CC BY
76
Труды Карельского научного центра РАН № 1.2014. С.3-16
УДК 552.3:552.11
ЗАКЛЮЧИТЕЛЬНЫЙ ЭПИЗОД МАГМАТИЗМА СРЕДНЕГО ПАЛЕОПРОТЕРОЗОЯ В ОНЕЖСКОЙ СТРУКТУРЕ: ДАННЫЕ ПО ДОЛЕРИТАМ ЗАОНЕЖЬЯ
А. В. Степанова1, А. В. Самсонов2, А. Н. Ларионов3
1Институт геологии Карельского научного центра РАН
2Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН 3Центр изотопных исследований ВСЕГЕИ
В статье приведены результаты изучения палеопротерозойских интрузивных образований восточной части Заонежского полуострова - даны петрографическое описание пород и их геохимическая характеристика, представлены результаты U-Pb-датирования выделенных из них цирконов. Возраст кварцевых долеритов в восточной части Заонежского полуострова (участок Лебещина) составляет 19Б6 ± Б млн лет. Показано, что долериты имеют петрогеохимические аналоги в Онежской структуре и, возможно, фиксируют масштабный эпизод магматической активности. В сравнении с предшествовавшими магнезиальными базитами суйсария датированные долериты имели менее глубинные, выше поля стабильности граната, источники генерации первичных расплавов. Устанавливаемая для лю-диковийского времени последовательная смена сближенных во времени процессов плавления разноглубинных мантийных источников, возможно, является отражением единого геодинамического события.
К л ю ч е в ы е с л о в а: Онежская палеопротерозойская структура, людиковий, цирконы, долериты.
А. V. Stepanova, А. V. Samsonov, А. N. Larionov. THE FINAL EPISODE OF THE MIDDLE PROTEROZOIC MAGMATISM IN THE ONEGA STRUCTURE: DATA ON TRANS-ONEGA DOLERITES
The results of the study of Paleoproterozoic intrusive rocks from the eastern Zaonezhsky Peninsula are reported. The petrographic and geochemical description of the rocks is presented and the results of the U-Pb dating of the zircons extracted from them are reported. The age of quartz dolerites from the eastern Zaonezhsky Peninsula (Lebeshchina area) is estimated at 1956 ± 5 Ma. The dolerites were shown to be petrogeochemically similar to those of the Onega structure and are probably indicative of a large-scale episode of magmatic activity. The dolerites we dated had less deep sources of generation of the primary melts, above the stability field of garnet, than the preceding Mg-rich Suisari basic rocks. A succession of the processes of melting of the mantle sources that occurred at different depths and at quite close times has been established for the Ludicovian. It presumably reflects one geodynamic event.
K e y w o r d s: Paleoproterozoic Onega structure, Ludicovian, zircons, dolerites.
Введение
Палеопротерозойские базиты в Восточной Фенноскандии распространены ограниченно и представлены главным образом в роях мафических даек и реликтовых синклинальных структурах, наиболее крупной, хорошо сохранившейся и детально изученной из которых является Онежская палеопротерозойская структура [Онежская палеопротерозойская структура..., 2011].
Онежская структура - это стратотипический объект для палеопротерозойских осадочных и вулканогенных комплексов. Здесь представлены образования сумийского (2,5-2,4 млрд лет), сариолийского (2,4-2,3 млрд лет), ятулийского (2,3-2,1 млрд лет), людиковийского (2,1-1,92 млрд лет), калевийского (1,92-1,8 млрд лет) и вепсийского (1,8-1,7 млрд лет) надгоризонтов палеопротерозоя [Онежская палеопротерозой-ская структура..., 2011] (рис. 1). Мафические магматические образования (вулканиты и сил-лы) формируют существенный объем Онежской структуры и объединены в составе сумийско-
сариолийского, ятулийского, заонежского и суйсарского магматических комплексов [Голубев, Светов, 1983]. Принадлежность базитов к одному из обозначенных комплексов определяется на основании их согласного или субсогласного положения в осадочном разрезе одноименного горизонта (надгоризонта). Возраст вмещающих пород определяет нижнюю возрастную границу формирования силлов.
В составе людиковийского (2,1-1,92 млрд лет) надгоризонта палеопротерозоя выделяется два горизонта - заонежский и суйсарский [Геология Карелии, 1987]. Положение границы горизонтов спорно и возраст ее не определен. Образования стратиграфически более молодого суйсарского горизонта, объединенные в составе суйсарского пикрит-базальтового комплекса [Куликов и др., 1999], к настоящему времени являются наиболее изученными базитами в пределах Онежской структуры. Вулканиты и комагматичные им силлы характеризуются высокой магнезиальностью, высокими концентрациями Сг и Ы1, присутствием в породах оливина. Эти особенности позволяют с
Рис. 1. Схема геологического строения Онежской структуры [Атлас текстур..., 2007]. Возраст и положение в разрезе палеопротерозойских интрузивных базитов по данным [ДтеПп е1 а1., 1995, РисМе! е1 а1., 1998; Филиппов и др., 2007]
достаточно высокой степенью уверенности отличать образования суйсарского комплекса от базитов заонежского и ятулийского магматических комплексов. Детально описан стратотип суйсарского комплекса, установлен изотопный возраст базитов (1975 ± 24 млн лет, Sm-Nd-минеральная изохрона [Puchtel et al., 1998]), определены геохимические и изотопные характеристики пород, проведена оценка условий мантийной магмогенерации и последующей эволюции исходных расплавов [Puchtel et al., 1998; Куликов и др., 1999]. Следует добавить, что близкие по возрасту к бази-там суйсарского комплекса силлы долеритов фиксируются также среди осадков ятулийского надгоризонта [Puchtel et al., 1998] и в архейском гранитоидном комплексе фундамента Онежской структуры [Филиппов и др., 2007].
В противоположность суйсарским магматическим образованиям базиты заонежского горизонта, объединенные в заонежский долерит-базальтовый комплекс [Голубев, Светов, 1983], изучены недостаточно. Среди них выделяют две группы - вулканиты (базальтовый подкомплекс) и силлы долеритов (габбро-долерито-вый подкомплекс). Принадлежность долеритов к заонежскому комплексу и нижняя возрастная граница (< 2,1 млрд лет) определена на основании положения их среди осадочных пород за-онежской свиты людиковия. Верхняя временная граница достоверно не определена, но геологически ограничена возрастом осадков калевия (<1,92 млрд лет), среди которых силлы пород основного состава не установлены.
