CC BY
15УДК 550.42:552.321.1:551.71(470.22)
В. П. ЧЕКУЛАЕВ, Н. А. АРЕСТОВА, Ю. С. ЕГОРОВА (ИГГД РАН)
Неоархейские граниты Карельской провинции: геологическое положение, геохимия, происхождение
Проведено исследование геологии и химического состава неоархейских гранитов Карельской провинции Балтийского щита. Показано, что граниты представлены на всей территории провинции и формировались в течение короткого интервала времени 2,68—2,72 млрд лет назад. Вариации химического состава обусловлены в основном содержаниями редких и редкоземельных элементов, определяющихся минеральным составом рестита, который зависит от давления и температуры плавления источника. Изотопный состав Ш в гранитах в пределах Водлозерского домена указывает на древний коровый источник, подобный древним ТТГ породам. В большинстве гранитов других доменов он свидетельствует об отделении источника от протолита незадолго до образования исходного расплава. Разнообразие форм проявления и химического состава гранитов не связаны с вариациями геодинамической обстановки.
Ключевые слова: Балтийский щит, Карельская провинция, неоархей, граниты, геология, геохимия, происхождение.
V. P. CHEKULAEV, N. A. ARESTOVA, JU. S. EGOROVA (IPGG RAS)
Neoarchaean granite of the Karelian Province: geological setting, geochemistry, origin
Geology and chemical composition of the Neoarchaean granites from the Karelian Province, the Baltic Shield, have been studied. It is shown that the granites is widespread over the area of the province and formed during a short time interval of 2.68—2.72 Ga. Variations in chemical composition are mainly caused by variations in rare and RE element grades controlled by the restite mineral composition, which depends on the pressure and melting temperature in the source. The Nd isotope composition in the granites within the Vodlozero domain indicate on an old crust source, such as old rocks of the TTG association. In the most granites of other domains, it indicates on the separation of the source from the protolyte shortly before the initial melt formation. Variety of geological forms and chemical composition of the granites are not caused by variations in the geodynamic setting.
Keywords: Baltic Shield, Karelia, Neoarchaean, granites, geology, geochemistry, origin.
Для цитирования: Чекулаев В. П., Арестова Н. А., Егорова Ю. С. Неоархейские граниты Карельской провинции: геологическое положение, геохимия, происхождение // Региональная геология и металлогения. - 2020. - № 81. - С. 27-44.
Введение. Исследования последних лет позволили создать модель формирования архейской коры Карельской провинции Балтийского щита [1; 12—14]. Согласно этой модели, кора была сформирована в интервале времени 3240—2680 млн лет в результате нескольких этапов образования прежде всего магматических комплексов пород. Завершает архейскую историю рассматриваемой части Балтийского щита гранитоидный магматизм этапа 2,70 ± 0,05 млрд лет [12; 13]. По составу пород и форме проявления гранитоиды этого этапа существенно отличаются от гранитоидов предыдущих этапов, когда формировались преимущественно породы ТТГ (тоналит-трондьемит-гранодиоритовой) ассоциации. Граниты этого этапа являются двуполевошпатовыми и развиты на всей площади Карельской провинции, однако
остаются наименее изученной группой архейских пород провинции, вероятно, в силу их малой металлогенической перспективности. Задача данного исследования — попытка на базе имеющегося, прежде всего оригинального, фактического материала охарактеризовать геологическое положение, особенности химического состава и вероятные условия образования неоархейских гранитов Карельской провинции. Необходимость исследования обусловлена не только широким распространением этих пород, но и геодинамической спецификой данного этапа в эволюции архейской коры Балтийского щита в целом. В связи с неоднородностью изученности гранитов в разных частях провинции, весьма ограниченным количеством аналитических, главным образом изотопных, данных настоящая работа
© Чекулаев В. П., Арестова Н. А., Егорова Ю. С., 2020
в основном базируется на фактических сведениях по отдельным районам или конкретным интрузиям. Из анализа геохимии гранитов для объективности сравнения исключены породы, в которых содержание К20 меньше 3 %, а также граниты самой западной части Карельской провинции (территория Финляндии) из-за недостатка геологических и аналитических данных. Для сравнительного анализа использованы также результаты изучения неоархейских гранитов Юковского массива в южной части Беломорской провинции.
Геология Карельской провинции и основные этапы формирования магматических комплексов.
Карельская провинция (гранит-зеленокаменная область) является наиболее крупной архейской провинцией Балтийского щита [12]. Как и все подобные архейские структуры, она состоит из
гнейсо-гранитных полей (ареалов), сложенных в разной степени переработанными породами ТТГ ассоциации, и разделяющих их зеленокамен-ных поясов, сформированных преимущественно супракрустальными породами.
Главная особенность провинции — гетерогенность ее строения, выраженная в присутствии крупных фрагментов коры (доменов или субпровинций), различающихся прежде всего временем формирования слагающих их комплексов: Вод-лозерского, Центрально-Карельского и Западно-Карельского [8; 9; 12] (рис. 1).
Кора Водлозерского домена сложена преимущественно палео- и мезоархейскими породами с возрастом 3,24—2,85 млрд лет, образованными в течение нескольких этапов с широким развитием пород ТТГ ассоциации, обладающих возрастом цирконов более 3,0 млрд лет и неодимовым
Рис. 1. Схематическая геологическая карта Карельской провинции. Составлена на основе карты [14] с упрощениями и дополнениями
1 — гранитоиды; 2—5 — зеленокаменные пояса с возрастом 2,9—3,0 млрд лет (2), 2,8—2,85 млрд лет (3), около 2,75 млрд лет (4), неопределенного возраста (5); 6 — протерозой; 7 — платформенный чехол; 8 — расположение гранитных массивов (цифры в кружках и врезке): 1 — Юково, 2 — Шурловара, 3 — Ниемиярви, 4 — Лобаш, 5 — группа массивов, приуроченных к Парандовско-Пебозерскому зеленокаменному поясу (см. рис. 2), 6 — Сойминский, 7 — Кармасельг-ский, 8 — Остерский, 9 — Карташовский, 10 — Суна, 11 — Хижозерский, 12 — Лайручей, 13 — Черева, 14 — Винела, 15 — Охтомозеро, 16 — Кубово; 9 — границы доменов
модельным возрастом в интервале 3,3—
3,4 млрд лет. Вулканиты разного состава, слагающие зеленокаменные пояса обрамления Вод-лозерского домена (рис. 1), преимущественно образованы в интервале времени 2,9—3,0 млрд лет назад и имеют модельный возраст более
3,0 млрд лет [12; 13].
Западно-Карельский домен представлен мезоархейскими ТТГ породами и вулканитами зеленокаменных поясов Центральной и Восточной Финляндии (пояса Кухмо, Суомуссалми и Типасъярви) и Западной Карелии (Костомукш-ский пояс). В отличие от Водлозерского домена, возраст ТТГ пород и вулканитов Западно-Карельского домена в основном около 2,8 млрд лет [12; 24], а модельный возраст пород
не превышает 2,9—3,0 млрд лет [25]. При этом мезоархейские среднекислые вулканиты отличаются по составу от аналогичных пород плейт-тектонических обстановок и, скорее, как и базит-ультрабазитовые вулканиты, отвечают условиям развития плюмов [16].
Центрально-Карельский домен занимает западную часть Республики Карелия, а также район Иломантси в Восточной Финляндии (рис. 1). На основе сейсмических и магнитных данных было предположено [9], что южная часть Беломорского пояса может являться северным продолжением Центрально-Карельского домена, что позволило включить в рассмотрение расположенный здесь Юковский массив гранитов. Имеющиеся данные по геологии, возрасту и составу пород Центрально-Карельского домена показали их заметное отличие от пород, развитых в прилегающих частях соседних Водлозерского и Западно-Карельского доменов [14]. Домен сложен гранитоидами и подчиненными супра-крустальными породами, возраст которых по цирконам не превышает 2,78 млрд лет (рис. 2), а значения составляют 2,8—2,85 млрд
лет. Неоархейские вулканиты Карельской провинции отличаются от современных острово-дужных, приближаясь по составу к вулканитам континентальных дуг [14].
В результате анализа имеющихся геологических, геохимических и геохронологических данных об образовании магматических комплексов, сформировавших архейскую кору Карельской провинции, установлены основные этапы архейского корообразования в интервале 3,24— 2,60 млрд лет [1] и изучен химический состав пород ТТГ ассоциации и вулканитов зеленока-менных поясов [14]. На этом основании выявлены различия в составе этих пород в пределах разных доменов до начала неоархея, т. е. до временного уровня 2,75—2,78 млрд лет [14]. С этого времени кора Карельской провинции развивалась практически одинаково. В интервале времени 2,72—2,74 млрд лет на всей территории провинции формировался комплекс интрузивных субщелочных пород, санукитоидов и сиенитов, достаточно хорошо изученных [12, с. 188—343; 13; 26]. Было установлено также, что на всей
Рис. 2. Схематическая геологическая карта Парандовско-Пебозерского зеленокаменного пояса по [5] с упрощениями
1 — супракрустальные породы протерозоя (сумий, сарио-лий, ятулий); 2 — архейские супракрустальные породы лопия; 3 — интрузии тоналитов, гранодиоритов, гранитов; 4 — анатектит-граниты; 5 — гнейсо-граниты Ондозерского ареала; 6 — гнейсо-граниты и амфиболиты Южного Бело-морья; 7 — гранитные массивы (цифры в кружках): 1 — Кочкомский, 2 — Косьмюсозерский, 3 — Нигалмский, 4 — Ватулминский, 5 — Каменноозерский, 6 — Шобинский
территории провинции неоархейский этап формирования коры фактически завершился образованием обширного комплекса плагиомикро-клиновых гранитоидов в течение довольно узкого интервала времени 2,68—2,75 млрд лет.
