Источники и возможные причины палеопротерозойского магматизма в южной части Карельского кратона (Фен-носкандинавский щит) Текст научной статьи по специальности «Науки о Земле и смежные экологические науки»

Труды Карельского научного центра РАН № 11. 2018. С.57-81 DOI: 10.17076/geo735

УДК 550.42:546:552.3:551.72

источники и возможные причины палеопротерозойского магматизма в южной части карельского кратона (Фенноскандинавский щит)

н. и. Кондрашова

Институт геологии КарНЦ РАН, ФИЦ «Карельский научный центр РАН», Петрозаводск, Россия

Проявления палеопротерозойского магматизма на Карельском кратоне Фенноскандинавского щита связывают в настоящее время с воздействием мантийных плюмов. На основе петрогеохимических данных по магматическим образованиям локальных геологических разрезов южной части Карельского кратона утверждается о сходном мантийном источнике для палеопротерозойских пород всех возрастных уровней от сумия до людиковия. Происходившее на уровне литосфер-ной мантии плавление исключает плюмовый источник как основной для рассматриваемых магматических образований палеопротерозоя.

Ключевые слова: внутриплитный магматизм; плюм; палеопротерозой; литосфера, астеносфера.

N. I. Kondrashova. SOURCES AND POSSIBLE CAUSES OF PALEOPROTEROZOIC MAGMATISM IN THE SOUTHERN PART OF THE KARELIAN CRATON (BALTIC SHIELD)

There is an opinion that Paleoproterozoic magmatism in the Karelian craton of the Baltic Shield is linked solely with the influence of mantle plumes. On the basis of petrogeo-chemical data on magmatic formations from local geological sections in the southern part of the Karelian craton, the author infers a similar mantle source for magmatic rocks of all Paleoproterozoic age levels, from Sumian to Ludikovian. The melting that occurred in the lithospheric mantle rules out the plume source for the considered Paleoproterozoic magmatic formations.

Keywords: intraplate magmatism; plume; Paleoproterozoic; lithosphere, astheno-sphere.

Введение

Появление и петрогеохимические особенности палеопротерозойских магматических образований Карельского кратона (рис. 1) связывают с деятельностью древних мантийных плю-мов/суперплюмов [Филатова, 2004; Типы..., 2006; Минц, 2011 и др.]. Часть исследователей используют плюмовую модель как основу для

реконструкции последующего проявления суб-дукционных явлений [Ранний..., 2005; Светов и др.., 2012], другая - как причину проявления континентального рифтогенеза без связи с плитотектоникой [Магматизм., 1993].

Если придерживаться оригинального определения плюма как термального потока от границы ядро-мантия [Morgan, 1971], тогда лишь при наличии доказательств плавления неде-

Рис. 1. Карельская гранит-зеленокаменная область (Фенноскандинавский щит). Схема составлена с использованием материалов: [Магматизм..., 1993; Минерально-сырьевая..., 2005; Systra, 2012]. Фрагмент общей хроностратиграфической шкалы приведен по: [Общая., 2002].

1 - каледониды, 2 - Русская плита Восточно-Европейской платформы, 3 - Свекофеннский складчатый пояс (коллизионный ороген), 4 - Беломорский подвижный пояс (БПП), 5 - Лапландский гранулитовый пояс, 6 - Кольско-Карельский кратон (КГЗО - Карельская гранит-зеленокаменная область, КГО - Кольская гранулитовая область), 7 - вулканогенно-осадочные породы палеопротерозоя (сумий-людиковий), 8 - расслоенные интрузии палеопротерозоя, 9 - субвулканические образования раннего протерозоя, 10 - граниты рапакиви, 11 - разрывные нарушения, 12 - государственная граница, 13 - локальные разрезы: 1 - сумия (а - р-н Красная Речка, б - оз. Каллиева Лампи), 2 - ятулия (а - сегозерский горизонт, б - онежский горизонт), 3 - людиковия

Fig. 1. Karelian granite-greenstone area (Fennoscandian Shield). The scheme was compiled using the materials: [Magmatism..., 1993; Mineral and raw materials., 2005; Systra, 2012]. A fragment of the general chronostratigraph-ic scale is given after [General., 2002].

Legend: 1 - Caledonides, 2 - Russian plate of the East European platform, 3 - Svekofennsky fold belt (collision orogen), 4 - Belo-morsky mobile belt (BPP), 5 - Lapland granulite belt, 6 - Kola-Karelian craton (KGZO - Karelian granite-greenstone region, KGO -Kola granulite region), 7 - volcanogenic-sedimentary rocks of the Paleoproterozoic (Sumian - Ludicovian), 8 - stratified intrusions of the Paleoproterozoic, 9 - subvolcanic formations of the Early Proterozoic, 10 - rapakivi granites, 11 - discontinuous disorders, 12 - the state border, 13 - local sections: 1 - Sumian (a - the Red River, б - Lake Kallieva Lampi), 2 - Jatulian (a - Segozero horizon, б - Onega horizon), 3 - Ludicovian

плетированной мантии, а это может быть только подастеносферный источник, можно предполагать «плюмовый» источник магматитов.

Задачей настоящей статьи является установление на основании петрогеохимических характеристик палеопротерозойских (сумий-ско-ятулийско-людиковийских) магматических образований южной части Карельского кратона Фенноскандинавского щита (Онежская струк-

тура) вероятных источников расплавов для разновозрастных магматитов и выяснение возможных причин их появления.

Материалы и методы

В работе использованы образцы магматических пород палеопротерозоя, отобранные с разных уровней сводного геологического раз-

реза южной части Карельского кратона (рис. 1). Были исследованы вулканиты сумийского возраста из двух районов: Краснореченской (Красная Речка) и Койкарско-Кумчезерской (оз. Каллиева Лампи) синклиналей. Магматические образования ятулия двух локальных разрезов (у пос. Гирвас и Поор-Порога) относятся к Пальеозерской синклинали. Образцы людиковийских магматических пород отобраны из разрезов восточной части Онежской мульды (р-н Заонежья).

Используемые в работе химические анализы петрогенных элементов (силикатный анализ) выполнены в химической лаборатории Института геологии КарНЦ РАН. Редкие и редкоземельные элементы определялись методом масс-спектрометрии в сочетании с лазерной абляцией (LA ICP-MS) здесь же (аналитик А. С. Парамонов) [Светов и др., 2015].

Краткие сведения о положении в сводном геологическом разрезе Карельского кратона палеопротерозойских магматитов

Карельский кратон, занимая центральную часть российской территории Фенносканди-навского щита, геологически представляет собой архейскую гранит-зеленокаменную область (ГЗО), пенепленизированную к началу протерозоя. Начинается разрез палеопротеро-зоя с базальных аркозов сумийского надгори-зонта региональной стратиграфической шкалы, с угловым несогласием залегающих на отложениях позднеархейского возраста [Геология., 1987]. Осадконакопление в сумийский этап геологической истории кратона сменяется кратковременным этапом излияния лав базальтов, андезибазальтов. Вулканиты сумия - сари-олия (отложения сариолийского надгоризонта рассматриваются в объеме единого сумийско-сариолийского комплекса) картируются в ряде локальных структур центральной части Карельского кратона и по его границе с Беломорским подвижным поясом [Коросов, 1991, 2013].

Состав вулканических продуктов - базальты и (преимущественно) андезибазальты, в том числе и магнезиальные. В районе Ветреного Пояса в сумийском разрезе преобладают магнезиальные базальты, коматиитовые базальты [Куликов и др., 2005]. В верхних частях разрезов структур зоны сочленения КГЗО и БПП появляются риолиты, генетически не связанные с базальтами [Богина, Злобин, 2010; Мыскова и др., 2011].

Интрузивные образования этого времени представлены расслоенными комплексами основного-ультраосновного состава. В шовной

зоне Карельской ГЗО и Беломорского пояса присутствуют одновозрастные им гранитоиды [Магматизм., 1993]. Вулканиты ультраосновного состава встречаются только в разрезе сумия района Ветреного Пояса.

В районе Краснореченской синклинали су-мийские вулканиты залегают непосредственно на поверхности лопийских плагиогранитов с корой физического выветривания в основании. Разрез сумия состоит здесь из приблизительно двух десятков потоков [Коросов, 1991], с субмеридиональным простиранием и падением на запад под углом 35-50°. Потоки слагаются мелкозернистыми андезибазальтами и базальтами, их миндалекаменными разновидностями. Встречаются вспененные и ва-риолитовые лавы, что указывает на наземные извержения. Общая мощность лавовых потоков около 300 метров.

Выше по разрезу вулканиты сумия сменяются полимиктовыми сариолийскими конгломератами, которые, в свою очередь, через кору физического выветривания и кварцевые конгломераты нижнего ятулия сменяются лавовыми образованиями ятулийского возраста. Мощность нижнеятулийских эффузивов основного состава составляет здесь приблизительно 30 метров. Не исключена и возможность присутствия в этой части разреза маломощных пластообразных силлов более молодого возраста, на что указывает конкордантный 207Pb/206Pb возраст по цирконам из тела магматических пород у пос. Гирвас, равный 1976 ± 9 млн лет [Puchtel et al., 1998; Martin et al., 2015].

В районе оз. Каллиева Лампи (к северо-западу от пос. Гирвас) на лопийском фундаменте с корой физического выветривания в основании залегают потоки сумийских вулканогенных пород андезибазальтового и (редко) базальтового состава. Общая мощность лавовой толщи около 400 метров. Выше по разрезу картируются сариолийские конгломераты и потоки яту-лийских базальтов.

Считают, что ведущим геологическим процессом в ятулии являлось терригенное осад-конакопление, а вулканогенное имело подчиненное значение [Светов, 1979]. На Карельском кратоне магматиты ятулийского возраста в современном эрозионном срезе встречаются в ряде структур центральной части КГЗО и в шовных зонах КГЗО - БПП и КГЗО - Свеко-феннского складчатого пояса. В региональной шкале ятулий подразделяется на два горизонта: сегозерский (нижний) и онежский (верхний). Вулканогенные образования завершают осадочные части разрезов нижнего и верхнего

ятулия [Светов, 1979]. В раннем ятулии магматические образования представлены преимущественно вулканитами базальтового состава. В разрезе верхнего ятулия присутствуют эффузивно-пирокластические образования и силлы габбро-долеритов [Светов, 1979], однако геохронологический возраст некоторых из них определен как людиковийский [Филиппов и др., 2007].

Ятулийские отложения в сводном геологическом разрезе Центральной Карелии сменяются вулканогенными, осадочно-вул-каногенными образованиями людиковийско-го надгоризонта. Вулканиты этого возраста по распространенности уступают осадочным породам. Осадконакопление в людиковии было связано с заложением Южно-Карельского се-диментационного бассейна (Онежская депрессия) с терригенным, терригенно-карбонатным и шунгитовым осадконакоплением [Онежская..., 2011]. Вулканиты, вероятно, были приурочены к бортовым ограничениям депрессии. По данным [Полеховский, Голубев, 1989], их общая мощность, включая силлы габбро-доле-ритов, составляет около 600-1300 м.

В районе Заонежского п-ова в отличие от более пологого залегания вулканогенных и вул-каногенно-осадочных образований остальной части Карельского кратона выделяются зоны складчато-разрывных дислокаций [Ранний., 2005]. Они представляют собой крутопадающие антиклинальные складки шириной 0,5-4 км и разделены широкими и пологими синклиналями с размахом крыльев от 5 до 15 км. Ядра антиклиналей сложены доломитами ятулия, а крылья - шунгитсодержащими алевролитами, пелитами и вулканитами основного состава людиковия. В западной части полуострова уровень эрозионного среза уменьшается, поэтому в ядрах антиклиналей картируются вулка-ногенно-осадочные образования раннего лю-диковия, а на крыльях выходят осадочно-вул-каногенные отложения суйсарского горизонта позднего людиковия. В р-не Заонежья присутствует большое количество силлов габбро-до-леритов предположительно людиковийского возраста. Определенный по цирконам и-РЬ возраст долеритов Лебещины - 1956 ± 5 млн лет [Степанова и др., 2014].

Таким образом, в палеопротерозойское время в направлении от сумия к ятулию отмечается все большая приуроченность вулканических проявлений к наложенным депрессиям. Разрез людиковия завершается толщей магнезиальных базальтов суйсарской свиты, возраст плутонического аналога которых составляет 1980 ± 27 млн лет [Куликов и др.,

1999]. Суйсарские магматиты обладают еще более ограниченной локализацией [Светов, 1979; Минерально-сырьевая., 2005]. Поэтому трудно согласиться с представлением, впервые высказанным, вероятно, А. П. Световым [1979], о значительном площадном распространении вулканитов ятулия - людиковия в пределах КГЗО. Более правдоподобным представляется локальная приуроченность магматических проявлений ятулия - людико-вия, не выходящая значительно за пределы, заложенные еще в сумии - сариолии трого-вых структур. Идея о существовании крупной изверженной провинции на Карельском кра-тоне в палеопротерозое [Светов, 1979; Коро-сов, 1991 и др.] с масштабными проявлениями траппового магматизма, на наш взгляд, не подтверждается геологическими фактами (магматиты ятулия - раннего людиковия приурочены к отдельным локальным структурам, разделенным значительными по площади гра-нитоидами позднего архея; в осадочных частях разрезов вышележащих отложений нет толщ граувакков, сопоставимых по мощности с разрушенными и снесенными в бассейны седиментации потоками и покровами базальтов, якобы залегавших на значительных площадях). На площади Карельского кратона максимально проявлен магматизм в силловой фации. Если принимать суйсарские датировки некоторых силлов [Куликов и др., 1999; Филиппов и др., 2007; Степанова и др., 2014; Martin et al., 2015], тогда образование трапповой (прототраппо-вой?) провинции следует относить к позднему людиковию.