Базиты заонежского магматического комплекса широко распространены в Онежской структуре. К ним относятся базальты Кондопожской, Уницкой и Леликовской вулканических зон и силлы долеритов, широко представленные в западном крыле Онежской структуры, Уницкой, Кондопожской зонах и Заонежском полуострове [Голубев, Светов, 1983]. Для пород заонежского магматического комплекса во многих случаях характерно преобразование в условиях зеленосланцевой фации метаморфизма. Первичные плагиоклазы и пироксены замещены альбитом, актинолитом, хлоритом, эпидотом и биотитом. Рудные минералы лей-коксенизированы. Эти особенности минерального состава существенно усложняют проведение корреляций внутри комплекса. Кроме того, отсутствие первичных минералов в породах делает невозможным использование SmNd-метода определения возраста. Субсоглас-ное положение тел в разрезе, отсутствие прямых геологических данных о возрасте пород и секущих соотношений между последовательно
выделяемыми в разрезе силлами (например, в районе оз. Мунозеро [Куликов, Куликова, 200B]) не позволяет определить последовательность формирования базитов и установить геологические ограничения возраста для доле-ритов заонежского комплекса.
Еще одна важная особенность образований заонежского комплекса - монотонность химического состава пород, которые классифицируются как умеренно-магнезиальные, умеренно- и высокожелезистые, умеренно- и высокотитанистые базиты толеитовой серии преимущественно нормального ряда щелочности. Состав базитов заонежского комплекса выдержан по площади. Относительно маломощные тела дифференцированы слабо. Дополнительные сложности при изучении базитов заонежского комплекса создает сходство их составов с умеренно-магнезиальными и железистыми лавами и силлами ятулийского комплекса и близкая степень метаморфических преобразований. Это, при практически полном отсутствии геохронологических данных, послужило причиной того, что на карте Онежской структуры [Онежская палеопротерозойская структура..., 2011] ятулийские и людиковийские магматические образования не разделены.
Среди интрузивных образований заонеж-ского комплекса к настоящему времени наиболее детально изучены образования района оз. Мунозеро - заповедник «Кивач» [Куликов, Куликова, 200B], где среди осадочных, в том числе шунгитовых, пород заонежской свиты людиковия в разрезе выделено девять силлов. На основании особенностей химического и минерального состава силлы объединены в три группы - высокомагнезиальную (предположительно, имеющую суйсарский возраст), высокожелезистую и глиноземистую.
В разрезе Онежской параметрической скважины базиты заонежского магматического комплекса установлены в интервале глубин 654-1900 м и залегают ниже вулканитов суйсарского горизонта [Онежская палеопротерозойская структура..., 2011]. По геохимическим характеристикам они аналогичны силлам района оз. Мунозеро и других районов Онежской структуры. Среди них выделяются низко-, умеренно- и высоко-Ti базиты толеитовой серии. Породы частично сохраняют реликты первичных магматических минералов - клинопирок-сенов и плагиоклазов [Там же].
Силлы базитов Заонежского полуострова, которые при отсутствии прямых геохронологических данных о возрасте осадочных пород за-онежской свиты могли бы служить геохронологическими реперами при оценке времени
0
осадконакопления, остаются недостаточно изученными. Результаты датирования цирконов из базитов Заонежья, опубликованные в монографии «Онежская палеопротерозойская структура» [2011], с одной стороны, весьма противоречивы и включают широкий спектр возрастов - от 130 до 2890 млн лет, значительная часть которых не имеет геологического смысла, а с другой стороны, не дают представления о том, где, из пород с какими минерало-го-петрографическими и геохимическими характеристиками были отобраны датированные образцы. Последнее не только существенно осложняет интерпретацию опубликованных данных, но и исключает их использование при проведении региональных корреляций.
На протяжении последних нескольких лет нами было проведено геохимическое и геохронологическое опробование базитов в западной, центральной и восточной частях Заонежского полуострова. В данной работе, цель которой -дать информацию о возрасте, минералого-пет-рографических и геохимических особенностях изученных базитов, приведены результаты изучения долеритов в восточной части Заонежского полуострова (район д. Лебещина) (рис. 1, 2).
Методика исследований
Образцы для геохимических исследований были отобраны вкрест простирания тела долеритов (см. рис. 2). Это позволило охарактери-
Рис. 2. Схема геологического строения восточной части Толвуйской синклинали [Полещук, 2007, с упрощениями]:
1 - долериты; 2 - зона развития шунгит-базальтовых брекчий; 3 - вулканогенные и осадочные образования заонежской свиты людиковийского надгоризон-та; 4 - карбонатные породы ятулийского (заонежского?) надгоризонта; 5 - точки опробования долеритов; б - место отбора геохронологической пробы (62031,467' с. ш., 35021,236' в. д.); 7 - автомобильная дорога
©
зовать латеральные неоднородности и процессы внутрикамерной дифференциации.
Зеленосланцевый метаморфизм, повсеместно проявленный в базитах Заонежского полуострова, обусловливает невозможность использования каких-либо других методов определения времени магматической кристаллизации пород, кроме U-Pb-датирования цирконов из относительно крупнозернистых разновидностей. Выделение циркона проводилось по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей в лаборатории анализа минерального вещества ИГЕМ РАН.
U-Pb изотопно-геохронологические исследования цирконов проводились на ионном микрозонде SHRIMP-II в ЦИИ ВСЕГЕИ по стандартной методике [Larionov et al., 2004; Williams, 1998]. Цирконы, помещенные совместно со стандартными цирконами 91500 [Wiedenbeck и др., 1995] и Temora [Black и др., 2003] в эпоксидную матрицу, шлифовались примерно до половины толщины и покрывались ~100 A слоем 99,999 % золота. Внутренняя структура цирконов изучалась средствами оптической микроскопии и като-долюминесценции. Для анализа выбирались области без видимых трещин и включений в идиоморфных индивидах. Полученные результаты обрабатывались с помощью программ SQUID v1.12 и ISOPLOT/Ex 3.22 [Ludwig, 2005а, б], при использовании констант распада, предложенных [Steiger, JCger, 1977]. Поправка на нерадиогенный свинец, по модели [Stacey, Kramers, 1975], введена с применением измеренного 204Pb/206Pb.