Геологическое положение гранитов. В пределах Карельской провинции плагиомикроклиновые гранитоиды по форме геологического проявления представлены двумя типами комплексов — ультраметаморфическими и интрузивными.
Ультраметаморфические плагиомикроклиновые гранитоиды чрезвычайно широко распространены на уровне современного эрозионного среза и развиты во всех изученных нами районах, слагая большую часть гнейсо-гранитных ареалов [12]. В подавляющем большинстве эти породы образовались в результате К-метасоматоза и связанных с ним процессов перекристаллизации и селективного плавления более древних пород ТТГ ассоциации, обычно сохраняя их особенности текстурно-структурные и вещественного состава [3].
Ультраметаморфическая природа гранитои-дов обусловила разнообразие их состава и форм
проявления в зависимости от интенсивности процессов ультраметаморфизма и метасоматоза в частности. Соответственно наблюдаются все переходы от пород, не содержащих калиевый полевой шпат (преимущественно микроклина) до субщелочных существенно калиевых пород. Такое же разнообразие наблюдается и в геологических формах проявления: от порфировидных до лейкократовых, жильных и пегматоидных. Детально эти породы и процессы, приводящие к их образованию, описаны на примере Юго-Западной Карелии [3; 12, с. 395—417]. Состав этих пород изучен на примере районов озер Ондозеро и Суоярви в Центрально-Карельском домене, так как в его пределах такие гранитоиды имеют наиболее широкое проявление, и приведен в соответствующем разделе.
Интрузивные гранитоиды варьируют по составу от гранодиоритов до лейкократовых гранитов и во всех изученных районах имеют возраст в интервале 2,68—2,75 млрд лет. Имеющиеся датировки гранитов российской части Карельской провинции приведены в табл. 1. Возрастные значения этих гранитов на территории Финляндии находятся преимущественно в этом же временном интервале [24]. Рассмотрим две датировки, которые закрепились в геологической литературе и выходят за пределы данного интервала. Это касается возраста гранита района оз. Остер [6] и Карта-шовского массива [10]. В обоих случаях граниты хорошо изучены, представлены крупнозернистыми породами, прорывающими все остальные породы в этих районах и не имеющими признаков наложенных деформаций [2; 12]. Таким образом, отсутствуют геологические подтверждения таких
значений возраста. Прежде всего они могли быть результатом издержек при определении возраста классическим и-РЬ методом по цирконам, что допускали и сами авторы этих датировок. Кроме того, геологическим подтверждением более молодого возраста гранитов Остерского массива является их отсутствие среди галек неоархейских полимиктовых конгломератов [14].
Геологическая форма проявления интрузивных гранитоидов разнообразна, но преобладают разного размера массивы. Хорошо устанавливаются и картируются относительно крупные (до нескольких сотен квадратных километров) массивы, например изученные нами Хижозерский, Карташовский, Остерский, Тубозерский, Охтомо-зерский, Черевский и Кубовский в пределах Вод-лозерского домена, Сойминский в Центральной Карелии. Меньшими размерами обладают массивы Юковский (вблизи пос. Колежма в Южном Беломорье), Ниемиярвинский, Шурловарский, Таловейс в Западной Карелии и серия приуроченных к Парандовско-Пебозерскому поясу на северо-востоке провинции. При этом большинство массивов располагаются внутри гнейсо-гранитных полей и поэтому не имеют четких контактов с вмещающими гнейсо-тоналитами, обычно микроклинизированными.
Наряду с массивами в ряде районов граниты образуют характерные небольшой мощности (до первых метров) тела, располагающиеся параллельно субгоризонтальным системам трещин или сланцеватости. Классическими примерами такого типа являются граниты на северном берегу р. Суна в северной части Койкарской глыбы и на востоке Водлозерского домена в районе
Таблица 1
Результаты определения возраста гранитов Карельской провинции
Возраст, млн лет
Метод
Порода, массив, район
2673 ± 10
2674 ± 35 2680 ± 40 2689 ± 30 2695 2700
2702 ± 84
2703 +32
2705 ± 9 2705 ± 8 2712 ± 8 2715 ± 13 2720 ± 20 2740 ± 70 2810 ± 70 2880 ± 1
U-Pb, циркон
SHRIMP II U-Pb, циркон U-Pb, циркон U-Pb, циркон U-Pb, циркон U-Pb, циркон
U-Pb, циркон
SHRIMP II
U-Pb, циркон U-Pb, циркон U-Pb циркон U-Pb, циркон U-Pb, циркон U-Pb, циркон U-Pb, циркон
Шурловарский массив, Костомукша Жильный материал мигматита, Палая Ламба Кубовский массив, бывшая деревня Кубово Гранит, р. Суна
Юковский массив, Южное Беломорье Массив Таловейс, Костомукша Гранит, Панаярви
Охтомозерский массив, Водлозерский домен
Телекинкий массив, дер. Телекино
Шобинский массив, Парандовско-Пебозерский пояс
Гранит кетанойского комплекса
Лейкогранит Лобашского массива
Ниемиярвинский массив, Костомукша
Пологое тело гранита, р. Суна
Карташовский массив, бывшая деревня Карташи
Остерский массив
Примечание: Все определения возраста выполнены в разные годы в процессе научных исследований ИГГД РАН и опубликованы в [11; 12].
р. Винела. Следовательно для части гранитов этой группы четко устанавливается связь с пологими структурами.
В одном случае рассматриваемые породы представлены риолитом в форме дайкового тела мощностью более 30 м в районе Лайручья в центральной части Водлозерского домена. Риолит сечет гнейсо-тоналиты и трондьемиты с возрастом около 3,24 млрд лет практически без признаков К-метасоматоза.
В пределах Западно-Карельского домена интрузивные граниты образуют небольшие массивы, приуроченные к супракрустальным породам Костомукшской зеленокаменной структуры [12]. Здесь выделяется серия интрузий, которые прорывают метабазальты (массивы Таловейс и Ние-миярвинский) и сланцы гимольской серии — стра-тотипа верхнего лопия (Шурловарский массив), что указывает на их неоархейский возраст. Это согласуется с геологическими и геохронологическими данными. Так, граниты Шурловарского массива содержат ксенолиты гнейсов гимольской серии и образуют жилы в парапородах, а полученные значения возраста составляют для массивов Ниемиярвинский — 2720 млн лет и Таловейс — 2700 млн лет (табл. 1).
Неоархейские гранитоиды в пределах Водлозер-ского домена образуют довольно крупные массивы площадью до 50—150 км2, а также многочисленные более мелкие тела. Они секут многократно метаморфизованные и деформированные породы зеленокаменных поясов и более древние породы ТТГ ассоциации. Все интрузии — поздне- или постскладчатые и обладают близким возрастом.
Наиболее хорошо изучены восточное тело Хижозерского и Остерский массивы. Хижозер-ский массив, согласно исследованиям А. В. Коваленко [12, с. 188—343], имеет в плане удлиненную форму, прослеживаясь в меридиональном направлении на 20 км при средней ширине в несколько километров. Восточный контакт массива почти прямолинеен, а западный — более сложной конфигурации, что предполагает его приразломный характер. Граниты массива содержат в северной части мафические включения, рассматриваемые как фрагменты даек.
Остерский массив гранитов расположен в центральной части Остерской зеленокаменной структуры и вытянут в меридиональном направлении вдоль восточного берега оз. Остер на 7 км. Граниты секут вулканиты с предполагаемым возрастом 2,9—3,0 млрд лет. Они представлены двумя разновидностями: крупнозернистой и более мелкозернистой, занимающими одинаковое геологическое положение.
В центральной части Водлозерского домена выделяются несколько гранитных массивов, площади которых варьируют от 20 до 500 км2. Наиболее крупные — Тубозерский (~ 500 км2), Охто-мозерский (~ 250 км2) и Кубовский (~ 60 км2). Анализ детальных магнитных карт позволил сделать вывод, что Охтомозерский и Кубов-ский массивы представляют фрагменты тонких
пластин. Крупнейший в этом районе Тубозерский гранитный массив представляет собой диа-пир-плутон [12, с. 188—343], а Охтомозерский массив — совмещение в пространстве двух резко различающихся по составу крупных гранитных тел, границы между которыми и с вмещающими гранит-мигматитами не видны. Они для удобства в дальнейшем названы Охтомозерский и Запад-но-Охтомозерский. Возраст гранитов Кубовско-го и Охтомозерского массивов определен U-Pb методом по цирконам соответственно около 2680 и 2700 млн лет (см. табл. 1).
В строении Центрально-Карельского домена преобладают ультраметаморфические гранитоиды, образованные по более древним породам ТТГ ассоциации. В центральной части домена в поле развития данных гранитоидов к западу от Гимольско-Суккозерской зеленокаменной структуры в районе дер. Соймигора развиты однородные граниты, образующие тело площадью не менее 25 км2, которое рассматривается нами как Сойминский массив. Границы массива и его соотношение с окружающими гранитоидами не ясны из-за плохой обнаженности и интенсивно проявленных процессов ультраметаморфизма.
Ряд гранитных массивов в северо-восточной части домена пространственно приурочен к Парандовско-Пебозерскому зеленокаменному поясу — Шобинский, Кочкомский, Нигалма, Вотулма, Лобаш и др. — и объединяется В. В. Ива-никовым и др. [5] в рамках габбро-диорит-грано-диорит-гранитной серии. Массивы образуют магматический пояс северо-западного простирания протяженностью около 200 км, пространственно связанный с вулканитами тунгудско-надвоицкой серии, причем на уровне современного среза интрузивные породы преобладают над супракру-стальными (рис. 2). Большинство массивов представляют собой многофазные трещинные интрузии, сформированные на небольших глубинах. Массивы обычно удлиненной формы, вытянуты в северо-западном направлении, являются как круто, так и полого залегающими и их размеры варьируют от нескольких до 140 км2. С некоторыми из них связаны месторождения и перспективные проявления молибденовых с золотом руд [5].
