CC BY
43
Труды Карельского научного центра РАН № 2. 2016. С. 28-39 DOI: 10.17076/geo293
УДК 550.93:552.31(471)
уросозерская зеленокаменная структура (Фенноскандинавский щит): геологическое строение, возраст, состав и метаморфизм вулканитов
н. А. Арестова1, А. В. Юрченко1, В. П. Некулаев1,
с. Б. Лобач-Жученко1, Г. А. Кучеровский1, Е. н. Лепехина2
1 Институт геологии и геохронологии докембрия РАН (ИГГД РАН)
2 Центр изотопных исследований ВСЕГЕИ
Приведены результаты детальных исследований Уросозерской зеленокаменной структуры, расположенной в северо-западной части древнего Водлозерского домена Балтийского (Фенноскандинавского) щита. Показано, что Уросозерская структура сложена преимущественно вулканическими породами, а осадочные породы распространены незначительно. Вулканиты основного и ультраосновного состава кристаллизовались из контаминированных коровым веществом расплавов, образованных при высокой степени плавления источника. Вулканиты среднего и кислого состава варьируют от андезитов до риолитов и сходны с вулканитами северного обрамления Водлозерского домена (Шилосская и Каменноозерская зеленокаменные структуры). Изучены условия метаморфизма кислых вулканитов. Полученные результаты составляют T = 400-610 °С, P выше 4 кбар, при прогрессивном увеличении степени метаморфизма. Проведено датирование образца дацита по единичным зернам циркона U-Pb методом на масс-спектрометре SIMS SHRIMP-II. Получены значения возраста 2875 ± 9 млн лет - время вулканизма и 2709 ± 8 млн лет - время метаморфизма. Возраст вулканитов изученной структуры совпадает с возрастом вулканитов зеленокаменных структур северного обрамления Водлозерского домена.
Ключевые слова: Балтийский (Фенноскандинавский) щит; Водлозерский домен; Уросозерская зеленокаменная структура; геология; метаморфизм; U-Pb датирование.
N. A. Arestova, A. V. Yurchenko, V. P. Chekulaev, S. B. Lobach-Zhuchenko, G. A. Kucherovsky, E. N. Lepekhina. THE UROSOZERO GREENSTONE STRUCTURE (FENNOSCANDIAN SHIELD): GEOLOGY, COMPOSITION, AGE AND METAMORPHISM OF THE VOLCANICS
The results of detailed study of the Urosozero greenstone structure (northwestern part of the Vodlozero domain) of the Fennoscandian Shield are presented. The composition and the U-Pb zircon age of the volcanic rocks were studied. The Urosozero structure is composed mainly of mafic-felsic volcanic rocks rather than the sediments. Mafic and ul-tramafic volcanics were obtained under high degree source melting followed by crustal contamination. Intermediate and acid volcanics vary from andesites to rhyolites and are similar in composition to the volcanics of the Shiloss and Lake Kamennoe greenstone structures. The methamorphism of dacites occurred at T = 400-610 °С and P > 4 kbar.
SIMS SHRIMP-II U-Pb dating of the dacite specimen was carried out on separate zircon grains at the Centre of Isotopic Research (VSEGEI, St. Petersburg). The ages received include 2875 ± 9 Ma as the time of volcanism and 2709 ± 8 Ma as the time of metamor-phism. So, the volcanism of the Uros greenstone structure is synchronous with the volcanism of the northern Vodlozero domain.
Keywords: Fennoscandian Shield; Vodlozero domain; Urosozero greenstone structure; geology; metamorphism; U-Pb.
Введение
В строении Карельской провинции (гра-нит-зеленокаменной области) Фенноскан-динавского щита на основе геологических, геофизических и изотопно-геохимических данных выделяются три крупных домена: Вод-лозерский, Западно-Карельский и Центрально-Карельский, различающиеся строением, возрастом коры и последовательностью формирования породных комплексов [Лобач-Жу-ченко и др., 2000]. Главными составляющими в строении провинции являются гранитоиды тоналит-трондьемит-гранодиоритовой (ТТГ) ассоциации и вулканогенно-осадочные комплексы, слагающие зеленокаменные пояса или отдельные структуры. Одной из них является Уросозерская зеленокаменная структура, расположенная вблизи границы Водлозерского
домена, сложенного в основном палео- и мезо-архейскими породами, и Центрально-Карельского домена с неоархейской корой. Структура находится непосредственно к западу от трассы Медвежьегорск - Сегежа [Чекулаев и др., 2005]. Несмотря на доступность, она остается недостаточно изученной, и данная работа представляет попытку частично ликвидировать этот недостаток. В статье использованы материалы геологических, геохимических и петрологических исследований, проведенных нами ранее [Чекулаев и др., 2005], а также детальных исследований 2010-2012 годов.
