CC BY
18
УДК 55:551.311:551.71:550.93 (470.21)
ВУЛКАНИТЫ ОСНОВАНИЯ РАЗРЕЗА ПЕЧЕНГСКОГО КОМПЛЕКСА (НИЖНИЙ ПРОТЕРОЗОЙ, КОЛЬСКИЙ ПОЛУОСТРОВ) НА ПОВЕРХНОСТИ И В ГЛУБИННЫХ УСЛОВИЯХ (В РАЗРЕЗЕ СГ-3)
П.К. Скуфьин
Геологический институт Кольского научного центра РАН, Апатиты Поступила в редакцию 04.06.13
Исследованы вулканиты сариолия и нижнего ятулия печенгского комплекса (I и II вулканогенные свиты) на поверхности и в керне Кольской сверхглубокой скважины СГ-3. Показано сходство разрезов сравниваемых объектов. Вулканиты I вулканогенной свиты из разреза СГ-3 имеют значительное сходство химических составов с поверхностными аналогами, что указывает на изохимичность метаморфических процессов в широких интервалах фаций метаморфизма. Глубинные породы II вулканогенной свиты, по сравнению с поверхностными образцами имеют радикальные отличия составов. В этих породах происходит усреднение, гомогенизация состава с превращением вулканитов в аповулканиты-метасоматиты. Происходит обеднение пород II ВС, особенно ее верхней подсвиты, железом и обогащение щелочами и магнием. Эти изменения связаны с дислокационным метаморфизмом и метасоматозом в зоне влияния глубинного Лучлом-польского разлома на границе II вулканогенной свиты и вышележащей III вулканогенной свиты.
Ключевые слова: вулканиты, петрология, геохимия, метаморфизм, Кольская сверхглубокая скважина, нижний протерозой, Кольский п-ов.
Введение
В течение 1970—2008 гг. в СССР и в России велись работы по программе Кольской сверхглубокой скважины (СГ-3), в ходе которых в 1990 г. СГ-3 достигла рекордной для кристаллических монолитных пород глубины — 12 262 м. На поверхность было поднято 4024 м керна, выполнено более 400 тыс. км каротажных геофизических работ 25 методами. В процессе изучения геолого-геохимических особенностей пород керна СГ-3 и, в частности, сравнительно слабо мета-морфизованных вулканитов протерозойской части разреза СГ-3, встал вопрос о том, насколько глубинные образцы керна пород печенгского комплекса соответствуют своим поверхностным стратиграфическим аналогам, в чем их сходство, и в чем проявляются черты их различия, обусловленные воздействием на глубинные породы высоких давлений и температур. Проект МПГК-408 ЮНЕСКО предусматривал детальное изучение пород протерозойской части разреза СГ-3 и их поверхностных аналогов с целью определения особенностей и различий поверхностного и глубинного режимов породо-, рудо- и минерагенеза. Для решения поставленных задач были выбраны вулканиты I и II вулканогенных свит, обладающие достаточно дифференцированным составом, что облегчало выделение и сопоставление сравниваемых объектов (Скуфьин, Яковлев, 2007; БкиЛп, 2002Ь).
Для проведения исследований в распоряжении автора был большой фактический материал, полученный в результате более чем сорокалетних работ на Печенг-ской структуре (Скуфьин, 1993, 1998; МагакшИеу й а1.,
1986; 8киПп, 2002а). В результате этих работ было выполнено более 1600 полных химических анализов вулканитов, а также около 5000 определений редких и рассеянных элементов, получено 211 спектров РЗЭ.
Изучение петрографии и петрогеохимии образцов керна протерозойской части разреза СГ-3 автор проводил с 1993 г. и до закрытия проекта «Кольская сверхглубокая» в 2008 г. (Скуфьин и др., 1999; Скуфьин, Яковлев, 2007; БкиЛп, 2002Ь).
Геологическое описание
СГ-3 пробурена в северо-восточной части ранне-протерозойской Печенгской структуры. Морфологически это синклинорий, северная часть которого заполнена породами печенгского комплекса (возраст 2550—1940 млн лет) мощностью до 11 км (рис. 1). Юго-западная часть синклинория срезана Пороярвинским шовным прогибом, сформированным породами юж-нопеченгского комплекса (1940—1700 млн лет). Печенг-ский комплекс сложен четырьмя вулканогенными свитами (ВС), в основании которых залегают маломощные осадочные свиты: маярвинская (I ВС), пирттияр-винская (II ВС), заполярнинская (III ВС) и матерт-ская (IV ВС) (Скуфьин, 1998). СГ-3 вскрыла породы всех ВС печенгского комплекса в инт. 0—6842,0 м.
Разрезы I и II ВС вскрыты также структурными скважинами IX (II ВС) и X (подошва II ВС и почти весь разрез I ВС), которые расположены по восстанию свит и горизонтов разреза СГ-3. Скважины IX (гл. 1300 м) и X (гл. 1100 м) расположены соответственно в 8,5 и в 9,5 км к северо-северо-западу от
СГ-3 (рис. 1). Эти скважины обеспечивают возможность сопоставления пород разреза СГ-3 с поверхностными и приповерхностными стратиграфическими аналогами.
Геолого-геохимические особенности разноглубинных пород I и II ВС
Маярвинская вулканогенная (I ВС) свита. Вулканиты I ВС слагают дугообразную полосу шириной в плане от 1 до 2—2,5 км. Падение пород центриклинальное,
в южных румбах, под углами 20—30°. На поверхности вулканиты представлены массивными актинолитизи-рованными и хлоритизированными породами с широко развитыми миндалекаменными текстурами. В целом для пород характерна зеленосланцевая фация метаморфизма. Детальные картировочные работы, а также анализ керна структурной буровой скважины С-Х позволили выделить в ее нижней части пласты туфо-генных пород и покровы низкотитанистых магнезиальных базальтов, а также ферробазальтов, габбро-дол еритов и пироксенитов, основную часть разреза
Рис. 1. Схема геологического строения Печенгской структуры: 1 — южнопеченгский комплекс; 2—6: печенгский комплекс: 2 — породы IV ВС: а — базальты верхней подсвиты, б — базальты нижней подсвиты, в — риолиты; 3 — IV ОС (осадочная свита): а — метаморфизованные осадки, б — рудоносные габбро-верлиты; 4 — породы III ОС и III ВС: а — осадки, б — базальты; 5 — породы II ОС и II ВС: а — осадки, б — щелочные базальты и трахиандезиты; 6 — породы I ОС и I ВС: а — осадки, б — андезибазальты и андезиты; 7 — породы неясного стратиграфического положения: а — гнейсосланцы, б — амфиболиты; 8 — гнейсограниты архейского фундамента; 9 — граниты Южно-Печенгской структурно-формационной зоны (1940 млн лет); 10 — микроклиновые граниты (1762 млн лет); 11 — габбро; 12 — вулканические центры в Южно-Печенгской зоне; 13 — вулканические центры в Северо-Печенгской зоне; 14 — разломы; 15 — положение структурных буровых скважин соответственно СГ-3 (а), IX (б) и Х (в); 16 — положение Пороярвинского приразломного трогового прогиба, контролировавшего локализацию автономных вулканоцентров в Южно-Печенгской зоне. Крупные мульдообразные структуры в Северо-Печенгской зоне: I — Северная мульда, II — Южная мульда. Для маяр-винской и пирттиярвинской свит показано положение петрогеохимических разрезов (№ 1—5)
вулканитов слагают покровы андезибазальтов, реже андезитов и андезидацитов. Мощности индивидуальных покровов колеблются от долей метра до 25—30 м; в нижних частях разреза они сложены массивными разновидностями вулканитов; в строении верхних покровов наблюдаются приконтактовые зоны миндале-каменных пород. Вулканические ассоциации пород в различных структурно-формационных зонах имеют разный состав, объем и фациальные характеристики.
Таблица 1
Соотношение вулканитов различного состава (объем, %) в разрезах пород I ВС
Номер разреза Базальты Андезибазальты Андезиты и дациты
1 20 15 65
2 30 45 25
3 30 20 50
4 30 40 30
5 20 65 15
5А 25 65 10
Примечание. Разрез 1 занимает самое западное положение в структуре, разрез 5 — самое восточное; остальные разрезы занимают промежуточное положение (рис. 1). Разрез 5А составлен по измененным вулканитам СГ-3.
