CC BY
122
И. К. Котова, Ф. А. Гордон, С. Р. Котов
СТРОЕНИЕ РАЗРЕЗА И СОСТАВ ПОРОД ПИТКЯРАНТСКОЙ СВИТЫ СЕВЕРО-ВОСТОЧНОГО ОБРАМЛЕНИЯ ИМПИЛАХТИНСКОГО КУПОЛА (СЕВЕРНОЕ ПРИЛАДОЖЬЕ)
Северное Приладожье приурочено к зоне сопряжения раннепротерозойского Све-кофеннского подвижного пояса (его юго-восточной части) и архейского Карельского кратона. Здесь, вдоль южного края Карельского массива, проявлены многочисленные куполовидные поднятия ремобилизованного архейского фундамента — гранитогнейсовые купола, обрамленные раннепротерозойскими вулканогенно-осадочными комплексами. Область развития этих куполов по современным представлениям соответствует древней континентальной окраине. Межкупольное пространство занимают метаморфизованные песчано-сланцевые отложения ладожской серии.
С докембрийскими гранитогнейсовыми купольными структурами Северного Приладожья сопряжено немало месторождений и рудопроявлений [1, 2]. Формирование оруденения связывают, как правило, с протерозойскими процессами гранитизации и гранитоидным магматизмом. Многие из этих рудопроявлений приурочены к нижнепротерозойским вулканогенно-осадочным толщам, слагающим нижнюю часть разреза в обрамлении гранитогнейсовых куполов.
К этой части разреза в северо-восточном обрамлении Импилахтинской купольной структуры приурочено выявленное в 2009 г. рудопроявление. Предварительные данные указывали на стратиформный характер сульфидной рудной минерализации, вне связи с гранитизацией. Для понимания природы и масштаба такого оруденения необходимо знать закономерности его размещения в стратиграфическом разрезе. Цель предлагаемой публикации — выявить эти закономерности.
Вулканогенно-осадочная толща, слагающая нижнюю часть разреза в обрамлении гранитогнейсовых куполов Северного Приладожья, выделена К. О. Кратцем [3] в ранге сортавальской серии. (Песчано-сланцевые толщи верхней части разреза отнесены им к ладожской серии.) В более поздних публикациях указывается, что «.. .породы сортавальской серии рассматривались Л. Н. Потрубович в составе двух одновозрастных свит — питкярантской и соанлахтинской... » ([4, с. 23-24] со ссылкой на работу [5]). Две названные свиты упоминаются также в работе [2] со ссылкой на работу [3]: отмечается, что существенно амфиболитовая питкярантская свита слагает обрамление гранитогнейсовых куполов, а доломито-сланцевая соанлахтинская распространена вдоль южного края Карельского массива, к северо-востоку от купольных структур (рис. 1).
В дальнейшем в многочисленных публикациях [4, 7, 8, 9] в качестве сортавальской серии обсуждаются осадочно-вулканогенные толщи в обрамлении еортаваль-ской группы куполов северо-западного Приладожья (преимущественно Кирьяволах-тинского купола, см. рис.1). Породы этой серии относят к людиковийскому надго-ризонту (верхний карелий), возрастные границы которого — 2100-1920 млн лет [10]. В последние годы [9] для пород, залегающих в основании сортавальской серии, полу© И. К. Котова, Ф. А. Гордон, С. Р. Котов, 2011
Рис. 1. Схема размещения гранитогнейсовых купольных структур на территории Северного Приладожья (на основе схемы геологического строения Северного Приладожья [6]).
1 — гранитогнейсы купольного ядра (АЯ-РЯ); 2 — осадочно-вулканогенные комплексы сортавальской серии и питкярантской свиты в обрамлении купольного ядра (РЯ1); 3 — доломиты и сланцы соанлахтинской свиты (РЯ1); 4 — ладожская серия; 5 — купола питкярантской (1-11) и сортавальской (12-19) групп: Уксинский (1), Ристиниемский (2), Хепосельский (5), Люпикковский (4), Винбергский (5), Пусунсарский (6), Койринойско-Питкярантский (7), Мурсульский (8), Коккосельский (9), Импилахтинский (10), Юканкос-ковский (11), Кирьяволахтинский (12), Сортавальский (15), Йокирантский (14), Мейер-ский (15), Латвасюрско-Менсунварский (16), Пюхяярвинский (17), Раяйокский (18), Як-кимский (19); 6 — участок детализации.
чен абсолютный возраст 2213±30 млн лет, что соответствует ятулийскому надгори-зонту (нижний карелий).
В северо-восточном и восточном Приладожье (питкярантская группа куполов), где мощность указанных толщ существенно уменьшается, их традиционно именуют питкярантской свитой, которая представляет здесь сортавальскую серию [1]. В литературе приводится характеристика питкярантской свиты северо-восточного Прила-дожья по результатам работ начала 60-х годов прошлого столетия [3, 5, 11]. В работе [11] в составе питкярантской свиты выделено 4 подсвиты (снизу вверх по разрезу): кварциты и кварц-биотитовые сланцы с прослоями амфиболитов; известняки и скарны с прослоями графитовых и биотитовых сланцев; амфиболиты с прослоями скарнов, известняков, биотитовых и тремолитовых сланцев; скарнированные известняки с прослоями графитистых, слюдистых и амфиболовых сланцев. Интервалы разреза, сложенные существенно карбонатными породами — вторая и четвертая подсвиты, именуют соответственно нижним и верхним карбонатными горизонтами.
Геологическое строение участка
Импилахтинское поднятие представлено гранитогнейсовым обрамленным куполом и входит в состав питкярантской группы куполов (см. рис. 1). В его строении принимают участие гранитогнейсы фундамента, образующие купольный выступ, и метаморфические породы питкярантской свиты и ладожской серии, слагающие обрамление купола. Гранитогнейсы, слагающие ядро купола, являются наиболее древними (ЛИ-РИ].) образованиями данной структуры и занимают ее центральную часть. С юга они ограничены береговой линией Ладожского озера. Это полосчатые серые и розовые граниты и гранитогнейсы, гнейсовидность которых согласна контактам купола. В гранитогнейсах известны тела массивных среднезернистых внутрикупольных амфиболитов.
Породы питкярантской свиты, мощность которой варьирует от 150 до 200 метров, залегают непосредственно на породах гранитогнейсового фундамента и прослеживаются в восточном и западном крыле купольной структуры, а также в северном ее замыкании. Это полоса шириной примерно 200 метров. Ее простирание меняется в соответствии с морфологией купольного поднятия с север-северо-восточного в западном обрамлении на субширотное в северном замыкании и север-северо-западное в восточном обрамлении купола. Залегание пород близко к вертикальному и в целом согласное с границами гранитогнейсового ядра. Выше по разрезу расположены породы ладожской серии, которые представлены биотитовыми, иногда с андалузитом и силлиманитом, сланцами и кварцитовидными песчаниками — метаморфизованными песчано-глинистыми отложениями.