Геохимия гранитов. Все интрузивные двупо-левошпатовые граниты Карельской провинции при заметных вариациях SiO2 в целом имеют много общего в содержаниях главных элементов. Они характеризуются близкой щелочностью при Na2O + K2O в основном 7,5—8,5 %, высокой желе-зистостью (mg# обычно меньше 30) и являются преимущественно перглиноземистыми (ASI > 1).
В то же время интрузивные граниты при сравнительно узком временном интервале образования характеризуются значительными вариациями в содержаниях редких (РЭ) и редкоземельных элементов (РЗЭ), а это принципиально важно, если исходить из того, что некоторые характеристики химического состава гранитов могут отражать геодинамическую обстановку их
10 100 1000 65 70 75
Рис. 3. Серия парных диаграмм для разных групп гранитов Карельской провинции (а по [27])
образования [27]. В то же время нами было доказано [1; 8; 14], что на данном этапе эволюции образование магматических пород Карельской провинции было связано с развитием плюма.
Для того, чтобы охарактеризовать особенности состава гранитов, мы попытались сгруппировать интрузии, характеризующиеся близкими содержаниями или отношениями отдельных РЭ и РЗЭ с использованием ряда парных диаграмм (рис. 3). Для удобства рассмотрения химического состава за основу была взята распространенная дискриминационная диаграмма Дж. Пирса с соавторами [27], основанная на содержаниях Rb, Y и № (рис. 3, а) и позволяющая, по
мнению авторов, разделить двуполевошпатовые граниты по условиям образования (прежде всего геотектоническим) на внутриплитные (WPG) синколлизионные (syn-COLG), островодужные (VAG) и гранитов океанических островов (ORG) мантийного происхождения [17; 18; 23]. При этом мы не вкладываем геодинамический смысл в различия между выделенными группами. Наряду с этой диаграммой использованы другие, подчеркивающие геохимическое разнообразие гранитов (рис. 3). Это разнообразие видно также при сравнении отдельных образцов (табл. 2) и средних составов пород конкретных массивов (табл. 3).
Таблица 2
Представительные анализы неоархейских гранитов Карельской провинции
Компонент Группа 1 Группа 2
Мас сив
Хижозеро Охтомозеро Юково Кубово Лайручей
Номер образца
260 2515 201 203 128в 128 108 3388л 106 3388в
SiO2 64,64 71,97 72,25 71,34 65,59 69,04 73,49 73,6 74,00 72,8
TiO2 1,03 0,25 0,45 0,48 0,86 0,64 0,20 0,307 0,30 0,193
A12O3 14,94 12,25 14,11 14,29 14,91 13,06 13,78 13,7 13,7 14,3
FeOtot 4,69 3,99 3,02 3,03 4,22 4,85 1,88 1,68 1,73 1,85
MnO 0,06 0,06 0,05 0,04 0,02 0,07 0,06 0,021 0,03 0,030
MgO 1,47 0,69 0,52 0,77 1,16 0,98 0,69 0,537 0,14 0,48
CaO 3,17 1,7 1,71 1,92 2,36 2,00 1,86 0,924 0,84 1,75
Na2O 3,31 2,8 2,86 2,85 4,43 3,45 4,00 3,7 3,61 3,81
K2O 5,03 4,8 3,58 3,70 4,08 4,09 4,25 4,43 4,48 3,79
P2O5 0,28 0,12 0,02 0,02 0,32 0,33 0,04 0,142 0,57 0,07
mg# 0,36 0,24 0,24 0,31 0,33 0,26 0,40 0,36 0,13 0,32
Rb 143 120 143 124 172 148 184 124 98
Sr 236 172 158 164 237 227 81 104 193
Ba 1368 1230 972 1070 1570 963 605 846 657
Y 44 32 31 43 21 44 13 6 7 6
Zr 451 348 377 386 805 477 167 185 104
Ti 4370 1500 2470 2685 5900 4510 1164 1594 1746 1064
Nb 26 13 15,7 13,7 28 31 12,5 6,6 7,0 4,8
Pb 29 23 29 27 18 17 9 11,6
Th 24 27 36,8 30,1 6 7 28,7 25,8 25,3 13,8
La 147 148 111 113 97 86 45,6 21,80 14,80 25,4
Ce 304 293 203 208 166 161 85,6 64,10 51,8 42,9
Pr 22,8 23,9 9,1 5,78 4,3 4,57
Nd 120 132 71,3 78,9 50 82 28,6 20,70 15,80 14,5
Sm 20 17,1 9,89 14,2 8,91 11,2 4,52 4,10 3,99 2,40
Eu 2,03 1,62 1,2 1,19 2,1 3,06 0,47 0,71 0,66 0,53
Gd 8,89 12,3 3,98 2,60 2,69 1,78
Tb 1,8 1,41 1,26 1,93 0,69 1,36 0,58 0,30 0,32 0,26
Dy 6,21 9,8 2,86 1,34 1,50 1,34
Ho 1,12 1,79 0,46 0,21 0,26 0,24
Er 2,91 4,42 1,13 0,49 0,55 0,63
Tm 0,43 0,54 0,13 0,07 0,09 0,08
Yb 4,6 2,73 2,65 3,15 1,43 3,59 0,66 0,50 0,51 0,43
Lu 0,64 0,36 0,37 0,41 0,11 0,08 0,10 0,09
Rb/Sr 0,61 0,70 0,69 0,56 0,73 0,65 2,04 1,19 0,51
Sr/Y 5,4 5,4 5,16 3,84 11,3 5,16 6,43 18,0 33,8
(La/Yb)n 22,9 38,9 30,0 25,7 48,7 17,2 49,6 31,3 20,8 42,4
(Tb/Yb)n 1,78 2,35 2,16 2,78 2,19 1,72 3,99 2,73 2,85 2,75
(La/Sm)n 4,74 5,59 7,25 5,14 7,03 4,96 6,51 3,43 2,39 6,83
Eu/Eu* 0,34 0,32 0,38 0,26 0,81 0,87 0,33 0,60 0,56 0,72
K2O/Na2O 1,52 1,71 1,25 1,30 0,92 1,19 1,06 1,20 1,24 0,99
Примечание: Оксиды приведены в мас. %, редкие и редкоземельные элементы — в мкг/г. ASI = Al2O3/(CaO + Na2O + K2O), мк. Анализы гранитов группы 6 и массива Лобаш предоставлены В. А. Богачевым. Остальные анализы из коллекции сотрудников Карельской группы ИГГД РАН.
Компонент Группа 3 Группа 4 Группа 5
М а с
Карташи Черева Винела Суна Остер Кармасельга
Номер
378а 386 57 145 126 152/11 241 241-1 1888 1749
SiO2 72,75 70,1 73,77 71,84 72,18 74,68 70,3 70,9 74,14 74,14
тю2 0,26 0,25 0,05 0,04 0,01 0,06 0,56 0,34 0,36 0,34
А1203 13,4 13,6 14,18 17,05 15,12 14,42 14,2 14,6 13,43 13,02
FeOtot 2,75 3,27 1,44 0,75 1,01 0,88 3,22 2,24 2,42 2,68
МпО 0,02 0,02 0,06 0,02 0,04 0,03 0,05 0,02 0,04 0,03
MgO 0,37 0,96 0,18 0,17 0,16 0,07 0,78 0,71 0,78 0,66
СаО 0,64 0,54 0,98 0,24 0,98 1,10 2,03 1,7 0,08 0,05
Na2O 3,70 2,93 3,44 5,38 5,25 4,08 3,87 4,75 3,97 3,32
К20 5,13 6,75 5,09 3,5 4,52 3,74 3,89 3,62 3,50 3,92
Р2О5 0,06 0,06 0,01 0,01 0,00 0,13 0,08 0,06 0,04
mg# 0,19 0,34 0,18 0,29 0,22 0,12 0,30 0,36 0,37 0,31