Содержание петрогенных и редких элементов определялось на спектрометре последовательного действия PW-2400 (Philips Analytical
B.V.) в ИГЕМ РАН. Подготовка препаратов для анализа породообразующих элементов выполнена путем сплавления 0,3 г порошка пробы с 3 г тетрабората лития. Анализ микроэлементов выполнен из прессованных образцов. Потери при прокаливании определялись гравиметрическим методом. Точность анализа составляла 1-5 отн. % для элементов с концентрациями выше 0,5 мас. % и до 12 отн. % для элементов с концентрацией ниже 0,5 мас. %.
Концентрации редких и редкоземельных элементов определялись методом ICP-MS на приборе Thermo Scientific X Series 2 в ИГ КарНЦ РАН. Разложение образцов пород проводилось путем кислотного вскрытия в открытой системе. Пределы обнаружения для РЗЭ, Hf, Ta, Th, U составляли 0,02-0,03 ppm, для Nb, Be, Co -0,03-0,05 ppm, для Li, Ni, Ga, Y - 0,1 ppm, для Zr - 0,2 ppm, для Rb, Sr, Ba - 0,3 ppm, для Cu,
Zn, V, Cr - 1-2 ppm. Правильность анализа контролировалась путем измерения стандартных образцов GSP-2, BHVO-2, СГД-1А, СТ-1а. Относительное стандартное отклонение для всех элементов не превышало 0,3 при измерении содержания этих элементов до 5*ПО и не превышало 0,15 при измерении содержания >5*ПО.
Геология и петрография
Изученный объект расположен в восточной части Онежской структуры в северо-восточном окончании Заонежского полуострова в восточном крыле Толвуйской синклинали (см. рис. 1, 2). В ходе предшествовавших работ установлено, что здесь обнажается силл долеритов, прослеженный в СЗ направлении (340°) на расстоянии более 10 км [Полещук, 2007 и ссылки в этой работе]. Силл субсогласно залегает среди образований заонежской свиты людиковия, а потому рассматривается исследователями как компонент габбро-долеритового подкомплекса заонежской свиты людиковия. Изученный фрагмент силла располагается к северу от многократно описанного в литературе объекта Лебещина [Бискэ и др., 2004; Полещук, 2007; Хейсканен, Рычанчик, 1998] и территориально совпадает с участком Северная Лебещина [Филиппов и др., 2003].
В пределах участка восточный контакт тела имеет общее СЗ простирание. К востоку от тела долеритов обнажаются тонкослоистые туфоалевролиты. Непосредственный контакт с осадочными породами наблюдался в обн. 1113 (см. рис. 2) и прослежен в нескольких точках далее на юг. Контакт имеет субсогласный со слоистостью вмещающих туфоалевролитов характер, простирание 340° и погружается на ЮЗ под углом 20°. Тонкослоистые алевролиты установлены также в виде узкой полосы простирания 330° видимой мощностью до 30 м, разделяющей тело долеритов на два субпараллельных фрагмента (см. рис. 2). Непосредственный контакт долеритов с залегающими к западу от них осадками не наблюдался.
Долериты прослежены в ЮВ направлении на расстоянии около 2,5 км. Максимальная видимая мощность тела составляет около 300 м. Если полагать, что наблюдаемая в обн. 1113 ориентировка контакта отражает его действительное положение, то истинная мощность силла составляет около 120 м, восточный контакт тела отвечает его подошвенной части, западный - кровельной. Западная часть тела обнажена значительно хуже восточной, и его западная граница проведена условно.
0
Рис. 3. Фотографии шлифов долеритов из центральной части силла (обр. 1114-1) в проходящем свете
Рис. 4. Характер вторичных изменений в долеритах. Дт^ - реликты Са-амфибола, Дт^ - акти-нолит, замедающий Дт^. СИ! - хлорит, ДЬ - альбит, Ер - эпидот, 1_ес - лейкоксен
В пределах участка (см. рис. 2) силл долеритов имеет простое внутреннее строение. В восточном контакте с туфоалевролитами обнажаются тонкозернистые массивные афировые долериты, сохраняющие реликты офитовых структур, которые по мере удаления от контакта сменяются мелкозернистыми массивными породами. Долериты в приконтактовой части тела частично сохраняют реликты офитовых структур, но плагиоклазы в них представлены альбитом, клинопироксены псевдоморфно замещены амфиболом, рудные минералы - лей-коксеном. Количество сульфидов, среди которых преобладает пирит, а также присутствуют халькопирит и галенит, в породах составляет не более 3 %. Среди поздних метаморфических минералов следует отметить актинолит,
хлорит, формирующий сплошные массы, и эпидот (рис. 3, 4).
В центральной части тела существенно преобладают мелко- и среднезернистые долериты, которые местами имеют шлирово-такситовые текстуры, содержат участки крупнозернистых пород и единичные мелкие (до 30 см) шлиры габбро-пегматитов. Пегматоидные обособления в долеритах установлены в обн. 1114 и южнее (обн. 1110, 1119). Среди пород центральной части тела следует отметить среднезернистые лей-кократовые долериты (обр. 971-1), существенно обогащенные плагиоклазом относительно других разновидностей пород в пределах тела.
Характерная особенность минерального состава изученных долеритов - присутствие кварца во всех разновидностях пород, установлен-
0
Я02 • □ •
9 • □ □ • * <»
ъ □ в • □ ф о ♦ О
1 2 3 4 5 6 7 8
А1203 • $ • • О □ о°п □□ ч о о □ ♦ □ •
• □
□ MgO
1 2 3 4 5 6 7 £
□ СР1-
М§0
01234567
СаО • С :
• п и
□ ♦ ^ • о □ і □ Ч° °о ❖ М§0
і 2 3 4 5 6 7
Сг • • • □ • у* □ □ □ • 2
• • □ Й £]□ о п ° □ 1=1 10 • □ □ » а а
[Рп •
□ М§0 1 ■ МДО
долериты, участок Лебещина
долериты П-Ре группы, заповедник "Кивач"
базиты заонежского горизонта Онежской параметрической скважины
Рис. 5. Вариации содержания главных и рассеянных элементов в долеритах Лебещины, титан-железистых долеритах района оз. Мунозеро - Кивач [Куликов, Куликова, 2008], в базитах заонежского горизонта в Онежской параметрической скважине [Онежская палеопротерозойская структура..., 2011]
ных в пределах тела. При этом в породах зоны закалки и в краевой части тела мелкие единичные зерна кварца установлены в интерстициях зерен плагиоклаза. В среднезернистых долеритах помимо довольно крупных зерен кварца в интерстициях лейст плагиоклаза установлен также гранофир.