Рассматриваемый участок детализации приурочен к полосе выходов амфиболи-товой толщи питкярантской свиты в северо-восточном замыкании Импилахтинской купольной структуры (см. рис. 1). Породы залегают моноклинально, простирание плоскостей напластования и сланцеватости в целом совпадает и составляет 300-310° при юго-западном падении с углами 75-88° (рис. 2). Учитывая, что подошва разреза — купольные гранитогнейсы — располагается в юго-западной части площади, можно говорить об опрокинутом залегании. В северной части площади выявлены разрывы слоев со смещением сдвигового типа (левый сдвиг). Скорей всего, эти смещения предшествовали региональному метаморфизму, во всяком случае, в связи с ними не обнаружено зон трещиноватости или сместителей, секущих метаморфическую сланцеватость. Мы полагаем, что они предваряли формирование купольного поднятия и в начальный момент развивались как пологие надвиги в пределах горизонтально залегающей толщи. Их ориентировка впоследствии изменилась при деформации толщи в процессе куполообразования. Такой интерпретации, с учетом нынешнего опрокинутого залегания слоев с крутыми падениями на юго-запад, должно соответствовать современное юго-западное падение плоскостей сместителя (см. рис. 2).
Амфиболиты слагают крутой обрывистый склон, северо-восточное подножие которого выходит в долину р. Сумерианйоки (что и определило название участка— «Сумерианйоки»). В верхней части склона обнажаются нестратифицированные гранитогнейсы купольного ядра, залегающие в основании разреза. Это мелко-среднезернистые полосчатые породы с линзами гранитов и многочисленными секущими кварцевыми жилами мощностью первые десятки сантиметров. Выше по разрезу в пределах изученного участка выделено в составе питкярантской свиты (снизу вверх): базальная толща, нижний карбонатный горизонт, амфиболитовая толща (см. рис. 2).
Рис. 2. Схема геологического строения участка Сумерианйоки.
1—4 — питкярантская свита (РЯ^р^: 1 — верхняя пачка амфиболитовой толщи, 2 — нижняя пачка амфиболитовой толщи, 3 — нижний карбонатный горизонт, 4 — базальная толща;
5 — нерасчлененные образования купольного ядра; 6 — элементы залегания: А — гнейсовид-ность (вертикальное залегание), В — сланцеватость и слоистость (опрокинутое залегание);
7 — надвиги; 8—9 — геологические границы прослеженные (8) и предполагаемые (9); 10—15 — разновидности пород: скарноиды (10), углеродистые кварциты и биотит-графитовые сланцы (11), амфиболиты (12), мраморы (13), кварцитовидные метапесчаники (14), гранито-гнейсы (15); 16 — точки отбора проб, в которых определялись содержания РЗЭ.
Базальная толща (PRlptl). Толща представлена рассланцованными кварцитовидными метапесчаниками, мелкозернистыми, неоднородными, амфибол-кварцево-го состава. Метапесчаники наблюдаются в бортах продольной ложбины, вдоль старой дороги в верхней части склона. Направление сланцеватости совпадает с простиранием толщи (СЗ 310°). Нижний контакт с гранитогнейсами перекрыт делювиальными отложениями дна ложбины. Мощность толщи 13 м.
Нижний карбонатный горизонт (PRlpt2). Белые и бело-серые мраморы нижнего карбонатного горизонта обнажаются в северо-восточном борту ложбины вдоль старой дороги и вскрыты в поперечной канаве (азимут простирания 35°). Нижний контакт с залегающими в подошве мраморов кварцитовидными метапесчаниками согласный, четкий, вскрыт в стенках канавы. Мраморы вдоль контакта скарнирова-ны. По мере приближения к кровле горизонта мраморы приобретают зеленоватый оттенок, обусловленный присутствием диопсида вдоль контакта с вышележащей толщей амфиболитов. Мощность горизонта до 5 метров.
Амфиболитовая толща (PRl ptз) представлена двумя пачками — нижней и верхней.
Нижняя пачка (PRlptзn) сложена амфиболитами с редкими тонкими (1-15 см) прослоями скарноидов. Общая мощность пачки 115 метров.
Амфиболиты мелко-среднезернистые, однородные и полосчатые, в различной степени рассланцованы, от темно-серого до почти черного цвета. Состоят преимущественно из амфибола (50-90%, в основном роговая обманка, реже — актинолит-тремолит), содержание плагиоклаза (олигоклаз-андезин) варьирует от 5 до 30%, количество рудной фазы (титанит, сульфиды) достигает 10%. Амфиболиты вдоль верхнего контакта рассматриваемой пачки (горизонт мощностью около 5 м) выделяются присутствием небольших пустот, выполненных кварцем и хлоритом, и плагиокла-зовых скоплений в однородной мелкозернистой матрице породы. В соответствии с существующими представлениями амфиболиты сортавальской серии (и питкярант-ской свиты в том числе) рассматриваются как метабазальты [4, 7, 8]. Амфиболиты упомянутого горизонта можно трактовать, по-видимому, как миндалекаменные мик-ропорфировые метабазальты (рис. 3, а).
Рис. 3. Фотографии шлифов пород амфиболитовой толщи участка Сумерианйоки.
а — ортоамфиболит нижней пачки (полосчатый микропорфировый метабазальт, миндалекаменный), обр. 4-1: темно-серое — роговая обманка, белое — плагиоклаз, черное — рудная фаза; б — диопсид-плагио-клазовый скарноид нижней пачки, обр. 27-1: серое — диопсид, белое — плагиоклаз, черное — рудная фаза; в — графитовый сланец, аншлиф 9—1: серое — лейсты графита (Gf), темно-серое — биотит.
Прослои скарноидов встречаются на всем интервале нижней пачки, но их количество явно нарастает снизу вверх по разрезу. Так, в нижней и центральной частях разреза это один прослой на 20-30 м, в верхней части — один на 5-10 метров. Прослои существенно диопсидового состава, в подчиненном количестве (до 15%) присутствуют андезин и сульфиды (пирит, пирротин, халькопирит); в некоторых случаях отмечены отдельные зерна карбонатов (рис. 3, б).