Это дало возможность составить латеральный ряд вулканических ассоциаций и уточнить их содержание. Так, на западе структуры I ВС сложена в основном базальтами, андезитами и дацитами, в центральной части — базальтами, андезибазальтами и андезитами, а на востоке — базальтами и андезибазальтами (табл. 1).
Минеральный состав наиболее распространенных в разрезе андезибазальтов и андезитов (объем. %): ак-тинолит (20—35), биотит (0—5), хлорит (2—12), эпидот (3—9), сфен с лейкоксеном (1—3), магнетит (0—2), ильменит (0—2), кварц (0—5), плагиоклаз-Ап (20—45), стекло девитрифицированное (0—25). Породы обладают реликтовыми признаками магматических структур — интерсертальной, микроофитовой, микролито-вой, витрофиро-микролитовой.
СГ-3 вскрывает разрез свиты в инт. 5717,0—6835,0 м. По данным НПЦ «Кольская сверхглубокая» (Кольская..., 1984), разрез I ВС в СГ-3 включает в себя три пачки пород, сложенных в основном апобазитовыми амфибол-плагиоклазовыми и биотит-амфибол-плагиоклазовыми сланцами. Мощность свиты с глубиной не изменяется, но в отличие от поверхностных пород вулканиты на глубине интенсивно рассланцо-ваны и метаморфизованы в эпидот-амфиболитовой фации, участками перекристаллизованы и микрокли-низированы. Тем не менее в глубинных вулканитах сохранились реликтовые текстуры первичных пород. В зонах катаклаза породы изменены процессами диа-
фтореза, с образованием минеральных ассоциаций зеленосланцевой фации.
Проведенные исследования (Скуфьин, Яковлев, 2007) показали, что разрез I ВС в СГ-3 представляет собой переслаивание покровов измененных базальтов и андезибазальтов, реже андезитов с силлами дифференцированных габбро-долеритов. В разрезе скв. Х вулканиты также имеют идентичный состав. В целом разрезы свиты в СГ-3 и скв. Х сходны, но не идентичны. В разрезе СГ-3 гораздо большую роль играют силлоподобные тела габбро-долеритов.
Из табл. 2 видно, что вулканиты I ВС как глубинного, так и поверхностного уровня представлены в основном магнезиальными базальтами, субщелочными базальтами, ферробазальтами, андезибазальтами и андезитами. Базитовые вулканиты свиты относятся в основном к кварц-нормативным гиперстеновым, реже оливин-нормативным разновидностям, в то время как андезитоиды — к кварц-нормативным гиперстен-ав-гитовым породам. Среднекислые вулканиты свиты относятся к магнезиально-железистым и низкоглиноземистым разновидностям. Существенных различий в химическом составе разноглубинных пород нет, что в известной степени подтверждает представления (Предовский и др., 1974) об изохимичности состава вулканитов Печенгской структуры, метаморфизован-ных в интервале от пренит-пумпеллитовой до амфи-болитовой фаций метаморфизма. Глубинные образцы лишь несколько обеднены окисным железом. В целом вулканиты представлены породами нормальной щелочности и относятся к дифференцированному, непрерывному по кремнекислотности формационному типу. Вулканиты свиты формируют протяженную Mg-базальт — базальт — андезибазальт — андезитовую формацию. Породы этой формации идентифицируют низкую проницаемость коры в период заложения сариолийско-ятулийского прогиба; лишь в основании разреза свиты установлены покровы подщелоченных Mg-базальтов с содержанием MgO 14—15% и с суммарным содержанием щелочей 1—3% (содержание К2О до 1,6%). Этот горизонт субщелочных пород характеризует редуцированную рифтогенную стадию субщелочного глубинного магматизма; субщелочные породы сменились вверх по разрезу низкотитанистыми и высококремнеземистыми производными примитивной магмы, обогащенными некогерентными элементами и относящимися к продуктам дифференцированной коматиитовой серии.
В табл. 3 приведено содержание главных рассеянных и редкоземельных элементов в единичных анализах вулканитов I ВС СГ-3, а также поверхностного и приповерхностного (скв. Х) уровней. Налицо обеднение глубинных образцов Ы (до 10—12 г/т в сравнении с 30—40 г/т у поверхностных пород), ЯЬ (до 5—40 г/т в сравнении с 55—100 г/т), 8г (на порядок) и Ва (в 2—3 раза), а также /г (до 30—55 г/т в сравнении с 120—210 г/т) и № (до 0,6—3,0 г/т в сравнении с 9—18 г/т).
Таблица 2
Средний состав (мас. %) разноглубинных вулканитов I ВС
Компоненты Mg-базальт Базальт субщелочной Ферробазальт Андезибазальт Андезит
СГ-3 (п = 7) Поверх. (п = 3) СГ-3 (п = 3) Поверх. (п = 12) СГ-3 (п = 12) Поверх. (п = 2) СГ-3 (п = 46) Поверх. (п = 40) СГ-3 (п = 11) Поверх. (п = 21)
БЮ2 52,60 53,07 51,53 51,27 48,23 47,64 55,55 55,24 58,36 58,88
ио2 0,97 0,87 0,98 1,09 1,66 2,22 0,95 1,00 1,20 1,07
А12°3 12,22 11,96 14,32 14,24 13,41 11,99 14,70 14,06 13,11 13,06
0,35 0,49 2,34 2,38 2,35 7,32 1,48 2,79 2,10 2,90
БеО 10,01 10,37 9,71 9,67 13,67 9,82 8,13 7,96 9,26 7,33
МпО 0,16 0,16 0,17 0,19 0,26 0,18 0,16 0,16 0,14 0,18
8,58 8,74 6,00 6,11 6,28 7,85 5,64 4,63 3,38 3,19
СаО 9,09 8,86 8,22 8,14 8,55 7,58 7,65 7,43 6,41 6,47
Ш2О 2,34 2,00 3,48 3,29 2,63 2,68 3,19 3,35 3,13 3,23
к2о 1,37 1,63 1,47 1,03 0,84 0,81 1,55 1,49 1,48 1,80
Р2°5 0,17 0,14 0,12 0,17 0,18 0,20 0,17 0,17 0,17 0,22
н2о- 0,11 0,24 0,14 0,16 0,10 0,25 0,13 0,26 0,08 0,28
н2о+ 1,85 1,29 1,64 1,94 1,74 1,70 1,29 1,52 1,42 1,45
СО2 0,18 0,20 0,08 0,07 0,05 0,11 0,10 0,16 0,02 0,23
Сумма 100,00 100,02 100,20 99,66 99,95 100,35 100,71 100,20 100,26 100,29
Примечание. Результаты анализов глубинных пород, по данным (Скуфьин, Яковлев, 2007). Анализы поверхностных и приповерхностных пород выполнены в химической лаборатории ГИ КНЦ РАН, аналитики Ю.Н. Новикова, Л.В. Малышева, Н.П. Калугина, Т.В. Ивонина, Е.А. Апанасевич.