Таким образом, изученные долериты сохраняют морфологические и структурные признаки интрузивных тел. В них отсутствуют первичные магматические минералы, а вторичные метаморфические представлены амфиболом (актинолитового ряда), хлоритом, биотитом,
эпидотом, альбитом, т. е. минеральным парагенезисом, типичным для зеленосланцевой фации метаморфизма.
Геохимическая характеристика пород
Химический состав пород приведен в таблице 1. Изученные долериты относятся к базитам толеитовой серии. Содержание Ыа20+К20 в них не превышает 4 мас. %. Значения содержания ЭЮ2 варьируют от 44,8 до 51,5 мас. %, МдЮ - от 2,89 до 6,8 мас. %, ТЮ2 - от 1,36 до 3,18 мас. % (табл. 1, рис. 5). Магнезиальность пород
0
(Mg#=MgO/(MgO+FeOtot) варьирует от 0,15 до 0,30. Характерная особенность долеритов - высокое содержание Fe2O3tot - от 17,9 до 23,3 мас. %.
В пределах участка были опробованы ба-зиты зоны закалки и центральных частей тела, в том числе крупнозернистые долериты такситовой структуры. В зоне закалки в восточном контакте силла развиты породы основного состава с умеренным содержанием MgO (6,5-6,8 мас. %) и TiO2 (1,7 мас. %), высоким содержанием Fe2O3 (18 мас. %). Они характеризуются максимальным содержанием Cr (97 ppm), Ni (78 ppm), минимальными концентрациями Zr, Nb, LILE и REE (рис. 6). К центру тела, в крупнозернистых разновидностях, увеличивается содержание TiO2 (до
3,18 %), Fe2O3 (до 23 %), резко падают концентрации Cr (до 8 ppm) и Ni (до 7 ppm) (см. рис. 5). Концентрации несовместимых элементов закономерно увеличиваются от краевой части к центру тела, достигая максимума в габбро-пегматитах и лейкократовых долеритах, которые характеризуются максимальными концентрациями несовместимых элементов (см. рис. 6) и практически полным отсутствием совместимых элементов (см. рис. 5, табл. 1).
Для долеритов характерно слабо дифференцированное распределение тяжелых REE ((Gd/Yb)n = 1,1-1,4), умеренное обогащение LREE ((La/Sm)n = 1,3-1,6), деплетирован-ность Nb на мультиэлементных диаграммах (Nb/Nb* = 0,56-0,76) (см. рис. 6).
Таблица 1. Химический состав долеритов, участок Лебещина
1110/1 1110/2 1113/1 1113/3 1114/1 1114/2 1114/3 1115/1
м/з долерит м/з долерит т/з долерит м/з долерит кр/з долерит кр/з долерит м/з долерит м/з долерит
SIG2 49,G 47,8 49,9 48,4 48,4 48,G 47,4 44,8
TIG22 2,27 2,94 2,G5 1,75 2,97 3,14 3,18 2,58
Al2G23 12,2 11,2 12,8 13,2 11,1 11,4 11,2 11,2
Fe2G3 2G,1 22,3 18,8 17,9 21,9 22,G 22,8 22,1
MnG G,27G G,295 G,261 G,252 G,287 G,267 G,294 G,244
MgG 4,68 3,85 5,36 6,8G 3,39 3,54 3,6G 5,91
CaG 8,34 8,98 6,91 8,53 8,81 8,37 8,GG 1G,74
Na2O 2,3G 1,78 2,53 2,2G 1,55 1,63 1,81 1,37
K22G G,585 G,566 1,21 G,725 1,39 1,37 1,41 G,939
P2O5 G,246 G,247 G,267 G,184 G,257 G,246 G,246 G,163
LGI 2,3G 2,53 2,G4 1,74 2,4G 2,19 2,29 G,G6
Cr 39 10 S1 97 8 10 11 22
V 476 280 429 3S7 9S 9S 144 927
Co 43 36 41 41 32 40 46 42
Ni 30 8 38 78 7 13 16 S1
Cu 369 430 281 2S7 310 23S 249 S07
Zn 127 167 1S6 121 129 122 140 123
Rb 17,5 17,2 34,G 14,8 39,3 37,3 38,1 24,9
Sr 131 98,4 82,1 136 126 1G3 74,G 1G7
Y 48,6 45,2 46,1 35,G 48,9 47,3 45,1 3G,8
Zr 192 164 190 137 193 190 170 108
Nb 11,4 11 ,G 1G,8 8,G2 11,2 12,1 11,3 6,66
Ba 212 129 331 289 82 94 1G8 126
La 15,4 13,7 14,8 11 ,G 15,7 15,2 13,6 8,76
Ce 33,9 3G,2 33,3 24,1 34,4 33,1 29,8 19,3
Pr 4,62 4,1G 4,51 3,29 4,65 4,46 4,G8 2,66
Nd 21,1 19,1 2G,8 15,2 21,6 2G,4 19,1 12,7
Sm 6,83 6,27 6,72 5,1G 6,82 6,43 6,14 4,26
Eu 2,2G 2,11 2,G4 1,66 2,31 2,22 2,27 1,37
Gd 7,35 6,79 6,98 5,26 7,42 7,GG 6,65 4,61
Tb 1,25 1,18 1,19 G,9G 1,27 1,2G 1,16 G,814
Dy 8,95 8,36 8,41 6,4G 8,99 8,61 8,2G 5,72
Ho 1,84 1,76 1,77 1,36 1,86 1,83 1,73 1,2G
Er 5,36 5,G6 5,13 3,89 5,5G 5,26 5,G3 3,49
Tm G,734 G,7G9 G,716 G,544 G,76G G,731 G,7G9 G,486
Yb 5,G6 4,72 4,96 3,64 5,2G 5,G2 4,8G 3,29
Lu G,68G G,616 G,684 G,49G G,698 G,662 G,652 G,439
Hf 4,8G 4,22 5,13 3,33 4,9G 5,G6 4,42 2,6G
Ta 1,75 1,67 1,66 1,25 1,78 1,86 1,8G 1 ,G7
Pb 2,G3 3,85 3,G3 2,1G 2,87 3,17 2,22 1,76
Th 2,4G 2,13 2,39 1,7G 2,53 2,46 2,13 1,3G
U G,414 G,353 G,551 G,299 G,45G G,418 G,371 G,223
Nb/Nb* G,67 G,74 G,66 G,67 G,65 G,72 G,76 G,71
(La/Sm)n 1,4 1,4 1,4 1,3 1,4 1,5 1,4 1,3
(Gd/Yb)n 1,2 1,2 1,1 1,2 1,2 1,1 1,1 1,1
Окончание табл. 1
1116/1 971-1 972-1 973-1 974-1
м/з долерит лейко- долерит долерит долерит долерит
SiO2 48,5 51,5 47,8 45,5 48,4
TiO2 1,67 2,41 1,57 2,39 1,36
AI2O3 12,9 10,6 13,1 11,9 12,7