Верхняя пачка (PRi pt3v) сложена углеродсодержащими породами: преимущественно скарноидами, а также кварцитами, биотитовыми и графитовыми сланцами, амфиболитами. Мощность слоев варьирует от 1 до 3 метров. Породы пачки выделяются коричнево-бурыми до охристых тонами окраски. С подстилающими микропорфи-ровыми метабазальтами нижней пачки контакт резкий, четкий, согласный. Верхний контакт пачки, как и верхняя часть ее разреза, не наблюдались. Видимая мощность пачки — около 20 метров. Именно к этой пачке приурочена рудная минерализация.
В основании пачки залегает горизонт кремнистых пород с линзами биотитовых и углеродистых сланцев. В основной массе это графитсодержащие микрозернистые кварциты с единичными включениями и сегрегациями диопсида, кальцита, актино-лита, биотита, хлорита и обильной рудной вкрапленностью. Последняя представлена
халькопиритом и марказитом в ассоциации с графитом, пирротином и гидрогематитом; количество сульфидов достигает 50%. Содержание графита в кварцитах варьирует от первых процентов до 15-20%. В составе горизонта выявлены прослои графитовых сланцев, в которых количество графита возрастает до 75% (рис. 3, в).
Значительную часть разреза верхней пачки составляют скарноиды. Преимущественно это крупно-среднезернистые диопсидовые и плагиоклаз-диопсидовые породы, в качестве второстепенных отмечаются доломит, кальцит, кварц, цоизит. Как правило, присутствуют сульфидные скопления (халькопирит, марказит, пирротин — до 20%) и графит (первые проценты).
С определенной долей условности можно соотнести эту пачку с так называемым верхним карбонатным горизонтом, который традиционно выделяется в верхней части разреза питкярантской свиты.
Химический состав пород участка Сумерианйоки
Изучены петрохимические характеристики пород амфиболитовой толщи, к верхней пачке которой приурочена рудная минерализация. Получены данные о составе следующих пород (табл. 1): амфиболиты и скарноиды нижней пачки; кварциты, графитовые и биотитовые сланцы кремнистого горизонта в основании верхней пачки, скарноиды центральной части разреза верхней пачки.
Ассоциации петрогенных элементов, выделенные по результатам факторного анализа (метод главных компонент, объем выборки — 40 проб, 10 признаков), отражают различия в составе пород амфиболитовой толщи: во-первых, преобладание двух типов пород — амфиболитов и скарноидов, а во-вторых — присутствие меланократо-вых и лейкократовых разновидностей. Так, в структуре первого фактора разделились элементные ассоциации, соответствующие силикатным минеральным парагенезисам (преимущественно диопсидовые скарноиды) и глиноземистым (преимущественно амфиболиты): I (34%) т-92Рв2Ма48 (здесь наД чертой указаны элементы, имеющие значимые положительные нагрузки на фактор, под чертой — отрицательные; цифры в основании символов — численные значения нагрузок, умноженные на 100). Этот фактор обусловливает 34% дисперсии всей системы.
Структура второго фактора демонстрирует антагонизм петрогенных элементов, соответствующих меланократовым фазам (амфибол, диопсид, биотит, хлорит) и лей-кократовым (плагиоклаз, кварц). Факторные нагрузки для первых положительные, для вторых —отрицательные: II (19%) Мд5^^з^5в(АЬв)П37' Этот факт0Р обусловливает 19% дисперсии всей системы. Интерпретация I и II факторов подтверждается распределением фигуративных точек пород на диаграмме значений этих факторов (рис. 4).
Элементные ассоциации факторных структур обусловлены процессами, сформировавшими рассматриваемые породы. В координатах I и II факторов (процессов) фигуративные точки амфиболитов, скарноидов нижней пачки и скарноидов верхней пачки образуют единый тренд (см. рис. 4). При этом поля скарноидов верхней пачки и амфиболитов не перекрываются, а поле скарноидов нижней пачки занимает промежуточное положение между ними, перекрывая и те, и другие. Это указывает на общность процессов формирования элементных ассоциаций данных пород.
Для химической классификации и оценки возможной первичной природы метаморфических пород, их петрохимические характеристики вынесены на диаграмму Н. П. Семененко (рис. 5). На диаграмме фигуративные точки амфиболитов
Таблица 1. Химический состав пород амфиболитовой толщи участка Сумерианйоки (по результатам рентгено-спектрального флюоресцентного анализа, %)
Проба ЭЮ2 АІ2О3 ТЮ2 РегОз* МпО Р^О СаО КагО к2о Р2Об ппп характеристики пород**
ортоамфиболиты нижней пачки
а1 КагО+КгО
3-1 45,99 14,27 2,24 14,65 0,21 11,38 7,00 1,90 1,02 0,56 0,80 0,55 2,92 0,46
3-1а 46,13 14,32 2,25 14,69 0,21 11,42 7,02 1,91 1,02 0,56 0,49 0,55 2,93 0,46
3-2 44,46 15,13 0,77 12,70 0,18 12,61 10,46 0,92 1,11 0,10 1,55 0,60 2,03 0,52
4-1 41,79 17,08 0,79 11,85 0,18 10,47 11,94 1,00 0,82 0,07 4,00 0,77 1,82 0,50
5-1 47,08 14,42 0,80 12,13 0,17 11,55 9,93 1,79 0,69 0,07 1,36 0,61 2,48 0,51
7-1 42,99 19,52 0,90 10,77 0,16 7,47 13,37 1,27 0,50 0,09 2,96 1,07 1,76 0,44
8-1 44,49 17,34 0,87 12,54 0,19 9,90 10,78 1,96 0,57 0,08 1,29 0,77 2,53 0,47
20-1 46,56 15,96 0,85 11,36 0,17 10,70 11,27 0,98 0,62 0,07 1,47 0,72 1,60 0,51
21-1 47,83 15,00 1,01 12,66 0,17 11,11 8,62 1,98 0,22 0,14 1,25 0,63 2,20 0,49
