CC BY
12УДК 552.321.5:551.71(470.22)
Г. А. КУЧЕРОВСКИЙ, Н. А. АРЕСТОВА (ИГГД РАН)
Геология, петрология и возраст габброанортозитов района озера Остер (Водлозерский домен, Карельская провинция)
Изучена интрузия габброанортозитов, прорывающая вулканиты Остерской зеленокаменной структуры Сегозерско-Водлозерского зеленокаменного пояса и представляющая собой третью стадию мафит-ультрамафитового магматизма. Возраст габброанортозитов определён U-Pb методом на прецизионном ионном зонде SIMS SHRIMP II — 2860 ± 9 млн лет. Для исследуемых пород составлена и рассчитана петрогенетическая модель, которая предполагает, что исходный расплав коматиитового состава зародился в результате плавления мантийного лерцолита на глубине около 120 км, после чего он фракционировал на глубине менее 30 км и был существенно контаминирован тоналитами фундамента. Полученные данные позволяют предполагать, что в интервале 2,86—2,84 млрд лет под территорией Водлозерского домена мантия испытывала дополнительный приток тепла, что могло стать следствием подьема мантийного плюма.
Ключевые слова: Балтийский щит, Водлозерский домен, габброанортозиты, изотопный возраст пород, петрогенетическое моделирование.
G. A. KUCHEROVSKIY, N. A. ARESTOVA (IPGG RAS)
Geology, petrology and age of the gabbroanorthosites of the Oster lake area (Vodlozerskiy domain, Karelian province)
The gabbroanorthosite intrusion, emplaced into the volcanics of the Osterskaya structure of the Segozersko-Vodlozerskiy greenstoun belt and referred to the third stage of mafic-ultramafic magmatism, was studied. The age of the intrusion, determined using a SIMS SHRIMP II, is 2860 ± 9 Ma. Based on the obtained results, the major and trace elements composition of the intrusion was modeled. The obtained model implies that komatiite melt was formed due to a melting of the mantle lherzolite 120 km below surface, and then, it was fractured on the depth of 30 km and significantly (20 %) contaminated by tonalites of the basement. The obtained results indicate that between 2.86—2.84 Ma there was a temperature gradient under the Vodlozerskiy domain, probably generated by the mantle plume.
Keywords: Baltic shield, Vodlozero domain, gabbroanorthosites, isotopic age of rocks, petrogenetic modeling.
Введение. Водлозерский домен — крупный и наиболее древний фрагмент архейской коры Балтийского щита [3, 5, 7, 9—16]. Он слагает юго-восточную часть Карельской провинции (гранит-зеленокамен-ной области) и характеризуется широким развитием пород тоналит-трондьемитовой ассоциации с и-РЬ возрастом цирконов более 3,1 млрд лет и неоди-мовым модельным возрастом 3,3—3,4 млрд
лет. Геохронологические и изотопно-геохимические исследования последних десятилетий показали, что широко представленные в Водлозерском домене архейские образования и процессы имели место в 3240—2650 млн лет [3, 10, 13], т. е. от палеоархея почти до границы архея и палеопротерозоя. Центральная часть домена сложена породами ТТГ-ассоциации с включениями амфиболитов. К краевым частям домена приурочены зеленокаменные пояса, сложенные преимущественно вулканитами разного состава. Характерная особенность домена — неоднократное проявление в архейское время магматической активности, в том числе архейского мафит-ультрамафитового магматизма. В пределах Водлозерского домена выделяются четыре группы архейских мафитов с возрастом около 3,2,
3,02-2,92, 2,89-2,84 и 2,74-2,65 млрд лет [16]. Наиболее ранние мафиты (амфиболиты 1) выделены и датированы в центральной части домена в виде отдельных фрагментов в породах ТТГ-ассоциации. Как было показано в [8, 12], наиболее древние мафиты выплавлены из мантийного источника, обогащенного в отношении Nd и ряда литофильных элементов. Мафиты второй группы представлены комплексом коматиитов и базальтов зеленокамен-ных поясов, расположенных в краевых частях Вод-лозерского домена, а также дайками ранних габбро в тоналитах фундамента. Эти габбро по геохимическим характеристикам (концентрациям главных, редких и редкоземельных элементов) аналогичны базальтам зеленокаменных поясов. Измерения возраста коматиитов и базальтов Sm-Nd методом по породе в целом дали значения 2913-2960 млн лет с большой ошибкой. Измеренный возраст даек габбро по циркону U-Pb методом на приборе SIMS SHRIMP II составляет 2967 ± 16 и 3020 ± 14 млн лет [3, 14]. Присутствие даек, близких по составу и возрасту к базальтам зеленокаменных структур и прорванных жилами трондьемитов с возрастом около 2903 млрд лет [3] среди тоналитов древнее
© Кучеровский Г. А., Арестова Н. А., 2018
3,1 млрд лет, позволяет считать, что проявление мафического магматизма этого этапа имело место в пределах всего домена. Исследование состава коматиитов и базальтов зеленокаменных поясов свидетельствует об образовании их исходных расплавов из плюмового источника [3, 16, 24]. Мафиты третьей группы представлены интрузиями и дайками габбро с повышенным содержанием глинозёма и габброанортозитами. Интрузии этой группы прорывают деформированные и метаморфизованные вулканиты зеленокаменных структур и содержат их в виде ксенолитов. Возраст ряда интрузий этой группы ранее определен по циркону и-РЬ классическим методом и составляет 2840 ± 30 и 2849 ± ± 40 млн лет [10]. Генезис исходного расплава был рассчитан для наиболее крупной из этой группы Семченской интрузии. Было показано, что образование исходного расплава происходило при фракционировании коматиитового расплава и последующих процессов ассимиляции им тоналитов коры, а также при жидкостной и кристаллизационной дифференциации расплава [1]. Мафиты четвертой группы представлены дайками и малыми телами. Для них получен возраст около 2724 млн лет [2, 3], т. е. они являются неоархейскими. Образование мафитов четвёртой группы отделено периодом глубокой эрозии и формированием полимиктовых конгломератов, которые содержат гальки различных пород, включая мафиты третьей группы, и секутся интрузиями и дайками мафитов четвёртой группы. В задачи данного исследования входило изучение габброанортозитовых интрузий третьего этапа мафитового магматизма Водлозерского домена с целью определения времени его проявления и уточнения нижней возрастной границы поли-миктовых конгломератов, а также для установления природы и условий образования и преобразования исходного расплава.
Объектами исследования выбраны интрузии габброанортозитов района оз. Остер, секущих мета-вулканиты Остерской зеленокаменной структуры на западной окраине Водлозерского домена. Исследование пород, образовавшихся в течение этого магматического этапа, и механизма их образования позволяет более обоснованно реконструировать геологическую историю Водлозерского домена в конце мезоархея.