Наступление следующего калевийского этапа ознаменовалось на территории Карельского кратона затуханием вулканической деятельности. Осадкообразование с формированием толщ шунгитоносных аргиллитов, алевролитов и песчаников сосредотачивается преимущественно в области Онежского синклинория.

Магматические проявления следующего этапа палеопротерозойского времени - вепсия зафиксированы лишь внедрением Ропручей-ского силла габбро-долеритов в южной части Онежской структуры.

результаты исследования петрогеохими-ческих особенностей магматических образований палеопротерозоя южной части Карельского кратона

Обобщение материалов по геологическому строению Карельского кратона (Карельской гранит-зеленокаменной области) представлено в монографиях: [Геология., 1987; Ранний.,

Рис. 2. Положение магматических пород палеопротерозоя южной части Карельского кратона на бинарной диаграмме щелочи-кремнезем. Границы раздела пород по химическому составу по: [Петрографический..., 2008].

а - исследуемые магматические породы, б - сводная диаграмма для магматических пород Карельского кратона с использованием литературных данных по магматитам сумия из: [Коросов, 1991; Типы., 2006; Светов и др., 2012], магматитам ятулия, людиковия, суйсария из: [Онежская., 2011].

Fig. 2. The position of magmatic rocks of the Paleoproterozoic in the southern part of the Karelian craton on a binary diagram of alkali-silica. Boundaries of the rocks division by chemical composition according to [Petrographic Code, 2008].

a - investigated igneous rocks, b - summary diagram for igneous rocks of the Karelian craton using literature data on magmatites Sumian from [Korosov, 1991; Types., 2006; Svetov et al., 2012], magmatites of Jatulian, Ludicovian, Suisarian from [Onega., 2011]

2005; Минерально-сырьевая., 2005; Типы., 2006; Онежская., 2011; Куликов и др., 2017]. Результаты региональных петрогеохимических исследований магматических образований палеопротерозоя Карельского кратона опубликованы в работах: [Светов и др., 2004; Шарков, Богина, 2006; Иваников и др., 2008 и др.].

По нормативному составу сумийские и яту-лийские вулканиты относятся преимущественно к кварцнормативным разностям. В нижней части разреза сумия района оз. Каллиева Лам-пи присутствуют редкие оливин-нормативные разновидности. Среди людиковийских магма-титов встречаются как кварц-, так и оливин-нормативные разности.

На классификационной бинарной диаграмме Na2O+K2O - SiO2 (рис. 2, а) исследуемые вулканиты сумия и людиковия преимуществен-

но концентрируются в поле нормально-щелочных пород, часть точек попадают в область умеренно-щелочных. Ятулийские магматические породы концентрируются в полях как нормально-, так и умеренно-щелочных образований. На диаграмме, составленной с использованием литературных данных (рис. 2, б), появляется поле ультраосновных пикробазальтов, в котором концентрируются преимущественно образования силлов суйсария.

Преобладание среди ятулийских пород умеренно-щелочных разностей связано с повышенным содержанием в их химическом составе Na2O. Это позволило В. И. Иваникову с соавт. [2008] выдвинуть идею о изначально натриевом составе исходного для ятулийских пород расплава. Первичных минералов в ятулийских вулканитах не зафиксировано, а повышенное

содержание натрия обеспечивается высоким содержанием в породах альбита. В кристаллах альбита содержатся микровключения эпидота. Это указывает на наложенный характер альби-тизации. На наш взгляд, повышенное содержание оксида натрия связано с наложенными метасоматическими процессами, вызванными позднейшими сдвиговыми дислокациями [Ко-лодяжный, 2004].

По соотношению натрия и калия среди исследуемых магматических пород палеопроте-розоя присутствуют образования натриевой и калиево-натриевой серий (табл. 1).

На диаграмме AFM, традиционно используемой для разделения производных толеитовой (Т) и известково-щелочной (ИЩ) серий, точки сумийских магматитов располагаются преимущественно в поле ИЩ- и частично в поле Т-серии, вблизи граничной линии их разделения. Вулканогенные образования ятулийско-го возраста образуют на диаграмме AFM два поля: одно в области производных толеитовой, другое - в поле ИЩ-серии. Образования сил-лов, встречающиеся в разрезе среди вулканитов этого возраста, относятся к производным Т-серии. Вулканиты людиковия и суйсария располагаются в поле ИЩ-серии, в то время как их субвулканические аналоги встречаются и в поле ИЩ-, и в поле Т-серий.

Вулканиты сумия двух рассматриваемых локальных разрезов низкотитанистые, как низко-, так и высокомагнезиальные. В людиковийских и ятулийских вулканитах содержание титана значительно выше и часто превышает 1,5 %, а по содержанию окиси магния они уступают андезибазальтам сумия. Зависимость суммарного железа от содержания SiO2 подтверждает присутствие в разрезах всех возрастных уровней палеопротерозоя производных как Т-, так и ИЩ-серий, как фракционированных, так и нефракционированных (рис. 3, график FeO/ MgO - SiO2). Четких линейных зависимостей «SiO2 - петрогенный окисел» для вулканитов палеопротерозоя не фиксируется (рис. 3), что свидетельствует о «затушеванности» кристаллизационной дифференциации, ответственной за состав магмы, другими петрогенетическими процессами как в сумии, так и в ятулии - лю-диковии. Заметных отличий вулканитов от образований силлов соответствующего возраста не фиксируется, за исключением меньшей маг-незиальности лав суйсария по сравнению с од-новозрастными силлами.

Из вышеизложенного следует, что существенных отличий в поведении петрогенных компонентов, за исключением окиси титана, частично MgO и суммарного железа, в исследуе-

мых магматических породах в возрастном ряду сумий - людиковий не отмечается.

Наиболее чуткими индикаторами состава плавящегося субстрата и изменения условий его плавления являются редкоземельные и рассеянные элементы (табл. 2).

Степень фракционирования редких земель для исследуемых магматических образований уменьшается в направлении сумий - ятулий -людиковий (рис. 4).

Кроме того, спектры распределения редких земель в ятулийских вулканитах сходны со спектрами лантаноидов предшествующих во времени сумийских андезибазальтов (количественные данные для последних приведены в скобках). Для разновозрастных вулканитов отмечается фракционированный характер распределения редкоземельных элементов (La/ Yb)N = 1,7-4,6 (4,3-12,7), но более слабое обогащение легкими редкими землями ятулийских магматитов (La/Sm)N = 1,2-1,93 (1,7-3,1) и отсутствие обедненности тяжелыми лантаноидами при их слабом фракционировании (Gd/Yb)N = 1,1-2,2 (1,6-3,1). Для рассматриваемых в работе вулканитов людиковия отмечаются следующие значения данных показателей: (La/Yb)N = 1,2-3,6; (La/Sm)N = 0,8-2,1; (Gd/ Yb)N = 1,1-1,6. Для части магматических пород раннего людиковия характерны пологие спектры с десятикратным относительно хондрита обогащением редкоземельными элементами (рис. 4, обр. 101, 123-2).

Степень фракционирования легких редких земель (La/Sm)N уменьшается от сумия к люди-ковию (от 3,0 в среднем для вулканитов сумия до 2,1 (ятулий) и 0,8 (людиковий)). Показатель фракционирования тяжелых редких земель (Gd/Yb)N низкий для всех разновозрастных магматических образований, у вулканитов люди-ковия эта величина минимальна и находится в пределах 1,1-1,6.

При сравнении с магматическими образованиями OIB, происхождение которых связывают с воздействием плюмов, образования сумий-ского возраста обеднены как легкими, так и тяжелыми редкими землями (рис. 4). Ятулийские и людиковийские магматиты также демонстрируют обеднение легкими лантаноидами. Однако на этих уровнях палеопротерозойского разреза встречаются образцы как обогащенные (большинство образцов ятулия), так и дебетированные тяжелыми редкими землями. Но и в депле-тированных тяжелыми лантаноидами образцах содержание их, однако, не опускается ниже 10-кратного хондритового. Поэтому, на наш взгляд, вывод о гранатовом перидотите как источнике раннеятулийских магматических пород

Таблица 1. Химический состав (в вес. %) магматических пород палеопротерозоя южной части Карельского кратона

Table 1. Chemical composition (in mass. %) of magmatic rocks of the Paleoproterozoic in the southern part of the Karelian craton

SiO2 TiO2 AIA Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O H2O ppp

сумийский надгоризонт Sumian superhorizon

Sm1 49,68 1,7 14,1 10,04 6,6 0,205 7,38 3,57 2,77 0,22 0,13 3,21

Sm3 52,13 1,74 10,08 5,32 9,34 0,244 7,03 3,57 2,81 0,15 0,1 3,13

Sm5 53,19 0,90 11,30 13,33 - 0,21 8,82 5,50 1,21 1,70 - 3,45

Sm7 53,2 0,76 12,09 2,19 9,48 0,219 11,22 2,53 1,51 1,69 0,12 4,47

Sm9 53,36 0,85 10,99 2,72 7,47 0,166 13,28 4,47 3,23 0,11 0,17 2,6

Sm11 56,6 0,93 15,05 2,3 7,47 0,156 6,97 3,42 4,79 0,42 0,12 2,14

Sm12 54,66 0,75 11,7 6,47 5,24 0,135 10,51 2,38 4,42 0,4 0,11 2,55

Sm13 58,6 0,61 14,81 8,41 2,72 0,052 4,57 0,89 0,07 4,86 0,14 3,7

KI1/1 53,76 0,98 15,09 2,75 11,06 0,181 4,29 1,49 4,01 2,2 0,19 3,21

KI1/2 55,24 1,14 15,52 1,8 9,05 0,169 4,08 4,76 5,66 0,41 0,13 1,4

KI1/3 60,26 0,92 13,3 1,6 7,9 0,141 5,48 1,64 5,11 0,86 0,17 2,18

KI2 54,6 0,99 16,39 3,79 5,74 0,139 6,55 4,62 4,1 0,8 0,15 1,5

KI3 54,42 0,98 16,53 2,57 5,9 0,18 6,47 4,62 4,66 1,22 0,07 1,64

KI4 49,78 1,01 16,64 3,42 7,04 0,161 6,86 5,07 4,05 0,69 0,2 4,53

KI6 45,56 0,79 10,5 2,96 11,92 0,248 16,76 5,06 0,19 0,84 0,24 4,29

KI8 54,76 1 15,08 2,82 10,05 0,152 2,86 4,32 4,91 0,93 0,09 2,71

KI9 48,78 1,09 13,18 9,5 7,18 0,202 8,98 3,57 3,52 1,28 0,14 1,85

KI10 54,96 0,84 12,56 1,9 9,33 0,169 9,96 2,53 3,76 1,29 0,2 1,88

ятулийский надгоризонт, сегозерский горизонт JatuIian superhorizon, Segozero horizon

Гп100 52,5 1,68 13,33 3,4 11,35 0,246 4,55 6,16 2,19 0,41 0,15 3,8

Hm1 51,54 0,97 14,05 7,67 3,02 0,254 10,98 3,42 3,76 1,2 0,14 2,73

Baz1 49,8 1,62 13,63 5,95 8,9 0,247 6,14 4,88 4,32 0,62 0,18 3,12

1106 55,40 1,15 16,33 1,50 1,36 0,180 7,75 3,71 5,49 1,11 0,20 5,45

1107 49,10 1,23 14,44 12,13 1,32 0,178 8,32 5,33 3,75 1,28 0,31 2,16

1137 51,30 1,51 12,66 6,36 9,48 0,212 5,29 5,40 4,31 0,14 0,20 2,50

1150 49,90 1,43 12,71 5,52 10,51 0,220 6,18 9,10 1,91 0,23 0,38 1,42

1145 48,70 2,04 13,83 15,41 1,79 0,062 6,07 3,00 2,66 3,90 0,36 1,96

Сун1/1 48,52 1,09 13,97 11,99 2,73 0,221 7,78 6,01 3,72 0,96 0,13 2,67

ПОРП1 46,92 1,97 13,15 10,87 6,17 0,138 6,14 8,21 4,08 0,09 0,13 2,24

ПРП 1а 49,02 1,92 12,4 8,46 6,6 0,135 7,81 4,81 4,95 0,12 0,24 2,91

ПРП1-2 48,32 2,14 13,3 9,1 6,03 0,148 6,33 7,44 4,51 0,27 0,05 2,03

ПОРП3 55,92 2,08 13,34 7,44 6,03 0,147 1,91 4,23 6,81 0,28 0,26 1,06

ПОРП5 56,5 1,96 12,37 8,62 6,46 0,223 1,56 4,52 5,43 0,26 0,2 1,15

ПОРП6 55,54 1,76 10,92 7,93 9,33 0,298 1,52 4,08 4,67 0,67 0,47 1,75

ПОРП7 54,62 2,12 11,72 9,42 7,9 0,176 1,54 4,38 6,05 0,22 0,099 1,14

ПРП8-1 48,42 2,96 12,26 4,31 12,21 0,351 3,7 8,03 3,57 1,45 0,2 2,04

прп10-1 46,02 2,2 12,73 4,2 10,6 0,15 7,9 9,63 2,5 0,56 0,09 3,1

ПОРП11 49,76 2,47 12,04 8,21 8,76 0,289 4,58 6,60 4,94 0,27 0,12 1,47

ятулийский надгоризонт, онежский горизонт JatuIian superhorizon, Onega horizon

298G4 55,94 1,02 14,14 1,55 8,33 0,142 5,69 5,22 5,3 0,72 0,18 1,44

298GB 51,55 1,66 14,13 7,9 9,48 0,205 2,24 4,39 3,39 1,13 0,18 3,13

SA1 47,99 2,18 14,72 6,45 8,62 0,179 4,6 7,54 3,65 0,65 0,1 2,7

ГИР1 48,7 2,54 11,67 5,93 11,35 0,28 4,89 6,37 4,49 1,35 0,1 1,48

ГИР4 52,36 2,08 11,51 13,72 5,17 0,125 2,13 3,98 6,57 0,18 0,16 0,97

Окончание табл. 1 Table 1 (continued)