Rb 184 315 291 326 246 183 167 123 102 154
Sr 41 34 31 28 16 52 128 114 141 91
Ва 540 511 20 79 39 92 698 856 1016 554
Y 29 32 44 6 16 8 23 11 17 17
Zr 265 252 47 26 44 21 199 209 192 171
Т! 1534 1452 127 265 102 276 2777 1862 1941 1997
Nb 18,6 19,3 47 24,4 17,8 8 11 10 9 9
РЬ 5 21 27 21 27 16 17
тъ 34,7 32,4 21 4,07 11,1 20 24 21 9 14
La 62,7 97,1 10,8 3,7 15 21 22
Се 141 242 28,6 7,3 18,4 53 43
Рг 14,1 23 0,93 2,66
Nd 46 73,3 14,5 3,15 9,84 20 17
Sm 7,77 11,5 5,8 0,97 2,7 3,7 3,3
Ей 1,04 1,21 0,63 0,06 0,19 0,75 0,62
Gd 6,08 10,1 0,85 3
ТЬ 0,95 1,19 1,1 0,15 0,49 0,69 0,43
Dy 5,24 5,9 0,96 2,85
Но 1,03 1,22 0,17 0,51
Ег 3,14 3,41 0,52 1,39
Тт 0,45 0,52 0,1 0,2
УЬ 3,28 3,48 5,2 0,66 1,28 2,2 1,3
Lu 0,45 0,52 0,11 0,17 0,31 0,19
Rb/Sr 1,72 1,29 9,39 0,94 0,81 3,52 1,30 1,08 0,72 1,69
Sr/У 1,41 1,06 0,7 4,52 1,00 6,5 5,6 10,4 8,3 5,4
(La/Уb)n 13,7 20,0 1,5 4,0 8,4 6,8 12,1
(ТЬ/УЬ)п 1,32 1,55 0,96 1,03 1,74 1,43 1,50
(La/Sm)n 5,21 5,45 1,20 2,48 3,59 3,66 4,30
Еи/Еи* 0,42 0,34 0,31 0,19 0,20 0,58 0,59
K2O/Na2O 1,39 2,30 1,48 0,65 0,86 0,92 1,01 0,76 0,88 1,18
Окончание табл. 2
Группа 5 Группа 6
сив
Западно-Охтомозерский Нигалма Ватулма Каменно-озерский Кочкома Лобаш
образца
24 26/2 т54 уа10 км1564 к518м 168/269 168/289 185/344
73,70 74,12 66,87 72,08 66,73 67,83 72,61 73,1 73,88
0,17 0,17 0,48 0,25 0,42 0,4 0,09 0,1 0,16
13,00 13,89 15,16 16,01 15,15 15,65 13,73 13,43 13,18
1,57 2,20 3,17 1,83 3,78 3,59 1,37 1,60 1,46
0,05 0,03 0 0,07 0,06 0,02 0,02
0,44 0,39 1,26 0,34 1,67 1,1 0,73 0,52 0,32
2,31 0,25 2,53 1,55 3,58 1,98 1,44 1,16 0,77
3,50 3,29 4,5 3,54 3,44 3,75 5,42 3,98 3,32
4,45 5,01 3,63 4,08 4,12 3,28 1,75 5,05 5,51
0,04 0,02 0,26 0,07 0,14 0,2 0,06 0,05 0,02
0,33 0,24 0,41 0,25 0,44 0,35 0,49 0,37 0,28
265 181 131 185 115 149 165 313 436
76 133 497 285 407 425 123 84 112
167 756 1210 1340 1106 1440 364 628 767
24 17 19 13 17 19 24 23 25
112 121 168 127 151 195 103 142 142
912 620 2794 1455 2444 2328 524 582 931
13 11,1 14 12 7 9 40 34 36
31 34 16 16 23 9 13 13 26
41 34,3 11 6 15 10 24 34 40
33,8 62,4 42 22 18 18 38 47
71,4 115 79 41 41 38 83 91
13
27,1 40,9 39 19 19 16 41 40
6,83 6,55 5,1 2,4 2,8 1,8 4,5 4,9
0,29 0,62 1,27 0,65 1,06 0,39 0,47 0,61
4,79 4,55
0,49 0,6 0,59 0,34 0,67 0,5 0,89 1,0
3,04
0,56
1,66
0,25
1,54 1,61 1,2 0,58 1,21 1,7 2,1 2,5
0,25 0,17 0,09 0,14 0,27 0,3 0,39
3,49 0,11 0,26 0,65 0,28 0,35 1,34 3,73 3,89
3,2 7,92 26,2 21,9 23,9 22,4 5,1 3,7 4,5
15,7 27,8 25,1 27,2 10,7 7,6 13,0 13,5
1,45 1,69 2,23 2,66 2,52 1,34 1,93 1,82
3,19 6,15 5,32 5,92 4,15 6,46 5,45 6,19
0,15 0,32 0,80 0,83 1,01 0,55 0,29 0,35
1,27 1,52 0,81 1,15 1,20 0,87 0,32 1,27 1,66
Средние составы неоархейских
Ультраметаморф. Группа 1 Группа 2 Группа 3
Р а й о н /
Компонент
Ондо- Суоярви Юково Хижо- Охтомо- Шурло- Лайру- Кубово Сойми Карташи Черева
зеро зеро зеро вара чей
SiO2 70,85 67,49 67,23 70,15 71,43 68,5 73,36 72,74 73,96 74,28 74,54
TiO2 0,23 0,5 0,75 0,48 0,45 0,83 0,23 0,23 0,17 0,17 0,05
A12O3 14,86 15,53 14,06 13,10 14,42 14,66 14,03 13,72 13,75 13,07 14,12
FeOtot 2,18 3,47 5,05 3,95 2,54 3,81 1,59 2,00 1,98 2,30 1,07
MgO 0,63 1,52 0,97 0,80 0,69 0,78 0,33 0,70 0,41 0,41 0,17
CaO 2,01 2,63 2,41 1,95 1,87 1,66 1,22 1,41 0,66 0,81
Na2O 3,75 4,09 3,39 3,23 3,10 3,3 3,92 3,49 3,22 3,43 3,90
K2O 4,20 3,56 4,15 4,35 3,79 5,18 3,99 4,87 5,41 4,52 4,26
P2O5 0,27 0,16 0,06 0,17 0,18 0,06 0,03 0,03 0,04
mg# 0,34 0,44 0,26 0,25 0,34 0,27 0,27 0,38 0,25 0,22 0,20
Rb 103 89 146 141 147 135 124 190 237 274 283
Sr 461 619 231 207 181 426 169 114 104 40 31
Ba 1618 1295 1099 1105 1210 3335 715 603 734 328 45
Y 10,0 14,0 44,9 36,4 33,7 28 8,7 12,4 6,9 45 52,8
Zr 113 142 537 410 363 436 161 215 126 211 83
Ti 813 2529 4926 2978 2493 4831 1399 1321 954 990 247
Nb 3,4 7 35,3 20,1 15,9 17 6,1 13,3 7,9 22,6 49,3
Pb 23 15 18,6 21,8 30,3 49 16 23,4 28,3 34,4 34,1
Th 10,6 7 8 21,8 36,8 43 22,7 41,8 39,0 44,0 20,9
La 76 143 112,0 27,6 45,6 57,7 10,8
Ce 141,7 291,7 260,3 63,7 85,6 135,8 28,6
Nd 65,0 95,5 90,1 21,6 30,2 63,3 42,7 14,5
Sm 10,34 14,04 13,36 3,98 5,03 9,06 6,90 5,8
Eu 2,47 1,91 1,16 0,66 0,47 0,91 0,63
Tb 1,16 1,56 1,43 0,32 0,58 0,77 1,1
Yb 3,2 3,63 2,27 0,51 0,66 2,60 5,2
Lu 0,51 0,39 0,09 0,11 0,38
Rb/Sr 0,26 0,15 0,63 0,78 0,74 0,32 0,79 1,77 2,38 10,87 11,95
Sr/Y 46,1 42,5 5,6 6,0 5,7 15,2 21,0 15,9 17,2 0,94 0,7
(La/Yb)n 24,3 29,6 27,9 38,4 49,6 14,4 1,5
(Tb/Yb)n 1,78 2,00 3,32 2,85 3,99 1,21 0,96
Sm/Nd 0,16 0,16 0,15 0,19 0,16 0,14 0,16 0,40
(La/Sm)n 4,89 5,32 6,19 4,61 6,51 5,56 1,20
Eu/Eu* 0,77 0,37 0,29 0,59 0,33 0,60 0,31
K/Na 1,12 0,87 1,26 1,36 1,23 1,57 1,03 1,42 1,72 1,38 1,12
Ba/Sr 3,53 2,12 4,75 5,41 6,64 7,83 4,56 5,21 7,39 7,45 2,03
Rb/Ba 0,06 0,07 0,13 0,14 0,12 0,04 0,18 0,28 0,35 1,37 10,08
Zr/Y 11,3 8,8 13,9 11,6 11,1 15,6 19,9 26,4 18,2 5,7 1,7
K/Rb 340 333 236 257 201 319 267 213 190 129 125
ASI 1,03 1,01 0,97 0,96 1,14 1,04 1,08 1,01 1,23 1,14 1,13
Na20+K20 7,95 7,65 7,54 7,58 6,90 8,48 7,91 8,36 8,63 7,95 8,16
n (гл./ред.) 25/27 12/9 8/8 32/51 3/5 2/10 10/12 8/10 7/7 18/23 10/10
Примечание: Оксиды приведены в мас. %, редкие и редкоземельные элементы — в мкг/г. ASI = Al2O3/(Ca0 + Na2O + K2O), мк. n — количество анализов (главных/редких элементов).