Геологическое строение района, геология и состав габброанортозитов. Район оз. Остер расположен в северо-западной части Водлозерского домена (рис. 1). Главной отличительной особенностью строения района является наличие двух этапов формирования магматических пород, разделенных образованием полимиктовых конгломератов [4, 14]. На первом этапе формировался комплекс коматиитов, базальтов и андезитов, слагающих Остерскую зеленокаменную структуру, входящую в состав Сегозерско-Ведлозерского зеленокаменно-го пояса. Вулканиты прорваны интрузиями трон-дьемитов, дайками высокомагнезиальных диоритов и габброамфиболитов, а также интрузиями габброанортозитов. Образование пород второго этапа отделено от более ранних комплексом тер-ригенных пород — граувакк и полимиктовых конгломератов, содержащих гальки всех пород первого этапа, включая габброанортозиты, а также разнообразные породы ТТГ-серии, не обнаруженные здесь в коренном залегании. Второй этап магматизма
представлен субвулканическими породами средне-кислого состава, которые прорваны серией мафит-ультрамафитовых интрузий, дифференцированным комплексом мафитовых даек, плагиомикроклино-выми гранитами и пегматитами. Как было показано в [4, 15], породы района оз. Остер были неоднократно деформированы и испытали как минимум два этапа метаморфизма в условиях амфиболито-вой и эпидот-амфиболитовой фаций (Т 500—570 °С, Р > 5 кбар).
Интрузии габброанортозитов расположены в западной части зеленокаменной структуры, где они слагают два массива размером 2 х 2 и 2 х 1 км и серию даек в поле метаандезитов. Более крупный западный массив имеет изометричную форму, восточный вытянут в меридиональном направлении. Габброанортозиты секут метаморфизованные и деформированные метаандезиты. В приконтак-товых частях массивов встречаются ксенолиты андезитов размером до 0,5 х 1,5 м. Обнаженные контакты массивов с вмещающими породами крутые до вертикальных. Метаандезиты у контактов с интрузиями претерпели существенную тектоническую переработку и частично превращены в карандашные гнейсы. В метаандезитах присутствуют также дайки габброанортозитов мощностью 1,5—2,0 м, имеющие субширотное и СЗ простирание с падением на Ю-ЮЗ под углом 50—60°.
Слагающие интрузии габброанортозиты, габбро и габбродиориты представляют собой крупно-и среднезернистые породы серого цвета с габбровой структурой и размером зёрен 0,5—2,0 см. В западном массиве наблюдается первичная неоднородность строения, которая выражена присутствием в центральной части массива более лейкократовых пород, количество плагиоклаза в которых превышает 70 %, а в краевых частях снижается до 50 %. Плагиоклаз (№ 74-64) образует таблитчатые слабоудлиненные зональные зерна с полисинтетическими двойниками, при соссюритизации основность плагиоклаза снижается до № 56-40. В зонах наложенных тектонических нарушений в породе появляются изометричные зёрна альбита. Темноцветная часть породы представлена идиоморфными зернами зеленой роговой обманки с реликтами диопси-да и гиперстена. В зонах наложенных изменений развивается волокнистый актинолит. В восточном массиве северная часть представлена габброанор-тозитами, а южная диоритами. В габброанортози-тах этого массива среди темноцветных минералов помимо амфибола присутствует до 2 % вторичного биотита с пойкилитовыми включениями сфена. Из акцессорных минералов в породе присутствуют сфен и апатит.
По химическому составу породы остерских интрузий относятся к группе габбро с содержанием SiO2 49—51 % с незначительным количеством диоритов в восточном массиве при умеренном содержании Na2O 1,9—3,7 % (табл. 1). На диаграмме ТАС [10] (рис. 2, а) точки составов западного массива попадают в группу низкокалиевых габбро, в диоритах восточного массива несколько повышенное количество щелочей (образцы 37, 1058). На диаграмме AFM [10] составы обоих массивов, даек в андезитах и галек в конгломератах лежат в поле известково-щелочных базальтов (рис. 2, б). Для всех пород характерно высокое содержание Al2O3 (17,5—21,5 %) и низкое содержание TiO2 (не более 0,5 %).
Рис. 1. Схема геологического строения района оз. Остер по [15])
Породы первого этапа: 1 — коматииты и серпентиниты, 2 — базальты, 3 — андезиты, 4 — габброанортозиты; породы второго этапа: 5 — конгломераты, 6 — метавулканиты среднекислого состава, 7 — граниты Остерской интрузии, 8 — гипабиссальные гранитоиды, 9 — гранитоиды и граниты плутона Гейне-оя, 10 — интрузии базитов и ультрабазитов, 11 — дайки габбро, 12 — лейкограниты, 13 — зоны тектонических брекчий; 14 — сланцеватость, 15 — линейность, 16 — разломы. На врезке закрашены архейские зеленокаменные пояса, вертикальная штриховка — Беломорский пояс, косая штриховка — Водлозерский домен, прямоугольным контуром отмечен детальный участок. Чёрные точки — места отбора проб габброанортозитов остерских интрузий (табл. 1)
Содержания главных (в %) редких и редкоземельных элементов (в ррт) в габброанортозитах интрузий района оз. Остер
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14
ы Номер образца
м 197 310 441 626 109 110 111 112 114 22 1058 37 321б 4/19
е £ Автор
ЛЖ 74 ИК 74 Ар 74 ВБ 74 Ар 95 Ар 95 Ар 95 Ар 95 Ар 95 Ар, ГК 12 ВЧ 74 Ар 96 ИК 74 ТМ-13
SiO2 50,08 49,84 48,07 51,63 50,93 51,3 50,68 58,99 51,48 50,31
тю2 0,52 0,37 0,3 0,4 0,32 0,46 0,28 0,42 0,29 0,40
А1А 18,53 19,45 21,08 18,3 21,85 20,8 18,2 17,66 17,81 16,68
Fe2O3 1,82 1,57 2,1 1,34 3,19 2,83 2,7 2,44 9,79
FeO 5,32 4,53 4,49 4,96 3,19 4,14 2,7 4,03
FeO 6,96 5,94 6,38 6,17 6,07 4,96 6,69 5,13 6,23 8,81
МпО 0,14 0,15 0,11 0,11 0,07 0,095 0,17 0,07 0,15 0,17
MgO 7,65 7,53 8,44 8,3 7,22 4,81 7,1 4,61 5,99 7,41
СаО 10,8 10,06 10,36 10,08 9,38 9,89 10,28 6,61 11,87 10,62
№20 2,1 1,92 1,91 2,4 2,69 3,73 2,9 4,1 2,81 2,98
К20 0,7 1,54 0,31 0,41 0,75 0,9 1,9 1,8 0,41 0,74
Р205 0,04 0,01 0,1 0,05 0,1 <.05 0,07 0,1 0,01 <.05
mg 0,66 0,7 0,7 0,71 0,67 0,65 0,62 0,63 0,55
яъ 37 87 8 2 20 25 43 35 33 82 95 67 11 18,3
Sr 280 286 271 250 223 164 195 338 216 342 254 267 267 234
Y 9 5 9 9 5 10 13 6 7 12 13 10 10
Zr 106 35 76 53 53 35 33 56 36 30 46 48 109 42
NЪ <5 3 7 5 7 3 3 6 3 1,2
РЪ 6 <5 14 13 <5 10 10 13 12 6
Th 5 5 6 <5 <5 <5 0,5 <5 <5 7 0,23
т 2535 2162 1320 2400 2313 1275 1477 2012 1591 2760 1353 2349 1788 2400
Ва 141 263 219 142 169 157 428 221 171 118
Сг 341 350 483 461 549 470 165 526 171 167 59 126 804
Ni 208 195 270 200 252 247 90 228 90,4 105 47 82 80
Со 29 44 35 22 37 24 45 15 50 40
V 116 49 83 128 88 76 96 79 27 65 82 108 189
Ьа 7,8 9,92 7,86
Се 13 16,6 12,5
Рг 1,5 1,92 1,46
Nd 6,6 7,27 6,38
Sm 1,54 1,23 1,25
Ей 0,69 0,58 0,8
Gd 1,06 1,37
тъ 0,32 0,17 0,24
Оу 1,26 1,59
Но 0,26 0,37
Ег 0,75 1,2
Тт 0,12 0,15
YЪ 0,82 0,84 1,04
Ьи 0,11 0,13 0,15
Ш 0,47
Та 0,12
Th 0,49
и 0,24
1—10 — западный массив, 11, 12 — восточный массив, 13 — дайка в андезитах, 14 — габброанортозит из гальки в конгломератах.
