. А. Ф. Грачева. Петрозаводск — Москва, 2002.
18. Ivanikov V., Philippov N., Beljatsky B. Geochemistry of the metavolcanic rock from the Ladoga region: evidence for an Early Proterozoic oceanic crust // Generation and emplacement of ophiolites through time. International ophiolite symposium and field excursion, August 10-15, 1998, Oulu, Finland / Ed. E. Hanski and E. Vuolo. Geol. Surv. Finl. Spec. Paper. Vol. 26.
19. Nykanen V. M., Vuollo J. I., Lippo J. P., Piiranen T. A. Transitional (2,1 Ga) Fe-tholeiitic — tholeiitic magmatism in the Fennoscandian Shield signifying lithospheric thining during Palaeoproterozoic extensional tectonics // Precambrian Res. 1994. Vol. 70.
20. ЙодерХ. Образование базальтовой магмы / Пер. с англ.; Под ред. А. А. Кадика. М., 1979.
21. Шинкарев Н. Ф., Иваников В. В. Физико-химическая петрология изверженных пород. Л., 1983.
22. Rollinson H. Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Longman. UK, 1993.
23. Хаин В. Е., Короновский М. В. Планета Земля. От ядра до ионосферы. М., 2007.
24. Филиппов Н. Б., Трофимов Н. Н., Голубев А. И. и др. Новые геохронологические данные по Койкарско-Святнаволокскому и Пудожгорскому габбро-долеритовым интрузивам. Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 10. Петрозаводск, 2007.
25. Беляцкий Б. В., Богачев В. А., Голубев А. И. и др. Новые данные по U-Pb и Sm-Nd изотопному датированию архейских и раннепротерозойских магматических комплексов Карелии // Общие вопросы расчленения докембрия. Апатиты, 2000.
26. Куликов В. С., Куликова В. В. Лавров В. С. и др. Суйсарский пикрит-базальтовый комплекс полеопротерозоя Карелии (опорный разрез и петрология). Петрозаводск, 1999.
27. Puhtel I. S., Arndt N. T., Hoffmann A. W. Petrology of mafic lavas within the Onega plateau, central Karelia: evidence for 2.0 Ga plume-related continental crustal growth in the Baltic Shield // Contrib. Mineral. Petrol. 1998. Vol. 130.