Таблица 3
Содержание главных рассеянных и редкоземельных элементов (мас.%, г/т) в единичных анализах вулканитов I ВС разреза СГ-3, а также
приповерхностного (скв. Х) и поверхностного уровней
Компоненты СГ-3 Поверхностные обнажения и скв. Х
базальт (СГ-6666,4) андезибазальт (СГ-6638,0) андезит (СГ-6274,0) базальт (Х-663,0) андезибазальт (Х-412,6) андезит (Х-453,4) андезидацит (Н-91/10) дацит (Н-91/14)
БЮ2 53,40 54,04 58,37 53,36 54,66 58,52 62,28 66,58
ПО2 0,92 0,86 0,95 0,68 0,77 1.05 0,61 1,00
А12О3 14,16 14,01 13,41 14,89 13,91 12,42 11,88 12,36
Ре2О3 0,75 1,15 2,70 2,90 4,86 2,85 2,11 2,80
БеО 9,65 8,05 7,34 6,10 5,74 7,93 6,12 5,41
МпО 0,19 0,15 0,11 0,17 0,15 0,17 0,13 0,09
MgO 6,09 5,72 4,75 5,85 4,90 3,06 3,53 1,12
СаО 8,49 9,23 5,82 6,35 6,66 4,41 6,95 4,05
Ка2О 3,22 3,52 2,72 4,00 3,61 4,05 3,91 2,60
к2О 1,30 1,27 1,38 2,30 2,01 1,96 0,43 2,47
Н2О- 0,10 0,12 0,14 0,24 0,16 0,22 0,17 0,10
Окончание табл. 3
Компоненты СГ-3 Поверхностные обнажения и скв. Х
базальт (СГ-6666,4) андезибазальт (СГ-6638,0) андезит (СГ-6274,0) базальт (X-663,0) андезибазальт (Х-412,6) андезит (Х-453,4) андезидацит (Н-91/10) дацит (Н-91/14)
H2O+ 1,74 1,60 1,94 2,29 1,84 2,07 0,98 1,21
P2O5 0,12 0,14 0,21 0,15 0,11 0,22 0,14 0,22
co2 0,10 0,36 0,35 0,17 0,30 0,61 0,78 0,10
Сумма 100,23 100,22 100,19 99,45 99,68 99,54 100,02 100,11
Li 12 12 10 33 40 40 не. опр. не. опр.
Rb 33 20 24 61 69 67 65 57
Sr 26 29 31 236 414 218 296 181
Ba 100 280 154 418 470 418 130 107
U 1,1 0,9 1,1 0,93 0,87 1,06 не. опр. не. опр.
Th 3,0 4,1 5,5 4,09 4,09 5,45 не. опр. не. опр.
Zr 33 47 52 121 125 155 100 209
Nb 2,8 1.8 2.4 9 11 11 10 18
Cu 93 126 151 760 120 240 79 74
V 196 236 238 210 220 230 160 88
Cr 420 116 39 200 57 12 50 18
Co 81 39 30 41 39 36 15 8
Ni 140 52 19 56 48 24 40 15
La 14 16 24 15 17 25 не. опр. не. опр.
Ce 42 40 54 38 40 54 не. опр. не. опр.
Nd 17 18 23 15 18 23 не. опр. не. опр.
Sm 3,2 3,62 4,70 3,60 3,62 4,70 не. опр. не. опр.
Eu 1,10 0,97 1,06 0,95 0,97 1,06 не. опр. не. опр.
Tb 0,7 0,42 0,62 0,40 0,42 0,62 не. опр. не. опр.
Yb 1,8 1,56 1,96 1,52 1,56 1,96 не. опр. не. опр.
Lu 0,5 0,24 0,31 0,24 0,24 0,31 не. опр. не. опр.
Примечание. Анализы глубинных пород, по данным (Скуфьин, Яковлев, 2007). Анализы поверхностных и приповерхностных гомологов выполнены в химической лаборатории ГИ КНЦ РАН, аналитики Ю.Н. Новикова, Л.В. Малышева, Н.П. Калугина, Т.В. Ивонина, Е.А. Апанасевич; рудные элементы определены в лаборатории физических методов исследования ГИ КНЦ РАН, аналитики В.А. Победоносцев, М.Ф. Лялина, Е.Э. Савченко. REE определены Г. Бругманном в Аналитическом центре университета г. Торонто. В номерах образцов из разреза СГ-3 и скв. Х указана их глубинность.
На спайдеграмме микроэлементов, нормализованных по М-МОЯВ (рис. 2, А) для андезитоидов I ВС, видно, что в сравнении с примитивными океаническими базальтами эти породы обогащены легкими крупноионными литофильными элементами (К, ЯЬ, Ва,ТИ, 8г), имеют небольшой избыток Се, Р, /г, 8ш, а по содержанию Н, Т1, У и УЬ они близки М-МОЯВ; характерна отрицательная Та-аномалия. В целом спайдеграмма андезитоидов близка таковым
для вулканитов активных континентальных окраин и островных дуг (Фролова, Бурикова, 1997) и мало напоминает спайдеграммы современных континентальных рифтов, одна из которых приведена на рисунке. Вулканиты свиты обогащены лантаноидами и характеризуются стабильными спектрами REE и слабо проявленной отрицательной Eu-аномалией. Rb—Sr изохронный возраст андезитоидов свиты — 2324±28 млн лет; IR = 0,7042.
& К ЯЬ Ва тй 1 .Та // N5 Се Р Тх Ж*
юо-
\\
NN NN N4
\ \ \ \ \ ^ N -
Рис. 2. Спайдеграммы микроэлементов, нормализованных по N-MORB, для вулканитов маярвинской и пирттиярвинской свит:
А — маярвинская свита: 1 — андезибазальт; 2 — андезит. В правом углу — спайдеграм-ма микроэлементов, нормализованных по N-MORB, для пород современного континентального рифта Рио-Гранде (Фролова, Бурикова, 1997). В центре — спектры РЗЭ, нормированных по хондриту, для пород маярвинской свиты (I). Б — пирттиярвин-ская свита: 1 — пикробазальт; 2 — муджие-рит; 3 — трахиандезит; 4 — трахидацит. В правом углу — спайдеграмма микроэлементов, нормализованных по N-MORB, для четвертичных базальтов и андезибазальтов вулканического пояса Анд (Фролова, Бурикова, 1997). В центре — спектры РЗЭ, нормированных по хондриту, для пород пирттиярвинской свиты (II)
В целом вулканиты I ВС в СГ-3 и на поверхности аналогичны. Однако породы разреза СГ-3 характеризуются большей степенью метаморфизма и тектонического преобразования. Породы приобретают типичные структуры метаморфических пород — нематограно-бластовую, гранобластовую и др. (рис. 3).
Актинолит преобразуется в роговую обманку. Содержание плагиоклаза снижается, но количество кварца возрастает. В ряде шлифов отмечен вторичный микроклин.
На диаграмме ЛБМ (рис. 4, А) часть фигуративных точек пород I ВС расположена в поле известково-щелочной серии (55%), другая — толеит-базальтовой (45%). Характерно, что фигуративные точки образцов из разреза СГ-3 располагаются на диаграмме совместно с точками поверхностных образцов, что подтверждает данные об их изохимичности. На диаграмме Пирса (рис. 4Б) фиксируется более дифференцированное расположение фигуративных точек для пород I ВС поверхностного уровня; характерно наличие трех разнонаправленных трендов.
Для андезибазальтов нижней части разреза типично увеличение относительного содержания MgO (тренд I), андезибазальтам из средней части присуща противоположная тенденция (тренд II), а для базальтовых по-
род из верхней части характерно изменение соотношения FeO и Al2O3 при стабильности MgO (тренд III). Аналогичные тенденции присущи и вулканитам СГ-3.
Пирттиярвинская вулканогенная (II ВС) свита наибольшей мощности (порядка 2000 м) достигает в центральной части структуры. Разрез свиты здесь представлен двумя приблизительно равными по мощности подсвитами, разделенными горизонтом туфосланцев. Сравнительно неширокой полосой протяженностью до 70 км породы свиты, отличающиеся большой пестротой и разнообразием состава, протягиваются в северной и северо-восточной частях Печенгской структуры (рис. 1). В самых разнообразных соотношениях отмечены покровы и субвулканические тела ферро-пикритов, магнезиальных базальтов, ферробазальтов, базальтов, субщелочных базальтов, железистых тра-хибазальтов (муджиеритов), калиевых муджиеритов, ферроандезибазальтов, ферроандезитов, железистых трахиандезитов, а также железистых трахитов, железистых трахидацитов и дацитов; средние химические составы этих пород приведены в табл. 5 и 6.
