CC BY
41
Нижняя кора Беломорского мегаблока: ее возраст, состав и условия образования (по результатам изучения глубинных ксенолитов)
В.Р. Ветрин
Геологический институт КНЦ РАН
Аннотация. Фрагменты нижней коры Беломорского мегаблока, расположенного в приграничной зоне между Кольским и Карельским субкратонами, представлены глубинными ксенолитами в трубках взрыва и эксплозивных дайках Кандалакшского и Терского берегов Белого моря. Преобладающую часть ксенолитов образуют гранатовые гранулиты (гр+кпи±опи+пл+кв), в меньшем количестве присутствуют пироксениты, вебстериты, амфибол-пироксеновые породы и шпинелевые перидотиты. Модельный возраст гранатовых гранулитов (TNdDM) ранжирован от 2.94 до 2.39 млн. лет, возраст образования позднеархейских протолитов по данным цирконовой геохронометрии оценивается в ~2.75 млрд. лет. Возрастные этапы преобразования и наращивания пород нижней коры по результатам Pb-Pb и U-Pb исследований составляют ~2.4, 1.8, 1.73 и <1 млрд. лет, что коррелируется с эндогенными процессами в верхней коре: внедрением пород друзитового комплекса и габбро-анортозитов (2.45-2.35 млрд. лет; Митрофанов и др., 1993; Балаганский и др., 1997), возрастом гранулитового метаморфизма (1.95-1.75 млрд. лет, Bibikova, 1995), образованием гранитов и пегматитов в период постъятулийской активизации Беломорского мегаблока (1.8-1.75 млрд. лет), интрузией палеозойских щелочноультраосновных и щелочных расплавов (0.38-0.36 млрд. лет). Формирование метаморфических парагенезисов в гранатовых гранулитах происходило при Р=12-18 кбар и 7=800-1050°С в условиях низкого геотермического градиента (7-10°С/км), что характерно для многих гранулитовых поясов мира и связывается с процессами базальтового андерплейтинга - наращиванием континентальной коры снизу при внедрении в нее больших масс основных-ультраосновных расплавов.
Abstract. The fragments of the lower crust of the Belomorian megablock located in a boundary zone between the Kola and Karelian subcratons are submitted by deep seated xenoliths in explosion pipes and explosive dykes of the Kandalaksha and Tersky coasts of the White Sea. The most part of xenoliths are formed by garnet granulites, there are pyroxenites, websterites, amphibole-pyroxene rocks and some others at smaller amount as well. The age stages of the lower crust rocks are determined by results of Pb-Pb and U-Pb researches. The conditions of metamorphic paragenesis formation in garnet granulites are described. This process is characteristic for many granulite belts of the world and is supposed to be connected to processes of basalt underplating.
1. Введение
Нижняя континентальная кора остается слабо изученной частью Земли, и минеральный, химический состав, условия метаморфизма, возраст и происхождение слагающих ее пород варьируют в различных частях континентов. Актуальность решения этих вопросов для разработки фундаментальных проблем раннедокембрийской истории Земли и в целях дальнейшего развития прикладной геологии выдвигает изучение состава и условий формирования нижней коры континентов в качестве приоритетного направления наук о Земле.
При изучении литосферы Балтийского щита в последние 40 лет широко применяются геофизические методы, и в первую очередь - метод глубинного сейсмического зондирования (Шаров, 1993; Сейсмогеологическая модель..., 1997). Согласно этим данным, нижняя часть коры (базальтовый или гранулито-базитовый слой) залегает на глубине 15-25 км от уровня современного эрозионного среза. По физическим свойствам (Vp=6.6-7.3, Vs=3.7-4.2 км/с, о=2.9-3.2 г/см3) предполагается, что он сложен породами основного-ультраосновного состава. В некоторых моделях нижняя часть коры подразделяется на 2 субслоя: собственно гранулито-базитовый (Vp=6.6-6.8 км/с, о=2.9-3.0 г/см3) и корово-мантийный (Vp=7.0-7.3 км/с, 0=3.0-3.2 г/см3). Следует отметить, что в глубинных частях крупных сегментов земной коры Балтийского щита - кратонах, субкратонах - мощность нижней коры оценивается в пределах 20-25 км, с примерно равными соотношениями в ее составе гранулит-базитового и корово-мантийных субслоев, или с преобладанием гранулит-базитового субслоя. Существенное увеличение мощности
нижней коры (до 35-40 км) установлено в смежных областях региональных геологических структур Балтийского щита: между эпиархейским Кольско-Беломорским кратоном и раннепротерозойской Свекофеннской окраинно-континентальной областью (зоны Приладожье-Оутокумпу в Карелии и Финляндии, Шеллефтео в Швеции), а также под Беломорским мегаблоком, игравшим роль приграничной структуры между Кольским и Карельским субкратонами (рис.1).
Принимая во внимание эти данные, нижняя кора региона в зависимости от ее положения в региональных структурах подразделена нами на латеральную ПК (ЛНК), имеющую относительно выдержанную мощность, и межблоковую ПК (МНК) варьирующей, но в целом увеличенной мощности, развитую главным образом в приграничных частях региональных структур (УеМп, 1997). В результате проведенных исследований было обосновано отнесение к фрагментам МНК ксенолитов гранатовых гранулитов, эклогитов и пироксенитов в трубках взрыва и дайках Кандалакшского побережья Белого моря, а также на островах Кандалакшского архипелага (о.Еловый, Олений, Телячий, Сальные и др.).
1 - массивы герцинских щелочных
пород,
2 - протоплатформенный чехол,
3 - каледониды Норвегии.
Поздний протерозой:
4 - осадочные формации в основании
каледонид и чехла.
Ранний протерозой:
5 - массивы гранитоидов,
6 - массивы основных пород.
Супракрустальные формации:
7 - в структурах Свекофеннской
провинции,
8 - в структурах Лапландско-
Кольско-Карельской провинции,
9 - в пределах Лапландского пояса
гранулитов.
Поздний архей:
10 - гранито-гнейсовый фундамент протерозойских структур,
11 - район развития эксплозивных даек и трубок взрыва.