Пробы Карельской группы лаборатории геологии и геодинамики ИГГД РАН 1974—2012 гг. Содержания главных элементов измерены в ЦЛ ВСЕГЕИ на приборе VRA-30 и в ИГГД РАН. Содержания редких элементов получены в ЦЛ ВСЕГЕИ на приборе ELAN-DRC-6100 и в ИГГД РАН на приборе VRA-30 по авторским методикам И.Н. Крылова и В.И. Артеевой с использованием международных стандартов.
Рис. 2. Положение габброанортозитов остерских интрузий на диаграмме SiO2 — Na2O+K2O (TAS) [10] — а; положение габброанортозитов остерских интрузий на диаграмме Al2O3 — FeO+TiO2 — MgO [10] — б
1 — габброанортозиты западного и 2 — восточного массивов, 3 — дайка в андезитах, 4 — галька габброанортозитов в конгломератах
Рис. 3. Распределение содержаний редкоземельных элементов (РЗЭ), нормированных на С1 [33] в габброанортозитах западного массива и гальке конгломератов — а; мультиэлементные диаграммы (спайдерграммы) содержаний редких и редкоземельных элементов в габброанортозитах массивов, дайке и гальке габ-броанортозитов в конгломератах, нормированные на РМ [25] — б
Габброанортозиты характеризуются высоким содержанием (ррт) стронция (200—350) и бария (150—250), неравномерным распределением по площади массива циркония (от 30 до 109, в среднем 52), низкими концентрациями иттрия (7—13), высокими содержаниями хрома (130—550) и никеля (90—270). Распределение редкоземельных элементов (РЗЭ), дифференцированное в области легких РЗЭ с (La/Sm)n 5—7 и плоское в области тяжелых РЗЭ с (Gd/Yb)n 1 (рис. 3, а, б). На спайдерграмме во всех образцах выделяется положительная аномалия стронция ((Sr/Sr*)n 3—4), европия ((Eu/Eu*)n 1,5) и отрицательная аномалия ниобия с (Nb/La)n 0,2—0,7. Анализ хомического состава и геохимических особенностей пород позволяет сделать предварительные предположения о генезисе исходного расплава. Высокая магнезиальность габброанорто-зитов в сочетании с высокими концентрациями Ni и Cr свидетельствует об их кристаллизации из высокотемпературного мантийного расплава, а характер распределения РЗЭ, дифференцированный в ЛРЗЭ и плоский в ТРЗЭ в сочетании с (Nb/La)n > 0,8, — о контаминации первичного расплава тоналитами коры. Высокое содержание глинозема, присутствие в габброанортозитах основного плагиоклаза и наличие на спйдерграм-мах положительных аномалий европия и стронция могут свидетельствовать, во-первых, о высокой степени фракционирования первичного расплава при условии отсутствия среди фракционирующих минералов граната и плагиоклаза и, во-вторых, об аккумуляции плагиоклаза на стадии кристаллизации массива.
Характеристика цирконов и изотопный возраст габброанортозитов. Возраст габброанортозитов Остерской интрузии определен U-Pb методом SIMS SHRIMP II по единичным зернам циркона в ЦИИ ВСЕГЕИ [12]. В габброанортозитах присутствует одна генерация зерен циркона. Зерна цирконов удлиненные и изометричные, без ядер, размер зерен 100—200 мкм, часто присутствуют обломки зёрен (рис. 4). Для цирконов, по которым проводилось датирование, выполнено изучение их внутреннего строения в катодолюминес-центном изображении (КЛ) и обратно-рассеянных
Таблица 2
Содержания редкоземельных элементов (в ppm) в цирконах габброанортозитов Остерской интрузии
Элемент Проба, зерно, точка
22.4.1 22.4.2 22.3.1
La 0,08 0,12 0,21
Ce 5,78 10,06 18,36
Pr 0,07 0,30 0,14
Nd 0,81 3,06 1,27
Sm 0,90 3,62 1,78
Eu 0,51 1,74 0,92
Gd 4,08 15,36 13,03
Dy 18,59 58,09 88,53
Er 50,55 135,97 262,52
Yb 139,72 308,24 569,22
Lu 25,82 56,22 99,72
Li 32,65 53,36 87,64
P 69,61 115,03 263,37
Ca 0,22 0,86 0,38
Ti 11,88 13,56 21,20
Sr 0,33 0,45 0,66
Y 279,14 789,33 1494,55
Nb 127,87 69,48 56,80
Ba 1,44 1,25 1,17
Hf 5623,59 5717,14 5421,11
Th 31,32 97,32 233,24
U 61,71 137,88 303,07
Th/U 0,51 0,71 0,77
Eu/Eu* 0,82 0,71 0,58
Ce/Ce* 19,55 12,85 26,19
ZREE 246,91 592,78 1055,69
ZLREE 6,73 13,54 19,98
ZHREE 238,77 573,87 1033,01
LuN/LaN 3290,44 4506,91 4667,73
LuN/GdN 51,21 29,60 61,93
SmN/LaN 19,07 48,27 13,86
T(Ti), C 758,45 770,63 813,95
Рис. 4. Катодолюминесцентные (КЛ) изображения исследуемых цирконов. Кружками выделены точки, в которых измерялись возраст и содержание редких и редкоземельных элементов
Рис. 5. Мультиэлементные диаграммы (спайдерграммы) содержаний редких и редкоземельных элементов в цирконах, нормированных на С1 [25]
Таблица 3
Результаты измерения U-Th-Pb системы в цирконах габброанортозитов пр. 22 на ионном зонде SHRIMP II
Проба, зерно, точка 206Pbc, % U, ppm Th, ppm 232Th/238U 206pb* ppm (1) 206Pb/238U Возраст (1) 207Pb/206Pb Возраст Дискор-дант-ность 207Pb*/235U ±% 206Pb*/238U ±%
22.1.1 0,24 89 41 0,48 43,4 2890 ± 29 2846 ± 20 -2 15,79 1,8 0,5657 1,2
22.2.1 0,21 51 47 0,94 24,9 2887 ± 42 2845 ± 31 -1 15,76 2,6 0,5700 1,8
22.3.1 0,06 273 288 1,09 133 2893 ± 20 2857 ± 12 -1 15,91 1,1 0,5663 0,85
22.4.1 0,41 57 38 0,70 26,6 2805 ± 35 2845 ± 27 1 15,2 2,3 0,5451 1,6
22.4.2 0,07 109 106 1,00 52,7 2869 ± 27 2856 ± 18 0 15,74 1,6 0,5605 1,2
22.5.1 0,28 85 64 0,78 40,8 2857 ± 31 2829 ± 22 -1 15,4 1,9 0,5576 1,3
22.5.2 0,27 59 36 0,64 28 2826 ± 35 2881 ± 26 2 15,69 2,2 0,5502 1,6
22.6.2 0,14 156 161 1,07 74,9 2851 ± 24 2886 ± 15 1 15,91 1,4 0,5563 1
22.7.1 0,10 126 61 0,50 59,3 2819 ± 26 2879 ± 17 2 15,62 1,6 0,5485 1,1
Примечание. Ошибки 1о; РЬС и РЬ* соответствуют обычному и радиогенному свинцу. Поправка введена на измеренное кол-во 204РЬ.