С помощью картирования составлен латеральный ряд вулканических ассоциаций для пород нижней и верхней подсвит (рис. 1, табл. 4). На западе Печенгской структуры (разрез 1) вулканиты этого уровня
Рис. 3. Фотоснимки шлифов метабазальтов I ВС из: а — поверхностного уровня (верх фототаблицы). Обр. Д-1, ширина фотоснимка 4 мм. Структура микрогаббровая. Видны зерна сине-зеленой роговой обманки и плагиоклаза двух генераций — измененного андезина (замутненные зерна) и чистого альбита; б — глубинный уровень — из керна СГ-3 (низ фототаблицы). Обр. СГ-6488,0 (керн с гл. 6488,0 м), ширина фотоснимка 3 мм. Структура нематограно-бластовая, сформирована лейстами сине-зеленой роговой обманки и плагиоклаза. На левых снимках николи параллельны, на правых —
скрещены
Таблица 4
Соотношение вулканитов (об. %) в петрогеохимических разрезах II ВС
Номер разреза Нижняя подсвита Верхняя подсвита
Ферробазальты и пикробазальты Муджиериты Трахиандезиты Трахидациты Ферробазальты Щелочные базальты Муджиериты Трахиты
1 10 0 90 0 0 0 0 0
2 35 45 5 15 55 30 10 5
3 5 70 20 5 60 20 15 5
3А 10 85 5 0 20 10 65 5
4 25 50 15 10 55 20 20 5
5 0 10 45 45 100 0 0 0
Примечание. Разрез 1 — самый западный в структуре, разрез 5 —самый восточный; остальные — промежуточные (рис. 1). Разрез 3, А составлен по породам СГ-3 и сложен частично уже не вулканитами, а метасоматитами-аповулканитами.
представлены лишь породами нижней подсвиты, сложенной в основном трахиандезитами, на северо-западе (разрез 3) — породами нижней подсвиты ба-зальт-муджиерит-трахиандезитового состава и породами верхней подсвиты существенно базальтового состава. Аналогичные характеристики для нижней подсвиты (но не для верхней) имеет разрез 3, А, составленный по породам из СГ-3. Причины резкого различия в составе глубинных и поверхностных образцов верхней подсвиты будут освещены ниже. На востоке структуры (разрез 5) вулканиты этого уровня представлены породами нижней подсвиты, сложенной в основном трахиандезитами и трахидацитами, и породами верхней подсвиты, на 100% состоящими из ферробазальтов.
СГ-3 вскрывает разрез свиты в инт. 4884,0—5642,0 м. По данным геологов (Кольская..., 1984), состоит из четырех пачек пород, представленных магнетит-пла-гиоклаз-амфиболовыми сланцами (аподиабазами) в верхней и нижней частях разреза, магнетит-амфибол-биотит-плагиоклазовыми сланцами (апоандезитами), а также магнетит-биотит-плагиоклазовыми сланцами (апотрахиандезитами) в средней части разреза. Сланцы различного состава окрашены в черный цвет за счет тонкодисперсной примеси магнетита. Именно этим фактором объясняется высокая для вулканитов напряженность магнитного поля (до 20 А/м). Несмотря на метаморфизм глубинных вулканитов в эпидот-амфиболитовой фации, в них местами сохранились реликты первичных текстур и структур. В отличие от массивных разновидностей, присутствующих на поверхности, породы в СГ-3 интенсивно рассланцованы, местами милонитизированы и подверглись диафто-резу в условиях зеленосланцевой фации. Интенсивная сланцеватость глубинных пород, видимо, обусловливает резкие изменения в них физических свойств, в частности понижение скорости распространения продольных и поперечных упругих волн. Соотношение истинных мощностей, рассчитанных по геологи-
ческим разрезам на поверхности и по скважине, указывает на явную тенденцию к уменьшению мощности свиты по падению к ядерной части Печенгской структуры.
Результаты петрографического и петрохимического изучения вулканитов (Скуфьин, Яковлев, 2007) существенно уточняют эти данные. Разрез верхней подсвиты в СГ-3 (инт. 4884,0—5160,0 м) представлен переслаивающимися покровами аповулканитов, имеющих состав базальтов, ферробазальтов, муджиеритов и трахиандезитов. Верхняя и средняя части разреза нижней подсвиты (инт. 5160,0—5540,0 м) сложены покровами преимущественно среднекислых аповулканитов. Однако основание разреза подсвиты (инт. 5540,0— 5642,0 м) составляет горизонт пород, имеющих состав базальтов и муджиеритов. В пределах всего разреза свиты (до гл. 5160,0 м) в рассланцованных породах сохраняются реликтовые признаки первично-магматических структур. Глубже вулканиты интенсивно рассланцованы и приобретают структуры метаморфических пород — липидогранобластовую и немато-бластовую. Горизонт туфогенных серицит-углеродистых сланцев, разделяющий породы верхней и нижней под-свит, не зафиксирован в керне скважины СГ-3. Однако этот горизонт четко фиксируется на диаграмме гамма-спектрального каротажа (Кольская., 1984).
Разрез нижней подсвиты частично подсечен скв. X. Вся верхняя подсвита, а также верхняя и средняя части разреза нижней подсвиты — скв. IX. Эти приповерхностные породы слабо рассланцованы, особенно в пределах верхней подсвиты. В них преобладают массивные, флюидальные, кластические и миндалекамен-ные текстуры. Структуры пород — типичные магмато-генные: офитовая, микроофитовая, микролито-гиа-линовая, полнокристаллическая, фельзитовая и др. Породы нижней подсвиты рассланцованы гораздо интенсивнее. Наряду с первичными реликтовыми магматическими текстурами в них часто наблюдаются сланцеватые текстуры метаморфических пород.
Рис. 4. Диаграммы AFM (А) и Пирса (Б) для пород I и II ВС: I — I ВС. Черные треугольники — породы разреза СГ-3. Оцифрованы образцы вулканитов поверхностного уровня; II — II ВС. Крупные черные кружки — верхняя часть разреза СГ-3 (верхняя подсвита), черные треугольники — низы разреза СГ-3 (нижняя подсвита). Оцифрованы образцы поверхностного уровня (поле с пунктиром — породы низов разреза; поле со штрих-пунктиром — породы верхов разреза свиты). На диаграмме Пирса — поля базальтов: внутриконтинентальных областей (К); океанических островов (ОО); срединно-океанических хребтов (СОХ); островных дуг (ОД) и островов океанических зон спрединга (ООС). Номера точек на всех диаграммах
возрастают от подошвы к кровле разрезов
В породах верхней подсвиты в разрезе СГ-3 отмечены лишь реликтовые признаки офитовой, призматически-зернистой и других первичных структур вулканических пород. Глубинные породы нижней подсвиты имеют уже типичные структуры метаморфических пород — гранобластовую, нематогранобластовую, ли-пидогранобластовую и др.
В глубинных породах полностью исчезает вулканическое стекло, замещаемое вторичными минералами — хлоритом, эпидотом, карбонатом и др. Снижается содержание плагиоклаза, мусковита, эпидота и карбоната, но возрастает количество кварца. Актино-лит преобразуется в роговую обманку, сфен замещается лейкоксеном.