22-1 43,00 15,32 0,84 12,46 0,19 14,21 9,87 1,25 1,02 0,08 1,76 0,57 2,27 0,56
25-1 44,07 15,63 0,75 12,91 0,19 13,76 8,58 2,10 0,56 0,07 1,38 0,59 2,65 0,54
28-1 47,51 16,39 0,78 10,08 0,18 9,42 11,93 1,68 0,78 0,08 1,18 0,84 2,46 0,51
30-1(6) 48,84 10,95 0,37 12,93 0,20 19,84 4,43 1,37 0,16 0,05 0,85 0,33 1,53 0,63
32-1 45,47 17,68 0,96 8,83 0,13 11,51 12,07 0,83 0,70 0,09 1,71 0,87 1,54 0,59
33-1 44,86 15,61 0,75 11,17 0,17 11,83 12,40 1,56 0,37 0,08 1,20 0,68 1,94 0,54
34-1 46,40 16,07 0,71 11,39 0,18 11,67 9,48 2,98 0,26 0,07 0,79 0,70 3,23 0,53
40-1 48,08 15,13 1,17 13,10 0,18 9,58 9,73 0,66 1,03 0,17 1,17 0,67 1,69 0,45
52-1 46,14 14,67 1,77 14,86 0,18 10,33 7,26 1,88 0,97 0,18 1,76 0,58 2,85 0,44
00
сл
Проба ЭЮ2 > Ю О со ТЮ2 РегОз* МпО Р^О СаО КагО Я ю о Р2Об ппп характеристики пород**
ско,рноидны,е прослои нижней пачки минеральный состав
30-1 31,18 13,19 0,81 9,91 0,22 7,47 25,18 1,31 0,69 0,06 9,97 амфибол, плагиоклаз, титанит
29-1 49,83 14,66 0,67 9,87 0,16 11,60 9,53 2,18 0,44 0,06 1,00 диопсид, плагиоклаз, кальцит, кварц
39-1 47,82 4,22 0,33 6,48 0,16 19,85 19,29 0,07 0,32 0,10 1,36 диопсид
42-1 46,98 15,16 0,78 12,52 0,17 10,26 11,77 0,78 0,40 0,07 1,12 диопсид, плагиоклаз
42-2 42,07 12,29 0,96 11,84 0,17 17,67 10,75 0,43 1,25 0,18 2,40 диопсид, плагиоклаз
62-1 44,64 13,39 0,66 12,44 0,19 11,87 11,78 1,22 0,37 0,08 3,36 диопсид, плагиоклаз
карбонатно-кремнистый горизонт в основании верхней пачки
{-2 38,72 13,02 2,18 12,77 0,13 21,19 4,27 0,10 4,94 0,46 2,22 биотит, хлорит, актинолит
1-9 37,18 13,14 1,72 10,55 0,13 5,75 6,00 1,13 2,14 0,19 22,08 графит, хлорит, биотит
1-9а 34,26 13,64 1,61 10,79 0,12 5,36 5,46 0,99 2,75 0,20 24,82 графит, хлорит, биотит
15-1 64,64 5,34 0,41 14,42 0,06 4,38 0,68 0,95 0,30 0,03 8,79 кварц, сульфиды, графит, биотит
23-1 60,80 3,48 0,16 5,56 0,21 4,03 17,98 0,37 0,22 0,06 7,14 кварц, хлорит, биотит
43-1 64,65 8,68 0,50 7,57 0,10 9,87 4,98 1,01 0,94 0,06 1,63 амфибол, кварц
скарноиды, верхней пачки
1-1 37,43 6,05 0,38 14,15 0,24 11,84 23,58 0,03 0,81 0,11 5,37 диопсид, плагиоклаз, карбонаты
1-1а 24,31 1,12 0,04 12,47 0,26 8,29 39,05 - 0,07 0,02 14,36 диопсид, плагиоклаз, карбонаты
11-1 47,50 0,91 0,03 9,73 0,29 18,66 21,63 - 0,04 0,05 1,15 диопсид, карбонаты
12-1 46,79 5,12 0,30 8,17 0,20 16,86 19,80 0,29 0,39 0,16 1,92 диопсид
17-1 46,07 8,28 1,02 10,50 0,15 12,43 18,21 0,46 0,45 0,22 2,20 диопсид, плагиоклаз, биотит, титанит
19-1 45,79 10,07 0,25 10,85 0,23 12,33 17,86 0,31 0,48 0,07 1,75 диопсид, плагиоклаз, карбонаты
35-2 48,40 13,83 0,79 6,58 0,14 10,23 17,81 0,70 0,15 0,26 1,13 диопсид, титанит, сульфиды
36-2 45,41 14,63 0,80 6,96 0,14 11,12 18,43 0,44 0,27 0,27 1,53 диопсид, плагиоклаз, сульфиды
41-1 47,73 9,98 0,39 6,66 0,15 14,88 18,74 0,54 0,26 0,06 0,63 диопсидовый скарноид
41-1а 47,79 5,71 0,17 7,67 0,18 17,72 19,51 0,30 0,20 0,09 0,64 диопсидовый скарноид
Примечания. * Валовое железо в виде Ре2 0з.
** аі — коэффициент ГЛИНОЗемИСТОСТИ, ре203^Р<еО-\-МдО ’ — магнезиальность реО^МдО
Рис. 4- Диаграмма значений I и II факторов для пород амфиболитовой толщи участка Сумерианйоки.
1 — амфиболиты нижней пачки; 2 — скарноиды нижней пачки; 3 — скарноиды верхней пачки; 4—5 — хлорит-актинолит-биотитовые кварциты (4) и хлорит-биотит-графитовые сланцы (5) в основании верхней пачки. I, II, III — поля амфиболитов, скарноидов нижней пачки и скарноидов верхней пачки соответственно.
нижней пачки располагаются компактно, преимущественно в поле IX щелочноземельно-глиноземистых ортопород основного состава, и частично — в поле V глиноземисто-магнезиально-железисто-кремнистых пород. Это вполне согласуется с принятой точкой зрения о соответствии амфиболитов питкярантской свиты метабазальтам. Отчетливо обособленно располагаются фигуративные точки скарноидов верхней пачки: они попадают в поле глиноземисто-известковых (XI) и известково-карбонатных (X) пород. Очевидно, исходным веществом для формирования карбонатсодержащих плагиоклаз-диопсидовых скарноидов верхней пачки послужил глинисто-карбонатный осадочный материал.
Породы скарноидных прослоев в амфиболитах нижней пачки разделились на диаграмме Н. П. Семененко на две группы (см. рис. 5): 1) фигуративные точки, соответствующие диопсидовым и карбонат-плагиоклаз-диопсидовым скарноидам, располагаются в поле глиноземисто-известковых (XI) и известково-карбонатных (X) пород; 2) плагиоклаз-диопсидовые скарноиды из этих же прослоев занимают совместно с амфиболитами поле ортопород основного состава (IX). Можно полагать, что скар-ноидные прослои в амфиболитах соответствуют горизонтам вулканогенно-осадочных
Рис. 5. Диаграмма Н. П. Семененко [14] с фигуративными точками пород амфиболи-товой толщи участка Сумерианйоки.
1 — амфиболиты нижней пачки; 2 — скарноиды нижней пачки; 3—рудные кварциты и сланцы в основании верхней пачки; 4 — кварц-амфибол-биотитовые графитсодержащие сланцы в основании верхней пачки; 5 — скарноиды верхней пачки. Поля на диаграмме: V — глиноземисто-магнезиально-железисто-кремнистые породы; IX — щелочноземельно-глиноземистые основные ортопороды; X — известково-карбонатные породы; XI — глиноземистоизвестковые породы.