iWpb^lJ
0.51 -•---1---1—---•—--•---<
14,0 14.4 14,9 15,2 15,6 16,0 16,4 19,8 Играли
Рис. 6. Конкордия, построенная для габброанортозитов Остера (пр. 22)
электронах (BSE); определение содержания главных, редких и редкоземельных элементов (РЗЭ). Это позволило проводить корреляцию возраста циркона со временем его образования и определять его генезис. Содержания РЗЭ в цирконах измерены в ЯФ ФТИАН (г. Ярославль) на масс-спектрометре CAMECA-IMS-4f методом SIMS в тех же точках, что и U-Pb определения. В цирконах измерено содержание РЗЭ, Li, P, Ca, Sr, Ba, Ti, Nb, Hf, Th, U (табл. 2). В КЛ выделяются темные и светлые зерна циркона. Содержания урана в цирконах от 51 ppm в светлых полосах до 273 в темных, тория — от 39 до 288 ppm. При этом отношение 232Th/238U изменяется от 0,5 до 1. Исследованные цирконы обогащены тяжелыми РЗЭ ((Lu/La)n 3000—4000), и в них присутствует ярко выраженная положительная цериевая аномалия ((Ce/Ce*)n 12—26) (рис. 5). Концентрации и характер распределения РЗЭ в цирконах габ-броанортозитов соответствуют таковым цирконов магматического генезиса [20].
Для определения возраста выбрано девять стандартных зёрен. Все зерна дали конкордант-ное значение возраста 2860 ± 9 при СКВО 0,02 (табл. 3, рис. 6). Возраст в пределах ошибки совпадает с возрастом, полученным ранее классическим методом для Семченской и Палаламбин-ской интрузий габбро, и соответствует возрасту мафитов третьей группы других участков Водло-зерского домена.
В габброанортозитах западного массива измерены изотопные отношения Бш и Кё [15, пр. 112 Ар-95]. Величина еш, рассчитанная на ранее предполагаемый возраст 2920 млн лет —0,6, при пересчете на полученный нами возраст по циркону 2860 млн лет —1,2.
Количественная модель образования исходного расплава. Сегодня в литературе предлагаются различные модели образования габброанортозитов. Нами были рассмотрены модели образования анортозитов в различных геологических обстановках [6, 17]. Наиболее удовлетворяющей условиям образования габброанорозитов принята модель Л.Д. Эшве-ла и Дж.С. Маерса [17], предложенная ими для анортозитовых интрузий зеленокаменных поясов. Описанные Л.Д. Эшвелом архейские анортозитовые интрузии занимают сходное геологическое положение с Остерской габброанортозитовой интрузией: они внедрялись в супракрустальные породы зелено-каменного пояса на позднем этапе его образования. Модель Л.Д. Эшвела и Дж.С. Маерса предполагает образование анортозитовых магм в две стадии. В первую стадию при частичном плавлении мантийного субстрата образуется расплав коматиито-вого состава, во вторую стадию в промежуточной магматической камере происходит фракционирование оливина и ортопироксена, вследствие чего в остаточном расплаве увеличиваются содержания кремнезёма и глинозёма. Как показано выше, при описании химического состава пород отношение ^ё/УЪ)п равно 1, что позволяет считать, что в процессе фракционирования первичного коматиитово-го расплава не принимал участия гранат, т. е. давление при фракционировании не превышало 2 ГПа. Дифференцированное распределение ЛРЗЭ с (Ьа/Бш)п 5—7 и Ьа/Къ 0,7—0,2 свидетельствует, что в условиях коры фракционированный высокоглиноземистый расплав контаминирован веществом коры. Подтверждением наличия коровой контаминации является отрицательное значение еш(2860) —1,2. Все перечисленные особенности габброанор-тозитов района оз. Остер позволяют применить модель Л.Д. Эшвела и Дж.С. Маерса при учёте ассимиляции расплавом пород коры. Согласно принятой модели, для расчёта условий образования исходного расплава в качестве источника плавления выбран гранатовый лерцолит, состоящий из 60 % оливина, 20 % ортопироксена, 10 % клино-пироксена и 10 % граната. Наиболее соответствующим принятой модели представляется 20%-ное плавление гранатового лерцолита при давлении около 4 ГПа. Поскольку в процессе фракционирования первичного коматиитового расплава не принимал участия гранат, то последующее фракционирование оливина и ортопироксена происходило в соотношении 2:3 в промежуточной камере при давлении от 1,2 до 2,0 ГПа. Дальнейшая ассимиляция полученным расплавом тоналита происходила
в коровых условиях, т. е. при давлении менее или равном 1 ГПа. Для определения состава мантийного источника плавления проведен расчет ассимиляции и фракционной кристалллизации (АБС), по модели Де Паоло [21] в координатах Ьа/Бш-еш. На рис. 7 показана модель смешения 20%-ной фракционированной выплавки из примитивной мантии РМ с еш 0 и Ьа/Бш —1,6 и 20%-ной выплавки из деплетиро-ванной мантии ОМ, примерно соответствующей КМОЯВ, с еш(2860) +2,8 и Ьа/Бш -0,96 с тона-литом коры. В качестве контаминанта в расчётах использованы составы мезоархейского тоналита фундамента из соседнего района Палой Ламбы [3, обр. 132 0; -3141 млн лет) с еш(2860) -3,9 и Ьа/Бш -7,9] и палеоархейского тоналита района р. Лайру-чей [13, обр. 1161 0; 3224 млн лет) с еш(2860) -6,3 и Ьа/Бш -11]. Сравнение полученных результатов с реальными образцами габброанортозитов Остер-ского массива свидетельствует, что источником исходного расплава могла служить только недепле-тированная мантия, а подходящим контаминан-том - тоналит с возрастом 3141 млн лет при ассимиляции 17-20 % тоналита.
Степень контаминации фракционированного мантийного расплава тоналитами коры при образовании габброанортозитов Остера была также проверена расчетами изотопного состава Кё по модели Б.-М. Джана с коллегами [23]. По предложенной им формуле соотношение количества уже фракционированного мантийного расплава и контаминанта расчитывается по соотношениям в них величин еш и концентраций Кё в расплаве, в контаминанте и реальной породе. В расчетах мы использовали те же мантийные источники, что и в расчетах по модели Де Паоло [21] с учетом того, что в расплавах после фракционирования из них оливина и ортопироксена возрастает конце-трация Кё, которая будет составлять в расплаве из РМ 11 и 12 ррш в расплаве из ОМ. Остальные данные не изменяются и соответствуют значениям, приведенным на рис. 8. Результаты расчетов подтверждают, что происходила 20%-ная контаминация фракционированного расплава, выплавленного из недеплетированной мантии, мезоархей-ским тоналитом. Аналогичный расплав из депле-тированного источника потребовал бы 40%-ной контаминации, что не соответствует химическому составу и геохимическим параметрам образцов габброанортозитов.