SiO2 TiO2 AlA FeA FeO MnO MgO CaO Na2O K2O H2O PPP

людиковийский надгоризонт Ludicovian superhorizon

066 47,7 2,24 12,72 2,72 13,93 0,225 5,23 9,19 2,25 0,61 0,18 2,77

078 48,60 1,54 14,20 2,84 11,85 0,220 6,30 7,59 1,89 0,45 0,20 4,06

079а 47,96 1,12 15 2,93 9,34 0,201 6,62 11,17 1,79 0,27 0,14 3,08

079в 48,52 1,12 14,48 2,53 10,63 0,218 7,35 8,1 2,72 0,2 0,28 3,61

085 54,12 1,72 13,3 2,1 6,65 0,162 8,12 5,4 5,04 0,05 0,28 3,02

087 49,92 1,5 16,45 3,62 7,18 0,172 8,37 2,7 5,2 0,04 0,37 4,75

088 48,06 1,38 15,88 2,84 9,05 0,192 6,47 8,54 2,7 1,21 0,19 3,40

089 47,76 2,7 12,02 6,19 12,20 0,240 4,69 8,32 1,46 1,06 0,49 3,59

099 47,80 1,96 12,37 4,72 11,85 0,254 5,96 8,18 1,32 1,91 0,34 2,94

100 48,16 1,74 13,03 3,55 11,78 0,217 6,09 8,60 2,35 1,15 0,20 2,95

101 52,14 1,19 15,2 2,08 7,39 0,23 7,84 3,69 5,16 0,35 0,75 3,48

100-3 52,2 1,36 17,71 2,33 5,32 0,13 6,54 2,39 5,71 0,89 0,46 4,17

100А 56,72 1,14 13,15 2,69 8,33 0,218 4,2 5,43 4,59 0,51 0,29 2,40

106 49,7 2,43 12,85 5,07 11,2 0,201 4,31 4,56 3,3 0,45 0,46 4,86

107 48,72 2,5 13,33 4,64 11,77 0,23 5,03 4,13 3 0,14 0,54 5,40

114 47,16 1,28 14,9 1,89 11,27 0,107 8,64 4,27 4,18 0,6 0,19 4,75

114-3 48,6 1,32 15,38 2,37 8,62 0,05 7,26 2,9 4,65 3,16 0,19 4,73

117 47,06 2,40 13,13 2,07 15,01 0,233 6,22 5,36 2,90 0,10 0,17 4,60

121 48,32 1,74 13,29 2,74 12 0,233 6,43 7,1 3,16 0,53 0,34 3,35

122 47,74 2,15 13,37 2,51 13,5 0,182 6,83 4,27 2,96 0,56 0,49 4,45

123 г 50,56 1,16 14,71 1,33 9,19 0,066 7,83 3,55 3,51 1,03 0,18 6,30

157 53,46 1,04 14,79 3,51 10,56 0,182 5 1,59 1,87 1,08 0,4 5,65

158 53,96 2,04 14,92 6,7 4,16 0,149 4,92 0,72 3,16 2,12 0,71 6,02

Примечание. Характеристика образцов и их привязка дается в приложении. Note. Samples description and their reference are given in the Appendix.

[Иваников и др., 2008] неправомочен. Для магматических образований палеопротерозоя не отмечается зависимости суммарного содержания лантаноидов от кремнекислотности исследуемых пород. На всех уровнях палеопротерозойского разреза встречаются базальты и андезибазальты с концентрацией лантаноидов в среднем от 33,06 до 94,78 ррт. И в этом же разрезе присутствуют магматические образования той же кремнекислотности с суммарным содержанием редких земель в интервале 102,29-155,65, а в ятулийских базальтах до 267,65 ррт. Повышенные содержания лантаноидов отмечены в образцах с собственной редкоземельной минерализацией, локализующейся в эпидот-хлоритовом матриксе. Концентрация легких лантаноидов в 2-3 раза превышает концентрацию тяжелых редких земель в породах всех возрастов.

Магматиты палеопротерозоя демонстрируют присутствие как европиевого минимума, как правило, незначительного (0,77-0,90), так и слабого максимума (1,1; редко 1,6). Европи-евый минимум присущ вулканитам ятулия и отдельным магматическим образованиям сумий-

ского и людиковийского разрезов, что можно связать с фракционированием плагиоклаза.

Содержание микроэлементов сходно для магматических пород всех трех возрастных уровней (табл. 3; рис. 5).

Большинство элементов содержится в вулканитах трех разных надгоризонтов на уровне десятикратного их содержания в примитивной мантии. При сравнении с составом примитивной мантии деплетированность показывают Sc, Сг, N у вулканитов всех возрастов. Содержание хрома и никеля находится в интервале 0,10-0,01 от содержания их в примитивной мантии. Яту-лийские и часть людиковийских образований деплетированы Rb, Ва. Во всех магматических образованиях Та и Nb находятся в количестве, превышающем семикратное их содержание в примитивной мантии, т. е. заметных признаков деплетированности не демонстрируют (рис. 5). Это указывает на отсутствие значительной контаминации исходных расплавов.

Спайдердиаграммы для магматических образований рассматриваемых локальных разрезов существенно не отличаются (рис. 5).

Вулканогенные породы

Магматические породы силлов в разрезах

♦ сумия □ яг/лия О л ЮДИКОБИЯ + суйсария

4

3.5 3

» 2

$1.5 1

0.5

а

m

О

+ *

+ V%o

o8

+

so

SiO;, КС.Х

ф Сумия Ш дт.пия фЛЮДИКОБШ ■h суйсария

IS

17

16

15

14

13

О -i1 12

4 11

10

9

E

Вулканогенные породы

Магматические породы силлов в разрезах

rd♦

50

SiOz, мс.%

♦ сумия ЕЗятулия

• люди ко вия суйсария

18 16

и «

6 ю * 8 S 4

'ЭХ?.'"

в£

50

SiOj, вес.%

♦ сумия Щятулия

#ЛЮДИКОБИЯ

+суйсария

" г 20

¡я

и 15 8

Jd 10

25 20

о

JI ю о £ .

Вулканогенные породы

Магматические породы силлов в разрезах

50

55

5'Юг, вес.% Вулканогенные породы

Ш й|ЙЙ

т

■

50

S'iGj, вес.%

♦ сумия □ ятулия

# л годи ковия -t суйсария

♦ сумия □ птулия #ЛЮДИКОБИЯ -^суйсария

14

12

* 10

w

к

о"

S 6

^Vt - .

♦ сумий □ ятулия О ЛЮДИ KG ВИЯ

+ суйсария

50 55

SiOj, вес.%

Магматические породы силлов в разрезах

21

19

1?

s 15

о 13

i

11

о

£ 9

7

5

4S1*

4 »*■

♦ сумия 0 ятулия

О ЛЮДИКОБИЯ

+суйсария

50

SiOj, вес.%

Вулканогенные породы

Магматические породы силлов в разрезах

4.5

4

3.5

О 3

¥ 2.5

?

¡L 1.5

1

0.5

0

□

vjjj

50

Si02, вес.%

♦ сумия ЕЗятулия

♦ л ГОДИ НО БИЯ

+ суйсария

О 3

V Е О о

♦ сумия

□ яг /ЛИЯ

• ЛЮДИКОБИЯ

+ суйсэрия

50

Sio^ вес.%

Рис. 3. Диаграммы Харкера для магматических пород палеопротерозоя южной части Карельского кратона

Fig. 3. Harker diagrams for magmatic rocks of the Paleoproterozoic in the southern part of the Karelian cra-ton

Таблица 2. Содержание редкоземельных элементов (ppm) в магматических породах палеопротерозоя южной части Карельского кратона

Table 2. Content of rare-earth elements (ppm) in magmatic rocks of the Paleoproterozoic in the southern part of the Karelian craton