Рис.1. Схематическая карта тектонического районирования восточной части Балтийского щита (по В.Г.Загородному; Сейсмогеологическая модель.., 1997). Сейсмический профиль - по (Шарое, 1993).
2. Геология
В северо-западной части побережья Кандалакшского залива закартировано около 1000 эксплозивных даек и более 40 трубок взрыва, две из которых являются алмазоносными. Локализация этих магматических производных контролировалась долгоживущей рифтогенной структурой -Кандалакшским грабеном северо-западного простирания, расположенным в северной краевой зоне Беломорского мегаблока. Породы верхней коры мегаблока представлены метаосадками метавулканическими породами чупинской толщи, хеталамбинской толщи и "серыми гнейсами" тоналит-
трондьемит-гранодиоритового (ТТГ) состава, входящими в состав керетьской толщи. При геохронологическом изучении Беломорского мегаблока установлена многоэтапность проявлений магматизма, метаморфизма и тектонических событий - от <3 и 2.85-2.80 млрд. лет (соответственно, возраст протолитов главных типов пород и их метаморфизма) до времени формирования пегматитовых жил в 1.75 млрд. лет (Bibikova, 1995). С Карельским субкратоном Беломорский мегаблок сочленяется по Куоло-Выгозерской зоне глубинных разломов, рассекающих всю толщу коры и прослеженных в верхней мантии. Произведенное в последнее время детальное исследование пород (Глебовицкий, 1993) позволило установить чешуйчатое строение верхней коры в северной части мегаблока с падением относительно маломощных пластин и чешуй под породы расположенного к северу Лапландского гранулитового пояса, который рассматривается в качестве одной из главных сутур Балтийского щита, образованной при коллизии Кольского и Карельского субкратонов в раннем протерозое (Земная кора.., 1978). Лапландский гранулитовый пояс на территории Кольского полуострова состоит из двух разобщенных фрагментов: Лапландско-Сальнотундровского и Кандалакша-Колвицкого. Среди пород Лапландского пояса выделяются породы гранулитовой фации умеренных давлений и гранулиты высоких давлений, образованные в возрастном интервале 2.49-1.85 млрд. лет при P=12.6-9.1 кбар и T=925-780°C (Fonarev, 1997). Возраст протолитов для гранулитов Лапландского пояса оценивается как раннепротерозойский или позднеархейский (Ранний докембрий..., 1996).
Большинство эксплозивных тел, содержащих ксенолиты нижней коры, представлено ультраосновными лампрофирами, имеющими палеозойский возраст и расположенными среди гнейсов, амфиболитов и гранитоидов беломорского комплекса. Дайки имеют мощность от десятков сантиметров до 0.8-1.2 м с преобладающим субмеридиональным (0-30°) или северо-восточным (40-70°) простиранием и крутыми (до вертикальных) углами падения. Большое количество глубинных ксенолитов содержит трубка взрыва на о.Еловом, размером 18x10.5 м, имеющая возраст 368±15 млн. лет.
3. Петрография
Преобладающая часть пород из ксенолитов, относимых нами к фрагментам МНК, представлена гранатовыми гранулитами, в различной степени мигматизированными и гранитизированными, и в меньшем количестве присутствуют ксенолиты крупно- и среднезернистых пироксенитов, вебстеритов и амфибол-пироксеновых пород. Исключительно редко совместно с гранатовыми гранулитами встречаются ксенолиты шпинелевых перидотитов размером 1-3 см, и по содержанию породообразующих минералов образующие ряд составов от гарцбургитов до пироксенсодержащих оливинитов (Ветрин, Калинкин, 1992).
Гранатовые гранулиты - это среднезернистые породы, состоящие главным образом из клинопироксена, граната и плагиоклаза, и по содержанию этих минералов представленные всеми переходными разностями от фельзических до мафических (эклогитовых) разновидностей. В некоторых случаях гранулиты имеют отчетливо проявленную мигматитовую полосчатую текстуру, образованную прерывистыми слойками меланократового (гр+кпи±опи) и более лейкократового (+пл±кпш±кв) составов. Гранитизированные породы приобретают полосчато-прожилковую и флюидальную текстуры, обусловленные появлением в них секуще-согласных гранитных прожилков аллотриоморфнозернистой структуры. Флогопит является обычным акцессорным минералом гранатовых гранулитов, но в некоторых случаях его количество достигает 45%. Содержание амфибола, рутила и скаполита, как правило, не выше 3-5% для каждого минерала, в акцессорных количествах присутствуют апатит, циркон, монацит, сфен, эгирин и магнетит. Минеральные парагенезисы, соответствующие различным этапам формирования породы, приведены в табл.1.
Согласно номенклатуре пироксенов (Cameron, Paprike, 1981), большинство клинопироксенов из гранатовых гранулитов относится к Mg-авгитам, и в меньшем количестве - к омфацитам, приуроченным, как правило, к богатым полевыми шпатами породам. На классификационной диаграмме точки составов клинопироксенов перекрывают поля А и В эклогитов (рис.2). Пироксены из пироксенитов имеют существенные вариации по содержанию Al2O3, Na2O, TiO2, и в ряде случаев более глиноземисты по сравнению с этим минералом из гранатовых гранулитов. Количество плагиоклаза варьирует от 50-70% в фельзических гранулитах до единичных зерен в мафических (эклогитовых) разновидностях. Содержание анортита в плагиоклазах колеблется от 11 до 66%, содержание ортоклазового компонента - от 1 до 13%, и состав плагиоклаза обычно не зависит от состава вмещающей породы. Калиевый полевой шпат представлен ортоклазом с отношением K/Na от 11.8 до 4.4 и высоким содержанием BaO - до 1%. Амфиболы из гранатовых гранулитов относятся к богатым титаном паргаситам и содержат меньшее количество K2O по сравнению с амфиболами из пироксенитов. Слюды по составу соответствуют флогопитам с железистостью от 12 до 30%.
Ре МаГе3*
Рис.2. Состав гранатов (А) и пироксенов (Б) в координатах Ca-Fe-Mg и CaMg-NaFe3+-NaAlV1 (ЫоПапа,
1986).