Для расчета количественной модели по содержанию породообразующих и редкоземельных элементов состав источника был принят равным значениям примитивной мантии (РМ) [25]. В расчетах использованы составы минералов из экспериментальной работы М.Дж. Вальтера [26]. Для расчета равновесного частичного плавления по редким элементам была использована методика К. Аллегре и Дж. Минстера [19]. По расчётам по главным и редким элементам получена модельная линия расплава, образованного при описанных выше параметрах (табл. 4, 5), и представлена на рис. 8. Численная модель предполагает четыре стадии образования интрузии габброанортозитов. На первой стадии происходит 21%-ное плавление мантийного лерцолита и отделение от мантии расплава коматиитового состава. На второй стадии в промежуточной магматической камере происходит фракционирование оливина (22 %) и ортопироксена (78 %) при степени фракционной
Рис. 7. Модель расчета ассимиляции и фракционной кристаллизации в координатах La/Sm — ем. Вверху — кривая ассимиляции 20%-ным расплавом из деплетированной мантии %Л(2,86) = +2,8 и тоналитов Водлозерского домена пр. 1161 районов Лайручей [13] и пр. 132 Палая Ламба [3]. Внизу — кривая ассимиляции 20%-ным распплавом РМ [25] тех же тоналитов
Рис. 8. Графическое изображение модели эволюции систем СаО — SO2 (а), А1203 — SiO2 (б) и спектр распределения РЗЭ в модели габброанортозитов (в)
а, б — 1 — фракционирование оливина и ортопироксена; 2 — контаминация фракционированного расплава тоналитом коры; 3 — содержание СаО и А1203 в породе интрузии (пр. 22); 4 — содержание СаО и А1203 в модельном составе. в — 1 — рассчитанная кривая; 2 — габброанортозиты (пр. 22)
Моделирование химического состава габброанортозитов по главным элементам
Плавление гранатового лерцолита
Х0 0,6 0,2 0,1 0,1 Б
Элементы
х0 0,03 0,03 0,47 0,47 0,23
С1 О1 Орх Срх Grt С1
45,05 40,09 56,1 55,14 42,7 48,8511
тю2 0,049 0 0,02 0,1 0,35 0,2121
А2О3 3,428 0,2 3,55 3,51 22,5 12,3231
БеО 7,415 9,05 4,71 4,97 5,46 5,3149
МпО 0,132 0,13 0,11 0,13 0,19 0,1576
MgO 41,43 49,71 32,9 26,8 23,4 26,0638
СаО 1,8 0,3 2,2 7,53 4,27 5,621
К2О 0,107 0 0,19 0,65 0,04 0,33
Е 99,411 99,48 99,8 98,83 98,8 98,8736
Фракционирование О1+Орх
х0 0,22 0,78 f 0,4
С1 О1 Орх Сиш С1
БЮ2 48,8511 40,14 53,4 50,444 47,6619393
тю2 0,2121 0 0,08 0,0624 0,44792655
А12О3 12,3231 0,22 7,05 5,5474 23,0673711
БеО 6,2149 8,74 5,25 6,0178 6,67868592
МпО 0,1576 0,13 0,12 0,1222 0,21614136
MgO 25,1638 49,97 31,5 35,54 9,84740851
СаО 5,621 0,25 2,45 1,966 11,3902495
К2О 0,33 0 0,13 0,1014 0,69027774
Е 98,8736 99,45 99,9 99,801 100
Контаминация
а 0,2
С1 С 132Ар10 С1
бЮ2 47,66193932 67 51,5295515
TiO2 0,447926551 0,44 0,44634124
А12О3 23,06737107 16 21,6538969
БеО 6,678685918 3,62 6,06694873
МпО 0,216141359 0,063 0,18551309
MgO 9,847408509 1,53 8,18392681
СаО 11,39024953 4,49 10,0101996
К2О 0,690277742 4,34 1,42022219
Е 100 97,483 99,4966
Примечание. Х0 - весовая часть минерала I в исходной твёрдой фазе; х0 - весовая часть минерала I в точке эвтектики; Б - степень парциального плавления; f - степень фракционной кристаллизации; а - степень контаминации.
кристаллизации 0,4. В результате отделения оли-вин-ортопироксенового кумулата исходно кома-тиитовый расплав обогащается глинозёмом, кремнезёмом и редкими землями, уменьшается его магнезиальность. На третьей стадии расплав ассимилирует вмещающие ТТГ-породы (20%-ная контаминация) и обогащается лёгкими редкими землями. На этой стадии химический состав модельного расплава приобретает основные черты состава образца габброанортозита, за исключением выраженной европиевой аномалии. На
заключительной стадии из модельного расплава кристаллизуется порода, состоящая из оливина 5, клинопироксена 11, ортопироксена 12 и плагиоклаза 72 %. На этой стадии кристаллизуется 99 % расплава. Полученный модельный состав габбро-анортозита незначительно отличается от состава реальных анализов породы, выходя за пределы вариаций химического состава только по содержанию натрия, а полученный спектр распределения РЗЭ сохраняет все особенности распределения РЗЭ в реальных образцах пород интрузии. Ярко
Моделирование химического состава габброанортозитов по редким элементам
Плавление мантийного субстрата
Х0 0,6 0,2 0,1 0,1
х0 0,03 0,03 0,47 0,47 F = 0,23
Смантии Кр 01 Кр Орх Кр СРх Кр Gгt норм. Б0 Р С1
La 0,62 0,047 0,02 0,056 0,001 0,31 0,04 0,03 2,37
Се 1,616 0,006 0,02 0,092 0,007 0,808 0,02 0,05 6,83
№ 1,2 0,006 0,03 0,23 0,026 0,6 0,04 0,12 5,06
Sm 0,39 0,007 0,05 0,445 0,102 0,195 0,07 0,26 1,63
Ей 0,146 0,007 0,05 0,474 0,24 0,073 0,09 0,34 0,61
Gd 0,518 0,01 0,09 0,556 0,68 0,259 0,15 0,58 2,13
Оу 0,644 0,013 0,15 0,582 1,98 0,322 0,29 1,21 2,62
Ег 0,42 0,026 0,23 0,583 4,7 0,21 0,59 2,49 1,70
УЪ 0,418 0,04 0,34 0,542 6,167 0,209 0,76 3,16 1,58
Lu 0,064 0,045 0,42 0,506 6,95 0,032 0,86 3,52 0,23
Фракционирование 01+0рх
Х0 0,22 0,78 £=0.4
х0 0 0
С1 Кр 01 Кр Орх Б0 С2/С1 С2
La 2,37 0,047 0,02 0,03 12,59 3,90
Се 6,83 0,006 0,02 0,02 13,97 11,28
Nd 5,06 0,006 0,03 0,02 13,87 8,32
Sm 1,63 0,007 0,05 0,04 13,64 2,66
Ей 0,61 0,007 0,05 0,04 13,72 1,00
Gd 2,13 0,01 0,09 0,07 13,20 3,42
Оу 2,62 0,013 0,15 0,12 12,75 4,11
Ег 1,70 0,026 0,23 0,19 12,28 2,58
УЪ 1,58 0,04 0,34 0,27 10,93 2,29
Lu 0,23 0,045 0,42 0,34 10,11 0,32
Контаминация
а = 0,2
С2 С обр.132 С3/С1 С3
La 3,90 26,2 8,36 8,36
Се 11,28 56,3 20,29 20,29
Nd 8,32 18,3 10,32 10,32
Sm 2,66 3,3 2,79 2,79
Ей 1,00 0,77 0,96 0,96
Gd 3,42 2,83 3,30 3,30
Оу 4,11 2,35 3,75 3,75
Ег 2,58 1,32 2,33 2,33
УЪ 2,29 1,33 2,09 2,09
Lu 0,32 0,22 0,30 0,30
Кристаллизация массива
Х0 0,05 0,12 0,11 0,72
х0 £ = 0,99
С3 Кр 01 Кр Орх Кр СРх Кр PL Б0 С4/С1 С4
La 8,36 0,0004 0,001 0,002 0,27 0,19 16,14 5,00