Геологическое строение
Уросозерская структура имеет в плане изо-метричную форму, занимает площадь около 10х 10 км и, вероятно, является частью
Рис. 1. Схематическая геологическая карта Уросозерской структуры, составлена авторами статьи при участии И. Н. Крылова и К. И. Лохова (1985 г.), уточненная и дополненная (2010-2012 гг.)
29
более крупной структуры, сохранившейся в виде фрагментов среди гранитоидов (рис. 1). Структура сложена метавулканитами разного состава, метатерригенными породами, а также небольшими линзовидными телами ультрама-фитов. Супракрустальные породы Уросозер-ской структуры имеют пологое залегание, что отличает ее от большинства других зеленока-менных структур Водлозерского домена. Они прорваны телами метагаббро и секутся более поздними гранитоидами.
Вмещающими структуру породами являются гранит-мигматиты с тоналит-трондьемито-вым субстратом, характерные для Центральной и Западной Карелии. Их контакты с супракрус-тальными породами не обнажены. Полученные нами новые данные по изотопному возрасту и составу неодима для тоналитов вблизи контакта с породами структуры (TDMNd = 3100 млн лет) позволяют считать, что Уросозерская структура является частью Водлозерского, а не Центрально-Карельского домена, где TDMNd тоналитов не превышает 2900 млн лет [Лобач-Жученко и др., 2000].
Метаультрамафиты представлены крупнозернистыми серпентинитами, которые слагают линзы в центральной части структуры, а в юго-западной части - более мелкозернистыми сер-пентин-хлорит-тремолитовыми сланцами без реликтов первичных магматических текстур, которые переслаиваются с коматиитовыми и толеитовыми метабазальтами, превращенными в амфиболиты, и, возможно, отвечают перидотитовым коматиитам.
Метавулканиты среднего и кислого состава в результате метаморфизма превращены в кварц-мусковитовые сланцы с варьирующим количеством граната и с четкой метаморфической полосчатостью.
Метаосадочные породы представлены сложным комплексом тонкополосчатых поли-миктовых алевролитов и туфоалевролитов, превращенных в кварц-альбит-мусковитовые сланцы, которые переслаиваются с кислыми вулканитами, образуя прослои мощностью в пределах первых метров.
Супракрустальные породы структуры прорваны небольшими интрузиями габбро, диоритов и гранитоидов. Метагаббро образуют массивы размером 0,5 х 0,7 и 0,5 х 2,5 км и представлены среднезернистыми и крупнозернистыми амфиболитами, содержащими ксенолиты метавулканитов и метаосадков.
Все породы интенсивно деформированы и метаморфизованы. В вулканитах северной и северо-восточной части структуры выделяется два-три этапа деформаций. Метаморфизм
пород Уросозерской структуры был детально изучен Н. Е. Король [2000] на примере ма-фитовых вулканитов. Ею показано, что метаморфизм отвечал условиям амфиболитовой фации и происходил в два этапа, за которыми следовали диафторез и метасоматоз. Зоны метасоматических преобразований проявлены локально, преимущественно в северной-северо-восточной части структуры и достигают мощности от нескольких сантиметров до первых метров. Процессы метасоматоза пород структуры были детально изучены Б. В. Асафьевым [Бушмин и др., 1991]. Исследованы преимущественно метасоматиты в метабазитах и выделены гранат-куммингтонитовые, гранат-роговообманковые типы, а в поле кислых вулканитов - гранат-кварцевые метасоматиты.
Возраст кислых вулканитов Уросозерской структуры по нашим пробам был определен ранее 207РЬ/206РЬ методом по циркону равным 2700 млн лет, а время процесса метасоматоза в поле распространения кислых вулканитов -2514 млн лет [Левченков и др., 1989]. Эти данные о возрасте вулканитов, необычная форма и залегание пород Уросозерской структуры, а также предполагаемое нами ранее широкое развитие метаосадочных пород в сочетании с метавулканитами средне-кислого состава неоархейского возраста позволяли рассматривать данную структуру сходной с другими структурами обрамления Центрально-Карельского домена (Нюкозерской, Большезерской, поясом Иломантси в Восточной Финляндии) [Чекулаев и др., 2005].