1 - группа С - "офиолитовые" эклогиты, 2 - группа В - "обычные" эклогиты. Группа А - "изверженные" эклогиты - разделена на подгруппы: 3 - гр+кпи+пл - содержащие ксенолиты в диатремах, 4 -гр+кпи+шп - прослои в ультраосновных породах, 5 - эклогиты в кимберлитах, 6 - гроспидиты, алмазсодержащие эклогиты и корундсодержащие эклогиты.
Таблица 1. Этапы формирования, парагенезисы минералов и возраст гранатовых гранулитов
(в млрд. лет)
Этапы формирования Парагенезисы минералов гГNd 1 БМ? породы РЪ-РЪ, породы и плагиоклазы и-РЪ, цирконы
Магматический и мигматизации ПЛ50_45+КПИ74+ ОПИ7б+Гр45+КВ 2.94-2.39 ~ 2.75+0.3
Контактово-метаморфический ПЛ18+ КПИ66+ +ГР58 ~ 2.4
Регионально-метаморфический ПЛ35_32+КПИ90-66 +ОПИ57+ГР 67-39 ~1.8
Гранитизации пл25"15+ор+кв +скап, цр,сф 1.73+0.02
Контактово-метаморфический Ка+фл+хл+ро 0.38-0.36
Примечание. Верхний индекс - содержание анортита, нижний - магнезиальность, (%). Пл -плагиоклаз, кпи - клинопироксен, опи - ортопироксен, гр - гранат, кв - кварц, скап - скаполит, цр -циркон, сф - сфен, ка - кальцит, фл - флогопит, хл - хлорит, ро - роговая обманка.
Таблица 2. Результаты микрозондовых (мас.%) анализов минералов из гранатовых гранулитов
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11
8102 38.31 43.09 50.68 39.35 63.72 52.38 38.44 62.66 52.14 38.65 61.81
Т1О2 0.10 0.59 0.67 0.10 - - - - - - -
А12О3 21.02 15.79 6.10 21.06 21.70 5.69 21.13 22.99 5.82 20.82 23.20
Fe0 24.95 19.34 7.98 23.40 0.02 9.23 22.78 - 9.83 22.80 0.11
МпО 0.61 0.31 0.05 0.42 - 0.04 0.33 - 0.05 0.34 0.01
Mg0 7.61 5.86 10.71 8.36 - 10.93 8.90 - 10.29 9.21 -
СаО 7.16 9.17 19.09 7.10 4.50 17.41 7.70 3.52 17.20 7.65 4.21
Na20 - 1.92 2.33 - 8.86 3.68 - 8.89 3.72 - 8.30
К2О - 0.14 - - 0.15 0.03 0.03 0.63 0.01 - 0.75
СГ2О3 0.017 0.017 - - - 0.18 0.15 - 0.22 0.17 0.21
Сумма 99.78 96.23 97.61 99.79 98.95 99.57 99.46 98.69 99.28 99.64 98.60
Аналитик С.А.Реженова. 1,2 - образец 524-5: 1 - гранат, 2 - оторочка вокруг зерна граната, 3-5 - обр. 524-5; 6-8 - обр. 37-70(1); 9-11 - обр. 37-70(2). 3,6,9 - клинопироксен, 4,7,10 - гранат, 5,8,11 -плагиоклаз.
Содержание кварца обычно не превышает первых процентов, увеличиваясь в фельзических гранулитах, где он ассоциирует с зернами ортоклаза и плагиоклаза (15-25% анортита) в составе обособлений полосчато-прожилковой и флюидальной текстур, образованных в процессе гранитизации. Начальные стадии этого процесса фиксируются образованием каемок олигоклаза вокруг зерен плагиоклаза и замещением кристаллов клинопироксена; тонкосдвойникованные таблитчатые зерна олигоклаза совместно с зернами кварца формировали послойные скопления в породе, разъединяемые прерывистыми линзовидными скоплениями пироксенов и граната. В зернах плагиоклаза гранулитовой матрицы появляются тонкие вростки калиевого полевого шпата, количество которых постепенно возрастает. Параллельно с этим были образованы порфиробластовые кристаллы ортоклаза-микропертита с неотчетливо проявленной двойниковой структурой, имеющие равновесные соотношения с зернами новообразованного олигоклаза. Зерна граната замещаются кварц-полевошпатовым агрегатом, и с периферии часто окружены темными непрозрачными или слегка просвечивающими каемками толщиной 0.1-2 мм, сложенными слабодвупреломляющим агрегатом минералов, развитие которых наблюдается и по трещинам, рассекающим зерна минерала-хозяина. Под микроскопом среди тонкозернистого келифитового агрегата минералов диагносцируются эгирин, бесцветная слюда (серицит), биотит, карбонат, сфен, пироксен, ортоклаз, кварц и рудный минерал. Микрозондовым анализом установлено, что замещение граната сопровождалось существенным привносом 8Ю2, СаО, К20, №20, ТЮ2 при уменьшении содержаний М^О, БеО, А1203 (табл.2). К каймам изменения в зернах граната приурочены округлые зерна циркона, содержание которого в изученном образце (16/89) составляет 61 г/т.
4. Возрастные этапы образования и преобразования пород МНК
Возраст гранатовых гранулитов определялся с применением РЪ-РЪ и Ц-РЪ методов по
породам и минералам (Неймарк и др., 1993; Ветрин, Немчин, 1998). Гранатовые гранулиты из ксенолитов в трубке взрыва на о.Еловом характеризуются нерадиогенным изотопным составом неодима с £N^0) от -18.6 до -25.7, что резко отличает их от вмещающего ультраосновного лампрофира с £N^0) = -5.6. Величины ^-модельных возрастов (ТшоМ) изменяются от 2.39 до 2.94 млрд. лет, и процесс изотопного уравновешивания Nd в парах клинопироксен-гранат происходил около 1.5 млрд. лет назад.