гранитов Карельской провинции
Таблица 3
Группа 4
Группа 5
Группа 6
массив
Ниеми-ярви Суна Винела Остер Карма-сельга Западно-Охтомо-зерский Шобин-ский Ватулма Камен-ноозер-ский Кочкома Нигалма Лобаш
72,26 75,57 72,69 71,84 73,97 73,59 70,41 71,25 65,83 70,36 67,67 74,41
0,17 0,06 0,02 0,37 0,35 0,18 0,32 0,27 0,42 0,34 0,54 0,09
13,25 13,64 15,12 14,63 14,63 13,79 14,63 15,42 15,36 15,06 14,82 13,26
2,01 0,90 1,28 2,32 2,08 1,83 3,18 2,14 4,01 2,86 3,36 1,41
0,47 0,22 0,22 0,74 0,81 0,49 1,03 0,46 1,70 0,83 1,22 0,47
1,02 1,01 0,89 1,67 0,12 1,73 1,88 1,47 3,30 1,66 2,44 0,88
3,78 3,81 4,77 4,01 3,73 3,41 3,28 3,72 3,66 4,21 3,81 4,58
5,15 4,21 3,98 3,61 3,70 4,72 3,70 4,11 4,04 3,29 3,34 3,65
0,05 0,02 0,01 0,08 0,05 0,04 0,06 0,07 0,13 0,15 0,26 0,05
0,29 0,31 0,23 0,36 0,39 0,33 0,37 0,26 0,43 0,33 0,39 0,37
324 204 245 144 131 207,2 184 176 125 147,6 125 243
104 61 41 136 103 125,3 197 272 388 360 416 124
49 109 170 520 735 526,2 1156 1216 1105 965 1210 515
21 10,2 7,3 19,8 18,7 20,4 18,2 11,6 16,5 16,2 20 20,3
151 54 63 153 162 126,3 126 120 133 171 238 119
989 331 279 1767 1933 819 1862 1560 2444 1979 3162 563
14 6 16,7 10,0 8,9 10,8 11,6 9,4 7,5 10,8 15 36,5
37 30,1 26,8 24,4 18,3 31,4 12,8 14 22,8 15,8 20,3 16,3
49 15,3 8,9 13,9 12,3 40,5 22 6,2 17,3 12,8 16 25,2
80,8 9,4 23,7 46,7 32 22 22 42 34,0
146,0 12,8 50,7 90,1 61 41 50 79 69,3
47,5 12,8 6,5 18,9 20,9 33,6 27,5 19 22,8 39 32,0
10,8 2,69 1,84 3,4 3,42 5,97 4,75 2,4 3,68 5,1 4
0,62 0,13 0,59 0,46 0,94 0,65 1,22 1,27 0,46
0,77 0,32 0,60 0,53 0,80 0,34 0,73 0,59 0,80
1,65 0,97 1,83 1,63 1,95 0,58 1,09 1,2 2,13
0,14 0,26 0,27 0,28 0,09 0,14 0,17 0,32
3,11 3,48 8,32 1,28 1,44 1,64 1,22 0,65 0,33 0,46 0,32 1,96
4,95 6,8 8,3 8,2 5,7 6,6 11,8 23,7 23,9 22,7 21,0 6,13
35,1 6,2 9,7 20,5 11,87 27,2 14,8 25,1 11,1
2,12 1,39 1,48 1,49 1,87 2,66 3,11 2,23 1,69
0,23 0,21 0,29 0,18 0,16 0,18 0,17 0,13 0,163 0,13 0,14
4,83 3,03 4,43 5,13 4,44 5,92 3,88 5,32 5,29
0,20 0,19 0,50 0,26 0,60 0,83 0,92 0,80 0,33
1,36 1,14 0,85 0,92 1,03 1,39 1,19 1,11 1,11 0,79 0,89 0,80
7,2 1,74 3,98 4,19 7,55 4,09 7,08 4,49 2,70 2,90 3,02 4,15
0,43 2,43 2,54 0,48 0,21 0,50 0,16 0,15 0,11 0,16 0,11 0,47
7,19 5,8 12,5 8,9 8,9 6,6 7,6 10,3 8,1 10,7 11,59 5,1
132 172 147 209 235 183 168 194 268 185 223 125
0,97 1,07 1,10 1,08 1,41 0,99 1,14 1,16 0,94 1,11 1,03 1,01
8,93 8,02 8,74 7,62 7,42 8,13 6,98 7,84 7,70 7,49 7,15 8,22
4/4 9/9 4/6 10/30 9/9 8/10 5/5 5/5 4/4 5/5 3/3 20/20
В результате граниты сгруппированы в шесть групп: группа 1 представлена массивами Хижо-зерским, Юковским, Охтомозерским, Шурлова-ра; группа 2 — Кубовским и Сойминским массивами и дайковым телом Лайручья; группа 3 — массивами Карташовским, Черевским и Ниемиярви; группа 4 — пологими телами гранитов районов рек Суны и Винелы; группа 5 — массивами Кармасельгским, Остерским, Западно-Охтомо-зерским; группа 6 — массивами северо-востока провинции Ватулма, Нигалма, Кочкомский, Шобинский. Отдельно показан массив Лобаш, с которым связано проявление золота.
По содержаниям РЭ наиболее четко выделяются граниты группы 1 (табл. 3), составы которых на диаграмме Y + Nb — Rb (рис. 3, а) располагаются в поле внутриплитных гранитов (гранитов А-типа) или вблизи него в поле островодужных. Граниты этой группы представлены массивами Хижозерским, Юковским и Охтомозерским (его восточной частью). Они характеризуются высокими содержаниями высокозарядных (HFS) элементов (Zr, Y, Nb). Однако при этом они содержат много литофильных Ba и Sr, что не свойственно гранитам А-типа, а отношение K/Rb близко к среднекоровому. Благодаря этому на большинстве парных диаграмм (рис. 3) составы этих гранитов образуют четкие обособленные поля. Граниты группы 1 отличают также высокие содержания РЗЭ (рис. 4, а), сумма которых достигает 500—600 г/т, а также значительная отрицательная Eu-аномалия с Eu/Eu* < 0,40. Исключением являются граниты Юковского массива, содержащие меньше РЗЭ (до 320 г/т) и не имеющие Eu-аномалии. По содержаниям некоторых элементов (Ba, Zr, Sr) в эту группу попадают граниты массива Шурловара района Костомукши (табл. 2) [12], но, возможно, это связано с их повышенной щелочностью.
Граниты группы 2 отличают (рис. 3, табл. 3) низкие содержания Y и Nb при средних содержаниях Ba, Sr и Rb. Соответственно на диаграмме Дж. Пирса и др. они попадают в поле островодужных гранитов с отношением K/Rb, близким к среднекоровому. При суммарном содержании РЗЭ 100—200 г/т они обеднены тяжелыми РЗЭ, имеют высокое отношение (La/Yb)n и слабовыра-женную отрицательную Eu-аномалию (рис. 4, б).
Составы гранитов группы 3 на диаграмме Дж. Пирса образуют поле на границе синколли-зионных и внутриплитных гранитов (рис. 3, а) благодаря одновременно высоким содержаниям Rb, Y и Nb. Из-за высоких концентраций Rb отношение K/Rb (менее 150) значительно ниже среднекорового. Их отличают также низкие значения Sr и Ba. Содержания РЗЭ в них невысокие и варьируют, что отражает диаграмма на рис. 4, в. Она показывает также отсутствие Eu-аномалии в одном из образцов гранита Карташовского массива, что не имеет объяснения.
Граниты группы 4, изученные в двух районах и присутствующие в виде субгоризонтальных жильных тел, отличаются от других гранитоидов
высокими содержаниями Rb и отвечают составам синколлизионных гранитов по Дж. Пирсу (рис. 3). Другая отличительная особенность гранитов этой группы — низкие содержания всех HFS элементов Тг, У, Т и литофильных Sr и Ва. Они обеднены легкими РЗЭ, характеризуются низкими величинами отношений (La/Yb)n и значительной отрицательной Еи-аномалией (рис. 4, г).
Группа 5 включает целый ряд массивов, составы которых отвечают островодужным гранитам по Дж. Пирсу. На всех парных диаграммах они занимают центральное место, т. е. в целом имеют средние содержания большинства РЭ, обладают более фракционированным распределением РЗЭ в легкой части с ^а^т)п до 6, чем в тяжелой части с (1Ъ/УЬ)п не более 1,5, а также значительную отрицательную Еи-аномалию (рис. 4, д). Как и в двух предыдущих группах, граниты группы 5 характеризуются отношением К^Ь ниже среднекорового.
В группу 6 объединены гранитные интрузии северо-восточной части домена. Здесь супра-крустальные породы Парандовско-Пебозерского пояса прорваны серией массивов — Шобинского, Кочкомского, Нигалма, Ватулма, Лобаш и др. Граниты всех массивов, кроме Лобаш, обладают сходным химическим составом (табл. 3, рис. 3). Их отличают высокие концентрации Ва и особенно Sr. Отношение К^Ь заметно ниже среднекорового, благодаря невысокому содержанию К20. Несколько отличаются эти граниты и распределением РЗЭ. При средних значениях отношения (La/Yb)n (табл. 3) у них более фракционированы тяжелые РЗЭ с (1Ъ/УЬ)п больше 2. Кроме того, в этих породах практически отсутствует Еи-аномалия, что согласуется с высокими содержаниями Sr.
Граниты массива Лобаш по содержаниям большинства элементов сходны с гранитами группы 5 (табл. 2, рис. 3) и различаются лишь более высокими показателями благодаря чему их составы попадают на границу гранитов I- и А-типов. От расположенных рядом массивов гранитов группы 6 их отличают более низкие содержания Ва и Sr, а также значительная отрицательная Еи-аномалия при том же отношении (La/Yb)n (рис. 4, г).
Отличительная геохимическая особенность интрузивных пород группы 6 — ее специализация в отношении Мо, и, ^ В^ Ag, Аи [5]. Концентрации этих элементов постепенно возрастают при переходе к лейкогранитам.
Как уже отмечалось, ультраметаморфические граниты заимствуют особенности состава пород ТТГ ассоциации, по которым они образуются. В большей степени это относится к содержаниям РЭ и хорошо просматривается на примере необычайно высоких концентраций Sr, которые объясняются высокими показателями этого элемента в ТТГ породах именно Центрально-Карельского домена, в отличие от других доменов [14]. Отличительной особенностью этих гранитов являются также высокие содержания Ва относительно Rb
Рис. 4. Нормированные на хондрит С1 [30] содержания РЗЭ в гранитах разных групп Карельской провинции
(табл. 3), свидетельствующие о его вторичной природе, приведшей к аномально высоким отношениям К^Ь (более 350), т. е. заметно превышающим среднекоровое (250).
Таким образом, сравнительный анализ химического состава неоархейских гранитов Карельской провинции позволил сделать вывод, что при близком времени образования наблюдаются значительные вариации их состава, отраженные прежде всего в содержании РЭ и РЗЭ. При этом важно отметить, что породы близкого состава, т. е. отнесенные к одной группе, часто значительно разобщены в пространстве.
Обсуждение. Согласно имеющимся экспериментальным данным, источником образования гранитных расплавов служат преимущественно породы среднекислого состава. К неоархею была сформирована мощная кора Карельской провинции, в ее строении преобладали палео-, мезо-и неоархейские плутонические породы тона-лит-трондьемит-гранодиоритового состава, которые наряду со среднекислыми метавулканитами
явились источником для образования двуполе-вошпатовых гранитов [8; 12].
Существуют разные представления об обста-новках образования гранитоидов разного состава. Так, образование синколлизионных гранитов (гранитов S-типа) обычно связывают с моделью плавления метаосадочных пород [17], что отличает их от гранитов 1-типа, которые рассматриваются как продукты плавления метаморфизованных изверженных пород [29]. Определенные ограничения для происхождения анорогенных гранитов высказаны К. Конди [19], который доказал, что большинство докембрийских гранулитов и ксенолитов не могут представлять источники либо реститы докембрийских анорогенных гранитов. Учитывая это, проведенное нами разделение гранитов на группы по составу в какой-то мере условное и осуществлено с целью оценки различий при их образовании.