La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu

сумийский надгоризонт Sumian superhorizon

Sm-1 15,62 35,95 4,69 22,06 5,59 1,95 5,80 0,90 5,60 1,03 2,88 0,39 2,49 0,33

Sm-3 a 11,95 30,58 3,69 17,14 4,51 1,41 4,75 0,75 4,43 0,80 2,21 0,31 1,98 0,26

Sm-3 15,93 36,43 4,51 21,53 5,16 1,82 5,36 0,82 4,82 0,86 2,36 0,32 2,10 0,28

Sm-7 11,98 29,30 3,76 19,67 4,26 1,28 4,09 0,62 2,94 0,54 1,47 0,20 1,30 0,17

Sm-9 10,5 23,74 3,06 15,52 3,35 0,88 2,99 0,48 2,43 0,45 1,24 0,18 1,13 0,17

Sm-11 23,85 52,00 5,76 24,99 5,32 2,42 4,94 0,69 3,66 0,60 1,60 0,20 1,34 0,17

Sm-12 8,00 19,55 2,34 10,27 2,21 0,52 1,90 0,29 1,71 0,32 0,89 0,14 0,96 0,14

Sm-13 11,08 22,12 2,79 12,57 2,39 0,78 2,54 0,40 2,04 0,40 1,17 0,16 1,03 0,15

Kl1/1 19,23 45,7 5,16 22,32 4,86 1,04 4,18 0,58 3,06 0,5 1,36 0,19 1,27 0,17

Kl1/3 8,12 20,74 2,83 14,16 3,11 0,77 2,93 0,49 2,51 0,47 1,36 0,20 1,26 0,18

Kl2 29,53 58,06 6,50 28,52 6,07 3,23 5,83 0,85 4,93 0,86 2,21 0,27 1,66 0,19

Kl3 14,43 32,55 3,90 17,07 3,66 0,9 3,30 0,47 2,77 0,50 1,38 0,19 1,28 0,18

Kl4 8,12 20,93 2,54 11,28 2,67 0,89 2,36 0,35 2,05 0,39 1,11 0,16 1,06 0,14

Kl5 17,63 44,31 5,32 23,53 4,97 1,54 4,83 0,71 3,91 0,73 1,96 0,26 1,68 0,22

Kl6 5,82 15,29 2,18 11,13 2,64 0,81 2,35 0,39 1,92 0,37 1,04 0,14 0,84 0,11

ятулийский надгоризонт Jatulian superhorizon

ПОРП1а 8,79 23,20 3,37 16,29 4,78 1,37 5,76 0,94 5,86 1,21 3,55 0,50 3,27 0,50

ПОРП 1 17,16 38,35 4,92 21,70 5,48 1,80 6,22 0,97 5,81 1,20 3,41 0,46 2,92 0,45

ПРП 1-2 17,15 38,77 4,97 21,62 5,41 1,69 6,49 0,99 5,99 1,25 3,61 0,50 3,13 0,49

Сун1-1 5,87 13,85 1,90 8,71 2,51 0,88 3,31 0,54 3,56 0,77 2,26 0,32 2,06 0,32

ПОРП 3 27,48 70,76 8,81 40,11 11,89 3,31 15,76 2,58 15,61 3,22 9,09 1,22 7,39 1,05

ПОРП 5 34,43 85,25 11,15 50,19 14,42 3,52 18,66 3,01 18,49 3,89 11,17 1,54 9,77 1,52

ПОРП 6 35,43 87,59 11,73 52,77 14,33 3,61 16,94 2,71 16,60 3,52 10,34 1,45 9,17 1,46

ПОРП 7 31,46 76,23 9,97 45,11 12,29 3,26 15,05 2,42 15,07 3,17 9,18 1,27 8,15 1,24

ПРП 8-1 14,82 35,86 4,83 22,86 7,14 2,33 9,06 1,52 9,51 2,07 6,21 0,87 5,72 0,91

ПРП 10 17,38 40,97 5,20 22,32 5,81 1,48 6,93 1,11 6,77 1,39 4,02 0,56 3,34 0,49

ПРП 11 17,60 42,68 5,63 25,97 7,18 1,86 9,03 1,45 8,85 1,86 5,45 0,76 4,82 0,74

ГП100 14,40 33,26 4,54 22,70 5,29 1,36 5,77 0,97 4,90 0,95 2,57 0,36 2,25 0,33

Hm1 5,53 14,84 1,75 8,24 2,45 0,78 3,10 0,55 3,70 0,75 2,28 0,34 2,30 0,33

Baz1 11,38 30,32 4,19 21,91 5,97 1,72 6,30 0,96 5,15 1,01 2,76 0,38 2,39 0,34

SA1 13,77 32,75 4,26 20,03 5,65 1,79 6,55 1,13 7,30 1,42 4,19 0,62 4,00 0,56

ГИР-1 19,07 46,00 5,96 31,82 8,71 2,46 10,44 1,66 10,82 2,12 6,23 0,85 5,75 0,76

ГИР-4 31,76 77,20 9,80 50,70 12,51 3,34 14,67 2,51 16,51 3,25 9,78 1,34 9,13 2,09

людиковийский надгоризонт Ludicovian superhorizon

0-79 6,39 14,98 1,88 9,70 2,58 0,92 3,23 0,52 3,50 0,70 2,04 0,28 1,84 0,41

0-85 4,86 16,06 1,99 10,85 3,87 1,40 5,35 0,86 6,66 1,16 3,57 0,42 2,80 0,67

0-87 9,95 23,79 3,18 16,38 4,55 1,34 5,35 0,80 5,54 0,86 2,54 0,30 2,09 0,49

0-88 9,13 21,97 2,80 14,20 4,43 1,45 4,28 0,62 5,02 0,74 2,34 0,28 2,16 0,26

100-3 5,67 17,71 2,52 12,75 4,19 1,28 4,00 0,63 4,86 0,79 2,49 0,32 2,31 0,43

101 3,52 9,30 1,25 6,51 1,93 0,63 2,24 0,35 2,98 0,48 1,60 0,20 1,60 0,48

107 19,57 46,81 5,89 29,47 7,70 2,38 9,16 1,39 10,11 1,76 5,64 0,72 5,22 1,24

114 4,47 12,31 1,78 10,07 3,49 1,33 4,14 0,62 4,59 0,74 2,33 0,29 2,06 0,26

114-3 9,12 20,58 2,57 12,94 3,20 0,76 3,18 0,46 3,29 0,48 1,54 0,20 1,64 0,33

121 11,61 27,50 3,49 17,78 4,91 1,58 6,05 0,95 7,00 1,24 3,92 0,50 3,58 0,82

122 11,98 28,07 3,60 18,14 4,85 1,42 5,85 0,89 6,68 1,16 3,78 0,50 3,65 0,89

157 16,03 38,41 4,54 21,43 5,35 1,82 5,76 0,88 5,87 1,08 3,42 0,44 3,22 0,68

158 10,78 22,30 2,42 11,20 3,27 1,25 3,32 0,54 3,84 0,75 2,42 0,33 2,51 0,34

Рис. 4. Распределение редкоземельных элементов в магматических породах палеопротерозоя Карельского кратона. Нормировано по хондриту [Sun, McDonough, 1989].

Приведенные для сравнения спектры OIB по: [Sun, McDonough, 1989], данные по долеритам Ветреного Пояса (ВП (М315), ВП (Гл2е), ВП (Лев16)) заимствованы из работы: [Типы., 2006], по вулканитам (1-4) и долеритам (5, 6) суй-сария - из: [Онежская., 2011]

Fig. 4. Distribution of rare-earth elements in magmatic rocks of the Paleoproterozoic of the Karelian craton. It is normalized according to chondrites [Sun, McDonough, 1989].

The OIB spectra for [Sun, McDonough, 1989], the data on the dolerites of the Windy Belt (ВП (М315), ВП (Гл2е), ВП (Лев16)) are taken from [Types., 2006], volcanics (1-4) and dolerites (5, 6) Suisarian - from [Onega., 2011]

Магматиты с разных уровней сводного геологического разреза палеопротерозоя заметно обеднены Сг и что является указанием на фракционирование оливина. При взаимодействии перидотита с флюидсодержа-щими базальтовыми расплавами он становится нестабильным [Горбачев, 2008], и поэтому возможен пироксенитовый источник магнезиальных магм сумия. Это позволяет предположить отсутствие комагматичности вулканогенных образований сумия южной части кратона с расслоенными основными-ультраосновными интрузивами по границам кратона. Для сумийских образований шовной зоны сочленения Карельского кратона и БПП комагматичность установлена [Куликов и др., 2005].

Обсуждение результатов

Характер спектров редких земель, величины индикаторных значений отношений лантаноидов позволяют предположить, что уровень зарождения расплавов для ятулийско-людико-вийских вулканитов рассматриваемых разрезов находился не глубже уровня шпинелевой фации. Для вулканитов сумия слабая депле-тированность тяжелыми редкоземельными элементами указывает на наличие граната в источнике. Однако отмечающаяся для части вулканитов сумия слабая отрицательная аномалия европия, которая не всегда дублируется отрицательной аномалией стронция, позволяет утверждать, что источник для сумийских вулка-

Таблица 3. Содержание элементов (в ppm) в магматических породах палеопротерозоя южной части Карельского кратона

Таблица 3. Elements content (in ppm) in magmatic rocks of the Paleoproterozoic in the southern part of the Karelian craton

Ba Sr Rb Ta Y Zr Hf Nb Th U Pb Ni Cr

сумийский надгоризонт Sumian superhorizon

Sm-1 37,68 422,80 3,91 0,82 27,96 141,40 3,26 9,76 2,41 1,04 8,28 42,33 40,57

Sm-3a 33,77 253,90 2,74 0,78 20,89 118,20 2,83 9,27 2,40 0,78 4,61 48,89 43,74

Sm-3 36,33 320,00 3,23 0,90 23,42 152,8 3,20 9,87 2,32 0,81 5,01 45,13 35,23

Sm-7 388,80 102,20 44,61 0,33 14,97 87,44 2,10 6,07 2,70 0,58 5,62 273,70 388,30

Sm-9 29,07 250,60 2,42 0,30 12,07 82,48 2,10 5,30 2,26 0,46 3,59 309,90 940,00

Sm-11 114,9 668,60 6,78 0,86 17,36 123,3 2,52 7,79 2,84 0,65 4,66 74,97 50,73

Sm-12 159,3 89,25 5,03 0,44 7,814 89,52 2,28 5,14 1,98 0,37 2,76 292,60 1099,0

Sm-13 583,30 5,13 269,00 0,20 11,95 109,00 2,75 4,10 2,75 0,73 1,48 186,10 625,00

Kl1/1 593,60 85,15 81,83 0,69 13,85 155,60 3,05 7,84 2,53 0,56 1,47 75,52 39,60

Kl1/3 341,80 78,51 17,47 0,38 12,87 124,10 2,89 7,86 3,05 0,50 0,97 92,34 69,71

Kl2 536,90 1195,0 8,26 0,60 24,48 80,93 2,28 7,43 3,00 0,95 5,23 73,59 73,58

Kl3 453,30 174,40 41,72 0,58 13,27 107,90 2,64 7,50 2,82 0,60 1,83 106,30 60,88

Kl4 515,10 202,00 68,38 0,63 10,66 106,40 2,20 7,34 2,75 0,45 1,80 113,30 82,88

Kl5 160,4 207,30 11,22 0,81 21,41 175,4 3,33 9,7 2,88 0,81 3,07 40,95 6,10

Kl6 651,20 160,1 14,54 0,30 9,867 33,32 1,01 5,25 1,99 0,34 3,03 378,1 1095,0

ятулийский надгоризонт Jatulian superhorizon

ПРП1а 17,54 46,24 3,098 1,126 32,67 135,1 3,57 13,03 2,049 0,675 0,702 38,28 35,14

ПОРП1 21,71 250 1,511 0,765 31,75 126,7 3,156 11,86 1,854 0,478 2,058 35,38 32,58

ПРП1-2 32,05 224 8,028 0,864 32,94 137,6 3,44 12,65 2,037 0,529 1,981 33,55 35,15

Сун1-1 354,9 204 17,74 0,319 20,93 72,04 1,789 3,811 1,317 0,374 3,248 109,8 239,1

ПОРП3 38,97 15,02 5,592 1,71 87,3 379 9,227 28,08 5,872 1,66 6,016 2,351 <ПО

ПОРП5 56,19 64,05 6,941 1,729 105,5 480,5 10,7 29,28 5,876 1,165 7,854 1,979 <ПО

ПОРП6 128,5 67,96 19,39 1,665 95,32 455,5 10,81 28,58 6,035 1,231 2,895 1,678 <ПО

ПОРП7 39,74 30,75 3,099 1,563 84,98 390,8 9,659 24,25 5,396 1,168 5,001 1,039 <ПО

Прп8-1 241 137,3 58,67 0,849 57 183,5 4,762 13,63 2,644 0,51 3,219 15,53 <ПО

ПРП10 57,23 153,6 18,24 0,785 36,92 124 3,354 10,83 2,543 0,839 5,756 39,95 20,43

ПРП 11 29,04 96,87 7,161 0,849 50,8 210 5,087 13,37 2,906 0,776 2,792 33,25 <ПО

ГП100 90,83 172,4 15,57 0,6 24,83 170,5 3,57 10,68 2,71 0,93 3,28 46,13 13,78

Hm1 521,9 211,2 23,73 0,39 20,81 65,36 1,76 4,01 1,31 0,33 3,4 146,2 348

Baz1 121,60 125,30 24,86 0,59 26,98 157,4 3,82 10,9 2,75 0,89 6,83 50,64 39,39

SA1 155,9 121,1 25,24 0,84 39,18 180,7 4,01 10,24 2,12 0,48 3,87 96,48 151

ГИР 1 190,22 93,02 54,80 1,49 57,98 230,23 5,68 16,27 2,68 0,46 2,17 37,03 <ПО

ГИР 4 52,42 20,92 3,16 2,14 90,26 579,09 12,43 28,97 5,80 1,15 9,99 4,67 <ПО

людиковийский надгоризонт Ludicovian superhorizon

0-79 82,51 131,77 10,09 0,74 18,636 57,23 1,54 6,04 0,78 0,18 1,53 108,05 76,07

0-85 <ПО 18,68 0,57 0,64 36,868 153,83 3,92 10,72 1,57 2,80 2,02 97,06 250,31

0-87 <ПО 13,58 0,82 0,64 27,02 142,67 3,61 9,96 1,48 0,81 2,88 127,22 225,71

0-88 1895,03 168,28 8,98 0,58 21,26 107,56 2,83 8,42 1,29 0,27 2,35 81,18 186,71

100-3 1769,83 46,12 7,12 0,69 24,964 145,16 3,68 10,30 1,48 0,36 1,50 113,26 238,71

101 316,43 37,67 5,83 0,52 13,872 88,18 2,31 6,64 0,47 0,10 35,52 90,22 206,23

107 46,11 46,60 4,20 1,16 51,904 296,52 7,09 17,22 2,94 0,79 22,32 43,54 17,48

114 <ПО 46,88 24,68 0,48 21,02 117,27 3,06 8,05 1,23 0,30 15,60 82,02 197,35

114-3 38,67 40,68 136,82 0,52 13,336 130,88 3,37 8,55 1,31 0,59 9,36 107,30 210,55

121 201,75 107,00 15,64 0,62 35,448 136,43 3,63 10,10 1,52 0,28 2,70 82,66 86,51

122 229,99 61,44 27,13 <ПО 33,136 181,94 4,82 13,58 2,15 0,41 1,90 81,18 64,79

123-2 72,37 66,24 48,34 0,32 22,244 75,11 2,01 5,27 0,35 0,12 1,84 68,62 207,43

157 636,23 52,40 21,29 1,11 30,808 253,06 6,05 18,96 2,56 0,63 15,97 16,93 49,39

158 576,63 43,92 37,79 1,08 20,3 237,42 5,76 18,24 2,37 0,60 9,63 29,03 66,15

Примечания. ПО - предел обнаружения: для Ва равен 26,48 ррт, для Та - 0,02 ррт, для Сг - 6,12 ррт.

Note. ПО - limit of detection: for Ba it is 26,48 ppm, for Ta - 0,02 ppm, for Cr - 6,12 ppm.

Рис. 5. Спектры распределения рассеянных элементов в магматических породах палеопротерозоя Карельского кратона. Нормализовано по примитивной мантии [Sun, McDonough, 1989].

На спайдердиаграмме магматических пород людиковия-суйсария дополнительно использованы литературные данные (1 (ld1), 4 (ld4), 5 (ld5), 6, 14, 15) из работы: [Типы..., 2006]

Fig. 5. Spectra of scattered elements distribution in magmatic rocks of the Paleoproterozoic of the Karelian craton. It is normalized by primitive mantle [Sun, McDonough, 1989].

On the spiderdiagram of magmatic rocks of the Ludicovian-Suisarian, literary data (1 (ld1), 4 (ld4), 5 (ld5), 6, 14, 15) was additionally given after [Types of Magma.., 2006]

нитов мог находиться на уровне гранатсодер-жащего шпинелевого перидотита.

В геологической литературе предложено большое количество диаграмм в координатах соотношения несовместимых элементов для определения источника магматических образований. Положение точек составов исследуемых магматических пород палеопротерозоя на этих диаграммах не всегда согласуется с выводами, сделанными при анализе спектров распределения РЗЭ и микроэлементов. На диаграмме Tb/Yb-La/Yb, предложенной К. Вангом [Wang et al., 2002], в поле плавления шпинелевых перидотитов попали людиковийские и частично ятулийские магматиты. Сумийские образования сконцентрированы в поле плавления гранатовых перидотитов (рис. 6).

При использовании диаграмм в других координатах получаются прямо противоположные выводы (рис. 7).