Ре20з“ 18,1 22,0 19,0 23,3 19,5
MnO 0,242 0,296 0,219 0,249 0,240
MgO 6,50 2,89 5,38 4,62 5,09
CaO 9,39 6,10 10,30 9,25 9,69
Na2O 1,63 2,57 1,94 1,99 1,88
K2O 0,778 1,24 0,517 0,585 0,834
P2O5 0,205 0,384 0,195 0,166 0,200
LOI 0,03 2,72 1,86 1,77 1,72
Cr 92 3 96 19 93
V 330 103 361 518 303
Co 43 45 49 61 45
Ni 74 11 63 22 72
Cu 246 179 246 378 221
Zn 117 198 107 132 109
Rb 18,7 33,4 12,8 11,9 18,6
Sr 117 70,0 119 88,2 120
Y 34,8 52,0 25,9 25,3 26,3
Zr 136 316 138 125 132
Nb 8,28 15,0 6,83 5,78 6,31
Ba 131 263 187 76,2 231
La 12,2 23,9 10,8 9,88 10,7
Ce 26,2 49,0 21,8 20,1 21,6
Pr 3,87 7,24 3,25 3,06 3,26
Nd 16,5 31,6 14,3 13,5 14,5
Sm 4,83 9,11 4,26 4,07 4,25
Eu 1,54 2,60 1,43 1,39 1,38
Gd 5,48 10,9 5,29 5,02 5,36
Tb 1,01 1,79 0,884 0,856 0,904
Dy 6,34 11,2 5,63 5,48 5,68
Ho 1,31 2,32 1,18 1,14 1,18
Er 3,87 6,70 3,43 3,36 3,47
Tm 0,526 0,920 0,472 0,468 0,472
Yb 3,55 5,84 3,08 3,01 3,04
Lu 0,475 0,796 0,420 0,408 0,416
Hf 2,98 9,34 3,72 3,48 3,59
Ta 1,04 1,43 0,68 0,58 0,62
Pb 2,06 5,13 2,96 2,33 2,41
Th 1,67 3,74 1,63 1,38 1,56
U 0,239 0,700 0,372 0,272 0,304
Nb/Nb* 0,66 0,57 0,59 0,57 0,56
(La/Sm)n 1,6 1,6 1,6 1,5 1,6
(Gd/Yb)n 1,2 1,5 1,4 1,3 1,4
Примечание. Концентрации элементов, выделенных курсивом, измерены методом XRF. В отношениях (La/Sm)n, (Gd/Yb)n концентрации элементов нормированы по хондриту [McDonough, Sun, 1995], Nb/Nb* = NbPM/(ThPM*LaPM)1/2
U-Pb-изотопные исследования
Образец 1114-2 весом около 3 кг, из которого были выделены цирконы, отобран из шлировидного обособления крупнозернистых кварцевых долеритов размером около 30 см. Из образца выделено 20 прозрачных и полупрозрачных удлиненно-призматических зерен циркона и их обломков размером от 50 до 250 мкм.
Внутреннее строение зерен циркона характеризуется весьма слабо проявленной магматической зональностью, наличием большого количества включений, высокой трещиноватостью и низкой интенсивностью люминесценции (рис. 7, 8).
Включения в цирконах установлены как по периферии, так и в центральных частях зерен, имеют размер до 100 мкм по удлинению и сложены преимущественно кварцем, биотитом и амфиболом (см. рис. 7). Установлены также единичные зерна апатита. Минеральная ассоциация включений в цирконах близка к наблюдаемой в породах. Возможно, высокая степень трещиноватости цирконов, «открытость» их включений для метаморфических флюидов обусловила равную степень метаморфических преобразований пород и включений в цирконах. Цирконы характеризуются довольно высокой степенью метамиктности, но процессы изменений затрагивают преимущественно краевые части зерен и участки вдоль трещин (см. рис. 7). Вопрос о метаморфическом или магматическом парагенезисе включений остается открытым, амфибол-биотит-кварцевая минеральная ассоциация может кристаллизоваться и из интерсти-ционного остаточного расплава долеритов.
100
о;
Iх го 5 о; го х со
I-
о. с
го се о о. о
и Th Nb La Се Sr Pr Nd Zr Sm Eu Gd Ti Dy Er Yb
100
Q_ d § 10 x
03
ct
О
Q-
O
^ La ' Ce ' Pr ' Nd ' Sm' Eu ' Gd ' Tb ' Dy ' Ho ' Er ' Tm ' Yb ' Lu '
Рис. 6. Содержание рассеянных и редкоземельных элементов в долеритах Лебещины и базитах за-онежского горизонта в Онежской параметрической скважине [Онежская палеопротерозойская структура..., 2011], габброидах Кончезерского силла и долеритах района п. Г ирвас [Puchtel et al., 1998, авторские данные]. A - нормирование по примитивной мантии [Wedepohl, Hartmann, 1994], Б - нормирование по хондриту [McDonough, Sun, 1995]
U-Pb-изотопные анализы были выполнены SIMS-методом на SHRIMP-II для девяти наибо-
Рис. 7. Фотографии цирконов из долеритов в обратно-отраженных электронах (BSE). Белое -циркон, светло-серое - метамиктный циркон, Qtz - кварц, Bt - биотит, Amf - амфибол
Рис. 8. Фотографии цирконов, выделенных из долеритов (обр. 1114-2) в проходящем свете (а) и катодлюминесценции (б), и точки анализа (см. табл. 2)
лее представительных и сохранных зерен (см. рис. 8), которые характеризуются конкордант-ными изотопными возрастами или незначительно дискордантны (степень дискордантно-сти = 1 %). Среднее значение возраста 207РЬ/206РЬ составляет 1956 ± 5 млн лет (СКВО =
0,18) (рис. 9, табл. 2).
Морфологические особенности и внутреннее строение цирконов из пробы 1114-2 свидетельствуют об их кристаллизации из расплава, соответственно, полученное значение возраста 1956 ± 5 млн лет фиксирует время магматической кристаллизации изученных долеритов.