Се 20,29 0,0005 0,002 0,017 0,2 0,15 12,42 10,04
№ 10,32 0,0010 0,005 0,14 0,14 0,12 7,23 4,34
Sm 2,79 0,0013 0,015 0,32 0,11 0,12 5,99 1,17
Ей 0,96 0,0016 0,024 0,41 0,73 0,57 12,27 0,90
Gd 3,30 0,0015 0,030 0,46 0,066 0,10 4,82 1,25
Оу 3,75 0,0017 0,050 0,54 0,055 0,11 4,52 1,45
Ег 2,33 0,0015 0,081 0,57 0,041 0,10 4,19 0,88
УЪ 2,09 0,0015 0,140 0,6 0,031 0,11 3,89 0,81
Lu 0,30 0,0015 0,170 0,58 0,025 0,10 3,59 0,11
Примечание. Х0 — весовая часть минерала i в исходной твёрдой фазе; х0 — весовая часть минерала i в точке эвтектики; Кр — коэффициент распределения элемента j в минерале ц Do — общий коэффициент распределения для ассоциации п минералов; Р — общий коэффициент распределения для минералов расплава; F — степень парциального плавления; f — степень фракционной кристаллизации; а — степень контаминации; С — концентрация элемента j в расплаве, отделённом от мантийного протолита (ррт); С2 — концентрация элемента j в расплаве после фракционной кристаллизации (ррт); С3 — концентрация элемента j в расплаве, после контаминации (ррт); С4 — концентрация элемента j в породе после кристаллизации массива (ррт); С1 — концентрация элемента j в хондрите С1 [25].
выраженная европиевая аномалия в породе является следствием кристаллизации плагиоклаза на последней стадии образования пород.
Обсуждение результатов. Выводы. Дополнительные исследования остерских интрузий габбро-анортозитов подтвердили их отнесение к мафитам третьей возрастной группы, представленных на западной окраине Водлозерского домена, широко распространенных на всей площади домена и образованных 2,89—2,84 млрд лет. Полученные ранее данные по геологическому положению интрузий в шкале последовательности геологических событий подтверждены результатами изотопного датирования.
Возраст габброанортозитов остерских интрузий определён U-Pb методом SIMS на приборе SHRIMP II. По единичным зернам циркона получено конкордантное значение возраста 2860 ± ± 9 млн при СКВО = 0,02. Исследование датированных цирконов показало наличие в них зональности, сходной с зональностью в цирконах из габброанортозитов расслоенных интрузий палеопро-терозоя. Концентрации и характер распределения РЗЭ в датированных цирконах габброанортозитов с (Lu/La)n 3000—4000, а также положительная аномалия церия ((Ce/Ce*)n 12—26) соответствуют таковым цирконов магматического генезиса [19]. По соотношению U/Yb-Y и высоким концентрацям Li цирконы габброанортозитов соответствуют цирконам базитов внутриконтинентальных образований [2, 18, 22].
Для определения состава источника плавления при образовании исходного расплава габброанор-тозитов расчитаны ассимиляция и фракционная кристалллизация (AFC) по модели Де Паоло [21] в координатах La/Sm—eNd. Сравнение результатов смешения мантийных источников DM с eNd(2860) +2,8 и PM c eNd 0 с тоналитом коры Палой Лам-бы с eNd(2860) —3,9 и образцами габброанортози-тов массива подтверждает, что источником могла служить недеплетированная мантия PM, а подходящим контаминантом тоналит (аналог обр. 132) с возрастом 3141 млн лет.
Количество и состав мантийного расплава, а также состав и количество контаминанта были проверены расчетами по формуле Б.-М. Джана. В расчетах по Б.-М. Джану за пределами рассмотрения остается процесс фракционирования первичной мантийной выплавки. При фракционировании Ol+Opx изотопные характеристики расплава не меняются, но увеличивается концентрация в нем РЗЭ. Если принять, что фракционная кристаллизация достигала 40 %, то полученные результаты близки к результатам Де Паоло [21].
Результаты подтверждены расчетами количественной модели по содержанию породообразующих и редкоземельных элементов с реальными образцами габброанортозитов Остерского массива. Следовательно, образование исходного расплава габброанортозитов может быть описано в рамках модели Л.Д. Эшвела и Дж.С. Маерса при условиях 20%-ного равновесного частичного плавления недеплетированного мантийного источника (при Р > 4 ГПа) с образованием коматиитового расплава с последующим фракционированием 40 % оливина и ортопироксена в соотношении 2:3 (при 2 > P > 1,2 ГПа) и 20%-ной ассимиляцией тонали-тов коры. Кристаллизация массивов происходила
при давлени 3-5 кбар с интенсивной кристаллизацией плагиоклаза и формированием положительных аномалий европия и стронция.
Выплавление коматиитов, исходные расплавы которых являются результатом высоких степеней плавления источника РМ при температурах, существенно превышают модельные температуры архейской мантии [19]. Образование таких расплавов требует дополнительного статического тепла, которое может быть обеспечено подъемом плюма. Полученные результаты подтверждают плюмовую природу исходных расплавов мафитов третьего этапа, развитых в пределах Водлозерского домена.
Авторы благодарят Е.Н. Лепехину из ЦИИ ВСЕГЕИ за изотопные измерения проб, а также С.Г. Симакина, Е.В. Потапова (ЯФ ФТИАН) за аналитические исследования геохимии циркона. Авторы благодарят за конструктивные советы В.П. Чеку-лаева, А.В. Степанову, а также рецензента А.Б. Вревского, замечания которых позволили расширить содержание и улучшить статью. Работа выполнена в рамках Госзадания (тема НИР № 0153-2018-0012).
1. Арестова Н.А., Пугин В.А. Распределение Бг, Ва, Си, Сг, V, № и Со в породах базальт-риолитового ряда как показатель их ликвационной природы // Геохимия. 1985. № 7. - С. 946-950.
2. Арестова Н.А. О соответствии геологических данных и результатов датирования архейских пород и-РЪ методом по циркону на примере Карельской провинции Балтийского щита / Н.А. Арестова, В.П. Чекулаев, Г.А. Кучеров-ский, Ю.С. Егорова, С.Г. Скублов // Регион. геология и металлогения. 2017. № 71. - С. 35-52.