На диаграммах в координатах Lu/Hf - La/Sm, Sm/Yb - La/Sm (рис. 7) магматические породы

Рис. 6. Положение точек составов магматических пород палеопротерозоя Карельского кратона в координатах Tb/Yb-La/Yb. Линия, разделяющая гранатовые и шпинелевые перидотиты, проведена по: [Wang et al., 2002]

Fig. 6. The position of the magmatic rocks points of the Paleoproterozoic Karelian craton in the coordinates Tb/Yb-La/Yb. The line separating garnet and spinel peridotites was carried out according to [Wang et al., 2002]

Магматические образования

Магматические образования

0-4 0 3S

о.з

0.25 0.2 015 0,1 0.05 0

4

А

• 1 . А А

N-MÛRB А ^fc.E-MORB «

•

А ■ ¿¿V

OIB* —-2

СуМия

ЯГУ-ПИР ЛЮДНКОБИЯ

MORB.OIB

А

V V

♦ ^ E-MORB

N-M0RB

* сумия Рятулия

ЛЮДИКОВИЙ

• МОЧВ. OIB

La/Sm

1

La/Sm

Рис. 7. Положение точек составов магматических пород палеопротерозоя Карельского кратона в координатах соотношения несовместимых элементов.

Диаграмма Lu/Hf - La/Sm по: [Regelous et al., 2003]. Линии фракционирования по: [Shaw, 1970]: 1 - линия частичного плавления шпинелевых перидотитов, 2 - линия частичного плавления гранатовых перидотитов

Fig. 7. The position of the magmatic rocks points of the Paleoproterozoic Karelian craton in the coordinates of the ratio of incompatible elements.

The Lu / Hf-La / Sm diagram according to [Regelous et al., 2003]. Fractionation lines are given according to [Shaw, 1970]: 1 -line of partial melting of spinel peridotites, 2 - line of partial melting of pomegranate peridotites

всех возрастных уровней палеопротерозой-ского разреза располагаются между линиями частичного плавления шпинелевых и гранатовых перидотитов. Сходное расположение между источниками N-MORB и 01В демонстрируют вулканиты всех возрастов и в координатах Gd/Yb - 1_а/УЬ.

Учитывая разную совместимость с гранатом таких элементов, как La, Gd, УЬ, можно утверждать, что увеличение степени плавления мантийного источника, особенно гранатсо-держащего, приведет к уменьшению величины отношений La/Yb, а также Gd/Yb. При частичном перекрытии полей сумийские магматиты «тяготеют» к источнику 01В. Они могли образоваться при небольших степенях плавления. Ятулийские породы приближены к источнику E-M0RB. Людиковийские магматические породы попадают в поле между источниками N-M0RB и E-M0RB, и формирование исходного расплава для них могло происходить при увеличении степени плавления мантийного субстрата.

Расположение точек исследуемых магма-титов в поле диаграммы La - La/Yb приводит к другим выводам (рис. 8).

Из вышеизложенного видно, что использование различных диаграмм может привести к взаимоисключающим выводам. Если использовать приведенные данные совместно с информацией о распределении РЗЭ в магматических породах, то можно предполагать зарождение исходного расплава для сумий-ских вулканитов на уровне гранатсодержащего шпинелевого перидотита. В ятулии происходил

20 Id, ppm

Рис. 8. Положение точек составов магматических пород палеопротерозоя Карельского кратона в координатах La - La/Yb [Shaw et al., 2001]. Линии со стрелкой - тренд частичного плавления: 1 - гранатовых и 2 - шпинелевых перидотитов. Линия 3 -тренд фракционирования

Fig. 8. The position of the magmatic rocks points of the Paleoproterozoic Karelian craton in the La - La/Yb coordinates after [Shaw et al., 2001]. Lines with an arrow shows the trend of partial melting: 1 - garnet and 2 -spinel peridotites. Line 3 - the trend of fractionation

подъем уровня плавления, и в людиковии оно происходило на уровне шпинелевых перидотитов.

Рассмотрим величины индикаторных геохимических показателей для рассматриваемых магматических пород трех возрастных срезов палеопротерозойского разреза.

По данным [Wang et al., 2002], для расплавов уровня шпинелевых перидотитов типичны низкие величины отношения (Tb/Yb)N. Для вулканитов сумия отмечаются высокие значения

этого отношения (Tb/Yb)N (>1,9). Однако, учитывая отсутствие заметной деплетированности тяжелыми редкими землями сумийских магматических образований, можно утверждать, что уровень генерации расплавов сумийских вулканитов находился в области гранатсодержа-щего шпинелевого перидотита.

Величина отношения (Tb/Yb)N для магматических образований ятулия находится в пределах 1,3-1,5, что позволяет предположить для ятулийских вулканитов подъем зоны генерации расплавов из области гранатсодержащих шпи-нелевых перидотитов в область шпинелевых перидотитов. Низкие значения этого показателя характерны и для магматических пород лю-диковия.

При гранатовом контроле в области плавления характерны низкие величины Lu/Hf. Для сумийских и раннеятулийских вулканитов они достигают значений 0,05-0,10, что должно указывать на источник расплава на уровне гранатового перидотита. Однако при этом дополнительно должны отмечаться высокие величины отношений Tb/Yb, Sm/Yb. Это условие для исследуемых магматических пород не выполняется. Кроме того, не наблюдается значительной деплетированности тяжелыми редкими землями ни для сумийских, ни для ранне- и позд-неятулийских магматитов. Для вулканитов рассматриваемых локальных разрезов не подтверждается предположение В. В. Иваникова с соавторами о гранат-перидотитовом источнике раннеятулийских вулканитов [Иваников и др., 2008].

Судя по величинам Ce/Y, La/Yb отношений [Hoffman, 1997], магматические породы всех возрастных групп образованы при плавлении шпинелевого перидотита (табл. 4).

Содержание элементов и величины геохимических показателей, таких как Zr/Nb, Zr/Y¡ Ti/ Zr, Ta/Yb, сходны для магматических пород всех трех надгоризонтов. По величинам Nb/Th, Th/ Yb, Lu/Hf, Sm/Yb есть незначительные отличия. Максимальное сходство величин отмечено для магматических пород сумия и раннего ятулия и для магматитов позднего ятулия и людико-вия.

Не подтверждают гранатовый перидотит в качестве источника исходного расплава для магматических пород палеопротерозоя крато-на и значения таких геохимических показателей, как Ti/Y Sm/Yb, Lu/Hf.

Ранее была высказана точка зрения [Све-тов и др., 2012] о присутствии субдукционной компоненты в сумийских андезибазальтах за счет плавления непереработанных в архее погруженных мезоархейских океанических слэ-

бов в условиях рифтогенного режима в сумии, вызванного плюмом Виндибелт [Куликов и др., 2005]. Но при подобном плавлении в условиях континентального рифтогенеза должна наблюдаться обогащенность сумийских производных по сравнению с ятулийскими и людиковий-скими - Th, U, Zr, Cs, Rb, Ba, Pb, что не происходит. Судя по имеющимся данным (табл. 2, 3), величины отношений Ce/Nb, (Nb/La)N, Th/ Nb, используемые для определения присутствия субдукционной составляющей в исходных расплавах [Weaver, 1991], не всегда дают для образований сумия однозначные результаты (табл. 5).

В отличие от островодужных сумийские вулканиты не обладают отрицательными аномалиями Zr, Ti, а незначительные отрицательные аномалии Nb, Ta, наряду с повышенными концентрациями LREE послужившие для авторов работ [Богина, Злобин, 2010; Светов и др., 2012] доказательством наличия субдукцион-ного компонента, могут быть связаны либо с фракционированием магнетита, либо с присутствием в источнике амфибола. В модальном составе и сумийских, и особенно ятулийских вулканитов присутствует магнетит, поэтому можно предположить его фракционирование. В то же время обогащение щелочными металлами (Cs, Li, Rb) и сумийских, и ятулийских магматических пород не исключает присутствия в источнике амфибола.

Для определения степени контаминирован-ности исходных расплавов можно использовать анализ распределения элементов, различающихся по степени когерентности. Положение точек вулканитов в координатах (Th/ Ta)PM - (La/Nb)PM (рис. 9), где степень некогерентности в ряду Th, Ta, Nb, La увеличивается, показывает, что сумийские магматические породы «тяготеют» к продуктам, контаминиро-ванным веществом нижней коры, ятулийские -к продуктам, контаминированным веществом верхней коры. Людиковийские магматические породы являются наименее контаминирован-ными, располагаясь на бинарной диаграмме между примитивной мантией и базальтами MORB.

Таким образом, в мантийных расплавах па-леопротерозойского возраста от сумия к люди-ковию происходит увеличение доли мантийного материала и понижение степени контаминации расплавов коровой компонентой.

Имевшая место контаминация исходных расплавов прослеживается также по величинам индикаторных отношений элементов: Pb^e, Nb/U, которые для базальтов MORB, OIB, континентальных осадков и субдуцируе-

Таблица 4. Величины геохимических показателей для палеопротерозойских магматических образований южной части Карельского кратона

Table 4. Geochemical indices for the Paleoproterozoic magmatic formations in the southern part of the Karelian craton

Zr/Nb Zr/Y Ti/Zr Nb/Th Th/Yb Ta/Yb Lu/Hf Sm/Yb Ce/Y La/Yb Ti/Y Pb/Ce Nb/U

сумийский надгоризонт Sumian superhorizon

Sm-i i4 5 83 4 i,0 0,3 0,i 2 i,3 6,3 42i 0,23 9,4

Sm-3 a i3 6 96 4 i,2 0,4 0,i 2 i ,5 6,0 54i 0,i5 ii,9

Sm-3 i5 7 80 4 i,i 0,4 0,i 2 i,6 7,6 525 0,i4 i2,3

Sm-7 i4 6 64 2 2,i 0,3 0,i 3 2,0 9,2 374 0,i9 i0,5

Sm-9 i6 7 62 2 2,0 0,3 0,i 3 2,0 9,3 425 0,i5 ii,5

Sm-ii i6 7 56 3 2,i 0,6 0,i 4 3,0 i7,8 400 0,09 ii,9

Sm-i2 i7 ii 57 3 2,i 0,5 0,i 2 2,5 8,4 656 0,i4 i4

Sm-i3 27 9 43 i 2,7 0,2 0,i 2 i ,9 i0,8 389 0,07 5,6

Kli/i 20 ii 47 3 2,0 0,5 0,i 4 3,3 i5,i 524 0,03 i4

Kli/3 i6 i0 56 3 2,4 0,3 0,i 2 i,6 6,5 542 0,05 i5,7

Kl2 ii 3 82 2 i,8 0,4 0,i 4 2,4 i7,8 273 0,09 7,8

Kl3 i4 8 64 3 2,2 0,5 0,i 3 2,5 ii ,3 5i9 0,06 i2,5

Kl4 i4 i0 65 3 2,6 0,6 0,i 3 2 7,7 649 0,09 i6,2

Kl5 i8 8 48 3 i,7 0,5 0,i 3 2,i i0,5 392 0,07 i2,i

Kl6 6 3 i6i 3 2,4 0,4 0,i 3 i ,5 7,0 542 0,20 i5,3

ятулийский надгоризонт Jatulian superhorizon

ПOPП1а i0 4 89 6 0,6 0,3 0,i i 0,7 2,7 367 0,03 i9,3

ПOPП1 ii 4 90 6 0,6 0,3 0,i 2 i,2 5,9 358 0,05 24,8

ПPП1-2 ii 4 88 6 0,7 0,3 0,i 2 i,2 5,5 369 0,05 23,9

сун1-1 i9 3 8i 3 0,6 0,2 0,2 i 0,7 2,9 280 0,23 i0,2

ПOPП3 i3 4 3i 5 0,8 0,2 0,i 2 0,8 3,7 i35 0,09 i6,9

ПOPП5 i6 5 23 5 0,6 0,2 0,i i 0,8 3,5 i06 0,09 25,i

ПOPП6 i6 5 22 5 0,7 0,2 0,i 2 0,9 3,9 i06 0,03 23,2

ПOPП7 i6 5 3i 4 0,7 0,2 0,i 2 0,9 3,9 i4i 0,07 20,8

ПPП8-1 i3 3 95 5 0,5 0,i 0,2 i i,i 2,6 342 0,09 26,7

ПOPП10 ii 3 i02 4 0,8 0,2 0,i 2 0,8 5,2 289 0,i4 i2,9

ПOPП11 i6 4 70 5 0,6 0,2 0,i i 0,7 3,7 263 0,07 i7,2

ГПЮ0 i6 7 88 4 i,2 0,3 0,i 2 i,3 6,4 606 0,i0 ii,5

Hmi i6 3 i00 3 0,6 0,2 0,2 i 0,7 2,4 3i3 0,23 i2,3

Bazi i4 6 i0i 4 i,2 0,2 0,i 2 i,i 4,8 59i 0,23 i2,2

SAi i8 5 78 5 0,5 0,2 0,i i 0,8 3,4 360 0,i2 2i ,5

гир i i4 4 77 6 0,5 0,3 0,i 2 0,8 3,3 305 0,05 35

ГИP 4 20 6 26 5 0,6 0,2 0,2 i 0,9 3,5 i65 0,i3 25

людиковийский надгоризонт Ludicovian superhorizon

0-79 9 3 i27 8 0,4 0,4 0,3 i 0,8 3,5 389 0,i0 33,5

0-85 i4 4 76 7 0,6 0,2 0,2 i 0,4 i ,7 3i6 0,i3 3,8

0-86 i0 2 4i 3 i,0 0,2 0,3 2 0,6 3,2 9i 0,05 4,6

0-87 i4 5 76 7 0,7 0,3 0,i 2 0,9 4,8 402 0,i2 i2,3

0-88 i3 5 84 7 0,6 0,3 0,i 2 i 4,2 425 0,ii 3i

i00-3 i4 6 79 7 0,6 0,3 0,i 2 0,7 2,5 457 0,08 28,9

i0i i3 6 97 i4 0,3 0,3 0,2 i 0,7 2,2 6i7 3,82 66,4

i07 i7 6 7i 6 0,6 0,2 0,2 i 0,9 3,7 407 0,48 2i ,8

ii4 i5 6 77 7 0,6 0,2 0,i 2 0,6 2,2 428 i ,27 26,8

ii4-3 i5 i0 73 7 0,8 0,3 0,i 2 i ,5 5,5 7i7 0,46 i4,4

i2i i4 4 9i 7 0,4 0,2 0,2 i 0,8 3,2 352 0,i0 35,6

Окончание табл. 4

Table 4 (continued)