0
Точка анализа % 206Pbc ppm U ppm Th 232Th 238U 620p Pp * 3 206Pb 238U Age 207Pb 206Pb Age % Dis- cor- dant 238U 206pb* ±% 207Pb* 206pb* ±% 207Pb* 235U ±% 206Pb* 238U ±% err corr
i.i 0,01 1433 2598 1,87 437 1956,8 ±9,6 1963,9 ±5,9 0,4 2,819 0,57 0,12052 0,33 5,893 0,66 0,3547 0,57 ,866
2.1 0,00 2121 7410 3,61 648 1961,7 ±9,6 1952,5 ±6,6 -0,5 2,811 0,57 0,11975 0,37 5,873 0,68 0,3557 0,57 ,836
3.1 -- 2126 6127 2,98 655 1975,4 ±9,6 1961,6 ±5,3 -0,7 2,789 0,56 0,12036 0,3 5,951 0,64 0,3586 0,56 ,884
4.1 -- 1635 4305 2,72 495 1948 ±9,7 1956,1 ±5,8 0,4 2,834 0,58 0,11999 0,32 5,837 0,66 0,3528 0,58 ,872
5.1 0,02 1034 2658 2,66 313 1943 ±10 1958,7 ±7,9 0,8 2,842 0,62 0,12017 0,44 5,83 0,76 0,3518 0,62 ,816
7.1 -- 2339 7937 3,51 713 1957,9 ±9,9 1960,1 ±5,2 0,1 2,818 0,58 0,12026 0,29 5,885 0,65 0,3549 0,58 ,895
8.1 0,02 1353 5034 3,84 413 1959 ±10 1954,6 ±6,4 -0,2 2,817 0,6 0,11989 0,36 5,869 0,7 0,355 0,6 ,861
9.1 0,00 2103 4945 2,43 636 1944,7 ±10 1956,4 ±5,4 0,6 2,84 0,59 0,12001 0,3 5,827 0,67 0,3521 0,59 ,891
10.1 0,03 1189 3627 3,15 361 1949 ±10 1949,5 ±6,7 0,0 2,832 0,6 0,11955 0,37 5,819 0,71 0,353 0,6 ,849
Примечание. Ошибки равны 1о; РЬс и РЬ* - общий и радиогенный свинец. Погрешность калибровки стандарта Тетога составляет 0,26 %. Содержание общего РЬ откорректировано по измеренному 204РЬ.
текстуры с единичными шлирами габбро-пегматитов, образовавшихся, вероятно, из обогащенного флюидом остаточного расплава.
Данные о химическом составе пород подтверждают эти предположения. Вариации содержания главных и рассеянных элементов в породах силла являются отражением процессов внутрикамер-ной дифференциации. В ряду составов пород от зоны закалки к центру тела последовательно уменьшается содержание Мд, Сг, Ы1, возрастает содержание Ре, Т1, 7г, ЫЬ, ЯЕЕ и ряда других несовместимых элементов (см. рис. 5, 6).
Вариации содержания главных элементов в породах, такие как резкое увеличение Т1 и Ре в крупнозернистых разновидностях и уменьшение содержания Мд, Сг и Ы1, наиболее вероятно, связаны с поздней кристаллизацией окислов Ре в условиях низкой Ю2. Умеренные концентрации ТЮ2 на фоне высоких концентраций Ре203*0* в породах зоны закалки являются, вероятно, отражением того, что расплавы, сформировавшие силл, были уже достаточно фракционированы относительно исходных. Низкие концентрации Мд0, Сг и N в породах зон закалки свидетельствуют о том, что эти расплавы не могли находиться в равновесии с мантийными перидотитами и сформированы в результате высоких степеней фракционирования первичных расплавов.
Оценка условий формирования первичных расплавов и ранних этапов их эволюции для столь глубоко дифференцированных пород представляется весьма затруднительной. Основываясь на характере распределения редкоземельных элементов в породах, можно предполагать, что первичные расплавы были сформированы на относительно небольших глубинах и либо не были в равновесии с гранатом, либо выплавлялись в зоне перехода гранат-шпинель, о чем свидетельствуют невысокие величины (вЬ/УЬ)п = 1,12-1,51. Кроме того, значения отношений (1а/Эт)п = 1,4-1,5 и ЫЬ/ЫЬ* = 0,67-0,72 предполагают контамина-
0.364
0.360
э
I 0.356
В
о.
0.352
0.348
0.344
5.65 5.75 5.85 5.95 6.05
207РЬ/2351)
Рис. 9. Положение точек составов цирконов из образца 1114-2 на диаграмме с конкордией
Обсуждение результатов
Вопросы петрологии долеритов
Все изученные образцы долеритов обладают весьма близким характером вторичных изменений. В них установлены актинолит, хлорит, эпи-дот-клиноцоизит и лейкоксен, условия формирования которых отвечают зеленосланцевой фации метаморфизма. Все изученные породы сохраняют первичные вариации зернистости, массивность текстур и реликты первичных магматических структур. К сожалению, ни один из изученных образцов не сохранил реликты первичных магматических минералов. Темноцветные минералы замещены амфиболами, плагиоклаз замещен альбитом и минералами группы эпидота. Тем не менее наблюдаемые в пределах тела вариации состава и зернистости пород предполагают кристаллизацию пород из расплава с формированием тонкозернистой зоны закалки, существенного объема среднезернистых габброидов и незначительного объема крупно- и среднезернистых пород шлирово-такситовой
цию расплавов коровым материалом. Степень неопределенности в оценке вовлечения процессов коровой контаминации в генезис расплавов в данном случае очень высока, прежде всего потому, что состав контаминанты, ее геохимические и изотопные характеристики остаются неизвестными. Оценка этих процессов требует специальных исследований.
Возможные аналоги долеритов Лебещины в Онежской структуре
Выявление новой возрастной группы габб-ро-долеритов среди заонежских осадков ставит вопрос о том, насколько широкое распространение имеют эти базиты в Онежской структуре. Среди базитов палеопротерозой-ского возраста в Онежской структуре датированы лишь несколько: Койкарско-Святнаволок-ский (1983 млн лет) и Пудожгорский интрузивы (1984 млн лет) [Филиппов и др., 2007], Конче-зерский силл (1975 млн лет [Puchtel et al., 1998]), силл долеритов в каньоне р. Суна, п. Гирвас (т. н. «ранние базальты») - 1976 млн лет [Там же]. Все они имеют людиковийский возраст, который в ряде случаев не согласуется со «стратиграфическими» представлениями о времени их формирования.