Изучение изотопного состава свинца в породах и полевых шпатах позволило установить
возрастные этапы преобразования пород, составляющие ~2.4, 1.8 и <1 млрд. лет (Неймарк и др., 1993). Определение времени процесса гранитизации производилось нами Ц-РЪ методом по цирконам из ксенолита гранатовых гранулитов размером 20x10x15 см. Изученный образец (16/89) состоит из (%): граната - 46.2, клинопироксена - 8.7, плагиоклаза - 38.3, кварца - 2.5, ортоклаза - 0.6, скаполита - 2.8, магнетита - 0.3, сфена - 0.6, циркона и рутила. Циркон образует овально-изометрические, шаровидные или яйцевидные кристаллы желтоватого цвета, прозрачные, с сильным алмазным блеском. В иммерсионном препарате кристаллы однородны, не имеют ядер и не обнаруживают зонального строения. В некоторых зернах желтоватого циркона, количество которых не превышает
3-5% от общего числа кристаллов, установлены включения мелких (0.03-
238
и
0.32
2060.30
0.28
0.26
-1-1-1-1-■-1-'-1-1 Цирконы из ксенолита 16/89 1800
=2.67 млрд. лет им
£N<1(2.75)= + 4.7 /я\74
[¡/Ж/™
1640к лк75
1600 У/ А У 1560 УгУ У (/4-20 11729 ±29 и 917 * 335 млнт (сКВО=4.2,П=в) 2.2746 ±279и 1700* 17млнлет (СКВО '1.4, п=4)
1520 У У Л . 1 . 1 1 1 1
3.4
3.8
4.2
4.6
МрьГи
Рис.3. Диаграмма с конкордией для цирконов из гранатовых гранулитов образца 16/89.
0.05 мм) призматических кристаллов буроватого циркона со сглаженными контурами и преобладающим удлинением 1:2, формировавшиеся, по-видимому, в более раннее время по отношению к минералу-хозяину. Единичные, не содержащие трещин кристаллы циркона фракции +180 микрон анализировались А.А.Немчиным на масс-спектрометре VG-354 в Технологическом университете, г.Перт, Зап.Австралия. 2 фракции циркона из той же пробы анализировались в Геологическом институте КНЦ РАН (табл.3). Из
206 238 207 235
10 цирконов, проанализированных в Австралии, 8 образцов в координатах 206Pb/238U - 20 Pb/ 2 U обнаруживают изохронную зависимость с верхним пересечением в 1729±29 млн. лет, и нижним - в 917±335 млн. лет, СКВО=4.2 (Ветрин, Немчин, 1998). Два анализа цирконов (32 и 84) по величине отношения 207Pb/ 206Pb показывают более древние цифры возраста (соответственно 1775 и 1817 млн. лет), что могло быть обусловлено наличием в исследованных кристаллах включений мельчайших кристаллов бурого циркона более раннего времени образования. Использование данных изучения всех 12 проанализированных образцов цирконов позволяет наряду с возрастом процесса гранитизации (1729±29 млн. лет) оценить время образования протолита гранатовых гранулитов (T=2746±279 млн. лет, рис.3), в пределах ошибок определения совпадающее с модельным возрастом породы (TNdDM=2,67 млрд. лет).
5. Условия метаморфизма
Определение температур равновесия минеральных парагенезисов гранатовых гранулитов производилось с использованием особенностей распределения Fe и Mg в 17 парах гранатов и клинопироксенов (Powell, 1985), давление определялось в тех же образцах по гранат-клинопироксен-плагиоклаз-кварцевому геобарометру (Perkins, Newton, 1981). Большая часть анализов опубликована раньше (Ветрин, Калинкин, 1992; Kempton et al., 1995), результаты анализов новых образцов приведены
в табл.2. Вычисления Р и Т выполнены по программе TPF, составленной в ИЭМ РАН, г.Москва. Как следует из рис.4, для преобладающей части образцов температура образования колеблется в пределах 800-900°С, и давление - от 12 до 15 кбар. Для остальных образцов, содержащих более кальциевые гранаты в ассоциации с обогащенными жадеитовым компонентом клинопироксенами и более кислыми плагиоклазами, температуры определены в 900-1050°С, и давление в пределах 16-18 кбар. Все образцы располагаются в поле устойчивости парагенезиса
гр+кпи±опи+пл+кв, или на границе с полем устойчивости эклогитовой ассоциации гр+кпи+кв. Геотерма, построенная по имеющимся данным, имеет крутой наклон и определяет величину геотермического градиента в 7-10°С/км, что согласуется с геотермическим градиентом при
метаморфизме гранулитов Лапландского гранулитового пояса (5-10°С/км, Fonarev, 1997). В отличие от изученных образцов из ксенолитов, лапландские гранулиты имеют более низкие значения P (до 12.6 кбар), что определялось, по-видимому, их образованием на более высоких уровнях разреза нижней коры. Определение температур формирования ксенолитов шпинелевых перидотитов выполнено по оливин-шпинель-ортопироксеновому геотермометру (Webb, Wood, 1986), и давлений - по шпинель-пироксеновому геобарометру (Mercier, 1980). Температура образования минеральных парагенезисов в рассматриваемых породах составляет 770-980°С, и давление - 13-14 кбар, что в целом приближается к параметрам образования метаморфических минеральных ассоциаций в гранатовых гранулитах из ксенолитов.
Кбар км
600 700 800 900 ЮОО 1100 1200
тсс)
Рис.4. Р-Тусловия образования гранатовых гранулитов (1) и шпинелевых перидотипов (2).
Линии 1 и 2 — границы исчезновения плагиоклаза (а) и появления граната (б) в кварцевых толеитах, по (Green, Ringwood, 1972). Линия 3 — появление граната в водосодержащих базальтах (Ito, Kennedy, 1971).