Таблица 5
Средний состав (мас. %) разноглубинных пород нижней подсвиты II ВС разреза
Компоненты Породы разреза СГ-3 и поверхностного уровня
СГ-3 (п = 4) Поверх. (п = 5) СГ-3 (п = 13) Поверх. (п = 10) СГ-3 (п = 17) Поверх. (п = 24) СГ-3 (п = 7) Поверх. (п = 8) СГ-3 (п = 2) Поверх. (п = 30) СГ-3 (п = 1) Поверх. (п = 20)
Аповулканит. Состав — ферропикрит Ферропикрит Аповулканит. Состав — щел. базальт Щел. базальт Аповулканит. Состав — муджиерит Муджиерит Аповулканит. Состав — трахиандези-базальт Трахиандезибазальт Аповулканит. Состав — трахиандезит Трахиандезит Аповулканит. Состав — трахидацит Трахидацит
бю2 44,44 43,93 49,66 51,37 48,27 49,91 54,07 54,99 58,32 57,75 68,98 65,64
ТЮ2 3,12 3,55 1,73 1,58 2,27 1,94 2,13 1,78 2,03 1,48 0,36 0,93
А12°3 8,52 8,50 13,93 12,71 14,46 13,76 16,02 13,68 15,11 14,47 9,97 13,70
5,80 5,58 6,25 6,53 5,94 8,30 6,93 9,08 6,54 6,23 1,91 4,34
БеО 10,42 10,64 8,81 6,19 9,85 7,16 5,27 5,28 4,19 4,91 1,85 2,96
МпО 0,21 0,23 0,25 0,18 0,23 0,17 0,10 0,16 0,11 0,12 0,09 0,07
МяО 12,23 12,83 5,44 5,07 5,97 4,82 3,34 3,56 3,86 2,38 3,64 0,77
СаО 9,08 8,57 5,84 6,17 4,83 4,46 2,71 3,93 1,85 2,33 5,09 1,30
Ка20 0,20 0,24 5,26 4,82 4,09 4,23 5,03 4,84 5,26 5,41 0,78 5,08
К20 0,01 0,02 0,47 1,02 1,63 1,72 2,75 1,82 1,32 2,30 4,48 3,36
Р205 0,26 0,24 0,28 0,26 0,22 0,30 0,26 0,31 0,18 0,30 0,18 0,20
н20- 0,24 0,28 0,09 0,09 0,12 0,12 0,18 0,18 0,26 0,13 0,22 0,32
н20+ 4,75 4,93 1,72 1,59 2,03 1,55 1,03 1,67 0,73 1,84 1,23 1,10
С02 0,20 0,13 0,43 1,47 0,18 0,30 0,46 0,42 0,50 0,42 0,62 0,31
Сумма 99,48 99,67 100,16 99,04 100,09 99,74 100,28 99,69 100,26 100,07 99,40 100,08
Примечание. Результаты анализов глубинных пород, по данным (Скуфьин, Яковлев, 2007). Анализы поверхностных и приповерхностных пород выполнены в химической лаборатории ГИ КНЦ РАН, аналитики Ю.Н. Новикова, Л.В. Малышева, Н.П. Калугина, Т.В. Ивонина, Е.А. Апанасевич.
По химизму породы II ВС относятся к субщелочной серии, что определяет своеобразие их эволюции, приводящей на ранних этапах формирования разреза свиты к появлению титанисто-железистых трахиба-зальтов (муджиеритов) и железистых трахиандезитов, а затем — к образованию железистых трахитов и железистых трахидацитов.
Породы поверхностного уровня в основании разреза свиты относятся к ферропикритам с повышенным содержанием ТЮ2 (1,7—3,6%) и с суммарным содержанием железа от 14,2 до 16,3%. При чрезвычайно низком содержании кремнекислоты в некоторых разновидностях этих пород (42—44%), а также с учетом их низкой щелочности (Ма20 + К20 = 0,2—0,4%) целесообразно считать эти породы ферропикритами и пикробазальтами, а не исключительно пикробазальта-ми, как было принято ранее (Предовский и др., 1974).
Чрезвычайно характерными для разреза II ВС являются своеобразные щелочные вулканиты — муджие-риты и железистые трахиандезиты. При содержании кремнекислоты, соответственно равном в среднем 49,91 и 57,75% (табл. 5), эти базальтоиды и андезитоиды обогащены ТЮ2 (соответственно 1,94 и 1,48%) и суммарным железом (15,46 и 11,14%), а также щелочами (сумма №20 и К20 соответственно равна 5,95 и 7,71%), но обеднены алюминием и щелочными землями.
Однако для разреза верхней подсвиты (табл. 5, 6), помимо субщелочных пород характерны и обычные толеитовые базальты и ферробазальты. Среди базаль-тоидов этой подсвиты наиболее распространены ферробазальты — высокотитанистые и высокожелезистые кварц- и гиперстен-нормативные породы (содержание железа в некоторых разновидностях составляет около 20%, а титана — 2,3-2,6%).
Таблица 6
Средний состав (мас. %) разноглубинных пород верхней подсвиты II ВС
Компоненты Породы разреза СГ-3 и поверхностного уровня
СГ-3 Поверх. СГ-3 Поверх. СГ-3 Поверх.
аповулканит. Состав — ферробазальт (n = 7) ферробазальт (n = 19) аповулканит. Состав — ферробазальт щел. (n = 14) ферробазальт щелочной (n = 4) аповулканит. Состав — Fe-трахит (n = 1) Fe-трахит (n = 2)
SiO2 47,34 49,32 48,99 48,60 57,02 60,36
TiO2 2,27 1,98 2,20 2,45 1,20 1,23
а12°З 13,48 13,50 13,91 14,02 14,14 14,11
Fe2°3 6,75 6,80 6,43 10,67 6,31 5,44
FeO 10,98 9,01 9,73 8,57 5,97 4,05
MnO 0,22 0,20 0,22 0,12 0,11 0,07
MgO 5,54 4,96 5,37 2,83 2,54 0,86
CaO 6,02 6,28 4,94 4,00 3,05 1,13
Na2O 3,00 3,12 4,32 2,37 8,00 7,01
K2O 0,91 0,99 1,35 3,11 0,10 2,66
P2°5 0,20 0,20 0,27 0,22 0,18 0,20
H2O- 0,14 0,14 0,09 0,15 0,16 0,26
H2O+ 2,94 2,71 1,60 2,09 0,83 2,63
CO2 0,16 0,51 0,45 0,50 0,42 0,50
Сумма 99,95 99,72 99,87 99,70 100,03 99,51
Примечание. Результаты анализов глубинных пород, по данным (Скуфьин, Яковлев, 2007). Анализы поверхностных и приповерхностных пород выполнены в химической лаборатории ГИ КНЦ РАН, аналитики Ю.Н. Новикова, Л.В. Малышева, Н.П. Калугина, Т.В. Ивонина, Е.А. Апанасевич.
В целом ятулийские вулканиты формируют в Пе-ченгской структуре протяженную пикробазальт—фер-робазальт—муджиерит—трахиандезит—трахидацитовую формацию (нижняя подсвита II ВС) и контрастную ферробазальт—трахитовую формацию (верхняя подсвита II ВС).
В табл. 7 приведено содержание главных, рассеянных и редкоземельных элементов в представительных анализах вулканитов поверхностного, приповерхностного и глубинного уровней этих подсвит. Можно отметить некоторое обеднение образцов пород СГ-3 Zr, а также Nb. Породы II ВС по сравнению с I ВС обогащены LREE и в целом характеризуются стабильными спектрами REE, сходными со спектрами пород I ВС. Для этих пород характерна в отдельных случаях хорошо проявленная отрицательная Eu-аномалия (в пикро-базальтах — положительная), Eu/Eu* = 0,75—1,0.
На спайдеграмме микроэлементов, нормализованных по N-MORB (рис. 2, Б), для субщелочных пород II ВС поверхностного уровня видно, что они во многом близки андезитоидам I ВС; в сравнении с примитивными океаническими базальтами вулканиты свиты, в особенности муджиериты, обогащены легкими
крупноионными литофильными элементами (К, Rb, Ba, Th, Sr), заметно обогащены Nb, Ce, Р, Zr, Hf, Ti, Sm, а содержание Y и Yb резко колеблется; отрицательная Та-аномалия слабее проявлена, чем в маярвин-ских андезитоидах. В целом спайдеграмма пород свиты близка некоторым вулканитам активных континентальных окраин и островных дуг (Фролова, Бурикова, 1997). Вулканиты свиты по сравнению с I ВС характеризуются стабильными спектрами REE, сходными со спектрами пород I ВС, и слабо проявленной отрицательной Eu-аномалией. Rb-Sr изохрона вулканитов свиты отвечает возрасту 2214±54 млн лет; IR = 0,7035.