Расплавы гранитов, отнесенных к группе 1 и имеющих состав, присущий внутриплитным гранитам А-типа, согласно экспериментальным данным П. Доуса [21], имели в качестве источника
известково-щелочные гранитоиды, а согласно петрогенетическому моделированию, выполненному А. В. Коваленко, граниты Хижозерского массива, например, образовались в результате плавления источника, обогащенного РЗЭ и Ва при высокой температуре (более 900 °С) и низком (менее 4 кбар) давлении [12, с. 188—343]. Высокие содержания в гранитах этой группы X № и Хх обусловлены составом рестита, в котором главную роль играли ортопироксен и плагиоклаз, имеющие низкие коэффициенты распределения этих элементов с расплавом. Это подтверждается наличием отрицательной Еи-аномалии, которой нет в гранитах Юковского массива, что указывает на отсутствие в рестите плагиоклаза, т. е. более глубинные условия плавления. Расчет модели
образования гранитов Хижозерского массива, выполненный А. В. Коваленко, показал также, что они кристаллизовались из гранодиоритового расплава, а вариации состава связаны с фракционной кристаллизацией.
Другая отличительная особенность большинства гранитов этой группы — изотопный состав № (табл. 4), свидетельствующий об отделении источника от протолита незадолго до образования исходного расплава. На это указывают положительные значения £ш(0 и модельный возраст близкий к возрасту гранитов.
Исключение представляет Охтомозерский массив с отрицательным значением £ш(0 и древним возрастом протолита, что вполне допустимо для пород центральной части Водлозерского
Таблица 4
Значения %л(г) в неоархейских гранитах Карельской провинции по [20]
Номер образца Район/массив Sm, ррт ррт Sm/Nd 14^т/144Ш 143ш/144ш ± 2о еш(°) еш(0 Тъ ТОМ [22]
260 Хижозеро * 16,50 104,6 0,16 0,0956 0,51093 16 -33,4 1,5 2680 2750
419 Хижозеро * 7,50 31,0 0,24 0,1461 0,51179 9 -16,6 0,8 2680 2850
295 Хижозеро * 10,19 77,5 0,13 0,0794 0,51061 2 -39,5 0,9 2680 2750
128б Юково 12,79 62,8 0,20 0,1231 0,5115 8 -22,2 3,4 2695 2590
472-2 Юково 13,50 72,7 0,19 0,1122 0,51114 10 -29,2 0,1 2695 2865
42 Шурловара 13,1 107,6 0,12 0,0734 0,51045 12 -42,7 0,1 2700 2818
47 Шурловара 3,0 22,6 0,13 0,0803 0,51055 12 -40,7 -0,2 2700 2844
9 Шурловара * 16,32 134,1 0,12 0,0729 0,51043 9 -43,2 -0,1 2700 2832
9-1 Шурловара * 14,73 108,0 0,14 0,0817 0,51058 14 -40,1 -0,2 2700 2843
39 Охтомозеро 17,31 142,1 0,12 0,0737 0,51029 5 -45,9 -3,1 2703 3003
105 Лайручей * 5,51 37,8 0,15 0,0880 0,51065 3 -38,7 -1,0 2700 2901
3388-и Лайручей * 2,80 16,7 0,17 0,1000 0,51069 6 -38,1 -4,5 2700 3176
107 Лайручей * 5,64 39,3 0,14 0,0868 0,51067 3 -38,4 -0,3 2700 2854
3388-к Лайручей * 2,67 16,6 0,16 0,0972 0,51067 3 -38,5 -3,9 2700 3123
50 Кубово 3,62 23,9 0,15 0,0913 0,51071 13 -37,7 -1,3 2680 2912
19 Кубово 6,94 38,1 0,18 0,1102 0,51097 7 -32,6 -2,8 2680 3070
108 Кубово * 6,30 39,7 0,16 0,0963 0,51073 4 -37,2 -2,6 2680 3009
109 Кубово * 8,30 55,3 0,15 0,0907 0,51059 3 -40,0 -3,5 2680 3050
262 Соймигора 9,06 63,3 0,14 0,0866 0,51079 15 -36,1 2,2 2700 2701
131 Карташи * 7,37 44,8 0,16 0,0987 0,51085 12 -34,9 -0,8 2700 2912
2032 Карташи * 2,64 13,6 0,19 0,1160 0,51108 11 -30,5 -2,4 2700 3086
2035 Карташи * 0,89 3,1 0,29 0,1736 0,51214 4 -9,7 -1,7 2700 3583
144 Суна 2,69 12,8 0,21 0,1273 0,51135 11 -25,1 -1,1 2684 2999
112 Винела 2,49 18,0 0,14 0,0838 0,51047 16 -42,3 -3,1 2700 3025
221-1 Остер 2,29 11,4 0,20 0,1219 0,51122 16 -27,7 -1,7 2700 3044
241 Остер 3,78 18,3 0,21 0,1253 0,51113 9 -29,4 -2,9 2700 3426
239 Остер 4,31 24,1 0,18 0,1081 0,51095 11 -32,9 0,0 2700 3188
1116 Остер 3,75 20,5 0,18 0,1110 0,5111 13 -30,0 1,8 2700 3038
1749-а Кармасельга * 3,42 20,9 0,16 0,0984 0,51084 9 -35,0 -0,9 2700 2913
24 Западно-Ох-томозерский 5,30 27,9 0,19 0,1152 0,51103 7 -31,4 -3,1 2703 3141
23 Западно-Ох-томозерский 5,81 37,7 0,15 0,0931 0,5107 8 -37,9 -1,8 2703 2970
Примечание: Все определения изотопного состава № и Sm, частично опубликованные [9; 17], частично новые (отмечены звездочкой), выполнены в лаборатории ИГГД РАН на приборе Finnigan МАТ-261; методика измерений та же, что в работе [15].
домена, характеризующихся наиболее высокими (до 3240 млн лет) значениями возраста. Массивы гранитов группы 1, имеющие близкий возраст, установлены в разных доменах Карельской, а также в пределах Беломорской провинций. Это показывает, что локально создавались одинаковые, но специфические условия гранитообразования.
Граниты группы 2 характеризуются низкими содержаниями № и особенно У, типичными для гранитов 1-типа, что может указывать на более глубинные условия плавления источника с обязательным присутствием в рестите граната и, вероятно, рутила. Изотопный состав Nd в гранитах Водлозерского домена (табл. 4, районы Лайручья и Кубово), выраженный отрицательными значениями £^(0 и большим модельным возрастом указывает на древний возраст про-толита, что характерно для большинства пород домена. Иным изотопным составом № обладает гранит Сойминского массива (табл. 4), что естественно, так как массив расположен в пределах Центрально-Карельского домена, имеющего более молодую кору [8]. Расположение массива в пределах этого домена, сложенного на 95 % породами ТТГ ассоциации, которые к тому же, согласно сейсмическим данным, прослеживаются на глубину практически до границы с мантией [4], предполагает в качестве источника гранитов неоархейские тоналит-трондьемиты [14].
Составы гранитов группы 3 на рис. 3, а попадают на границу составов гранитов S- и А-типов, благодаря одновременно высоким содержаниям Rb, У и №. Образование гранитов S-типа, характеризующихся высоким содержанием Rb, связывают с плавлением метаосадков в синкол-лизионной обстановке [17; 18]. Однако в пределах Карельской провинции архейские осадки, особенно глиноземистые породы, имеют ограниченное распространение и близкий, т. е. неоархейский, возраст [13]. В сочетании с большим (около 3 млрд лет) модельным возрастом ^фМ) (табл. 4) такой состав гранитов этой группы предполагает иное объяснение. Высокое содержание в расплаве Rb требует отсутствия в рестите биотита — единственного концентратора Rb. Другая особенность гранитов этой группы — низкие содержания Sr и Ва, требующие наличия в рестите плагиоклаза и калиевого полевого шпата. Это подтверждается значительной отрицательной Еи-аномалией (рис. 4). Наличие полевошпатового рестита может свидетельствовать о сравнительно малых глубинах плавления источника. Граниты р. Черева отличаются очень высокими (0,40) отношениями Sm-Nd (табл. 2), что указывает на фракционирование Sm относительно №. А. В. Коваленко [12, с. 188—343] было показано, что к обогащению расплава Sm по отношению к № может привести кристаллизация алланита, имеющего больший коэффициент распределения для Nd, чем Sm.
Граниты группы 4, присутствующие в виде субгоризонтальных жильных тел, отличаются от других гранитоидов высокими содержаниями Rb
и отвечают составам гранитов S-типа (рис. 3, а). Соответственно к ним подходит все, сказанное о гранитах группы 3, тем более что граниты группы 4 отличает их структурное положение в виде пологих тел, контролирующих субгоризонтальные деформации [12]. Однако наличие таких структур не является показателем коллизионной обстановки, так как отсутствуют все характерные для нее признаки, хотя такая обстановка в неоар-хее предполагается рядом исследователей [12] для соседней Беломорской провинции. Другая отличительная особенность гранитов этой группы — низкие содержания всех HFS элементов Тг, У, Т и литофильных Sr и Ва. Они обеднены легкими РЗЭ, как и расположенные вблизи граниты Черевы (гр. 3), что требует иного источника, чем ТТГ породы, которым могли быть средне-кислые вулканиты, и характеризуются низкими величинами отношений ^а/УЬ)п и значительной отрицательной Еи-аномалией (рис. 4, г). Такие особенности состава могут быть объяснены присутствием в рестите плагиоклаза и амфибола, но не биотита. В определенной мере это согласуется с низкими содержаниями Тг (табл. 2) при достаточно значимых количествах щелочей, что указывает на относительно низкотемпературные условия их образования [31]. По аналогии с гранитами группы 3 они характеризуются отрицательными значениями £ш(0 и большим (около 3 млрд лет) модельным возрастом ^фМ) (табл. 4), что указывает на значительный интервал времени между отделением источника от мантии и его плавлением.