пород: по-видимому это были туфы с различной долей карбонатного осадочного материала, чередующиеся с базальтовыми покровами. С таким предположением согласуется сопряженное размещение фигуративных точек амфиболитов, скарноидов нижней пачки и скарноидов верхней пачки в факторном пространстве, о чем говорилось выше (см. рис. 4). В пространстве I и II факторов непрерывный тренд амфиболиты ^ скарноиды нижней пачки ^ скарноиды верхней пачки обусловлен изменением состава соответствующих исходных пород: вулканиты (базальты) ^ вулканогенноосадочные (туфы базальтов и карбонатные осадки) ^ глинисто-карбонатные осадочные породы.
Фигуративные точки пород кремнистого горизонта, залегающего в основании верхней пачки, разбросаны на диаграмме Н. П. Семененко в пределах двух полей: глиноземисто-магнезиально-железисто-кремнистых пород (V) и щелочноземельно-глиноземистых основных пород (IX). В первом случае это образцы рудных кварцитов и сланцев, во втором — биотит-амфибол-кварцевых и биотит-графитовых сланцев. Скорей всего, исходные породы соответствовали углеродсодержащим кремнистым и глиноземисто-кремнистым осадкам.
Поскольку в геологическом разрезе питкярантской свиты на участке Сумери-анйоки ведущая роль принадлежит ортоамфиболитам, были рассмотрены их пет-
рохимические характеристики в сравнении с метавулканитами сортавальской серии, стратиграфическим аналогом которой считается питкярантская свита. Для сопоставления использованы данные из работы [8] о составе метавулканитов северо-восточного обрамления Кирьяволахтинского купола (сортавальская группа куполов). Здесь указанными авторами выделено три толщи в разрезе сортавальской серии: нижняя (базальты), средняя (трахиандезиты и трахиандезибазальты), верхняя (базальты, кома-тиитовые базальты, коматииты). На петрохимических диаграммах поле фигуративных точек метабазальтов нижней толщи перекрывается с областью единого тренда метавулканитов верхней толщи; фигуративные точки ортоамфиболитов участка Су-мерианйоки на этих диаграммах также располагаются в области этого тренда (рис. 6). В рамках существующих классификаций магматических горных пород [12, 13] амфиболиты участка Сумерианйоки по содержанию 8Ю2, Ма20+К20, ТЮ2, М^О и коэффициенту глиноземистости а1 ’ соответствуют низко- и умеренноглиноземистым базальтам, а также пикробазальтам и пикритам (см. табл. 1 и рис. 6 а). По соотношению ТЮ2 и Mg0 часть ортоамфиболитов попадает в поле пород коматиитовой серии (см. рис. 6, б).
Петрохимическое сходство амфиболитов питкярантской свиты и метабазальтов сортавальской серии устанавливается и по результатам факторного анализа. В одну выборку были объединены амфиболиты участка Сумерианйоки и метавулканиты северо-восточного обрамления Кирьяволахтинского купола (нижняя, средняя и верхняя толщи, по данным [8]), в общей сложности 62 пробы. В координатах первых двух факторов по ассоциации петрогенных элементов отчетливо обособились два поля точек (рис. 7): 1) трахиандезитов и трахиандезибазальтов средней толщи (отрицательные значения первого фактора, что соответствует ассоциации Ма-Р-81-Л1-Т1-К); 2) амфиболитов питкярантской свиты и базальтов, коматиитовых базальтов, комати-итов нижней и верхней толщи (нулевые и положительные значения первого фактора, что соответствует ассоциации Mg-Ca-Mn-Fe). В границах второго поля области точек, соответствующие различным стратиграфическим подразделениям, взаимно перекрываются (см. рис. 7).
Получены данные о содержании редкоземельных элементов (РЗЭ) в амфиболитах питкярантской свиты (табл. 2). Схема размещения точек опробования приводится на рис. 2. Для изучения взята одна проба (52-1) в основании амфиболитовой толщи, вблизи контакта с нижним карбонатным горизонтом, и четыре — в верхней части разреза нижней пачки этой толщи, на участке проявления сдвиговых смещений. Из этих четырех проб три соответствуют мелкозернистым мезократовым амфиболитам (горизонт микропорфировых миндалекаменных метабазальтов). Они отобраны вблизи контакта с кремнистым горизонтом верхней пачки, на одном уровне разреза, но в разных тектонических блоках (пробы 3-2, 4-1 и 25-1). Четвертая проба (30-1б) расположена ниже по разрезу, но в пределах интервала с частыми скарноидными прослоями, и соответствует меланократовому безплагиоклазовому амфиболиту.
Спектры распределения содержаний РЗЭ в изученных пробах резко различны для амфиболитов в основании и в верхней части разреза питкярантской свиты (рис. 8). В сравнении с хондритовым стандартом амфиболит в основании разреза заметно обогащен редкоземельными элементами с преимущественным накоплением легких по отношению к тяжелым ^а — 25,9, Се — 25,2, Yb — 11,0, Lu — 9,8 нормированных единиц, La/Yb = 2,35) и характеризуется наклонным спектром распределения с отчетливым европиевым максимумом — проба 52-1.
Для четырех проб амфиболитов верхней части разреза спектры содержаний РЗЭ
Л/а20+К20
в/О,, %
б
тю2, %
МдО, %
1
2
Рис. 6. Соотношение петрогенных элементов в амфиболитах участка Сумерианйоки.
1 — фигуративные точки амфиболитов участка Сумерианйоки; 2, 3 — поля фигуративных точек метавулканитов сортавальской серии в обрамлении Кирьяволахтинского купола (по [8]): базальты, коматиитовые базальты и коматииты верхней толщи (2), базальты нижней толщи (3). Границы полей марианит-бонинитовой, коматиитовой и толеитовой серий взяты из работы [15].