3. Арестова Н.А. Формирование архейской коры древнего Водлозерского домена, Балтийский щит / Н.А. Арестова, В.П. Чекулаев, С.Б. Лобач-Жученко, Г.А. Кучеров-ский // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2015. Т. 23. № 2. - С. 3-15.
4. Геология и петрология архейского гранитно-зе-ленокаменного комплекса Центральной Карелии / ред. К.О. Кратц. - М.; Л.: Наука, 1978. - 262 с.
5. Куликов В.С. Эволюция магматизма Водлозерского блока Карельской гранит-зеленокаменной области в архее / В.С. Куликов, А.К. Симон, В.В. Куликова, А.В. Самсонов, А.И. Кайряк, В.А. Ганин, А.И. Зудин // Геология и геохронология докембрия Восточно-Европейской платформы. - Л.: Наука, 1990. - С. 92-100.
6. Ларин А.М. Граниты рапакиви и ассоциирующие породы. - СПб.: Наука, 2011. - 402 с.
7. Лобач-Жученко С.Б. Эволюция Южно-Выгозерского зеленокаменного пояса Карелии / С.Б. Лобач-Жученко, Н.А. Арестова, В.П. Чекулаев, О.А. Левченков, И.Н. Крылов, Л.К. Левский, Е.С. Богомолов, А.В. Коваленко // Петрология. 1999. Т. 7. № 2. - С. 156-173.
8. Лобач-Жученко С.Б., Глебовицкий В.А., Арестова Н.А. Мантийные источники вещества Водлозерского домена Фенноскандинавского щита // Докл. РАН. 2009. Т. 429. № 2. - С. 223-226.
9. Лобач-Жученко С.Б. Архейские террейны Карелии: их геологическое и изотопно-геохимическое обоснование / С.Б. Лобач-Жученко, В.П. Чекулаев, Н.А. Арестова, Л.К. Левский, А.В. Коваленко // Геотектоника. 2000. № 6. - С. 26-42.
10. Ранний докембрий Балтийского щита / ред. В.А. Глебовицкий. - СПб.: Наука, 2005. - 711 с.
11. Светов С.А. Мезоархейский андезитовый комплекс Остерской зеленокаменной структуры - новые результаты геохронологического изучения / С.А. Светов, Т.Н. Назарова, А.И. Светова, М.А. Гоголев, З.П. Рыбникова // Гео-
логия и полезные ископаемые Карелии. — Петрозаводск: Кар.НЦ РАН, 2013. - Вып. 16. - С. 51-56.
12. Сергеев С.А. Возраст пород и метаморфических процессов Водлозерского метаморфического комплекса Балтийского щита (по результатам анализа цирконов U-Th-Pb изотопным методом на ионном микрозонде SHRIMP II) / С.А. Сергеев, Д.И. Матуков, Е.В. Бибикова, С.Б. Лобач-Жученко // Геохимия. 2007. № 2. - С. 229-236.
13. Чекулаев В.П. Новые данные о возрасте древнейшей тоналит-трондьемитовой ассоциации Балтийского щита / В.П. Чекулаев, Н.А. Арестова, Н.Г. Бережная, С.Л. Пресняков // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2009а. Т 17. № 2. - С. 124-128.
14. Чекулаев В.П. Возраст даек в древних тоналитах Водлозерского террейна - ключ к эволюции базитового магматизма в архее Фенноскандинавского щита / В.П. Чекулаев, Н.А. Арестова, С.Б. Лобач-Жученко, С.А. Сергеев // Докл. РАН. 2009б. Т. 428. № 4. - С. 508-510.
15. Чекулаев В.П. Архейский магматизм северо-западной окраины дреанего Водлозерского домена, район оз. Остер (геология, геохимия, петрология) / В.П. Чекулаев, С.Б. Лобач-Жученко, Н.А. Арестова, Н.С. Гусева, А.В. Коваленко, И.Н. Крылов // Петрология. 2002. Т 10. № 2. - С. 138-167.
16. Arestova N.A., Lobach-Zhuchenko S.B., Chekulaev V.P., Gus'kova E.G. Early Precambrian mafic rocks of the Fennoscandian shield as a reflection of plume magmatism: geochemical types and formation stages // Russian Journal of Earth Sciences. 2003. Vol. 5. No 3. - P. 145-163.
17. Ashwal L.D., Myers J.S. Archean Anorthosites // Archean Crustal Evolution / K.C. Condie (Ed). 1994. ^apt. 8. - P. 315-355.
18. Bouvier A.-S. Li isotopes as a petrogenetic tracer in zircon: insights from Archean TTG and Sanukitoids / A.-S. Bouvier, T. Ushikabo, N.T Kita, A.J. Cavosie, R. Kozdon, J.W. Valley // Contrib. Mineral. Petrol. 2012. Vol. 163. -P. 745-768.
19. Condie K.C. Mantle Plumes and their Record in Earth History. Cambridge University Press, 2001. - 306 p.
20. Corfu F., Hanchar J.M., Hoskin P.W.O., Kinny P. Atlas of zircon textures // Zircon / Eds. by Hanchar, J.M., Hoskin, P.W.O. - Mineralogical Society of America and Geochemical Society, Reviews in Mineralogy and Geochemistry. 2003. Vol. 53. - P. 469-500.
21. DePaolo D.J. Trace element and isotopic effect of combined wallrock assimilations and fractional crystallization // Earth Planet.Sci.Lett. 1981b. Vol. 53. - P. 189-202.
22. Grimes C., Ushikabo Т., John B, Valley J.W. Uniformly mantelike S18O in zircons from oceanic plagiogranites and gabbros // Contrib. Mineral. Petrol. 2011. Vol. 161. No 1. -P. 13-33.
23. Jahn B.M., Wu F.Y., Chen B. Massive granitoid generation in Central Asia: Nd isotope evidence and implication for continental growth in the Phanerozoic // Episodes. 2000. Vol. 23. No 2. - P. 82-92.
24. Puchtel I.S., Hofman A.W., Amelin Yu.V, GarbeSchonberg C.-D., SamsonovA.V., ShchipanskyA.A. Combined mantle plume-island arc model for the formation of the 2.9 Ga Sumozero-Kenozrero greenstone belt, SE Baltic Shield: istope and trace element constraits // Geochim. Cosmochim. Acta. 1999. Vol. 63. No 21. - P. 3579-3595.
25. Sun S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes / Eds: A.D. Saunders, M.J. Norry // Magmatism in the ocean basins. Geol. Society, Spec. Publ. 1989. Vol. 42. - P. 313-345.
26. Walter M.J. Melting of garnet peridotite and the origin of komatiite and depleted lithosphere // Journal of Petrology. 1998. Vol. 39. - P. 29-60.
1. Arestova N.A., Pugin V.A. The distribution of Sr, Ba, Cu, Cr, V, Ni, and Co in rocks of the basalt-rhyolite series as an index of their segregation nature. Geohimiya. 1985. No 7, pp. 946-950. (In Russian).
2. Arestova N.A., Chekulaev V.P., Kucherovskij G.A., Egorova Yu.S., Skublov S.G. On the correspondence of geological data and the results of dating of Archaean rocks U-Pb by the zircon method on the example of the Karelian province of the Baltic Shield. Region. geologiya i metallogeniya. 2017. No 71, pp. 35-52. (In Russian).