Таблица 3. Ц-РЬ возраст цирконов гранатовых гранулитов из ксенолита в трубке взрыва
NN обр. Вес, мг РЬ, мкг/г и, мкг/г 206РЬ/ 204РЬ 207РЬ/ 206РЬ 208РЬ/ 206РЬ 206РЬ/ 238Ц(рад) 207РЬ/ 235Ц(рад) 207РЬ/ 206РЬ(рад) 206РЬ/ 238и, млн. лет 207РЬ/ 235Ц, млн. лет 207РЬ / 206РЬ, млн. лет
31 0.033 14 35 414.08 0.13637 0.38621 0.290262 4.165204 0.104075 1642 1667 1698±10
32 0.015 30 74 310.95 0.15386 0.313 0.312727 4.789243 0.111071 1754 1783 1817±14
33 0.037 29 75 763.94 0.12313 0.3285 0.309147 4.508655 0.105774 1736 1732 1727.8±6
52 0.051 9 24 747.94 0.12312 0.35459 0.313499 4.579918 0.105955 1757 1745 1730.9±10
74 0.027 19 50 1029.87 0.1189 0.31665 0.308898 4.542767 0.106661 1735 1738 1743.1±5
75 0.021 35 89 502.01 0.13008 0.38859 0.292881 4.190982 0.103782 1655 1672 1692.8±10
76 0.014 30 73 301.75 0.14994 0.4093 0.3023 4.427395 0.106221 1702 1717 1735.5±16
83 0.023 23 60 594.88 0.12651 0.36361 0.299617 4.320852 0.104593 1689 1697 1707.2±7
84 0.022 18 44 538.79 0.13247 0.35947 0.308942 4.624266 0.108559 1735 1753 1775.4±8
85 0.021 26 63 586.85 0.12768 0.41066 0.304781 4.432369 0.105474 1715 1718 1722.6±8
У-20 4.4 23.19 70.48 585 0.12260 0.36368 0.27081 3.6996 0.09908 1549 1571 1607±15
У-22 1.2 27.19 77.74 1929 0.10756 0.2824 0.29727 4.11675 0.10044 1678 1658 1632±12
Образцы У-20 и У-22 анализировались в Геологическом институте КНЦ РАН (аналитики Г.И.Рюнгенен, Л.Ф.Ганнибал). Коррекция на масс-дискриминацию - 0.18±0.05 а.е.т., содержание РЬ в холостых опытах составляло: РЬ-0.5±0.3 нг и Ц-0.05 нг, изотопные отношения - 206РЬ/204РЬ=18.08±1, 207РЬ/204РЬ=15.26± 1, 208РЬ/204РЬ=32.75± 1/5.
6. Химический состав
Породы МНК из глубинных ксенолитов образуют серию составов от ультраосновных до кислых. Наиболее меланократовые из них - пироксениты - содержат от 40 до 48% SiO2 и 10-12% MgO, тогда как породы из лейкосомы мигматитов относятся к тоналитам и содержат 64-65% SiO2 и 1.7-1.9% MgO. Наиболее распространенные гранатовые гранулиты по содержанию SiO2 ранжированы от 42.5 до 54.5%, и по MgO от 18.5 до 2.3%, и по нормативному составу относятся к базальтам толеитовой серии. Их преобладающее количество соответствует оливиновым толеитам, и в меньшем количестве -гиперстеновым базальтам и кварцевым толеитам. Отсутствие или незначительное содержание в отдельных пробах миналов с высоким содержанием глинозема (альсилит, корунд) и существенное преобладание натрия в сумме щелочей позволяет отнести рассматриваемые породы к производным известково-щелочного ряда нормальной глиноземистости и существенно натровой специализации. Как
следует из рис.5, MgO и Si02 не обнаруживают между собой отчетливой корреляционной
зависимости, но происходит общее уменьшение магния по мере увеличения SiO2. Отчетливая положительная корреляционная зависимость выявлена между Fe2O3 и MgO, и значительно более слабая - между K2O и Na2O. На диаграмме CaO-Al2O3 гранулиты образуют близкий к вертикальному тренд, обусловленный существенными вариациями CaO. Содержание Cr и Ni в преобладающем количестве проб гранулитов колеблется, соответственно, в пределах 100-900 и 60-250 г/т, что в целом характерно для примитивных или слабо дифференцированных
расплавов. Отчетливо проявленная положительная корреляционная зависимость между Ni и MgO, а также образование единых трендов на треугольниках AFM и ACF, также могут свидетельствовать об образовании этих пород в результате дифференциации близких по составу толеитовых расплавов (Ветрин, Калинкин, 1992). На диаграммах содержания редких элементов в гранатовых гранулитах, нормализованных по отношению к мантии, выявлены существенные вариации содержаний литофильных элементов с большим ионным радиусом (Rb, Ba, K) при постоянном повышенном содержании легких редкоземельных элементов: La, Ce, Nd (LREE). Ассоциирующие с гранатовыми гранулитами пироксениты имеют повышенное содержание редкоземельных элементов, и деплетированы относительно высокозарядных элементов: Zr, Ti, Y, P и др. По содержанию и распределению редкоземельных элементов пироксениты аналогичны производным кристаллизации базальтовых расплавов, обогащенных LREE (Kempton et al, 1995).
7. Обсуждение результатов
В большинстве моделей строения нижней коры предполагается соответствие минерального и химического состава слагающих ее толщ породам гранулитовой фации. Оценка P-T условий метаморфизма, произведенная для обнаженных гранулитовых территорий мира, показывает, что для преобладающей части этих пород характерны условия метаморфизма в интервале P<9 кбар и T<850°C (Pearson, O'Reilly, 1991; Тейлор, Мак-Леннан, 1988), что отвечает глубинам их формирования не более чем в 30 км. Близкие оценки глубинности образования (27-30 км) приводятся В.П.Петровым и для лапландских гранулитов, которые рассматриваются как наиболее глубинные образования Кольского полуострова (Петров и др., 1986), представляющие собой верхние части разреза нижней коры региона (Ранний докембрий.., 1996). В этом случае изученные нами гранатовые гранулиты и присутствующие в составе ксенолитов шпинелевые перидотиты, формировавшиеся при более высоких P-T параметрах метаморфизма (P=12-18 кбар, T=800-1050°C) являются, вероятно, отторженцами более глубинных частей нижней коры и верхней мантии Беломорского мегаблока с глубин 30-60 км.
Рис.5. Диаграммы составов для вмещающих лампрофиров (1), пироксенитов (2) и гранатовых гранулитов из ксенолитов (3).