Граниты группы 5, наиболее широко распространенные в Карельской провинции, по составу типичные граниты 1-типа. Моделирование, выполненное А. В. Коваленко [12, с. 188—343] на примере гранитов Остерского массива, показало возможность их образования в «результате 60 % плавления пород гранодиоритового состава с присутствием в составе рестита ортопироксена, граната и титаномагнетита». Таковыми могли быть древние (с возрастом около 3140 млн лет) грано-диориты района р. Выг [7] или Палой Ламбы [1]. Внутренняя неоднородность Остерской и других подобных интрузий обусловлена фракционной кристаллизацией. Все представленные массивы этой группы расположены в пределах древнего Водлозерского домена и имеют модельный возраст не менее 3 млрд лет (табл. 4), что характерно для большинства пород, слагающих домен.
К группе 6 отнесены компактно расположенные и сходные по составу граниты в северо-восточной части Карельской провинции, приуроченные к Парандовско-Пебозерскому зеленокаменному поясу. Детально их изучавшие В. В. Иваников с коллегами [5] рассматривают эти граниты как конечные члены габбро-дио-рит-гранодиорит-гранитной серии. Однако экспериментальные исследования по плавлению [22; 28] и № изотопные данные для гранитов этого возраста в других частях провинции указывают
на коровый источник, т. е. граниты группы 6, как и другие двуполевошпатовые граниты, являются более поздними образованиями по отношению к габбро и диоритам. По составу они близки к гранитам группы 5, отличаясь лишь отсутствием Еи-аномалии, что может указывать на более глубинные или высокотемпературные условия образования расплава при отсутствии в рестите плагиоклаза и калиевого полевого шпата. Это подтверждается высокими содержаниями в них Sr и особенно Ва. Высокая температура плавления источника могла быть обеспечена подъемом плюма, как это и предполагается для времени около 2,7 млрд лет назад [1; 16]. Главная особенность гранитов этой группы — ее специализация в отношении Мо, и, ^ В^ Ag, Аи, наиболее ярко выраженная в гранитах и лейкогранитах массива Лобаш, которые отличаются от остальных гранитов группы лишь более высокими содержаниями Rb и №.
Таким образом, наблюдаемые вариации состава неоархейских гранитов Карельской провинции, сформированных в течение довольно короткого интервала времени, не могут быть объяснены разными геодинамическими обстановками, а являются отражением различий в условиях плавления источника.
Выводы. Анализ имеющихся данных по геологии и химическому составу неоархейских двупо-левошпатовых гранитов Карельской провинции Балтийского щита позволил сделать следующие выводы.
Двуполевошпатовые граниты широко представлены на всей территории провинции и формировались в течение короткого интервала времени 2,68—2,72 млрд лет назад, практически завершив становление архейской коры.
Граниты характеризуются большим разнообразием форм проявления от ультраметаморфических, возникших в результате преобразования пород ТТГ ассоциации, до разного размера интрузий и даек.
Вариации химического состава определяются в основном содержаниями РЭ и РЗЭ и зависят прежде всего от минерального состава рестита, который обусловлен в первую очередь глубиной плавления источника, т. е. давлением, и во вторую — температурой. Состав источника, который был представлен преимущественно породами ТТГ ассоциации, играл второстепенную роль.
Изотопный состав № в гранитах в пределах Водлозерского домена указывает на древний коровый источник, подобно древним ТТГ породам. В большинстве гранитов других доменов провинции этот состав свидетельствует об отделении источника от протолита незадолго до образования исходного расплава. Это подтверждают положительные значения £ш(0 и модельный возраст ^фМ), близкий к возрасту гранитов.
Разнообразие форм проявления и химического состава гранитов не связано с вариациями геодинамической обстановки, которая
характеризовалась развитием плюма на всей территории Карельской провинции и, вероятно, на всей архейской части Балтийского щита.
Работа выполнена в рамках Госзадания (тема НИР № 0153-2019-0001).
1. Арестова Н. А. Корреляция процессов формирования архейской коры древнего Водлозерского домена (Балтийский щит) / Н. А. Арестова, В. П. Чекулаев, С. Б. Ло-бач-Жученко, Г. А. Кучеровский // Стратиграфия. Геол. корреляция. - 2015. - Т 23, № 2. - С. 1-13.
2. Геология и петрология архейского гранитно-зеле-нокаменного комплекса Центральной Карелии / под ред. К. О. Кратца. - Л.: Наука, 1978. - 262 с.
3. Геология и петрология гранито-гнейсовой области Юго-Западной Карелии / под. ред. К. О. Кратца. - Л.: Наука, 1969. - 226 с.
4. Гончаров А. Г., Кальнин К. А., Лизинский М. Д. и др. Сейсмогеологическая характеристика земной коры Карелии // Проблемы комплексной интерпретации геолого-геофизических данных. - Л.: Недра, 1991. - С. 53-84.
5. Иваников В. В., Григорьева Л. В., Шинкарёв Н. Ф. и др. Позднеархейская рудно-магматическая гранит-молибденовая система в северо-восточной Карелии // Вестник СПбГУ. Сер. 7: Геология, география. - 1995. - Вып. 4, № 28. - С. 35-44.
6. Коваленко А. В., Ризванова Н. Г. Остерский плутон (Центральная Карелия) - древнейший массив двуполевошпатовых гранитов на Балтийском щите // Докл. РАН. - 2000. - Т. 373, № 2. - С. 210-214.
7. Лобач-Жученко С. Б. Эволюция Южно-Выгозер-ского зеленокаменного пояса Карелии / С. Б. Лобач-Жу-ченко, 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. 156173.
8. 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.
9. Лобач-Жученко С. Б., Чекулаев В. П., Берков-ский А. Н. Гнейсо-гранитные ареалы Карелии // Проблемы эволюции докембрийской литосферы. - Л.: Наука, 1986. - С. 153-163.
10. Макеев А. Ф. Радиационно-химические превращения цирконов и их применение в геохронологии. - Л.: Наука, 1981. - 64 с.
11. Матреничев В. А. Выделение второй генерации архейских зеленокаменных поясов Карелии: Геология и геохронология / В. А. Матреничев, Л. О. Пинькова, О. А. Левченков, А. Ф. Макеев, С. З. Яковлева // Изотопное датирование геологических процессов: новые методы и результаты: Тез. докладов. - М., 2000. - С. 245-247.
12. Ранний докембрий Балтийского щита / ред. В. А. Глебовицкий. - СПб.: Наука, 2005. - 711 с.
13. Чекулаев В. П., Арестова Н. А. Гетерогенность строения Карельской провинции Фенноскандинавско-го щита как отражение условий корообразования от палео- до неоархея // Эволюция вещественного и изотопного состава докембрийской литосферы / под ред.: В. А. Глебовицкий, Ш. К. Балтыбаев. - СПб.: Издатель-ско-полиграфическая ассоциация высших учебных заведений, 2018. - С. 35-61.
14. Чекулаев В. П. Изменение условий формирования коры Карельской провинции Балтийского щита при переходе от мезо- к неоархею: результаты геохимических исследований / В. П. Чекулаев, Н. А. Арестова, Ю. С. Егорова, Г. А. Кучеровский // Стратиграфия. Геологическая корреляция. - 2018. - Т 26, № 3. - С. 3-23.
15. Чекулаев В. П., Лобач-Жученко С. Б., Левский Л. К. Архейские граниты Карелии как показатели состава и возраста континентальной коры // Геохимия. — 1997. — № 8. — С. 808-816.
16. Arestova N. A., Lobach-Zhuchenko S. B., Chekulaev V. P. Early Precambrian mafic rocks of the Fennoscandian Shield as reflection of plume magmatism: Geochemical types and formation stages // Russian journal of Earth Sciences. - 2003. - Vol. 5, No. 3. - Pp. 145-163.
17. Chappell B. W., White A. J. R. Two contrasting granite types // Pasific Geology. - 1974. - Vol. 8. - Pp. 173-174.
18. Collins W. J., Beams S. D., White A. J. R. Nature and origin of A-type granites with particular reference to Southeastern Australia // Contributions to Mineralogy and Petrology. - 1982. - Vol. 80. - Pp. 189-200.
19. Condie K. Chemical composition and evolution of the upper continental crust: Contrasting results from surface samples and shales // Chemical Geology. - 1993. - Vol. 104. -Pp. 1-37.
20. DePaolo D. J. Neodimium isotopes in the Colorado Front Range and crust-mantle evolution in the Proterozoic // Nature. - 1981. - Vol. 291. - Pp. 684-687.
21. Douce P. A. E. Generation of metaluminous A-type granites by low-pressure melting of calc-alkaline granitoids // Geology. - 1997. - Vol. 25, No. 8. - Pp. 743-746.
22. Douce P. A. E., Beard J. S. Degidration-melting of bio-tite gneiss and quartz amphibolite from 3 to 15 kbar // Journal of Petrology. - 1995. - Vol. 36. - Pp. 707-738.
23. Eby G. N. The A-tipe granitoids. A review of their occurrence and chemical characteristics and speculations on their petrogenesis // Lithos. - 1990. - Vol. 26. - Pp. 115-134.
24. Huhma H., Manttari I., Peltonen P. et al. The age of the Archaean greenstone belte of Finland // Geological Survey of Finland, Special Paper. - 2012. - Vol. 12. - Pp. 73-174.
25. Huhma H., Kontinen A., Mikkola P. et al. Nd isotopic evidence for Archaean crustal growth in Finland // Geological Survey of Finland, Special Paper. - 2012. - Vol. 12. -Pp. 175-212.