На петрохимических диаграммах фигуративные точки средних составов вулканитов нижней подсвиты попадают в поля пикритов, базальтов, гавайитов, муджиеритов, андезитов, дацитов и трахиандезитов. При этом характерно, что каждой петрохимической разновидности пород с нормальным содержанием щелочей соответствует примерно равный по кремнекислотности аналог с повышенной щелочностью. Составы базаль-тоидов верхней подсвиты попадают в поля базальтов, субщелочных базальтов и гавайитов, а составы фель-зических пород — в поле трахитов. На диаграмме
Таблица 7
Содержание главных, рассеянных и редкоземельных элементов (мас. %, г/т) в единичных анализах пород нижней и верхней подсвит II ВС из
разреза СГ-3, из приповерхностного (скв. Х) и поверхностного уровней
Компоненты Нижняя подсвита Верхняя подсвита
СГ-3 Поверхностный и приповерхностный уровни СГ-3 Поверхн. уровень
Аповулканит. Состав — базальт Аповулканит. Состав — муджиерит Аповулканит. Состав — андезибазальт Аповулканит. Состав — андезит Пикрит Базальт магнезиальный Муджиерит Трахиандезибазальт Трахиандезит малокалиевый Трахиандезит Аповулканит. Состав — ферробазальт Ферробазальт
СГ-5042,8 СГ-5470,0 СГ-5443,0 СГ-5483,0 Н-91/16 Х-267,0 СК-73 Х-238,2 Н-91/17 Н-91/18 СГ-5120,8 Н-91/31
SiO2 48,34 48,32 55,24 58,42 39,11 51,33 49,31 54,22 59,60 56,64 49,80 49,74
TiO2 1,18 2,75 2,75 1,90 5,26 0,87 2,56 1,58 1,93 1,77 1,90 1,70
A¡2O3 14,43 14,45 14,20 15,52 10,12 8,93 14,35 10,56 16,33 15,37 13,40 13,60
6,48 10,37 7,04 6,00 4,69 6,41 15,07 6,08 4,95 4,80 4,27 5,80
FeO 8,64 5,04 5,65 3,70 13,50 7,04 2,93 6,17 4,45 5,74 9,77 8,58
MnO 0,23 0,20 0,13 0,14 0,32 0,22 0,06 0,16 0,04 0,17 0,22 0,19
MgO 7,65 4,20 2,74 3,31 15,21 10,31 2,88 5,08 0,55 2,70 6,15 5,31
CaO 7,86 5,17 3,71 2,92 6,54 7,35 2,57 6,36 4,28 3,92 9,50 9,53
Na2O 2,56 5,90 4,60 5,22 0,40 2,90 2,05 5,65 6,02 4,39 2,60 2,29
K2O 0,25 1,24 2,40 1,32 0,07 0,80 4,47 0,87 0,16 2,35 0,53 0,37
H2O- 0,09 0,14 0,18 0,26 0,28 0,14 0,15 0,15 0,07 0,10 0,10 0,12
H2O+ 1,45 1,94 0,67 0,73 5,93 3,21 2,67 1,75 0,52 1,54 1,64 1,83
P2O5 0,20 0,22 0,26 0,18 0,16 0,20 0,49 0,26 0,53 0,24 0,15 0,12
CO2 0,10 0,16 0,46 0,51 0,13 0,15 0,03 0,84 0,26 0,15 0,15 0,20
Сумма 99,46 100,10 100,03 100,13 99,72 99,86 99,69 99,73 99,69 99,88 100,08 99,58
Li 12 10 9 16 не опр. 14 66 22 не опр. не опр. 9 47
Rb 15 5 14 30 3 14 130 13 9 65 6 17
Sr 75 30 36 47 23 51 123 347 154 395 24 214
Ba 300 25 223 366 20 245 3940 268 90 780 26 320
U 0,2 0,3 4,7 1.7 не опр. 0,13 не опр. не опр. не опр. не опр. 0.2 не опр.
Th 1,9 1,9 2,0 5.2 не опр. 3,28 не опр. не опр. не опр. не опр. 1.6 не опр.
Zr 70 40 53 77 86 68 318 140 238 184 42 78
Nb 0.5 1.5 0.62 0.5 12 11 31 27 34 30 1.5 12
Cu 150 410 76 67 15 79 170 59 34 34 380 79
V 95 170 182 147 190 260 330 300 71 170 160 260
Cr 620 30 207 39 770 1402 170 378 8 8 25 40
Co 50 46 43 46 82 65 38 43 8 12 44 54
Окончание табл. 7
Компоненты Нижняя подсвита Верхняя подсвита
СГ-3 Поверхностный и приповерхностный уровни СГ-3 Поверхн. уровень
Аповулканит. Состав — базальт Аповулканит. Состав — муджиерит Аповулканит. Состав — андезибазальт Аповулканит. Состав — андезит Пикрит Базальт магнезиальный Муджиерит Трахиандезибазальт Трахиандезит малокалиевый Трахиандезит Аповулканит. Состав — ферробазальт Ферробазальт
СГ-5042,8 СГ-5470,0 СГ-5443,0 СГ-5483,0 Н-91/16 Х-267,0 СК-73 Х-238,2 Н-91/17 Н-91/18 СГ-5120,8 Н-91/31
Ni 150 35 83 21 900 234 140 94 11 14 30 55
La не опр. 12 24 33 не опр. 23 43 26 не опр. не опр. 13 не опр.
Ce не опр. 46 51 82 не опр. 49 99 56 не опр. не опр. 47 не опр.
Nd не опр. 16 30 42 не опр. 22 49 24 не опр. не опр. 18 не опр.
Sm не опр. 2,31 7,72 10,43 не опр. 4,40 12,02 4,23 не опр. не опр. 2,01 не опр.
Eu не опр. 1,15 2,12 2,30 не опр. 0,96 2,65 1,25 не опр. не опр. 1,10 не опр.
Tb 0,65 0,65 1,60 1,58 не опр. 0,35 1,50 0,40 не опр. не опр. 0,55 не опр.
Yb 1,64 1,64 5,02 5,65 не опр. 1,23 3,22 1,06 не опр. не опр. 1,30 не опр.
Lu 0,27 0,27 0,68 0,84 не опр. 0,20 0,40 0,15 не опр. не опр. 0,25 не опр.
Примечание. Анализы глубинных пород, по данным (Скуфьин, Яковлев, 2007). Анализы поверхностных и приповерхностных пород выполнены в химической лаборатории ГИ КНЦ РАН, аналитики Ю.Н. Новикова, Л.В. Малышева, Н.П. Калугина, Т.В. Ивонина, Е.А. Апанасевич. Рудные элементы определены в Лаборатории физических методов исследования ГИ КНЦ РАН, аналитики В.А. Победоносцев, М.Ф. Лялина, Е.Э. Савченко. REE определены Г. Бругманном в Аналитическом центре Университета г. Торонто.
AFM 90% вулканических пород этих подсвит попадают в поле вулканитов толеитовой серии и лишь 10% — в область известково-щелочной, причем на диаграммах AFM и Пирса (рис. 4) фигуративные точки составов вулканитов формируют два частично перекрывающихся поля: нижнее — более щелочных пород и верхнее — более железистых. Точки более щелочных базальтов нижней подсвиты попадают в поля базальтов внутриконтинентальных зон и океанических островов, в то время как породы верхней подсвиты — в поля базальтов внутриконтинентальных зон и зон спре-динга. Подобная двойственность петрохимических характеристик базальтов верхней и нижней подсвит нижнего ятулия отражает постепенное изменение геодинамической обстановки в связи с наступающим переходом от суборогенного дифференцированного щелочного вулканизма ятулийского времени к рифто-генному базальтовому вулканизму начальных этапов заложения людиковийских прогибов в Кольско-Ка-рельском регионе (толеит-базальтовый вулканизм за-полярнинской свиты — III ВС).
При сопоставлении составов пород II ВС из разреза СГ-3 с поверхностными образцами, в отличие от вулканитов глубже расположенной маярвинской
(I ВС) свиты, установлен факт существенных различий состава разноглубинных пород аналогичного стратиграфического уровня, что противоречит ранним представлениям об изохимичности вулканитов Печенгской структуры. Фактически глубинные породы II ВС уже не являются собственно вулканитами, а лишь аповул-канитами-метасоматитами. В глубинном разрезе II ВС происходит усреднение, гомогенизация состава пород. Трахидациты и трахиандезиты, характерные для поверхностных разрезов свиты, преобразуются в апо-вулканиты-метасоматиты, имеющие состав щелочных базальтов и муджиеритов. Доля этих метавулканитов возрастает в разрезе до 95%. В верхней подсвите резко (с 20 до 70%) возрастает доля ощелоченных апо-вулканитов, возникших за счет значительного обогащения щелочами исходных ферробазальтов, на долю которых в поверхностном разрезе вулканитов под-свиты приходится более 50%.