Сравнение кольских ксенолитов с имеющимися в литературе данными позволяет установить наиболее характерные черты состава и текстурно-структурных особенностей нижнекоровых образований из различных регионов Европы и мира. Помимо Кольского полуострова, на территории Европы коровые ксенолиты достаточно полно изучены в Германии, Франции, Шотландии, Венгрии, Польше, хотя фельзические и меланократовые включения известны также на Шпицбергене, в Швеции, Испании, Сардинии, Ирландии и Чехии. По сравнению с кольскими ксенолитами, ксенолиты относительно маломощной фанерозойской коры Западной Европы имеют определенные отличия в минеральном и химическом составе (Kempton et al, 1995; Downes, 1993). Для западноевропейских ксенолитов метаинтрузивного генезиса, как правило, характерна ассоциация кпи+пл±опи, формировавшаяся при давлении <12 кбар, в них значительно реже устанавливаются мигматизированные, биотитизированные и гранитизированные породы, характерные для кольских ксенолитов. В ряде регионов (Германия, Франция, Шотландия, Ирландия) существенную часть ксенолитов составляют породы метаосадочного генезиса (до 40% среди ксенолитов Центрально-Французского массива). Точки составов ксенолитов Западной Европы на диаграмме SiO2/Al2O3 - Mg/Mg+Fe образуют обширные поля, тогда как кольские ксенолиты сосредоточены в пределах относительно компактного поля составов примитивных базальтов (Kempton et al., 1995).
Среди архейских регионов наибольшее сходство с кольскими ксенолитами имеют ксенолиты Либерии и Сев. Америки (Монтана), протолиты которых, как представляется (Collerson et al., 1988; Toft et al., 1989), были сформированы при магматическом андерплейтинге в основание более древней коры, и среди протерозойских областей - гранулитовые ксенолиты Лесото (Южная Африка). Согласно данным Н.Роджерса (Rogers, 1977), ксенолиты Лесото имеют кпи+гр+пл состав, и интерпретируются как метаизверженные породы. По составу они соответствуют как собственно магматическим производным -примитивным базальтам - так и, частично, могут отвечать кумулятам при дифференциации базальтовых расплавов, кристаллизовавшихся в нижних частях верхней коры.
Первично магматическое происхождение протолитов для кольских гранатовых гранулитов определяется структурно-текстурными особенностями пород, преобладанием среди них меланократовых разновидностей и отсутствием в составе пород высокоглиноземистых минералов: кианита и силлиманита. По нормативному составу преобладающее большинство мезо-меланократовых гранатовых гранулитов соответствует габбро, габбро-норитам, норитам, богатые плагиоклазом породы -габброанортозитам, и в меньшей степени - из лейкосомы мигматитов - кварцевым диоритам и тоналитам. Протолиты рассматриваемых пород кристаллизовались, по-видимому, из примитивных или слабо дифференцированных базальтовых расплавов, обогащенных легкими редкоземельными элементами. Несмотря на то, что модальный оливин в ксенолитах не установлен, имеющаяся положительная корреляция между MgO и Ni позволяет предполагать, что формирование протолитов сопровождалось фракционированием оливина, который, возможно, при увеличении давления становится нестабильным в результате реакции: анортит+форстерит = энстатит+диопсид (Kushiro, Yoder, 1966). В то же время не все вариации составов гранатовых гранулитов согласуются с предположением о происхождении их протолитов в результате процессов кристаллизационной дифференциации. В частности, об этом свидетельствует отсутствие корреляционной зависимости между CaO и Al2O3, и слабо проявленная корреляция между MgO и SiO2 (см. рис.5). Эти данные позволяют предполагать, что изменение состава пород происходило также в результате процессов метаморфической сегрегации минералов, или при парциальном плавлении протолитов, что подтверждается наличием в них полосчатых (мигматитовых) текстур. По составу, текстурно-структурным особенностям и возрасту позднеархейские протолиты МНК наиболее близки, как представляется, породам позднеархейской формации габбро-лабрадоритов Кольского полуострова и Карелии, формирование которых происходило на этапе протоплатформенной стабилизации лопийского тектоно-магматического цикла. На Кольском полуострове к рассматриваемой формации относятся Цагинский - 2668±2 млн. лет, Щучье-Медвежьеозерский - 2610±12 млн. лет (Лиферович, Баянова, 1995), Ачинский массивы, а также дайки и массивы погеръяврского комплекса в северо-восточной части Мурманского блока, верхний предел времени образования которых определяется пересечением их субщелочными рапакивиобразными гранитами с возрастом 2760±80 млн. лет (Пушкарев, 1990). На диаграммах AFM и ACF породы из ксенолитов располагаются в пределах трендов изменения составов пород формации габбро-лабрадоритов, наиболее характерными особенностями которых является увеличение содержания алюминия и кальция при постоянном или уменьшающемся содержании железа в поздних дифференциатах.
Раннепротерозойские магматические и метаморфические события в пределах Беломорского мегаблока в значительной степени определялись, по-видимому, его нахождением между Кольским и
Карельским субкратоиами, что облегчало подъем к основанию коры глубинных расплавов, вызывавших наращивание коры снизу. На рубеже архея и протерозоя произошло существенное изменение состава мантийных источников, что зафиксировано появлением на Балтийском щите расслоенных интрузий с отрицательными значениями первичного отношения от -1.2 до -2.3, близким возрастом (2.5-2.4 млрд. лет) и сходными изотопными и геохимическими характеристиками (Balashov et al, 1993; Amelin et al, 1995). Это позволяет предполагать образование и подъем в начале раннего протерозоя астенолинзы (плюма) значительного размера, эволюция которой в значительной степени определила характер мантийного и корового магматизма, а также заложение и развитие раннепротерозойских рифтогенных структур. На территории Беломорского блока в дорифтогенный период происходило внедрение многочисленных интрузий друзитового комплекса и габбро-анортозитов, имеющих близкое время образования с расслоенными интрузиями (2.45-2.35 млрд. лет, Митрофанов и др., 1993; Балаганский и др., 1997) и обусловивших проявление раннего этапа гранулитового метаморфизма (2.45-2.4 млрд. лет, Bibikova, 1995). При неоднократном внедрении в нижние части коры больших объемов мантийных расплавов, привносе эндогенного тепла и интенсивном низкоградиентном (<10°С/км) прогреве пород происходил их метаморфизм в условиях гранулитовой фации и перестройка древних изотопно-геохимических систем протолитов, главные этапы которой зафиксированы в гранатовых гранулитах из ксенолитов при изучении РЬ-РЬ изотопных систем (~2.4, 1.8 млрд. лет, табл.1). Метаморфизм гранулитовой фации в условиях низких значений температурного градиента (5-10°С/км) установлен в ряде районов мира: Южной Индии, Шри Ланке, Канаде, Антарктике. Геодинамическая модель метаморфизма такого типа предполагает рост температуры в субизобарических условиях, обусловленный активизацией мантийных процессов и внедрением в кору больших объемов глубинных магм, совместное снижение P и T, и завершение тектонической активности в коллизионных условиях с перемещением пластин нижней коры к поверхности с формированием надвиговых структур (Ранний докембрий.., 1996).