Проводя сопоставление с базитами люди-ковия, прежде всего следует отметить существенное отличие изученных долеритов от магнезиальных базитов суйсария. Эти породы контрастно отличаются по содержанию и главных, и большинства рассеянных элементов (см. рис. 6). Кроме того, выделенные среди силлов оз. Мунозера «глиноземистые» базиты [Куликов, Куликова, 2008] также отличаются от долеритов Лебещины по содержанию MgO, Fe2O3tot, TiO2 и Al2O3. Напротив, долериты Кой-карско-Святнаволокского и Пудожгорского интрузивов, долериты района п. Гирвас близки к долеритам возраста 1956 млн лет по содержанию главных элементов, но отличаются по характеру распределения несовместимых рассеянных элементов (см. рис. 6), прежде всего по степени фракционирования REE, что свидетельствует о различиях в условиях (глубинах) магмогенерации.
Анализ имеющихся данных о химическом составе интрузивных образований людиковия показал, что наиболее близкими по «положению в разрезе» к изученным долеритам являются базиты людиковия, вскрытые Онежской параметрической скважиной [Онежская палео-протерозойская структура..., 2011] и силлы Fe-Ti-долеритов района оз. Мунозеро - Кивач [Куликов, Куликова, 2008].
Среди силлов долеритов района Мунозеро -Кивач наиболее близкими к долеритам возраста 1956 млн лет по химическому составу являются породы силлов титано-железистой группы, выделяемой В. В. Куликовой и В. С. Куликовым и включающей силлы Гебозерский, Шушки, Корбалампи и Правобережный [Куликов, Куликова, 2008] (см. рис. 5).
Сопоставление долеритов Лебещины и основных пород заонежского комплекса, вскрытых ОПС в интервале глубин 65-1900 м [Онежская палео-протерозойская структура..., 2011], показало существенное сходство (см. рис. 5, 6) выделяемых в разрезе ОПС низко-, умеренно- и высоко-Ti базитов и датированных в районе д. Лебещина долеритов. Породы имеют близкие петрографические особенности и характер распределения главных (см. рис. 5) и рассеянных (см. рис. 6) элементов. Следует отметить, что в разрезе ОПС в интервалах, сложенных равномернозернистыми массивными базитами, описана последовательная смена низко-Ti базитов умеренно- и высоко-Ti разновидностями [Там же], которая по особенностям вариаций химического состава близка к наблюдаемой в разрезе силла долеритов от зоны закалки к центру тела.
Таким образом, на основании петрографической и петрогеохимической корреляции можно предполагать, что возрастные и петрогенетиче-ские интрузивные аналоги изученного силла Ле-бещины имеют широкое распространение в Онежской структуре и, соответственно, могут маркировать крупный эпизод внутриплитной магматической активности в самом конце люди-ковийского времени. Следует подчеркнуть, что это предположение базируется исключительно на геохимических данных и требует проведения дополнительного изотопно-геохронологического обоснования. Однако в пользу него свидетельствуют и результаты датирования цирконов из дайки района г. Б. Ваара, имеющей возраст около 1965 млн лет [Куликова, Куликов, 2012].
Оценка генетической связи долеритов Лебещины с базитами суйсарского комплекса
Полученные данные позволили выявить новый эпизод внутриплитной магматической активности, который с небольшим разрывом во времени следует за суйсарским магматическим событием. Соответственно, возникает вопрос о возможной генетической и геодина-мической взаимосвязи этих двух эпизодов. Возможность однозначного решения этого вопроса на сегодня ограничена недостатком информации о заонежском магматизме. Однако
0
даже имеющиеся данные о петрогеохимиче-ских особенностях базитов этих двух эпизодов убедительно свидетельствуют о контрастно различных условиях зарождения их материнских расплавов. Высокомагнезиальные расплавы базитов суйсария сформированы в глубоких частях мантии в равновесии с гранатсодержащим реститом [РисМе! е1: а1., 1998], в то время как геохимические характеристики ба-зитов Лебещины указывают на генерацию их первичных расплавов в равновесии с безгра-натовым реститом, то есть на значительно меньших глубинах. Можно предположить, что такая последовательная смена сближенных во времени процессов плавления разноглубинных мантийных источников была связана с эволюцией единого геодинамического события: глубинный плюм, ответственный за суйсарский эпизод высокомагнезиального магматизма 1975 млн лет назад [Там же], привел к прожиганию литосферной мантии, подъему астеносферы и генерации сравнительно малоглубинных базальтовых магм эпизода 1956 млн лет.
Заключение
1. Возраст высокожелезистых кварцевых до-леритов людиковия в восточной части Заонеж-ского полуострова в Онежской палеопротеро-зойской структуре составляет 1956 ± 5 млн лет.
2. Датированные долериты имеют многочисленные петрогеохимические аналоги в Онежской структуре и, возможно, фиксируют масштабный эпизод магматической активности в конце людиковийского времени.
3. В сравнении с предшествовавшими магнезиальными базальтами суйсария, формирование первичных расплавов которых происходило в равновесии с гранатом в глубоких частях мантии при подъеме плюма [РисМе! е1: а!., 1998], датированные долериты имели менее глубинные, выше поля стабильности граната, источники генерации первичных расплавов.
Устанавливаемая для базитов людиковия последовательная смена сближенных во времени процессов плавления разноглубинных мантийных источников, возможно, является отражением единого геодинамического события. Глубинный плюм, ответственный за суйсарский эпизод магнезиального магматизма 1975 млн лет назад [РисМе! е1: а!., 1998], привел к прожиганию литосферной мантии, подъему астеносферы и генерации сравнительно малоглубинных базальтовых магм возраста 1956 млн лет.
Исследования выполнены при поддержке РФФИ, проект № 14-05-00432.
Литература
Атлас текстур и структур шунгитоносных пород Онежского синклинория I Ред. В. А. Мележик, М. М. Филиппов. Петрозаводск: КарНЦ РАН. 2007. B0 с.
Бискэ Н. С., Ромашкин А. Е., Рычанчик Д. В. Протерозойские пеперит-структуры участка Лебе-щина II Геология и полезные ископаемые Карелии. 2004. Вып. 7. С.193-199.
Геология Карелии. М.: Наука, 19B7. 231 с.