3. Arestova N.A., Chekulaev V.P., LobachZhuchenko S.B., Kucherovsky G.A. Formation of the Archaean crust of the ancient Vodlozero domain, the Baltic Shield. Stratigrafiya. Geologicheskaya korrelyaciya. 2015. Vol. 23. No 2, pp. 3-15. (In Russian).
4. Geologiya i petrologiya arhejskogo granitno-zelenoka-mennogo kompleksa Central'noj Karelii [Geology and petrology of the Archean granite-greenstone complex of Central Karelia]. Ed. by Kratc, K.O. Moscow; Leningrad: Nauka. 1978. 262 p.
5. Kulikov V.S., Simon A.K., Kulikova V.V, Samsonov A.V., Kajryak A.I., Ganin V.A., Zudin A.I. Evolution of magmatism of the Vodlozersky block of the Karelian granite-greenstone region in the Archean. Geology and geochronology of the Precambrian of the East European Platform. Leningrad: Nauka. 1990. Pp. 92-100. (In Russian).
6. Larin A.M. Granity rapakivi i associiruyushchie porody [Granites of rapakivi and associated rocks]. St. Petersburg: Nauka. 2011. 402 p.
7. Lobach-Zhuchenko S.B., Arestova N.A., Cheku-laev V.P. i dr. Evolution of the South Vygozer greenstone belt of Karelia. Petrologiya. 1999. Vol. 7. No 2, pp. 156-173. (In Russian).
8. Lobach-Zhuchenko S.B., Glebovickij V.A., Arestova N.A. Mantle sources of matter of the Vodlozero domain of the Fennoscandian shield. Dokl. RAN. 2009. Vol. 429. No 2, pp. 223-226. (In Russian).
9. Lobach-Zhuchenko S.B., Chekulaev V.P., Aresto-va N.A. i dr. Archaean terranes of Karelia: their geological and isotopegeochemical justification. Geotektonika. 2000. No 6. Pp. 26-42. (In Russian).
10. Ranniy dokembriy Baltiyskogo shchita [Early Precambrian of the Baltic Shield]. Ed. by Glebovickiy V.A. St. Petersburg: Nauka. 2005. 711 p.
11. Svetov S.A., Nazarova T.N., Svetova A.I. i dr. Mesoar-chaean andesite complex of the Oster greenstone structure -new results of geochronological study. Geologiya i poleznye iskopaemye Karelii. Petrozavodsk: KarNC RAN. 2013. Iss. 16, pp. 51-56. (In Russian).
12. Sergeev S.A., Matukov D.I., Bibikova E.V., Lobach-Zhuchenko S.B. The age of rocks and metamorphic processes of the Vodlozero metamorphic complex of the Baltic Shield (based on the results of the UThPb zircon analysis by the isotope method on the SHRIMP II ion microprobe). Geohimiya. 2007. No 2, pp. 229-236. (In Russian).
13. Chekulaev V.P., Arestova N.A., Berezhnaya N.G., Presnyakov S.L. New data on the age of the oldest tonalite-trondhjemite association of the Baltic Shield. Stratigrafiya. Geologicheskaya korrelyaciya. 2009a. Vol. 17. No 2, pp. 124-128. (In Russian).
14. Chekulaev V.P., Arestova N.A., LobachZhuchenko S.B., Sergeev S.A. Age of dikes in ancient tonalites of the Vodlozero terrane is the key to the evolution of basite magmatism in the Archaean of the Fennoscandian Shield. Dokl. RAN. 20095. Vol. 428. No 4, pp. 508-510. (In Russian).
15. Chekulaev V.P., LobachZhuchenko S.B., Arestova N.A. i dr. Archaean magmatism of the northwestern margin of the ancient Vodlozero domain, Oster (geology, geochemistry, petrology). Petrologiya. 2002. Vol. 10. No 2, pp. 138-167. (In Russian).
16. Arestova, N.A., Lobach-Zhuchenko, S.B., Chekulaev, V.P., Gus'kova, E.G. 2003: Early Precambrian mafic rocks of the Fennoscandian Shield as a reflection of plume magmatism: geochemical types and formation stages. Russian Journal of Earth Sciences. Vol. 5. 3. 145-163.
17. Ashwal, L.D., Myers, J.S. 1994: Archean Anorthosites. In Condie, K.C. (ed.): Archean Crustal Evolution. Chapt. 8. 315-355.
18. Bouvier, A.S., Ushikabo, T., Kita, N.T. et al. 2012: Li isotopes as a petrogenetic tracer in zircon: insights from Ar-
chaean TTG and Sanukitoids. Contrib. Min. Petrol. Vol. 163. 745-768.
19. Condie, K.C. 2001: Mantle Plumes and their Record in Earth History. Cambridge University Press. 306.
20. Corfu, F., Hanchar, J.M., Hoskin, P.W.O., Kinny, P. 2003: Atlas of zircon textures. Mineralogical Society of America and Geochemical Society, Rev. Mineral. Geochim. Vol. 53. 469-500.
21. DePaolo, D.J. 1981: Trace element and isotopic effect of combined wallrock assimilations and fractional crystallization. Earth Planet. Sci. Lett. Vol. 53. 189-202.
22. Grimes, C., Ushikabo, T., John, B., Valley, J.W. 2011: Uniformly mantle S18O in zircons from oceanic plagiogranites and gabbros. Contrib. Mineral. Petrol. Vol. 161. 1. 13-33.
23. Jahn, B.M., Wu, F.Y., Chen, B. 2000: Massive granitoid generation in Central Asia: Nd isotope evidence
and implication for continental growth in the Phanerozoic. Episodes. Vol. 23. 2. 82-92.
24. Puchtel, I.S., Hofman, A.W., Amelin, Yu.V., GarbeSchonberg, C.-D., Samsonov, A.V., Shchipansky, A.A. 1999: Combined mantle plume-island arc model for the formation of the 2.9 Ga Sumozero-Kenozrero greenstone belt, SE Baltic Shield: istope and trace element constraits. Geochim. Cosmochim. Acta. Vol. 63. 21. 3579-3595.
25. Sun, S., McDonough, W.F. 1989: Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In Saunders, A.D., Norry, M.J. (eds.): Magmatism in the ocean basins. Geol. Society, Spec. Publ. Vol. 42. 313-345.
26. Walter, M.J. 1998: Melting of garnet peridotite and the origin of komatiite and depleted lithosphere. Journal of Petrology. Vol. 39. 29-60.
Кучеровский Глеб Алексеевич — мл. науч. сотрудник, ИГГД РАН<[email protected]> Арестова Наталия Александровна — доктор геол.-минер. наук, вед. науч. сотрудник, ИГГД РАН'. <[email protected]>
Kucherovskiy Gleb Alekseevich — Junior Researcher, IPGG RAS '. <[email protected]>
Arestova Natalia Aleksandrovna — Doctor of Geological and Mineralogical Sciences, Leading Researcher, IPGG RAS '. <[email protected]>
1 Институт геологии и геохронологии докембрия Российской академии наук (ИГГД РАН). Наб. Макарова, 2, Санкт-Петербург, 199034, Россия.
RAS Institute of the Precambrian Geology and Geochronology (IPGG RAS). 2 Naberezhnaya Makarova, St. Petersburg, 199034, Russia.