В регрессивный период главного этапа гранулитового метаморфизма (1.95-1.75 млрд. лет, Bibikova, 1995) породы нижней коры испытали процесс гранитизации (1.73 млрд. лет), обусловленный привносом кремнезема и щелочей. Источником гранитизирующих флюидов могли быть породы континентальной коры, субдуцированные под активизированную окраину Кольского субкратона (Ветрин, Калинкин, 1992) в результате минеральных превращений при высоких давлениях и температурах (Рингвуд, 1981):
кпи+пл+Ге0=гр+№20+8Ю2 , опи+пл+Ге0=гр+омфацит+№20+8Ю2 , кпи+пл+ол=гр+омфацит+8Ю2 .
Избыточные щелочи и кремнезем переносились, вероятно, в верхние структурные этажи коры флюидами, возникавшими в процессе прогрессивного высушивания пород при увеличении степени их метаморфизма, вызывая в верхней коре процессы анатексиса. Возрастным аналогом гранитизированных пород нижней коры являются, по-видимому, граниты и слюдоносные пегматиты Беломорья, образованные в период постъятулийской активизации Беломорского мегаблока (~1.8 млрд. лет, Лобач-Жученко, Глебовицкий, 1989). Последним достоверно документируемым событием преобразования пород нижней коры было внедрение в глубинные части коры мантийных расплавов ультраосновного состава, по времени связанных с герцинским тектоно-магматическим циклом (0.38-0.36 млрд. лет; Kramm et al, 1993).
8. Выводы
Протолиты пород нижней коры Беломорского мегаблока представлены первично магматическими породами состава габбро, габбро-норитов, норитов, габброанортозитов. Их кристаллизация происходила, вероятно, под оливиновым контролем из обогащенных легкими редкоземельными элементами расплавов, подъем которых происходил по зонам тектонических нарушений между Кольским и Карельским субкратоиами. Рассматриваемый механизм увеличения мощности земной коры путем инъекций мантийного вещества в основание более древней фельзической коры, носящий название андерплейтинга (иМегрМ^, Kempton et al, 1995), обычно применяется для объяснения более молодого возраста пород нижней коры по отношению к верхней коре (Downes, 1993).
Образование преобладающей части протолитов нижней коры происходило, вероятно, не раньше 2.75±0.10 млрд. лет назад. Первично интрузивные породы протолитов испытали впоследствии воздействие целого ряда эндогенных процессов: мигматизации, явлений контактового метаморфизма, вызванного внедрением интрузий друзитового комплекса и габбро- анортозитов (~2.4 млрд. лет),
регионального метаморфизма гранулитовой фации (~1.8 млрд. лет), гранитизации (1.73±0.02 млрд. лет), внедрения интрузий щелочно-ультраосновных пород герцинского цикла, процессов щелочного метасоматоза - амфиболизации и флогопитизации. Наиболее интенсивно проявленным процессом преобразования протолитов был гранулитовый метаморфизм пород, происходивший при T=850-1050°C и P=12-18 кбар, что превышает величину давления, установленную для большинства областей распространения гранулитов (<12 кбар), и определялось, по-видимому, большей глубиной формирования рассматриваемых пород.
По сравнению с породами нижней коры Западной Европы, формировавшимися, как полагают, в результате процессов андерплейтинга, породы МНК Беломорского мегаблока характеризуются целым рядом особенностей состава: отсутствием пород первично осадочного генезиса, наличием высокобарных минеральных ассоциаций, широким проявлением процессов мигматизации, гранитизации и щелочного метасоматоза, что в значительной степени было обусловлено большой мощностью и длительностью существования земной коры северо-восточной части Балтийского щита.
Автор благодарен Ю.А.Балашову, Ф.П.Митрофанову, Е.В.Шаркову за конструктивное обсуждение рассматриваемых проблем, Н.Г.Жихаревой за подготовку рисунков к статье, М.А.Ветриной и Е.Е.Титовой за помощь в компьютерной обработке графических файлов. На различных этапах работы в ней принимали участие и внесли большой вклад в увеличение банка аналитических данных H.Downes, A.Beard (Birkbeck College, University of London, UK), P.Kempton (NERC Isotope Geoscience Laboratory, Nottingham, UK), D.Demaiffe (University of Brussels, Belgium), но ответственность за результаты, изложенные в статье, несет только ее автор. Исследования были поддержаны грантом INTAS 94-2621 и являются вкладом в проект SVEKALAPKO.
Литература
Amelin Yu., Heaman L.M. and Semenov V.S. U-Pb geochronology of layered mafic intrusions of the Eastern Baltic Shield: implications for duration of Palaeoproterozoic continental rift. Precambr. Res., v.75, p.31-46, 1995.
Balashov Yu., Bayanova T. and Mitrofanov F. Isotope data on the age and genesis of layered basic-ultrabasic intrusions in the Kola Peninsula and northern Karelia, north-eastern Baltic Shield. Precambr. Res., v.64, p.197-205, 1993.
Bibikova E.V. Geochronology of the Belomorian Belt: a review. Precambrian of Europe: stratigraphy,
structure, evolution and mineralization. MAEGS 9. St.-Petersburg, p.11-12, 1995. Cameron M. and Paprike J.J. Structural and chemical variations in pyroxenes. Am. Mineral, v.66, p.1-50, 1981.