однотипны. Это плоские спектры, они незначительно обогащены по отношению к хондритовому стандарту с преобладанием тяжелых редкоземельных элементов по отношению к легким (см. рис. 8, а). При этом для трех образцов, отобранных в разных тектонических блоках, но на одном уровне стратиграфического разреза, линии спектров содержаний РЗЭ практически совпадают, характеризуются заметным евро-
Таблица 2. Содержания редкоземельных элементов в амфиболитах участка Сумерианйоки (по результатам ICP анализа, г/т)
Проба Ьа Се Рг N<3 Эт Ей С,с1 ТЬ Оу Но Ег Тт УЬ Ьи У (Ьа/УЬ)„
3-2 1,74 5,06 0,93 4,33 1,5 0,68 1,85 0,42 2,63 0,65 1,94 0,30 1,8 0,29 17,3 0,60
4-1 2,29 6,3 1,07 5,65 2,01 0,84 2,31 0,45 3,17 0,70 2,28 0,36 2,09 0,35 20,7 0,68
25-1 1,76 5,17 0,91 4,69 1,79 0,62 1,9 0,43 2,88 0,66 2,02 0,30 1,9 0,30 17,6 0,58
30-16 1,01 2,64 0,44 2,41 0,94 0,27 1,07 0,25 1,82 0,44 1,36 0,22 1,18 0,19 10,5 0,53
52-1 8,61 22,1 3,11 14,1 3,71 1,49 4,22 0,83 4,99 1 3,05 0,40 2,28 0,32 26,4 2,35
пиевым максимумом, а названные показатели почти идентичны: La — 5,2-6,9, Се — 5,8—7,2, Yb — 8,7-10,1, Lu — 8,9-10,8 нормированных единиц; La/Yb варьирует от 0,58 до 0,68. Установленные закономерности хорошо согласуются со смещением пластов, представленным в рамках геологической модели на рис. 2.
Рис. 7. Диаграмма значений I и II факторов для амфиболитов участка Сумерианйоки и метавулканитов восточного обрамления Кирьяволахтинского купола.
1—3 — метавулканиты Кирьяволахтинского купола [8]: базальты нижней толщи (1), тра-хиандезиты и трахиандезибазальты средней толщи (2), базальты, коматиитовые базальты и коматииты верхней толщи (3); 4 — амфиболиты участка Сумерианйоки.
Нами предпринята попытка сопоставить полученные результаты со спектрами РЗЭ для упомянутых выше метавулканитов сортавальской серии северо-восточного обрамления Кирьяволахтинского купола. Как оказалось, не удается выявить
б
1-а Се Рг N(1 Эт Ей Сс1 ТЬ Эу Но Ег Тт УЬ 1_и
Обозначения + 3-2 +4-1 -- 25-1 30-1(6) +52-1
и номера проб:
Рис. 8. Графики нормированных содержаний РЗЭ в амфиболитах участка Сумерианйоки (а) и метавулканитах сортавальской серии (б, по [7, 16]).
Для нормирования использовались средние значения содержаний РЗЭ в хондритах [17], рассчитанные по результатам анализов [18, 19].
однозначного соответствия изученного разреза питкярантской свиты какому-либо интервалу разреза названной площади. Так, амфиболит нижней части разреза питкярантской свиты (обр. 52-1, табл. 2 и рис. 8, а), отвечающий по составу базальту, по типу спектра РЗЭ сопоставим только с базальтами верхней толщи указанного разреза сортавальской серии. (Для этих метабазальтов содержание Yb — от 10 до 14 нормированных единиц, Се/УЬ— от 2 до 4 [8]). При этом для амфиболитов верхней части разреза питкярантской свиты участка Сумерианйоки (см. рис. 8, а, табл. 2) по форме и параметрам графиков содержаний РЗЭ выявляется сходство с метавулканитами нижней толщи сортавальской серии. Для этой толщи по данным названных авторов: обогащение по отношению к хондритовому стандарту — 7-9 нормированных единиц, Се/УЬ— от 0,7 до 1,1. Однако толща сложена метабазальтами, в то время как указанные амфиболиты питкярантской свиты соответствуют по составу пикритам (проба 30-1б) и пикробазальтам (пробы 3-2, 4-1, 25-1).
К вопросу об обстановках формирования амфиболитовой толщи
питкярантской свиты
Петрохимические диаграммы для ортоамфиболитов питкярантской свиты участка Сумерианйоки не дали однозначного решения вопроса об обстановках формирования этого осадочно-вулканогенного комплекса [20]: на диаграмме TiO2-K2O-P2O5 фигуративные точки амфиболитов попадают в поле континентальных базальтов, в пограничную с океаническими область; на диаграмме MgO-FeO-Al2O3 эти же точки занимают поля океанических базальтов (рис. 9). Спектры распределения РЗЭ, приведенные на рис. В, а, позволяют высказать более определенную точку зрения по этому вопросу.
Графики содержаний РЗЭ в амфиболитах верхней части разреза участка Суме-рианйоки (см. рис. В, а) соответствуют уплощенному спектру РЗЭ базальтов и пикро-базальтов спрединговых зон (тип MORB — Mid-Ocean-Ridge Basalt, рис. 10, а): такой спектр, с незначительным обогащением по сравнению с хондритовым стандартом и дефицитом легких РЗЭ по отношению к тяжелым, характерен только для вулканитов зон океанического спрединга [24]. (В обозначенной работе отмечено, что характер спектра РЗЭ наследуется вулканитами при парциальном плавлении верхнемантийных лерцолитов. Указывается, что «океанические» лерцолиты, по сравнению с континентальными аналогами, представляют вещество более глубинных частей верхней мантии вследствие подъема мантийного материала в осевых частях спрединговых зон. Предполагается дефицит легких РЗЭ в таком веществе из-за выноса этих элементов из нижних зон астеносферы в верхние при ее плавлении.)
Содержания РЗЭ в названных амфиболитах полностью соответствуют новому для Северного Приладожья типу метабазальтов (см. рис. В, б), выделенному впервые в обрамлении Кирьяволахтинского купола В. В. Иваниковым с соавторами [7, 16], которые отмечают сходство этих метабазальтов с долеритами и базальтами офиоли-тового комплекса Йормуа Восточной Финляндии и указывают, что офиолиты зоны Йормуа-Оутокумпу в составе Свекофеннского подвижного пояса интерпретируются исследователями как фрагменты океанической коры красноморского типа.
Для амфиболита в основании разреза питкярантской свиты установлен иной тип спектра РЗЭ. Он соответствует континентальным базальтам, для которых характерно существенное обогащение легкими РЗЭ. Сходные спектры РЗЭ известны для базальтов трапповых комплексов Норильского района и базальтов узких линейных зон (стратоидная серия) континентальных рифтов Восточной Африки (рис. 10, б).
Таким образом, выявленное изменение характера спектров РЗЭ позволяет полагать, что формирование вулканогенного комплекса участка Сумерианйоки сопряжено с двумя принципиально различными источниками расплавов: на раннем этапе это были магматические очаги, зарождавшиеся в условиях рифтогенеза коры континентального типа, на завершающих этапах — при развитии океанических рифтов. Такое заключение иллюстрируется на дискриминационной диаграмме (рис. 11): фигуративные точки метавулканитов верхней части разреза попадают в поле пород СОХ, основания разреза — в поле континентальных базальтов. Пространственную совмещенность континентальных базальтов и вулканитов MORB-типа в пределах участка можно интерпретировать в двух вариантах.