Процесс гомогенизации состава глубинных пород II ВС представлен на петрохимических диаграммах ЛБЫ и Пирса (рис. 4). На диаграмме ЛБЫ (рис. 4, А) фигуративные точки пород верхней подсвиты из разреза СГ-3 целиком покидают поле поверхностных пород и перемещаются в поле пород нижней подсви-
ты, демонстрируя общее относительное обеднение аповулканитов-метасоматитов железом и обогащение щелочами и магнием. Не столь радикально измененные глубинные породы нижней подсвиты частично сохраняют положение в поле поверхностных пород, но часть фигуративных точек резко смещается в сторону поля Ма20 + К20, демонстрируя значительное обогащение щелочами. На диаграмме Пирса точки пород II ВС в результате гомогенизации составов располагаются в пределах локального компактного поля (рис. 4, Б). При этом точки измененных глубинных пород верхней подсвиты частично сохраняют положение в поле поверхностных образцов, но часть точек перемещается в поле пород нижней подсвиты, демонстрируя гомогенизацию состава глубинных пород II ВС, а также их относительное обогащение магнием.
Эти радикальные отличия составов глубинных аповулканитов обусловлены широкомасштабными геохимическими процессами, нарушившими характерные для раннего протерозоя изохимические тенденции метаморфических преобразований. Эти процессы связаны с дислокационным метаморфизмом и метасоматозом в зоне влияния крупного Лучломполь-ского разлома на границе II и III ВС. Этот разлом — часть системы сложно переплетающихся глубинных разломов мантийного заложения на северо-западе Кольского геоблока. На составленной В.И. Казанским объемной геологической модели Печенгского рудного района Лучломпольский разлом выделен в качестве одного из главнейших тектонических нарушений (Сейсмогеологическая..., 1997). На глубине ниже 15 км он сливается с Порьиташским и Луотнинским разломами, с которыми совместно формирует мощную магмо- и флюидоподводящую систему разломов юго-западного направления. По разрезу СГ-3 интенсивность деформации и перекристаллизации пород дискретно и скачкообразно меняется сверху вниз (Казанский и др., 1985). Интервал проявления интенсивных деформаций, соответствующий положению зоны влияния Лучломпольского разлома, захватывает целиком породы верхней и частично нижней подсвит пирттияр-винской свиты (II ВС), породы лучломпольской осадочной свиты (III ОС), перекрывающей II ВС, и часть вышележащих пород заполярнинской свиты (III ВС). Ниже зоны влияния разлома степень рассланцевания вулканитов уменьшается, и породы с реликтовыми текстурами вулканитов вновь преобладают над кристаллически-сланцеватыми разновидностями. По данным В.И. Казанского, до глубины 4430,0 м проявления дислокационного метаморфизма ограничены локальными тектоническими швами, обусловленными различным составом пород. Ниже этой отметки влияние литологии отходит на второй план, и все породы деформируются с проявлением деформационных кристаллобластических структур и закономерной ориентировки минералов.
Детальное изучение метаморфических процессов в протерозойских породах верхов разреза СГ-3 показывает, что палеогеотермический градиент протерозойского времени по разрезу скв. СГ-3 проявлен крайне неоднородно и по характеристикам заметно отличается от градиента латеральной метаморфической зональности (Смульская и др., 2002). В протерозойском разрезе скважины этот градиент составляет в среднем 30—40 °/км, однако в интервале 4400—5300 м отмечено его локальное возрастание до 70—80 °/км.
Именно в породах верхней подсвиты II ВС произошли наиболее радикальные процессы гомогенизации состава пород и их интенсивного обогащения щелочами.
Отметим, что этот интервал соответствует апоба-зальтам нижних частей разреза заполярнинской свиты (III ВС), аповулканитам всего разреза верхней подсвиты II ВС и части разреза нижней подсвиты II ВС.
А.И. Смульская с коллегами прямо связывают резкое возрастание палеогеотермического градиента в этом интервале разреза свиты с влиянием Лучломпольского разлома. При этом в зоне влияния разлома минеральные ассоциации хлорит-кальцитовой субфации зеле-носланцевой фации замещаются ассоциациями эпи-дот-амфиболитовой фации.
Ниже по стволу скважины, вне зоны влияния Луч-ломпольского разлома, температура метаморфизма вновь соответствует уровню зеленосланцевой фации в ее высокотемпературной актинолит-эпидотовой субфации и лишь постепенно возрастает в сторону контакта с археем, вплоть до условий эпидот-амфибо-литовой фации. Положение этой весьма значимой границы метаморфической зональности подтверждается также результатами изучения анизотропии пород керна скв. СГ-3 акустополяризационным методом (Горбацевич и др., 1997). По результатам этих исследований на глубине 4430,0 м проходит граница, отделяющая нижележащие «существенно анизотропные породы» от вышележащих «преимущественно изотропных». При этом практически изотропные породы, расположенные выше этой границы, имеют средний показатель анизотропии В ~ 0,08, в то время как у нижележащих сильно анизотропных кристаллических сланцев значения В превышают 0,2—0,4. Линейная акустическая анизотропия поглощения пород маярвинской и пирттиярвинской свит обусловлена действиями значительных по величине и градиенту палеонапряжений. Упругоанизотропная модель разреза СГ-3 свидетельствует, что на глубине 4430,0 м происходит «существенная смена палеотектонических режимов с изменением ориентации сил и деформаций».
Таким образом, можно констатировать, что весьма существенные отличия минерального состава, петро-геохимических характеристик и физических свойств глубинных аповулканитов-метасоматитов II ВС от их слабоизмененных поверхностных и приповерхностных
аналогов связаны с дислокационным метаморфизмом и метасоматозом в зоне влияния крупного Лучлом-польского разлома.
Выводы
1. Сопоставлены геолого-геохимические особенности вулканитов сариолия и нижнего ятулия (I и II вулканогенные свиты) печенгского комплекса на поверхности, в структурных скв. IX и X и в керне СГ-3 с целью определения особенностей и различий поверхностного и глубинного режимов породо-, рудо-и минерагенеза. Формационный анализ вулканитов I и II ВС позволил выделить в отдельных структурно-формационных зонах латеральные ряды вулканических ассоциаций, имеющие родственные петрохимические особенности, но обладающие также и индивидуальными характеристиками.
2. Морфологически Печенгская структура — синкли-норий, северная часть которого заполнена породами печенгского комплекса (возраст 2550—1940 млн лет) мощностью до 11 км. Юго-западная часть синклинория срезана шовным прогибом, сформированным породами южнопеченгского комплекса (1940—1700 млн лет). Печенгский комплекс сложен четырьмя вулканогенными свитами, в основании которых — маломощные осадочные свиты: маярвинская (I ВС), пирттиярвин-ская (II ВС), заполярнинская (III ВС) и матертская (IV ВС). СГ-3 вскрыла породы всех ВС печенгского комплекса в интервале 0—6842,0 м.
3. В сариолийское время (2300—2200 млн лет) произошло заложение собственно Печенгской рифто-генной структуры как западного фрагмента Печенг-ско-Варзугского зеленокаменного пояса. Мощность вулканитов сариолийской маярвинской I ВС достигает 1600 м. Сложена она однородными покровами андезибазальтов, андезитов и дацитов, с признаками субаэральных условий излияния. В сравнении с примитивными океаническими базальтами, эти породы обогащены легкими крупноионными литофильными элементами (К, ЯЪ, Ва, ТИ, 8г), имеют небольшой избыток Се, Р, Хх, 8ш, а по содержанию Н, Т1, У и УЪ они близки М-МОЯВ; характерна отрицательная Та-аномалия. Вулканиты свиты обогащены лантаноидами и характеризуются стабильными спектрами ЯЕЕ и слабо проявленной отрицательной Еи-аномалией. ЯЪ-8г изохронный возраст андезитоидов свиты — 2324+28 млн лет; Ж = 0,7042. В целом вулканиты I ВС формируют протяженную Mg-базальт — базальт — андезибазальт — андезитовую формацию.