Zr/Nb Zr/Y Ti/Zr Nb/Th Th/Yb Ta/Yb Lu/Hf Sm/Yb Ce/Y La/Yb Ti/Y Pb/Ce Nb/U

122 13 6 102 6 0,6 0,2 1 0,8 3,3 560 0,07 33,3

123-2 14 3 104 15 0,1 0,1 0,3 1 0,4 1,3 350 0,23 43,9

157 13 8 67 7 0,8 0,3 0,1 2 1,2 5,0 553 0,42 30

158 13 12 74 8 0,9 0,4 0,1 1 1,1 4,3 861 0,43 30,6

N-MORB 32 3 103 19 0,04 0,04 0,2 1 0,3 0,8 3 0,04 49,6

E-MORB 9 3 82 14 0,25 0,20 0,2 1 0,7 2,7 3 0,04 46,7

OIB 6 10 61 12 1,85 1,25 0,04 5 2,8 17,1 10 0,04 47,1

PM 16 2 116 8 0,17 0,08 0,2 1 0,4 1,4 2 0,1 34,0

Таблица 5. Величины отдельных геохимических показателей сумийских магматических образований южной части Карельского кратона

Table 5. Some geochemical indices of the Sumian magmatic formations in the southern part of the Karelian craton

E S Sm 3a Sm 3 Sm 7 Sm 9 Sm 11 Sm 12 Sm 13 -1 S 2 3 5 Kl-6

Ce/Nb 3,7 3,3 3,7 4,8 4,5 6,7 3,8 5,4 5,8 7,8 4,3 2,9 4,6 2,9

(Nb/La)N 0,6 0,7 0,6 0,5 0,5 0,3 0,6 0,4 0,4 0,2 0,5 0,9 0,5 0,9

Th/Nb 0,2 0,3 0,2 0,4 0,4 0,4 0,4 0,7 0,3 0,4 0,4 0,4 0,3 0,4

мых осадков имеют фиксированные величины [White, 2010].

В магматитах сумия эти показатели находятся в интервале 0,05-0,23 (Pb/Ce) и 8-16 (Nb/U), для ятулийских магматических пород данные значения равны соответственно 0,03-0,20 (Pb/Ce) и для Nb/U - 11-26; для людиковий-ских - отношение Pb/Ce находится в пределах 0,05-0,48 и величина Nb/U равна 12-66. Это указывает на то, что уровень контаминации расплавов, ответственных за появление магматических пород рассматриваемых возрастных

интервалов геологической истории Центральной Карелии, уменьшался от сумия к людико-вию.

Причиной проявления магматизма в сумий-ское время считается воздействие плюма Вин-дибелт [Куликов и др., 2005]. Однако на диаграмме в координатах Nb/Y - Zr/Y (рис. 10), которую используют для доказательства существования плюмовых источников для фа-нерозойской геологической истории, рассматриваемые магматические образования Карельского кратона располагаются таким об-

Магматические образования

(La/NbW.

Рис. 9. Положение магматических пород палеопро-терозоя в координатах Th/Ta)PM - (La/Nb)PM. OIB, PM по: [Sun, McDonough, 1989]; Lc (нижняя кора), UC (верхняя кора) по: [Rudnic, Gao, 2003] Fig. 9. The position of igneous rocks of the Paleoproterozoic in the coordinates Th/Ta)PM - (La/Nb)PM. OIB, PM according to [Sun, McDonough, 1989]; LC (lower crust), UC (upper crust) according to [Rudnic, Gao, 2003]

10

—

z

плюмовые источник OIB« 1 /

E-MORB è

j/ • N-MORB неплюмо зые источники

♦ сумия ■ ятулия

à людиковия

• MORB, OIB

10 Zr/Y

1D0

Рис. 10. Диаграмма в координатах Nb/Y - Zr/Y [Fitton et al., 1997; Condie, 2003] для магматических образований палеопротерозоя Центральной Карелии Fig. 10. The diagram in the coordinates Nb/Y - Zr/Y [Fitton et al., 1997; Condie, 2003] for magmatic formations of the Paleoproterozoic in Central Karelia

73

разом, что исключают однозначную интерпретацию.

Кроме того, «плюмовая» причина магматизма палеопротерозоя помимо геохимических индикаторов должна проявиться и геологическими свидетельствами, а также отразиться в петрогеохимических особенностях магматических пород. Тепловое воздействие плюма должно привести к появлению пород кислого состава в осадочных частях разрезов, что не наблюдается. Фанерозойские магматические породы, формирование которых связывают с плюмовым событием, как правило, высокотитанистые (TiO2 > 2 %), высокожелезистые, и содержание окиси калия в них превышает 0,5 %. Большая часть рассматриваемых пород палеопротерозоя южной части Карельского кратона не удовлетворяет этим условиям.

По соотношению (La/Sm)PM - (Sm/Yb)PM [Niu et al., 2010] петрогеохимические особенности вулканогенных образований палеопротеро-зоя Карельского кратона могут быть удовлетворительно объяснены при допущении добавления в исходные расплавы эклогитового компонента.

На основании приведенных выше данных можно утверждать о сходном мантийном источнике для палеопротерозойских магматических пород, находившемся на уровне гра-натсодержащего шпинелевого перидотита и смещавшегося со временем на уровень шпинелевых перидотитов. Наблюдающиеся петрогеохимические различия вызваны отличающимися условиями магмогенерации при переходе от сумия к людиковию, прежде всего это увеличение степени частичного плавления в людиковийский период и уменьшение степени контаминированности исходных расплавов материалом континентальной коры. Происходившее на уровне литосферной мантии плавление исключает плюмовый источник для рассматриваемых магматитов всех возрастных уровней.

Заключение

Магматические породы разных надгори-зонтов палеопротерозоя рассматриваемых структур не образуют на диаграммах изолированных полей, перекрываясь друг с другом. Приведенные петрогеохимические данные указывают на то, что ведущими факторами магматической эволюции сумийского комплекса были различные режимы частичного плавления верхней мантии при подъеме уровня магмо-

генерации от гранатсодержащего шпинеле-вого перидотита к собственно шпинелевому перидотиту. Источником магматического вещества в ятулии и людиковии был преимущественно шпинелевый перидотит. Сумийские магматиты образовались при меньшей степени плавления источника, чем ятулийские и людиковийские.

В настоящее время магматизм, проявившийся в континентальных областях, автоматически объясняют воздействием плюма/плю-мов. В частности, причиной магматизма су-мийского временного интервала считают плюм Виндибелт [Куликов и др., 2005].

Действительно, на всех приведенных выше диаграммах вулканиты сумия тяготеют к источнику вблизи OIB, что можно предположительно связать с воздействием плюма (?). С другой стороны, проявления сумийского вулканизма импульсного по времени и локального по месту протекания можно рассматривать как реакцию жесткого архейского фундамента на разнонаправленные движения в шовной зоне Карельского кратона и Беломорского подвижного пояса: опускания в КГЗО и подъем и выход на поверхность денудации глубинных образований для БПП. Подобные движения связаны со становлением базит-гипербазитовых интрузий по границам кратона в связи с разломами мантийного заложения. Возникшая вследствие этого гравитационная аномалия должна была привести к изостатическому выравниванию территории. В результате происходит сводовое поднятие в центральной части Карельского кратона и, как следствие, формирование троговых структур в режиме растяжения, что способствует подъему мантийного вещества и его плавлению за счет декомпрессии. Возможность подобного механизма образования расплавов показана Д. Л. Андерсоном [Anderson, 1994]. Реализация подобного сценария подразумевает отсутствие комагматичности рассматриваемых сумийских вулканитов южной части кратона с расслоенными интрузивами основного-ультраосновного состава, пространственно приуроченными к границам КГЗО. На наш взгляд, образование магматических пород разных возрастных уровней палеопротерозоя южной части Карельского кратона в результате частичного плавления литосферного источника исключает их прямую связь с плюмом/плюмами. Первопричина магматизма - растяжение литосферы, а не «подток» мантийного вещества. Однако это утверждение требует дополнительного обоснования.

Приложение Appendix

характеристика магматических пород Magmatic rocks description

Образцы из разрезов сумийского надгоризонта Samples from the Sumian superhorizon

а) р-н Красной Речки The Red River area

№ обр. No. Характеристика образца Sample description Лавовый поток Lava stream

Smi массивный базальт эпидотизированный epidotized massive basalt 1

Sm3 базальт вариолитовый variolitic basalt 3

Sm3 а андезибазальт andesibasalt 4

Sm5 андезибазальт хлоритизированный chloritized andesibasalt 5

Sm7 миндалекаменный андезибазальт (миндалины выполнены кварцем) amygdaloidal andesibasalt (amygdaloids are of quartz) 9

Sm9 массивный андезибазальт хлоритизированный chloritized massive andesibasalt 7

Smii массивный андезибазальт с редкими кварцевыми миндалинами massive andesibasalt with rare quartz amygdaloids 8

Sm12 массивный андезибазальт massive andesibasalt 6

Sm13 массивный андезит massive andesite 10

б) р-н оз. Каллиева Лампи Lake Kallieva Lampi area

№ обр. No. Характеристика образца Sample description Лавовый поток Lava stream

Kli/1 андезибазальт массивный massive andesibasalt 1

Kli/2 андезибазальт с редкими миндалинами andesibasalt with rare amygdaloids 2

Kli/3 андезит массивный massive andesite 3

Kl2 андезибазальт andesibasalt 4

Kl3 - « - 4

Kl4 базальт вспененный bubbled basalt 5

Kl5 андезибазальт andesibasalt 6

Kl6 базальт миндалекаменный amygdaloidal basalt 7

Kl8 массивный андезибазальт massive andesibasalt 8

Kl9 базальт вспененный bubbled basalt 9

Kl10 массивный андезибазальт с миндалинами в кровле massive andesibasalt with amygdaloids in the roof 10

Ятулийский разрез, р-н пос. Гирвас Jatulian section, the Girvas settlement area

ГП100 базальт basalt правый борт каньона р. Суны the left side of the Suna River canyon

Hm1 базальт краснокаменный red-stone basalt южнее пос. Гирвас southward of the settlement of Girvas

Baz1 базальт basalt севернее пос. Гирвас northward of the settlement of Girvas

1106 андезибазальт* andesibasalt* Райгуба Rayguba

1107 базальт* basalt* - « -

1137 - « - * Юркостров Yurkostrov

1150 - « - * Красная Речка Red River

1145 - « - * Бригуннаволок Brigunnavolok

Сун1/1 базальт тонкозернистый fine-grained basalt правый борт каньона р. Суны the right side of the Suna River canyon

ПОРП1 базальт массивный massive basalt руч. Лукан-Оя the Lukan-Oya Stream

ПОРП1а базальт с сульфидной минерализацией basalt with sulphide mineralization - « -

ПРП1-2 базальт рассланцованный interstratified basalt - « -

ПОРП3 габбро-долерит альбитизированный albitized gabbro-dolerite - « -

ПОРП5 - « - - « -

ПОРП6 габбро-долерит gabbro-dolerite - « -

ПОРП7 габбро-долерит с сульфидной минерализацией gabbro-dolerite with sulphide mineralization - « -

ПРП8-1 габбро-долерит gabbro-dolerite - « -

Прп10-1 базальт брекчированный brecciated basalt - « -

ПОРП11 базальт basalt - « -

298G4 андезибазальт тонкозернистый fine-grained andesibasalt р-н Поор-Порога Poor-Poroga area

298GB базальт basalt - « -

SA1 габбро-долерит gabbro-dolerite у брода р. Суны near the Suna River ford

ГИР1 габбро меланократовое melanocratic gabbro р-н Поор-Порога Poor-Poroga area

ГИР4 габбро gabbro - « -

Примечание. *На диаграммах Харкера дополнительно использованы данные из коллекции Ю. И. Сацука. Note. *The Harker diagrams are supplemented with the data from the collection of Yu. I. Satsuk.

Образования людиковийского надгоризонта, р-н Заонежья Formations of the Ludicovian superhorizon, Zaonezhye

066 габбро мелкокристаллическое восточнее оз. Падмозеро

fine-crystalline gabbro eastward of Lake Padmozero

078 габбро р-н Палтега

gabbro Paltega area

079а габбро массивное massive gabbro - « -

079в - « - - « -

085 габбро-долерит окварцованный silicified gabbro-dolerite р-н Загубье Zagubye area

087 габбро gabbro - « -

088 - « - - « -

089 - « - - « -

099 габбро-долерит gabbro-dolerite р-н сев. Лебещина northern Lebeshchina area

100 - « - - « -

101 габбро-долерит gabbro-dolerite - « -

100-3 - « - - « -

100А габбро-долерит окварцованный silicified gabbro-dolerite - « -

106 габбро gabbro - « -

107 - « - - « -

114 - « - залив Святуха Svyatukha bay

114-3 базальт basalt - « -

117 габбро массивное massive gabbro - « -

121 габбро среднекристаллическое medium-crystalline gabbro залив Елгуба Elguba bay

122 габбро мелкокристаллическое fine-crystalline gabbro - « -

123 г габбро gabbro - « -

157 - « - мыс Карнаволок Karnavolok cape

158 - « - - « -

литература

Богина М. М., Злобин В. Л. Корреляция сумий-ского базальтового вулканизма Карельского и Кольского кратонов: петрогеохимия, возраст и геодинамическая обстановка формирования // Магматизм и метаморфизм в истории Земли: Тезисы докл. XI Всеросс. петрограф. совещ. 2010. Т. 1. С. 82-83.