1. Верхняя часть разреза, соответствующая MORB-типу, представляет фрагмент офиолитового комплекса, обдуцированный на континентальную окраину. Ранее, по результатам исследования Кирьяволахтинского купола, уже
Рис. 9. Петрохимические дискриминационные диаграммы для базальтов [21, 22] с фигуративными точками амфиболитов участка Сумерианйоки
Рис. 10. Спектры РЗЭ, нормированные к хондриту, для вулканитов внутри континентальных и океанических рифтогенных структур, по [23]. а — океанические рифтогенные структуры: низкокалиевые толеитовые базальты Красного моря (1), низкокалиевые толеитовые базальты (2) и пикробазальты (3) Срединно-Атлантического хребта; б — континентальные рифтогенные структуры: базальты стратоидной серии Эфиопии (4), базальты гудчихинской свиты Норильского района (5); в —о. Исландия: платобазальты третичного возраста (6), базальты четвертичного времени в северной части острова (7).
Рис. 11. Дискриминационная диаграмма La/Yb — сумма РЗЭ (по [24]) с фигуративными точками участка Сумерианйоки.
1 —распространенность РЗЭ в силикатной фазе хондри-тов; 2 — поля пород зоны СОХ; 3 — поля пород континентальной зоны; 4 — амфиболиты участка Суме-рианйоки и номера точек наблюдения.
обосновывалось заключение об аллохтонном залегании вулканических комплексов, рассматриваемых в составе сортавальской серии [7]. Данный вариант интерпретации для участка Сумерианйоки требует дополнительных геологических исследований. При этом, сдвиговый характер тектоники северной части участка согласуется с таким предположением.
2. В условиях, переходных от континентального рифтогенеза к океаническому, магматические очаги «континентального» и «океанического» типов могли быть пространственно сближены, что и обеспечило совмещение вулканитов разного типа в пределах одной площади. Подобное сочетание вулканитов с разным типом спектров РЗЭ демонстрируется для района современного развивающегося рифта о. Исландия [23]. Здесь платобазальты третичного времени существенно обогащены легкими РЗЭ, а низкокалиевые толеиты четвертичного времени характеризуются плоским спектром РЗЭ, сходным с MORB-типом (рис. 10, в). Существование в Исландии двух типов источников магматического расплава обосновывается изотопно-геохимическими данными [25].
Изложенные материалы указывают, что формирование осадочно-вулканогенного комплекса участка Сумерианйоки проходило в условиях развивающегося рифтогенеза, в обстановках, переходных от континентальных к океаническим. Можно полагать, что терригенно-карбонатные породы в основании питкярантской свиты (мраморы нижнего карбонатного горизонта и метапесчаники базальной толщи) скорей всего соответствуют осадкам континентального рифта. Прогрессирующее развитие этого рифта привело к излиянию сначала континентальных базальтов (амфиболиты в основании изученного разреза), а затем и вулканитов MORB-типа (амфиболиты верхней части разреза).
С этих позиций, глинисто-карбонатно-кремнистые оруденелые породы верхней пачки (PRlptзv), перекрывающие амфиболиты с характеристиками MORB, соответствуют металлоносным осадкам красноморского типа. В составе этих осадков выделяют [26] биогенно-терригенный материал с примесью сульфидов, а также оксидные и сульфидные слои, которые представляют собой илы, сложенные аморфным кремнеземом и гидроксидами железа и марганца, железистым монтмориллонитом, сульфидами; при кристаллизации гелеподобного ила формируются гематит-кварцевые агрегаты. Углеродистые микрозернистые кварциты с гидрогематитом и сульфидами, а также сульфидсодержащие скарноиды указанной верхней пачки вполне сопоставимы по составу с такими осадками.
Сформированные при рифтогенезе вулканогенные и осадочные комплексы были метаморфизованы в амфиболитовой фации под воздействием последующих коллизионных процессов. Высокие температуры метаморфизма привели к изменению первичных минеральных парагенезисов с образованием скарноидов по вулканогенно-осадочным и глинисто-карбонатно-кремнистым породам. (Термин «скарноид» в данном случае наиболее точно отражает происхождение этих скарноподобных парагенезисов: по Д. С. Коржинскому скарноиды, в отличие от скарнов, характеризуются полимине-ральностью, отсутствием зональности и формируются за счет материнских пород известково-силикатного состава без переноса Са и 81, по генезису они промежуточны между скарнами и роговиками.) Различия в химическом составе изученных скарнои-дов (см. выше с. 34) отражают различие первичных пород — вулканогенно-осадочных (туфов) и осадочных алюмосиликатно-карбонатно-кремнистых.
Заключение
В составе питкярантской свиты северо-восточного замыкания Импилахтинской купольной структуры устанавливается 4 подразделения (снизу вверх по разрезу): кварцитовидные метапесчаники базальной толщи, мраморы нижнего карбонатного горизонта, нижняя пачка амфиболитовой толщи, сложенная амфиболитами с маломощными прослоями скарноидов, и графитсодержащие породы — микрозернистые кварциты, сланцы и плагиоклаз-диопсидовые скарноиды — верхней пачки амфиболи-товой толщи. Именно к верхней пачке приурочено сульфидно-скарноидное рудопро-явление участка Сумерианйоки.
Состав амфиболитов соответствует базальтам умеренно- и низкоглиноземистым, пикробазальтам, пикритам и коматиитам. Первичные терригенно-карбонатные и вулканогенные породы нижней части разреза (песчаники, известняки, базальты) формировались в условиях континентального рифтогенеза. Пикробазальты, пикриты, кома-тииты с прослоями карбонатсодержащих туфов и перекрывающие их осадочные углеродсодержащие породы верхней части разреза — при раскрытии океанического рифта. Первичная природа указанных углерод содержащих пород верхней пачки, суль-фидизированных, глинисто-карбонатно-кремнистых по составу, соответствует, скорей всего, металлоносным океаническим осадкам. Остается открытым вопрос о характере контакта — тектоническом или стратиграфическом — между вулканитами нижней и верхней части разреза.
Преобразование первично осадочных и вулканогенно-осадочных пород в диоп-сид-плагиоклазовые скарноиды осуществлялось под действием высокотемпературного регионального метаморфизма амфиболитовой фации, обусловленного коллизионными процессами. При этом исходный химический состав пород практически не
изменялся: скарноидные прослои в амфиболитах по химическому составу соответствуют ортопородам основного состава и глиноземисто-известковым породам, а рудные кварциты и скарноиды верхней, осадочной, пачки — железисто-кремнистым, глиноземисто-известковым и известково-карбонатным породам. Нет оснований предполагать влияние интрузивного гранитоидного магматизма на формирование скарно-идных парагенезисов.