Голубев А. И., Светов А. П. Геохимия базальтов платформенного вулканизма Карелии. Петрозаводск, 19B3. 190 с.
Куликов В. С., Куликова В. В. Геологическое строение докембрийского фундамента территории заповедника «Кивач» II Геология и полезные ископаемые Карелии. 200B. Вып. 11. C. 103-109.
Куликова В. В., Куликов В. С. Вопросы генезиса «Соломенской» ассоциации: бреции, лавы, мафит-ультрамафитовые дайки II Современные проблемы магматизма и метаморфизма: материалы конференции (Санкт-Петербург, 1-5 окт. 2012 г.). СПб., 2012. С.339-343.
Куликов В. С., Куликова В. В., Лавров Б. С., Пух-тель И. С. Суйсарский пикрит-базальтовый комплекс палеопротерозоя Карелии (опорный разрез и петрология). Петрозаводск: Карельский НЦ РАН, 1999. 96 с.
Онежская палеопротерозойская структура I Под ред. Л. В. Глушанина, Н. В. Шарова, В. В. Щипцова. Петрозаводск: КарНЦ РАН., 2011. 431 с.
Полещук А. В. Палеопротерозойские брекчиевидные породы (пепериты) северо-онежской мульды Балтийского щита II Бюллетень московского общества естествоиспытателей природы. Отдел геологический. 2007. Т. B2, № 6. С. 27-46.
Филиппов М. М., Клабуков Б. Н., Ромашкин А. Е., Суханов А. В. Складки нагнетания по шунгитоносным горизонтам участка Лебещина II Геология и полезные ископаемые Карелии. 2003. Вып. 6. С. B2-92.
Филиппов Н. Б., Трофимов Н. Н., Голубев А. И., Сергеев С. А., Хухма Х. Новые геохронологические данные по Койкарско-Святнаволокскому и Пудож-горскому габбро-долеритовым интрузивам II Геология и полезные ископаемые Карелии. 2007. Вып. 10. С. 49-6B.
Хейсканен К. И., Рычанчик Д. В. Геологическая экскурсия по участку Лебещина II Углеродсодержащие формации в гелогической истории. Путеводитель полевой экскурсии. 199B. С. 19-21
Amelin Y. V., Heaman L. M., Semenov V. S. U-Pb geochronology of layered mafic intrusions in the eastern Baltic Shield: implications for the timing and duration of Paleoproterozoic continental rifting II Precambrian Research. 1995. Vol. 75, N 1-2. P. 31-46.
Black L. P., Kamo S. L., Allen C. M., Aleinikoff J. N., Davis D. W., Korsch R. J., Foudoulis C. TEMORA 1: a new zircon standard for Phanerozoic U-Pb geochronology II Chemical Geology. 2003. Vol. 200, N 1-2. P. 155-170.
Larionov A. N., Andreichev V. A., Gee D. G. The Vendian alkaline igneous suite of northern Timan: ion microprobe U-Pb zircon ages of gabbros and syenite II Geological Society, London, Memoirs. 2004. Vol. 30, N 1. С. 69-74.
Ludwig K. R. SQUID 1.12 A User's Manual. A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel. 2005a. 22 p.
Ludwig K. R. User's manual for ISOPLOT/Ex 3.22. A geochronological toolkit for Microsoft Excel. 20056. 71 p.
McDonough W. F., Sun S.-S. The composition of the Earth // Chemical Geology. 1995. Vol. 120, N 3-4. P. 223-253.
Puchtel I. S., Arndt N. T., Hofmann A. W., Haase K. M., Kroner A., Kulikov V. S., Kulikova V. V., Garbe-SchUnberg
C.-D., Nemchin A. A. Petrology of mafic lavas within the Onega plateau, central Karelia: evidence for 2.0 Ga plume-related continental crustal growth in the Baltic Shield // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1998. Vol. 130, N 2. P. 134-153.
Stacey J. S., Kramers J. D. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model // Earth and Planetary Science Letters. 1975. Vol. 26, N 2. P. 207-221.
Steiger R. H., JUger E. Subcommission on geochronology: Convention on the use of decay constants in geo- and cosmochronology // Earth and Planetary Science Letters. 1977. Vol. 36, N 3. P. 359362.
Wedepohl K. H., Hartmann G. The composition of the primitive upper earth's mantle // Kimberlites, related rocks and mantle xenoliths / Eds. H. P. Meyer, O. H. Leonardos. 1994. P. 486-495.
Wiedenbeck M., Alle P., Corfu F., Griffin W. L., Meier M., Oberli F., von Quadt A., Roddick J. C., Spiegel W.Three natural zircon standards for U-Th-Pb, Lu-Hf, trace element and REE analyses // Geostandards Newsletter. 1995. Vol. 19, N 1. P. 1-23.
Williams I. S. U-Th-Pb Geochronology by Ion Microprobe // Reviews in Economic Geology. 1998. Vol. 7. P. 1-35.
СВЕДЕНИЯ ОБ АВТОРАХ:
Степанова Александра Владимировна
ведущий научный сотрудник, к. г.-м. н.
Институт геологии Карельского научного центра РАН ул. Пушкинская, 11, Петрозаводск, Республика Карелия, Россия, 185910
эл. почта: stepanov@krc.karelia.ru тел.: (8142) 782753
Самсонов Александр Владимирович
зам. директора, чл.-корр. РАН Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН Старомонетный пер., 35, Москва, Россия, 109017 эл. почта: samsonov@igem.ru
Ларионов Александр Николаевич
старший научный сотрудник, к. г.-м. н.
Центр изотопных исследований ВСЕГЕИ Средний проспект, 74, С.-Петербург, Россия, 199106 эл. почта: Alexander_Larionov@vsegei.ru
Stepanova, Alexandra
Institute of Geology, Karelian Research Centre,
Russian Academy of Sciences
11 Pushkinskaya St., 185910 Petrozavodsk, Karelia, Russia e-mail: stepanov@krc.karelia.ru tel.: (8142) 782753
Samsonov, Alexandr
Institute of Ore Geology, Petrography, Mineralogy, and Geochemistry, Russian Academy of Sciences, 35 Staromonetny Per., 119017 Moscow, Russia e-mail: samsonov@igem.ru
Larionov, Alexandr
Centre of Isotopic Research, Karpinsky Russian Geological Research Institute
74 Sredniy Pr., 199106 St. Petersburg, Russia e-mail: Alexander_Larionov@vsegei.ru