Геология Карелии. Л.: Наука, 1987. 231 с.

Горбачев Н. С. Петрохимические особенности базальтов и интрузивов Норильского района и генезис рудоносной магмы // Геохимия магматических пород: Матер. XXV Всеросс. семинара с участием стран СНГ. Шк. «Щелочной магматизм Земли» (Санкт-Петербург, 23-26 мая 2008 г.). СПб.; М., 2008.

Иваников В. В., Малашин М. В., Голубев А. И., Филиппов Н. Б. Новые данные по геохимии ятулий-ских базальтов центральной Карелии // Вестн. СПб ун-та. 2008. Сер. 7, вып. 4. С. 31-49.

Колодяжный С. Ю. Структурно-кинематическая эволюция Карельского массива и Беломорско-Лап-ландского пояса в палеопротерозое: Автореф. дис. ... докт. геол.-минер. наук: М., 2004. 46 с.

КоросовВ. И. Геология доятулийского протерозоя восточной части Балтийского щита (сумий, сари-олий), Петрозаводск: КарНЦ АН СССР, 1991. 118 с.

Коросов В. И. Проблемы взаимоотношений сари-олийских и сумийских образований // Геология и полезные ископаемые Карелии. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 2013. Вып. 16. С. 57-63.

Куликов В. С., Бычкова Я. В., Куликова В. В., Коп-тев-Дворников Е. В., Зудин А. И. Роль глубинной дифференциации в формировании палеопротеро-зойского плато коматиитовых базальтов Синегорья, юго-восточная Фенноскандия // Петрология. 2005. T. 13. C. 469-489.

Куликов В. С., Куликова В. В., Лавров Б. С., Пух-тель И. С. Суйсарский пикрит-базальтовый комплекс палеопротерозоя Карелии (опорный разрез и петрология). Петрозаводск: КарНЦ РАН, 1999. 96 с.

Куликов В. С., Светов С. А., Слабунов А. И., Куликова В. В., Полин А. К., Голубев А. И., Горьковец В. Я., Иващенко В. И., Гоголев М. А. Геологическая карта Юго-Восточной Фенноскандии масштаба 1:750 000: новые подходы к составлению // Труды КарНЦ РАН. 2017. № 2. С. 3-41. doi: 10.17076/geo444

Магматизм и металлогения рифтогенных систем восточной части Балтийского щита / Под ред.

A. Д. Щеглова. СПб.: Недра, 1993. 244 с.

Минерально-сырьевая база Республики Карелия. Кн. 1. Горючие полезные ископаемые. Металлические полезные ископаемые. Петрозаводск: Карелия, 2005. 280 с.

Минц М. В. Процессы тектоно-плитного и плю-мового типов в истории формирования раннедо-кембрийской коры Восточно-Европейского крато-на: синтезис // Проблемы плейт- и плюм-тектоники в докембрии: Материалы III Росс. конф. по проблемам геологии и геодинамики докембрия. СПб., 2011. С. 112-114.

Мыскова Т. А., Иванов Н. М., Корсакова М. А., Милькевич Р. И., Бережная Н. Г., Пресняков С. Л. Геохимия, возраст и происхождение кислых вулканитов сумия Шомбозерской и Лехтинской структур (Центральная Карелия, Балтийский щит) // Проблемы плейт- и плюм-тектоники в докембрии: Материалы III Росс. конф. по проблемам геологии и геодинамики докембрия. СПб., 2011. С. 124-126.

Общая стратиграфическая шкала нижнего докембрия России (Объяснительная записка) / Науч. ред. Ф. П. Митрофанов, В. З. Негруца. Апатиты: ИГ КНЦ РАН, ВСЕГЕИ им. А. П. Карпинского, 2002. 13 с.

Онежская палеопротерозойская структура (геология, тектоника, глубинное строение и минера-гения) / Отв. ред. Л. В. Глушанин, Н. В. Шаров,

B. В. Щипцов. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 2011. 431 с.

Петрографический кодекс России. Магматические, метаморфические, метасоматические, импакт-ные образования. Изд. второе, перераб. и доп. СПб.: ВСЕГЕИ, 2008. 200 с.

Полеховский Ю. С., Голубев А. И. Людиковийский надгоризонт Онежского прогиба // Проблемы стратиграфии нижнего протерозоя Карелии. Петрозаводск: Карел. фил. АН СССР, 1989. С. 106-117.

Ранний докембрий Балтийского щита / Ред. В. А. Глебовицкий. СПб.: Наука, 2005. 711 с.

Светов А. П. Платформенный базальтовый вулканизм карелид Карелии. Л.: Наука, 1979. 208 с.

Светов С. А., Голубев А. И., Светова А. И. Геохимия сумийских андезибазальтов Центральной Карелии // Геохимия. 2004. № 7. С. 729-739.

Светов С. А., Светова А. И., Назарова Т. Н. Су-мийские андезибазальты Койкарско-Эльмусской площади: литогеохимическая характеристика и условия формирования // Геология и полезные ископаемые Карелии. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 2012. Вып. 15. С. 5-27.

Светов С. А., Степанова А. В., Чаженгина С. Ю., Cветова E. H., Рыбникова З. П., Михайлова А. И., Парамонов А. С., Утицына В. Л., Эхова М. В., Коло-дей В. С. Прецизионный (ICP-MS, LA-ICP-MS) анализ состава горных пород и минералов: методика и оценка точности результатов на примере раннедо-кембрийских мафитовых комплексов // Труды КарНЦ РАН. 2015. № 7. С. 54-73. doi: 10.17076/geo140

Степанова А. В., Самсонов А. В., Ларионов А. Н. Заключительный эпизод магматизма среднего па-леопротерозоя в Онежской структуре: данные по до-

леритам Заонежья // Труды КарНЦ РАН. 2014. № 1. C. 3-16.

Типы магм и их источники в истории Земли. Часть 1. Магматизм и геодинамика - главные факторы эволюции Земли. М.: ИГЕМ РАН, 2006. 398 с.

Филатова В. Т. Количественные оценки параметров раннепротерозойского плюм-литосферного взаимодействия в северо-восточной части Балтийского щита // ДАН. 2004. Т. 395, № 5. С. 685-689.

Филиппов Н. Б., Трофимов Н. Н., Голубев А. И., Сергеев С. А., ХухмаХ. Новые геохронологические данные по Койкарско-Святнаволокскому и Пудож-горскому габбро-долеритовым интрузивам // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 10. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 2007. С. 49-68.

Шарков Е. В., Богина М. М. Эволюция магматизма палеопротерозоя - геология, геохимия, изотопия // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2006. Т. 14, № 4. С. 3-27.

Anderson D. L. Superplums and supercontinents // Geology. 1994. Vol. 22. P. 39-42.

Condie K. C. Incompatible element ratios in oceanic basalts and komatiites: Tracking deep mantle sources and continental growth rates with time // Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 2003. Vol. 4, iss. 1. P. 1-18. doi: 10.1029/2002GC000333

Fitton J. G., Saunders A. D., Norry M. J., Hardar-son B. S., Taylor R. N. Thermal and chemical structure of the Iceland plume // Earth and Planetary Science Letters. 1997. Vol. 153. P. 197-208.

Hoffman A. W. Mantle geochemistry: the message from oceanic volcanism // Nature, 1997. Vol. 385. P. 219-229.

Martin A. P., Prave A. R., Condon D. J., Lepland A., Fallick A. E., Romashkin A. E., MedvedevP. V., Rychan-chik D. V. Multiple Palaeoproterozoic carbon burial episodes and excursions // Earth and Planetary Science Letters. 2015. Vol. 424. P. 226-236.

Morgan W. J. Convection plumes in the lower mantle // Nature. 1971. Vol. 230. P. 42-43.

Niu Y., Wilson M., Humphreys E. R., O'Hara M. J. A trace element perspective on the source of ocean island basalts (OIB) and fate of subducted ocean crust (SOC) and mantle lithosphere (SML) // Episodes. 2010. Vol. 35, no. 2. Р. 310-327.

Puchtel I. S., Arndt N. T., Hofmann A. W., Haa-se K. M., Kroener A., Kulikov V. S., Kulikova V. V., Garbe-Schoenberg 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 // Contrib. Mineral. Petrol. 1998. Vol. 130. P. 134-153.

Regelous M., Hofmann A. W., Abouchami W., Galer S. Geochemistry of lavas from the Emperor sea-mounts, and the chemical evolution of Hawaiian mag-matism from 85 to 42 Ma // J. Petrol. 2003. Vol. 44, no. 1. P. 113-140.

Rudnick R. L., Gao S. The Composition of the Continental Crust // Treatise on Geochemistry. Set. Oxford: Elsevier Ltd., 2003. Vol. 10. P. 1-64.

ShawD. M. Trace element fractionation during ana-texis // Ceochim. Cosmochim. Asta. 1970. Vol. 34. P. 237-243.

Shaw J. E., Baker J. A., Menzies M. A., Thirl-wallM. F., Ibrahim K. M. Petrogenesis of the largest intraplate volcanic field on the Arabian Plate (Jordan): a mixed lithosphere - astenosphere source active by lithospheric extension // J. Petrol. 2001. Vol. 44, no. 9. Р. 1657-1679.

Sun S. S., McDonough W. F. Chemical and isoto-pic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes // Geological Society, London, Special Publications. 1989. Vol. 42. P. 313345.

Systra Y. J. The Influence of Geochemistry on Biological Diversity in Fennoscandia and Estonia. 2012. Р. 439-472. doi: 10.5772/48386

References

Bogina M. M., Zlobin V. L. Korrelyatsiya sumiiskogo bazal'tovogo vulkanizma Karel'skogo i Kol'skogo kra-tonov: petrogeokhimiya, vozrast i geodinamicheskaya obstanovka formirovaniya [Correlation of the Sumian basaltic volcanism of the Karelian and Kola cratons: pet-rogeochemistry, age, and geodynamical situation of formation]. Magmatizm imetamorfizm vistoriiZemli: Tezisy dokl. XI Vseross. petrograficheskogo soveshch. [Mag-matism and Metamorphism in the Earth's History: Abs. of XI All-Russ. petrogr. meeting]. 2010. Vol. 1. P. 82-83.

Filatova V. T. Kolichestvennye otsenki parametrov ranneproterozoiskogo plyum-litosfernogo vzaimo-deistviya v severo-vostochnoi chasti Baltiiskogo shchi-ta [Quantitative assessment of the Early Proterozoic plume-lithosphere interaction parameters in the northeastern part of the Baltic Shield]. DAN [Dokl. Earth Sciences]. 2004. Vol. 395, no. 5. P. 685-689.

FilippovN. B., TrofimovN. N., GolubevA. I., Ser-geevS. A., Khukhma Kh. Novye geokhronologicheskie dannye po Koikarsko-Svyatnavolokskomu i Pudozhgor-skomu gabbro-doleritovym intruzivam [New geochrono-logical data on Koikarsko-Svyatnavoloksky and Pudozh-gorsky gabbro-dolerite intrusions]. Geol. i poleznye is-kopaemye Karelii [Geol. and Useful Minerals of Karelia]. Petrozavodsk: KarRC RAS, 2007. Iss. 10. P. 49-68.

Geologiya Karelii [Geology of Karelia]. Leningrad: Nauka, 1987. 231 p.

Gorbachev N. S. Petrokhimicheskie osobennosti bazal'tov i intruzivov Noril'skogo raiona i genezis rudon-osnoi magmy [Petrochemical features of basalts and intrusions of the Norilsk region and ore-bearing magma genesis]. Geokhimiya magmaticheskikh porod: Mater. XXV Vseross. seminara s uchastiem stran SNG. Shk. "Shchelochnoi magmatizm Zemli" (Sankt-Peterburg, 23-26 maya 2008 g.) [Geochemistry of magmatic rocks: Proceed. XXV All-Russ. seminar with the the CIS part. School Alkaline magmatism of the Earth (St. Petersburg, May 23-26, 2008)]. St. Peterburg; Moscow, 2008.

Ivanikov V. V., Malashin M. V., Golubev A. I., Filippov N. B. Novye dannye po geokhimii yatuliiskikh bazal'tov tsentral'noi Karelii [New data on geochemistry of Jatulian basalts of Central Karelia]. Vestn. SPb. un-ta [Vestnik of St. Petersburg Univ. Earth Sciences]. 2008. Iss. 4, no. 7. P. 31-49.

Kolodyazhnyi S. Yu. Strukturno-kinematicheskaya evolyutsiya Karel'skogo massiva i Belomorsko-Lapland-

Wang K. L., Chuna S. L., Chen C. H. Geochemical constraints on the petrogenesis of high-Mg basaltic andesites from the northern Taiwan volcanic zone and their geodynamic significance // Chemical Geology. 2002. Vol. 182. P. 513-528.