Авторы признательны А. С. Воинову (кафедра геологии месторождений полезных ископаемых СПбГУ) и В. В. Иваникову (кафедра петрографии СПбГУ) за консультации при работе с материалом, который послужил основой для данной публикации. Хочется также поблагодарить А. П. Бороздина (кафедра геологии месторождений полезных ископаемых СПбГУ), выполнившего рентгено-спектральные флюоресцентные анализы образцов горных пород, и С.С. Котова за помощь при выполнении полевых работ.
Литература
1. Металлогения Карелии / под ред. С. И. Рыбакова, А. И. Голубева. Петрозаводск: Карельский научный центр РАН, 1999. 340 с.
2. Хазов Р. А. Металлогения Ладожско-Ботнического геоблока Балтийского щита. Л., 1982. 192 с.
3. Кратц К. О. Геология карелид Карелии // Тр. ЛАГЕД АН СССР. Л., 1963. Вып. 16. 210с.
4. Светов А. П., Свириденко Л. П. Стратиграфия докембрия Карелии. Сортавальская серия свекокарелид Приладожья. Петрозаводск: Карельский научный центр РАН, 1992. 152 с.
5. Харитонов Л. Я. Структура и стратиграфия карелид восточной части Балтийского щита. М: Недра, 1966. 360 с.
6. Хазов Р. А., Иващенко В. И. Новый генетический тип вольфрамового оруденения в Северном Приладожье (Карелия) // Геология рудных месторождений. 1979. Т. XXI, №5. С. 37-45.
7. Иваников В. В., Филиппов Н. Б., Богачев В. А., Кольцов А. А. Метавулканиты окаймленных куполов Северного Приладожья — покровы платобазальтов или офиолитовые надвиги? // Докембрий Северной Евразии: тезисы докладов. Международное совещание 15-18 апреля 1997. СПб: ИГГД РАН, 1997. С.36-37.
8. Матреничев В. А., Степанов К. И., Пупков О. М. Стратиграфия и особенности вещественного состава раннепротерозойских метавулканитов Сортавальского поднятия (Северное Приладожье) // Вестн. С.-Петерб. ун-та. Сер. 7. 2004. Вып.2. С. 31-44.
9. Матреничев В. А., Матреничев А. В. Петрология людиковийского вулканизма Онежской структуры и Раахе — Ладожской зоны. Балтийский щит // Сборник трудов молодых ученых ИГГД РАН / под ред. В. С. Абушкевича, Н. А. Алфимовой. СПб.: Политехнический ун-т, 2010. С. 223-256.
10. Общая стратиграфическая шкала нижнего докембрия России: объяснительная записка. Апатиты, 2002. 13 с.
11. Хазов Р. А. К вопросу о генезисе оловянно-полиметаллического оруденения Северного Приладожья / Вопросы геологии и закономерностей размещения полезных ископаемых Карелии. Петрозаводск: Карельское книжное издательство, 1966. С. 329-338.
12. Магматические горные породы / под ред. В. И. Гоньшакова. М.: Наука, 1983. Т. 1. 368 с.
13. Классификация магматических (изверженных) пород и словарь терминов. Рекомендации Подкомиссии по систематике изверженных пород Международного союза геологических наук: пер. с англ. М.: Недра, 1997. 248с.
14. Ефремова С. В., Стафеев К. Г. Петрохимические методы исследования горных пород: Справочное пособие. М.: Недра, 1985. 511с.
15. Коматииты и высокомагнезиальные вулканиты раннего докембрия Балтийского щита / под ред. О. А. Богатикова. Л.: Наука, 1988. 192 с.
16. Иваников В. В., Филиппов Н.Б., Богачев В. А., Мурадымов Г. Ш. Минералого-гео-химические признаки офиолитовой ассоциации в Приладожье // Рифтогенез, магматизм, металлогения докембрия. Корреляция геологических комплексов Фенноскандии: Материалы международной конференции. Петрозаводск: Карельский научный центр РАН, 1999. С. 53-54.
17. Korotev Randy L. Rare Earth Plots and the Concentrations of Rare Earth Elements (REE) in Chondritic Meteorites. URL: http://meteorites.wustl.edu/goodstuff/ree-chon.htm (дата обращения: 10.04.2011).
18. Haskin L. A., Wildeman T. R., Haskin M. A. An accurate procedure for the determination of the rare earths by neutron activation // Journal of Radioanalytical Chemistry. 1968. N1. P. 337-348.
19. Haskin L. A., Helmke P. A., Paster T. P., Allen R. O. «Rare earths in meteoritic, terrestrial, and lunar matter» In Activation Analysis in Geochemistry and Cosmochemistry //A. Bran-felt and E. Steinnes, eds. / Proc. NATO Conf. on Activation Analysis in Geochemistry. Oslo: Universitetsforlaget, 1971. P. 201-218.
20. Гордон Ф. А., Котова И. К. Состав и закономерности размещения горизонтов стра-тиформной сульфидной минерализации в разрезе питкярантской свиты северо-восточного обрамления Импилахтинской купольной структуры (Южная Карелия) // Материалы II Международной научно-практической конференции молодых ученых и специалистов памяти академика А. П. Карпинского, 8-11 февраля 2001 г. СПб.: ФГУП «ВСЕГЕИ», 2011. С. 18-21.
21. Pearce T. H., Gorman B. E., Birkett T. C. The relationship between major element chemistry and tectonic environment of basic and intermediate volcanic rocks // Earth and Planetary Science Letters. 1977. Vol. 36. P. 121-132.
22. Pearce T. H., Gorma,n B. E., Birkett T. C. The TiO2-K2O-P2O6 diagram. A method for discriminating between oceanic and non-oceanic basalts // Earth and Planetary Sciences Letters. 1975. Vol. 24. P. 419-426.
23. Смолькин В. Ф. Коматиитовый и пикритовый магматизм раннего докембрия Балтийского щита. СПб.: Наука, 1992. 272 с.
24. Балашов Ю. А. Геохимия редкоземельных элементов. М.: Наука, 1976. 268с.
25. Богатиков О. А., Коваленко В. И., Шарков Е. В. Магматизм, тектоника, геодинамика Земли: Связь во времени и в пространстве. М.: Наука, 2010. 606 с.
26. Гидротермальный рудогенез океанского дна / Ю. А. Богданов, А.П.Лисицин, А. М. Сагалевич, Е. Г. Гурвич; ин-т Океанологии им. П. П. Ширшова. М.: Наука, 2006. 527 с.
Статья поступила в редакцию 17 июня 2011 г.