4. В раннем ятулии (2200—2100 млн лет) в Печенг-ско-Варзугском поясе произошла стабилизация тектонического режима, что привело к заложению устойчивых компенсированных прогибов с их смещением к юго-западу относительно сариолийских прогибов. В ятулии в Печенгской структуре супракрустальные
породы формируют нижнеятулийские кувернерини-окскую осадочную (II ОС) и пирттиярвинскую вулканогенную (II ВС) свиты. Нижняя подсвита II ВС сформирована дифференцированными породами субщелочной базальтовой серии: трахиандезитами, трахи-дацитами, реже базальтами и муджиеритами. Верхняя подсвита II ВС сложены ферробазальтами, относящимися к толеит-базальтовому генетическому типу. В целом ятулийские вулканиты формируют в Печенгской структуре протяженную пикробазальт-ферро-базальт—муджиерит—трахиандезит—трахидацитовую формацию (нижняя подсвита II ВС) и контрастную ферробазальт—трахитовую формацию (верхняя подсвита II ВС). Вулканиты II ВС, по сравнению с породами I ВС, несколько обогащены LREE и в целом характеризуются стабильными спектрами REE, сходными со спектрами пород I ВС. Характерна хорошо проявленная отрицательная Eu-аномалия (в пик-робазальтах — положительная), Eu/Eu* = 0,75—1,0. Rb—Sr изохрона вулканитов свиты отвечает возрасту 2214±54 млн лет; IR = 0,7035.
5. СГ-3 вскрывает разрез I ВС в интервале 5717,0— 6835,0 м, а II ВС — в интервале 4884,0-5642,0 м. Вулканиты на глубине интенсивно рассланцованы и ме-таморфизованы в эпидот-амфиболитовой фации, участками перекристаллизованы и микроклинизиро-ваны. В то же время, несмотря на рассланцевание и метаморфизм, в глубинных вулканитах сохранились реликтовые текстуры первичных пород. В целом разрезы I и II ВС в СГ-3 и на поверхности сходны, но не идентичны. По составу глубинные породы I ВС аналогичны поверхностным и приповерхностным породам, что указывает на изохимичность метаморфических процессов в широких интервалах фаций метаморфизма. В то же время изучение нижнеятулийских вулканитов II ВС из разреза СГ-3 указывает на радикальные отличия составов глубинных пород этого уровня от поверхностных и приповерхностных образцов, что обусловлено дислокационным метаморфизмом и метасоматозом в зоне влияния Лучломпольского разлома на границе заполярнинской (III ВС) и пирттияр-винской (II ВС) вулканогенных свит. По сравнению с поверхностными образцами в разрезе СГ-3 происходит усреднение, гомогенизация состава пород. Вместо трахидацитов, дацитов и трахиандезитов, доля которых в поверхностных разрезах вулканитов составляла 20%, разрез глубинных пород на 95% представлен аповулканитами-метасоматитами, имеющими состав базальтов и муджиеритов. В глубинных породах верхней подсвиты II до 70% возрастает доля ощелоченных аповулканитов за счет значительного обогащения щелочами исходных ферробазальтов, на долю которых в вулканитах поверхностного разреза верхней под-свиты приходится более 50%.
ЛИТЕРАТУРА
Горбацевич Ф.Ф., Ильченко В.Л., Смирнов Ю.П. Тектоника Печенгского блока и упруго-анизотропная модель около-скважинного пространства Кольской сверхглубокой // Докембрий Северной Евразии. Тр. Межд. совещания. 15—18 апреля 1997 г. СПб.: ИГГД РАН, 1997. С. 26.
Казанский В.И., Боронихин В.А., Кузнецов Ю.И. Соотношения между деформациями, метаморфизмом и петрофизи-ческими свойствами пород в Печенгском рудном районе // Внутреннее строение рудоносных докембрийских разломов. М.: Наука, 1985. С. 6-47.
Кольская сверхглубокая. М.: Недра, 1984. 490 с.
Предовский А.А., Федотов Ж.А., Ахмедов А.М. Геохимия Печенгского комплекса. Л.: Наука, 1974. 139 с.
Сейсмогеологическая модель литосферы Северной Европы: Лапландско-Печенгский район / Отв. ред. Н.В. Шаров. Апатиты: КНЦ РАН, 1997. 226 с.
Скуфьин П.К. Эволюция вулканизма рудоносной Пе-ченгской структуры (Кольский полуостров) // Геол. рудн. месторожд. 1993. Т. 35, № 3. С. 271-283.
Скуфьин П.К. Раннепротерозойские вулканогенные формации Печенгско-Варзугского пояса как индикаторы геодинамических режимов (северо-восток Балтийского щита): Автореф. докт. дисс. М., 1998. 66 с.
Скуфьин П.К., Яковлев Ю.Н. Геологическое положение и петрогеохимические особенности вулканитов маярвинской, пирттиярвинской и оршоайвинской свит в разрезе СГ-3 и в приповерхностной зоне // Глубинное вещество: структура,
свойства и состояние в геопространстве СГ-3. Результаты исследований по проекту МПГК-408 ЮНЕСКО (ч. II). Вестн. Мурманского гос. тех. ун-та. 2007. Т. 10, № 2. С. 173—197.
Скуфьин П.К., Яковлев Ю.Н, Смирнов Ю.П. Геохимия, структурные особенности и рудоносность пород и минералов раннепротерозойского разреза СГ-3 и их гомологов из скважин-сателлитов и с поверхности // Породы и минералы на больших глубинах и на земной поверхности: субпроекты. Апатиты: Полиграф, 1999. С. 14—19.
Смульская А.И., Морозов Ю.А., Шолпо В.Н. Метаморфическая зональность Печенгской структуры как результат взаимодействия тектонического, геодинамического и флюидного факторов // Флюидные потоки в земной коре и мантии. Мат-лы Всеросс. симпоз. 26—28 февраля 2002 г., Москва. М.: ИЭМ РАН, 2002. С. 71-76.
Фролова Т.И., Бурикова И.А. Геосинклинальный вулканизм. М.: Изд -во Моск. ун-та, 1997. 270 с.
Marakushev А.А., Bezmen N.I.., Skufin P.K. The petrology of nickel-bearing intrusion and volcanic series in Pechenga (the Kola Peninsula) // Metallogeny of basic and ultrabasic rocks (regional presentations). Theophrastus Publications S.A. Athens, 1986. P. 359-389.
Skufin P.K. Pechenga rift belt and related Cu-Ni deposits // Major geological sights of the Kola Peninsula. Apatity, 2002a. P. 74-88.
Skufin P.K. Kola Superdeep Borehole // Major geological sights of the Kola Peninsula. Apatity, 2002b. P. 60-73.
BASAL VOLCANICS OF PECHENGA COMPLEX (LOWER PROTEROZOIC, KOLA PENINSULA) ON SURFACE AND IN DEEP CONDITIONS (KOLA SUPERDEEP SG-3 WELL)
P.K. Skufin
The Sariola and Jatuli volcanites of the Pechenga Complex (I and the II volcanic formations) are investigated on a surface and in a core of the Kola superdeep well (SG-3). Similarity of sections of compared objects is shown. The volcanites of I formation from SG-3 section have considerable similarity of chemical compositions to surface analogs that points to an isochemical metamorphism in the wide intervals of metamorphic facies. Deep rocks of the II formation, in comparison with surface samples, have radical differences of chemical compositions. In these rocks there is an averaging compositions homogenization to transformation volcanites in apovolcanites metasomatites. There is a depletion of the II formation rocks, especially its top member by iron and enrichment by alkalis and magnesium. These changes are connected with a dislocation metamorphism and metasomatism in a zone of influence of a deep Luchlompola Fault on a boundary of the II formation and overlying III formation.
Key words: volcanites, petrology, geochemistry, metamorphism, Kola superdeep well, Lower Proterozoic, Kola Peninsula.
Сведения об авторе: Скуфьин Петр Константинович — докт. геол.-минерал. наук, ведущий науч. сотр. Геологического ин-та КНЦ РАН; e-mail: skuf@geoksc.apatity.ru