Weaver B. L. The origin of ocean island basalt end-member compositionns: Trace element and isotopic constraints // Earth Planet. Sci. Lett. 1991. Vol. 104. P. 381-397.

White W. M. Oceanic Island Basalts and Mantle Plumes: The Geochemical Perspective // Annu. Rev. Earth Planet. Sci. 2010. Vol. 38. P. 133-160.

Поступила в редакцию 26.11.2017

skogo poyasa v paleoproterozoe [Structural-kinematic evolution of the Karelian Massif and the White Sea-Lapland Belt in the Paleoproterozoic]: Summary of DSc (Dr. of Geol.) thesis. Moscow, 2004. 46 p.

Korosov V. I. Geologiya doyatuliiskogo proterozoya vostochnoi chasti Baltiiskogo shchita (sumii, sariolii) [The geology of the Pre-Jatulian Proterozoic of the eastern part of the Baltic Shield (Sumian, Sariolian)], Petrozavodsk: KarRC RAS, 1991. 118 p.

Korosov V. I. Problemy vzaimootnoshenii sarioliiskikh i sumiiskikh obrazovanii [Problems of Sariolian and Sumian units correlation]. Geol. i poleznye iskopaemye Karelii [Geol. and Useful Minerals of Karelia]. Petrozavodsk: KarRC RAS, 2013. Iss. 16. P. 57-63.

Kulikov V. S., Bychkova Ya. V., Kulikova V. V., Kop-tev-DvornikovE. V., Zudin A. I. Rol' glubinnoi diffe-rentsiatsii v formirovanii paleoproterozoiskogo plato komatiitovykh bazal'tov Sinegor'ya, yugo-vostochnaya Fennoskandiya [Role of deep-seated differentiation in formation of Paleoproterozoic Sinegorie Lava Plateau of komatiite basalts, Southeastern Fennoscandia]. Petrologiya [Petrology]. 2005. Vol. 13. P. 469-489.

Kulikov V. S., Kulikova V. V., LavrovB. S., Pukh-tel' I. S. Suisarskii pikrit-bazal'tovyi kompleks paleopro-terozoya Karelii (opornyi razrez i petrologiya) [The Proterozoic Suisar picrite - basalt complex in Karelia (key section and petrology)]. Petrozavodsk: KarRC RAS, 1999. 96 p.

Kulikov V. S., SvetovS. A., SlabunovA. I., Kulikova V. V., Polin A. K., Golubev A. I., Gor'kovets V. Ya., Ivashchenko V. I., GogolevM. A. Geologicheska-ya karta yugo-vostochnoi Fennoskandii masshtaba 1:750 000: novye podkhody k sostavleniyu [Geological map of southeastern Fennoscandia (scale 1:750 000): a new approach to map compilation]. TrudyKarNTs RAN [Trans. KarRC RAS]. 2017. No. 2. P. 3-41. doi: 10.17076/ geo444

Magmatizm i metallogeniya riftogennykh sistem vostochnoi chasti Baltiiskogo shchita [Magmatism and metallogeny of rift-related systems of the eastern part of the Baltic Shield]. St. Petersburg, 1993. 244 p.

Mineral'no-syr'evaya baza Respubliki Kareliya [Mineral raw material base of the Republic of Karelia]. Kn. 1. Goryuchie poleznye iskopaemye. Metallicheskie poleznye iskopaemye [Vol. 1. Fossil fuels. Metallic minerals]. Petrozavodsk: Kareliya, 2005. 280 p.

Mints M. V. Protsessy tektono-plitnogo i plyumovo-go tipov v istorii formirovaniya rannedokembriiskoi kory Vostochno-Evropeiskogo kratona: sintezis [Processes of plate-tectonic and plume types in the history of formation of the Early Precambrian crust of the East-European craton: synthesis]. Problemy pleit- i plyum-tekto-niki v dokembrii: Materialy III Ross. konf. po problemam geologii i geodinamiki dokembriya [Problems of plate-and plume tectonics in the Precambrian: Proceed. of III Russ. conf. on the problems of geology and geodynam-ics of the Precambrian]. St. Petersburg, 2011. P. 112-114.

Myskova T. A., IvanovN. M., Korsakova M. A., Mil'-kevich R. I., Berezhnaya N. G., PresnyakovS. L. Geokhi-miya, vozrast i proiskhozhdenie kislykh vulkanitov sumiya Shombozerskoi i Lekhtinskoi struktur (Tsentral'naya Kareliya Baltiiskii shchit) [Geochemistry, age, and origin of the Sumian acid volcanics of the Shombozero and Lekhta structures (Central Karelia, Baltic Shield)]. Problemy pleit- i plyum-tektoniki v dokembrii: Materialy III Ross. konf. po problemam geologii i geodinamiki dokembriya [Problems of plate- and plume tectonics in the Precambrian: Proceed. of III Russ. conf. on the problems of geology and geodynamics of the Precambrian]. St. Petersburg, 2011. P. 124-126.

Obshchaya stratigraficheskaya shkala nizhnego dokembriya Rossii. (Ob'yasnitel'naya zapiska) [General stratigraphic scale of the Lower Precambrian in Russia: an explanatory note]. Apatity: IG KNC, VSEGEI im. A. P. Karpinskogo, 2002. 13 p.

Onezhskaya paleoproterozoiskaya struktura (geo-logiya, tektonika, glubinnoe stroenie i minerageniya) [The Onega Paleoproterozoic structure (geology, tectonics, deep structure and minerageny)]. Petrozavodsk: KarRC RAS, 2011. 431 p.

Petrograficheskii kodeks Rossii. Magmaticheskie, metamorficheskie, metasomaticheskie, impaktnye ob-razovaniya [Petrographic Code of Russia: magmatic, metamorphic, metasomatic, impact formations]. 2nd ed., updated and revised. St. Petersburg: VSEGEI, 2008. 200 p.

Polekhovskii Yu. S., GolubevA. I. Lyudikoviiskii nad-gorizont Onezhskogo progiba [The Lyudikovian superhorizon of the Onega deflection]. Problemy stratigrafii nizhnego proterozoya Karelii [Issues of the Lower Pro-terozoic stratigraphy in Karelia]. Petrozavodsk: Karel. fil. AN SSSR, 1989. P. 106-117.

Rannii dokembrii Baltiiskogo shchita [Early Precambrian of the Baltic Shield] St. Petersburg: Nauka, 2005. 711 p.

Sharkov E. V., Bogina M. M. Evolyutsiya magmatiz-ma paleoproterozoya - geologiya, geokhimiya, izotopiya [Magmatism evolution in the Paleoproterozoic - geology, geochemistry, isotopy]. Stratigrafiya. Geol. korre-lyatsiya [Stratigraphy. Geol. Correlation]. 2006. Vol. 14, no. 4. P. 3-27.

SvetovA. P. Platformennyi bazal'tovyi vulkanizm karelid Karelii [Platform basaltic volcanism of the Karelian karelides]. Leningrad: Nauka, 1979. 208 p.

Svetov S. A., Golubev A. I., Svetova A. I. Geokhimiya sumiiskikh andezibazal'tov Tsentral'noi Karelii [Geochemistry of the Sumian andesite-basalts in Central Karelia]. Geokhimiya [Geochemistry]. 2004. No. 7. P. 729-739.

Svetov S. A., Svetova A. I., Nazarova T. N. Sumii-skie andezibazal'ty Koikarsko-El'musskoi ploshchadi: litogeokhimicheskaya kharakteristika i usloviya formirovaniya [Sumian andesite-basalts of the Koikary-El-muss area: lithogeochemical description and formation conditions]. Geol. i poleznye iskopaemye Karelii [Geol. and Mineral Resources of Karelia]. 2012. Iss. 15. P. 5-27.

SvetovS. A., Stepanova A. V., Chazhengina S. Yu., Svetova E. N., Rybnikova Z. P. Mikhailova A. I., Para-monov A. S., Utitsyna V. L., Ekhova M. V., Kolodei V. S. Pretsizionnyi (ICP-MS, LA-ICP-MS) analiz sostava gornykh porod i mineralov: metodika i otsenka tochnosti rezul'tatov na primere rannedokembriiskikh mafitovykh kompleksov [Precision geochemical (ICP-MS, LA-ICP-MS) analysis of rock and mineral composition: the method and accuracy estimation in the case study of Early Precambrian mafic complexes]. Trudy KarNTs RAN [Trans. KarRC RAS]. 2015. No. 7. P. 54-73. doi: 10.17076/geo140

Stepanova A. V., Samsonov A. V., Larionov A. N. Zaklyuchitel'nyi epizod magmatizma srednego paleoproterozoya v Onezhskoi strukture: dannye po doleritam Zaonezh'ya [The final episode of the Middle Proterozoic magmatism in the Onega structure: data on Trans-Onega dolerites]. Trudy KarNTs RAN [Trans. KarRC RAS]. 2014. No. 1. P. 3-16.

Tipy magm i ikh istochniki v istorii Zemli [Types of magma amt their sources in the Earth's history]. Chast' 1. Magmatizm i geodinamika - glavnye faktory evolyutsiiZemli [Part 1. Magmatism and geodynamics -main factors of the Earth's evolution]. Moscow: IGEM RAN, 2006. 398 p.

Anderson D. L. Superplums and supercontinents. Geology. 1994. Vol. 22. P. 39-42.

Condie K. C. Incompatible element ratios in oceanic basalts and komatiites: Tracking deep mantle sources and continental growth rates with time. Geochemistry, Geophysics, Geosystms. 2003. Vol. 4, iss. 1. P. 1-18. doi: 10.1029/2002GC000333

Fitton J. G., Saunders A. D., Norry M. J., Hardar-son B. S., Taylor R. N. Thermal and chemical structure of the Iceland plume. Earth and Planetary Science Letters. 1997. Vol. 153. P. 197-208.

Hoffman A. W. Mantle geochemistry: the message from oceanic volcanism. Nature, 1997. Vol. 385. P. 219-229.

Martin A. P., Prave A. R., Condon D. J., Lepland A., Fallick A. E., Romashkin A. E., Medvedev P. V., Rychan-chik D. V. Multiple Palaeoproterozoic carbon burial episodes and excursions. Earth and Planetary Science Letters. 2015. Vol. 424. P. 226-236.

Morgan W. J. Convection plumes in the lower mantle. Nature. 1971. Vol. 230. P. 42-43.

Niu Y., Wilson M., Humphreys E. R., O'Hara M. J. A trace element perspective on the source of ocean island basalts (OIB) and fate of subducted ocean crust (SOC) and mantle lithosphere (SML). Episodes. 2010. Vol. 35, no. 2. P. 310-327.

Puchtel I. S., Arndt N. T., Hofmann A. W., Haase K. M., Kroener A., Kulikov V. S., Kulikova V. V., Garbe-Schoenberg 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. Contrib. Mineral. Petrol. 1998. Vol. 130. P. 134-153.

Regelous M., Hofmann A. W., Abouchami W., Galer S. Geochemistry of lavas from the Emperor sea-mounts, and the chemical evolution of Hawaiian magmatism from 85 to 42 Ma. J. Petrol. 2003. Vol. 44, no. 1. P. 113-140.

RudnickR. L., Gao S. The Composition of the Continental Crust. Treatise on Geochemistry. Set. Oxford: Elsevier Ltd., 2003. Vol. 10. P. 1-64.

ShawD. M. Trace element fractionation during anatexis. Ceochim. Cosmochim. Asta. 1970. Vol. 34. P. 237-243.

Shaw J. E., Baker J. A., Menzies M. A., Thirlwall M. F., Ibrahim K. M. Petrogenesis of the largest intraplate volcanic field on the Arabian Plate (Jordan): a mixed lithosphere - astenosphere source active by lithospheric extension. J. Petrol. 2001. Vol. 44, no. 9. Р. 1657-1679.

Sun S. S., McDonough W. F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle

composition and processes. Geological Society, London, Special Publications. 1989. Vol. 42. P. 313-345.

Systra Y. J. The Influence of Geochemistry on Biological Diversity in Fennoscandia and Estonia. 2012. P. 439-472. doi: 10.5772/48386

Wang K. L., Chuna S. L., Chen C. H. Geochemical constraints on the petrogenesis of high-Mg basaltic andesites from the northern Taiwan volcanic zone and their geodynamic significance. Chemical Geology. 2002. Vol. 182. P. 513-528.

WeaverB. L. The origin of ocean island basalt end-member compositionns: Trace element and isotopic constraints. Earth Planet. Sci. Lett. 1991. Vol. 104. P. 381-397.

White W. M. Oceanic Island Basalts and Mantle Plumes: The Geochemical Perspective. Annu. Rev. Earth Planet. Sci. 2010. Vol. 38. P. 133-60.

Received November 26, 2017

СВЕДЕНИЯ ОБ АВТОРЕ:

Кондрашова Наталья Ивановна

научный сотрудник лаб. геологии и геодинамики докембрия, к. г.-м. н.

Институт геологии КарНЦ РАН, Федеральный исследовательский центр «Карельский научный центр РАН» ул. Пушкинская, 11, Петрозаводск, Республика Карелия, Россия, 185910 эл. почта: [email protected]

CONTRIBUTOR:

Kondrashova, Natalia

Institute of Geology, Karelian Research Centre, Russian Academy of Sciences

11 Pushkinskaya St., 185910 Petrozavodsk, Karelia, Russia e-mail: [email protected]