Collerson K.D., Hearn B.C., McDonald R.A., Upton B.F. and Park J.G. Granulite xenoliths from the Bearpaw Mountains, Montana: constraints on the character and evolution of lower continental crust. Terra Cognita, v.8, p.270, 1988. Downes H. The nature of the lower continental crust of Europe: petrological and geochemical evidence from
xenoliths. Phis. Earth Planet. Inter, v.79, p.195-218, 1993. Fonarev V. Polymetamorphism in the Lapland Granulite Belt: evidences from mineralogical thermobarometry
and fluid inclusion investigation. SVEKALAPKO, 2nd Workshop, Lammi, Finland, p.27, 1997. Green D.H. and Ringwood A.E. A comparison of recent experimental data on the gabbro-garnet granulite-
eclogite transition. J.Geol., v.80, p.272-288, 1972. Ito K. and Kennedy G.C. An experimental study of the basalt-garnet granulite-eclogite transition. Physical
Properties of the Earth's Crust. Am.Geophys. Union Monog., v.14, p.303-314, 1971. Kramm U., Kogarko L.N., Kononova V.A. and Vartiainen H. The Kola Alkaline Province of the CIS and Finland: Precise Rb-Sr ages define 380-360 Ma age range for all magmatism. Lithos, v.30, p.33-44, 1993. Kushiro I. and Yoder H. Anorthite-forsterite and anorthite-enstatite reactions and their bearing on the basalt-
eclogite transformation. J.Petrol., v.7, p.337-362, 1966. Kempton P. D., Downes H., Sharkov E.V., Vetrin V.R., Ionov D.A., Carswell D.A. and Beard A. Petrology and geochemistry of xenoliths from the Northern Baltic Shield: Evidence for partial melting and metasomatism in the lower crust between an Archaean terrane. Lithos, v.36, p.157-184, 1995. Mercier J.-C.C. Single - pyroxene thermobarometry. Tectonophysics, v.70, p.1-37, 1980. Mottana A. Crystal-chemical evaluation of garnet and omphacite microprobe analyses: its bearing on the classification of eclogites. Lithos, v.19, p.171-186, 1986.
Pearson N. J. and O'Reilly S.Y. Thermobarometry and P-T-t paths: the granulite to eclogite transition in lower crustal xenoliths from eastern Australia. Metamorph. Geol., v.9, p.349-359, 1991.
Perkins D. and Newton R.C. Charnokite geobarometers based on coexisting garnet-pyroxene-plagioclase-quartz. Nature, v.292, №9, p.144-146, 1981.
Powell R. Regression diagnostics and robust regression in geothermometer/geobarometer calibration: the garnet-clinopyroxene geothermometer revised. J.Metamorph.Geol., v.3, p.231-243, 1985.
Rogers N.W. Granulite xenoliths from Lesotho kimberlites and the lower continental crust. Nature, v.270, p.681-684, 1977.
Toft P.B., Hills D.V. and Haggerty S.E. Crustal evolution and the granulite to eclogite transition in xenoliths from kimberlites in the West African Craton. Tectonophysics, v.161, p.213-231, 1989.
Vetrin V. Two types of lower crust in the North-eastern part of the Baltic Shield. SVEKALAPKO, 2nd Workshop, Lammi, Finland, p.72, 1997.
Webb S.A.C. and Wood B.J. Spinel-pyroxene-garnet relationships and their dependence on Cr/Al ratio. Contr. Miner., Petrol, v.92, №4, p.471-480, 1986.
Балаганский B.B., Кудряшов H.M., Балашов Ю.А., Апанасевич Е.А., Ганнибал Л.Ф., Левкович Н.В. О возрасте друзитового массива Жемчужный, северо-западное Беломорье: U-Pb изотопные данные и геологические следствия. Геохимия, т.2, с.158-168, 1997.
Ветрин В.Р., Немчин А.А. U-Pb возраст цирконов из ксенолита гранулитов в трубке взрыва на о.Еловом (южная часть Кольского полуострова). Доклады РАН, т.359, N.6, с.808-810, 1998.
Ветрин В.Р., Калинкин М.М. Реконструкция процессов внутрикорового и корово-мантийного магматизма и метасоматоза. Апатиты, КНЦРАН, 108c., 1992.
Глебовицкий В.А. Тектоника и региональный метаморфизм раннего докембрия восточной части Балтийского щита. Региональная геология и металлогения, ВСЕГЕИ, т.1, с.7-24, 1993.
Земная кора восточной части Балтийского щита. Л., Наука, 232с., 1978.
Лиферович Р.П., Баянова Т.Б. Цагинский массив: геохимические особенности, геохронологические данные. Геология Балтийского щита и других докембрийских областей России. Апатиты, КНЦ РАН, с.20-25, 1995.
Лобач-Жученко С.Б., Глебовицкий В.А. Геология и геохронология докембрия Балтийского щита. Геология и геохронология докембрия. Л., Наука, с.71-81, 1989.
Митрофанов Ф.П., Балаганский В.В., Балашов Ю.А. U-Pb возраст габбро-анортозитов Кольского полуострова. Доклады АН СНГ, т.331, №1, с.95-98, 1993.
Неймарк Л.А., Немчин А.А., Ветрин В.Р., Сальникова Е.Б. Sm-Nd и Pb-Pb изотопные системы в нижнекоровых ксенолитах из даек и трубок взрыва южной части Кольского полуострова. Доклады АН, т.329, №6, с.781-784, 1993.
Петров В.П., Беляев О.А., Волошина З.М., Богданова М.Н., Ивлиев А.И. Метаморфизм супракрустальных комплексов раннего докембрия. М, Наука, 272с., 1986.
Пушкарев Ю.Д. Мегациклы в эволюции системы кора - мантия. Л., Наука, 216с., 1990.
Ранний докембрий северо-востока Балтийского щита: палеогеодинамика, строение и эволюция континентальной коры. М, Научный мир, 287с., 1996.
Рингвуд А.Е. Состав и петрология мантии Земли. Л., Недра, 584с., 1981.
Сейсмогеологическая модель литосферы Северной Европы: Лапландско-Печенгский район. Апатиты, КНЦРАН, 226с., 1997.
Тейлор С.Р., Мак-Леннан С.М. Континентальная кора, ее состав и эволюция. М, Мир, 384с., 1988.
Шаров Н.В. Литосфера Балтийского щита по сейсмическим данным. Апатиты, КНЦРАН, 145с., 1993.