26. Lobach-Zhuchenko S. B., Rollinson H. R., Chekulaev V. P. et al. The Archaean sanukitoid series of the Baltic Shield: geological setting, geochemical characteristics and implications for their origin // Lithos. - 2005. - Vol. 79. -Pp. 107-128.
27. Pearce J. A., Harris N. B. W., Tindle A. G. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks // Journal of Petrology. - 1984. - Vol. 25. -Pp. 956-983.
28. Rapp R. P., Watson E. B., Miller C. F. Partial melting of amphibolite/eclogite and the origin of Archean trondhjemites and tonalities // Precambrian Research. 1991. - Vol. 51. -Pp. 1-25.
29. Roberts M. P., Clemens J. D. Oririn of high-potassium, calc-alkaline, I-type granitoids // Geology. - 1993. - Vol. 23. -Pp. 825-828.
30. Sun S. S., McDonough W. F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes / eds.: A. D. Saunders, M. J. Norry // Magmatism in the ocean basins. - Geological Society, London, Special Publications, 1989. - Vol. 42. - Pp. 313-345. - URL: http://dx.doi.org/10.1144/gsl.sp.1989.042.01.19.
31. Watson J. B., Harrison T. M. Zircon saturation revisited: Temperature and composition effects in a variety crustal magma types // Earth and Planetary Science Letters. - 1983. -Vol. 64. - Pp. 295-304.
1. Arestova N. A., Chekulaev V. P., Lobach-Zhuchen-ko S. B. et al. Correlation of the formation of the Archean crust of the ancient Vodlozersky domain (Baltic Shield). Stratigrafiya. Geologicheskaya korrelyatsiya. 2015. Vol. 23, No. 2, pp. 1—13. (In Russian).
2. Geologiya i petrologiya arkheyskogo granitno-zele-nokamennogo kompleksa Tsentral'noy Karelii [Geology and
petrology of the Archaean granite-greenstone complex of the Central Karelia] Ed. by K. O. Krattsa. Leningrad: Nauka. 1978. 262 p.
3. Geologiya i petrologiya granito-gneysovoy oblasti Yugo-Zapadnoy Karelii [Geology and petrology of the granite-greenstone terrain of the South-Western Karelia]. Ed. by K. O. Krattsa. Leningrad: Nauka. 1969. 226 p.
4. Goncharov A. G., Kal'nin K. A., Lizinskiy M. D. et al. Seismo-geologic cyaracteristics of the earth's crust of the Karelia. The problems of the complex interpretation of geology-geophisics data. Leningrad: Nedra. 1991. Pp. 53—84. (In Russian).
5. Ivanikov V. V., Grigor'ieva L. V., Shinkarev N. Ph. et al. Late-Archaean ore-magmatic granite-molibdenium system in the North-Eastern Karelia. Vestnik SPbGU. Ser. 7: geology-geography. 1995. Vol. 4, No. 28, pp. 35-44. (In Russian).
6. Kovalenko A. V., Rizvanova N. G. Ostersky pluton (Central Karelia) — the oldest massif of two-fieldspate granites on the Baltic Shield. Doclady RAS. 2000. Vol. 373. No. 2, pp. 210214. (In Russian).
7. Lobach-Zhuchenko S. B., Arestova N. A., Chekulaev V. P. et al. Evolution of the South-Vygozero greenstone belt of the Karelia. Petrologiya. 1999. Vol. 7, No. 2, pp. 156—173. (In Russian).
8. Lobach-Zhuchenko S. B., Chekulaev V. P., Aresto-va N. A. et al. Archean terranes of Karelia: their geological and isotope-geochemical substantiation. Geotektonika. 2000. No. 6, pp. 26—42. (In Russian).
9. Lobach-Zhuchenko S. B., Chekulaev V. P., Berkovs-kiy A. N. Gneiss-granite areas of Karelia. Problems of the evolution of the Precambrian lithosphere. Leningrad: Nauka. 1986. Pp. 153—163. (In Russian).
10. Makeev A. F. Radiatsionno-khimicheskie prevra-shcheniya tsirkonov i ikh primenenie v geokhronologii [Radiation-chemical transformations of zircons and their application in geochronology]. Leningrad: Nauka. 1981. 64 p.
11. Matrenichev V. A., Pin'kova L. O., Levchenkov O. A. et al. Isolation of the second generation of Archean greenstone belts of Karelia: Geology and geochronology. Isotopic dating of geological processes: new methods and results: Abstract. Reports. Moscow. 2000. Pp. 245—247. (In Russian).
12. Ranniy dokembriy Baltiyskogo shchita [Early Precambrian of the Baltic Shield]. Ed. by V. A. Glebovitskiy. St. Petersburg: Nauka. 2005. 711 p.
13. Chekulaev V. P., Arestova N. A. Heterogeneity of the structure of the Karelian Province of the Fennoscandinavian Shield as a reflection of crustal conditions from Paleo- to Neo-archean. Evolution of the material and isotopic composition of the Precambrian lithosphere. St. Petersburg. 2018. Pp. 35—61. (In Russian).
14. Chekulaev V. P., Arestova N. A., Egorova Ju. S., Kucherovskiy G. A. Change in the conditions for the formation of the crust of the Karelian province of the Baltic Shield during the transition from Meso-Neoarchean: results of geochemical studies. Stratigrafiya. Geologicheskaiya Korrelliatsiya. 2018. No. 3, pp. 3—23. (In Russian).
15. Chekulaev V. P., Lobach-Zhuchenko S. B., Levs-kiy L. K. Archaean granites of Karelia as the indicators of composition and age of continental crust. Geochimiya. 1997. No. 8, pp. 808—816. (In Russian).
16. Arestova, N. A., Lobach-Zhuchenko, S. B., Chekulaev, V. P. 2003: Early Precambrian mafic rocks of the Fennoscandian Shield as reflection of plume magmatism: Geochemical types and formation stages. Russian journal of Earth Sciences. 5. 3. 145—163.
17. Chappell, B. W., White, A. J. R. 1974: Two contrasting granite types. Pasific Geology. 8. 173—174.
18. Collins, W. J., Beams, S. D., White, A. J. R. 1982: Nature and origin of A-type granites with particular reference to Southeastern Australia. Contributions to Mineralogy and Petrology. 80. 189—200.
19. Condie, K. 1993: Chemical composition and evolution of the upper continental crust: Contrasting results from surface samples and shales. Chemical Geology. 104. 1—37.
20. DePaolo, D. J. 1981: Neodimium isotopes in the Colorado Front Range and crust-mantle evolution in the Protero-zoic. Nature. 291. 684-687.
21. Douce, P. A. E. 1997: Generation of metaluminous A-type granites by low-pressure melting of calc-alkaline granitoids. Geology. 25. 8. 743-746.
22. Douce, P. A. E., Beard, J. S. 1995: Degidration-melting of biotite gneiss and quartz amphibolite from 3 to 15 kbar. Journal of Petrology. 36. 707-738.
23. Eby, G. N. 1990: The A-tipe granitoids. A review of their occurrence and chemical characteristics and speculations on their petrogenesis. Lithos. 26. 115-134.
24. Huhma, H., Manttari, I., Peltonen, P. et al. 2012: The age of the Archaean greenstone belte of Finland. Geological Survey of Finland, Special Paper. 12. 73-174.
25. Huhma, H., Kontinen, A., Mikkola, P. et al. 2012: Nd isotopic evidence for Archaean crustal growth in Finland. Geological Survey of Finland, Special Paper. 12. 175-212.
26. Lobach-Zhuchenko, S. B., Rollinson, H. R., Cheku-laev, V. P. et al. 2005: The Archaean sanukitoid series of the
Baltic Shield: geological setting, geochemical characteristics and implications for their origin. Lithos. 79. 107—128.
27. Pearce, J. A., Harris, N. B. W., Tindle, A. G. 1984: Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology. 25. 956—983.
28. Rapp, R. P., Watson, E. B., Miller, C. F. 1991: Partial melting of amphibolite/eclogite and the origin of Archean trondhjemites and tonalities. Precambrian Research. 51. 1-25.
29. Roberts, M. P., Clemens, J. D. 1993: Oririn of high-potassium, calc-alkaline, I-type granitoids. Geology. 23. 825-828.
30. Sun, S. S., McDonough, W. F. 1989: Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Magmatism in the ocean basins. — Geological Society, London, Special Publications. 42. 313—345. http://dx.doi.org/10.1144/gsl.sp.1989.042.01.19.
31. Watson, J. B., Harrison, T. M. 1983: Zircon saturation revisited: Temperature and composition effects in a variety crustal magma types. Earth and Planetary Science Letters. 64. 295—304.
Чекулаев Валерий Петрович — доктор геол.-минерал. наук, гл. науч. сотрудник, ИГГД РАН ^ <[email protected]> Арестова Наталия Александровна — доктор геол.-минерал. наук, вед. науч. сотрудник, ИГГД РАН 1
<[email protected]> Егорова Юлия Сергеевна — канд. геол.-минерал. наук, науч. сотрудник ИГГД РАН1. <[email protected]>
Chekulaev Valeriy Petrovich — Doctor of Geological and Mineralogical Sciences, Chief Researcher, IPGG RAS 1. <[email protected]>
Arestova Natalia Aleksandrovna - Doctor of Geological and Mineralogical Sciences, Leading Researcher, IPGG RAS1. <[email protected]>
Egorova Yulia Sergeevna — Candidate of Geological and Mineralogical Sciences, Researcher, IPGG RAS1. <[email protected]>
1 Институт геологии и геохронологии докембрия Российской академии наук (ИГГД РАН). Наб. Макарова, 2, Санкт-Петербург, 199034, Россия.
Institute of Precambrian Geology and Geochronology Russian Academy of Sciences (IGGP RAS). 2 Naberezhnaya Makarova, St. Petersburg, 199034, Russia.