Проведенное дополнительное детальное изучение состава супракрустальных пород Уросозерской структуры и их распространенности в пределах структуры показало, что в разрезе супракрустальных пород наиболее широко представлены мафит-ультрамафито-вые метавулканиты, в меньшей степени - кислые метавулканиты, а метаосадочные или вул-каногенно-осадочные породы имеют ограниченное распространение.
Состав и геохимические особенности метавулканитов и метагаббро
Метаультрамафиты, как слагающие линзы, так и образующие полосы переслаивания с метабазальтами и коматиитовыми метаба-зальтами, имеют одинаковый состав и рассматриваются нами как метаморфизованные коматииты. Породы с содержанием МдО = 3035 % и магнезиальностью тд# = 0,85-0,84 переслаиваются с коматиитовыми метабазаль-тами с содержанием МдО = 17 % и тд# = 0,80.
Таблица 1. Содержание главных (%) и редких (г/т) элементов в породах Уросозерской структуры
№ обр 27-10 148 36а 139 500 112а 132 131 122 133 12г-85 1-10/23 7-10
порода коматиит у/мафит ком.баз. базальты 1 базальт 2 базальт 3 андезит дациты габбро
SiO2 43,74 45,53 44,51 49,06 49,13 52,45 47,90 48,71 58,15 69,97 66,74 67,2 47,85
TiO2 0,11 0,12 0,17 0,82 0,67 0,52 0,33 2,01 0,77 0,42 0,74 0,42 0,43
AI2O3 5,56 7,53 18,06 13,69 15,05 16,27 18,90 14,12 18,45 13,27 17,39 18,6 15,24
FeO 7,69 9,97 7,49 11,93 11,61 8,50 7,95 13,41 7,05 3,78 3,72 5,04 9,44
MnO 0,12 0,14 0,17 0,24 0,26 0,16 0,16 0,25 0,11 0,10 0,07 0,19 0,14
MgO 35,42 32,10 17,00 10,17 8,05 8,26 8,13 6,08 3,47 1,79 2,10 1,83 14,00
CaO 2,29 4,53 11,07 11,38 11,13 11,61 11,34 10,55 5,95 4,11 4,15 2,34 10,82
Na2O 0,05 0,10 0,82 1,90 2,54 2,60 4,04 4,08 3,67 3,79 1,05 0,38 1,39
K2O 0,01 0,06 0,18 0,22 0,18 0,32 0,66 0,41 2,22 2,68 1,76 1,29 0,49
P2O5 0,03 0,01 0,01 0,06 0,05 0,06 н о 0,13 0,14 0,06 0,05 0,03 0,03
mg 0,89 0,85 0,80 0,60 0,55 0,63 0,65 0,45 0,47 0,46 0,50 0,39 0,73
Rb 2,42 1,0 1 3 1 10 50 24 98 82 51 31 13,4
Sr 2,60 4,8 61 78 85 123 151 195 191 49 68 57 66,5
Y 3,0 2 7 16 15 11 9 25 19 30 11 6 10,9
Zr 9,4 7,8 11 46 40 39 20 112 144 252 121 141 24,9
Nb 0,51 0,3 н.о. 2,2 2 1 0,7 10 7 9 н.о. 4,1 1,12
Th 0,24 0,19 н.о. н.о. 0,2 н.о. 1,95 2,78 9 н.о. 3,82 0,32
Ti 652 731 1020 5660 4982 3602 2739 11452 4620 2536 4660 2514 2610
Ba 3,35 3,4 н.о. 13 14 94 132 177 426 477 н.о. 105 49,7
Cr 4130 4130 820 571 328 468 1172 162 29 45 249 32,2 584
Ni 805 805 623 136 121 95 99 29 36 19 53 23 151
Co 85,4 85,4 н.о. 69 51 52 44 49 21 7 н.о. 6,01 45,4
V 65 65,1 н.о. 370 270 212 216 530 129 47 н.о. 38,4 187
La 1,82 0,51 н.о. 3,1 н.о. н.о. 2,08 11,9 11,8 35,8 н.о. 9,18 2,27
Ce 2,89 1,37 н.о. 7,9 н.о. н.о. 5,15 26,6 23,2 72,7 н.о. 17,3 5,35
Pr 0,37 0,18 н.о. н.о. н.о. н.о. 0,71 3,45 2,8 8,1 н.о. 1,81 0,75
Nd 1,5 0,71 н.о. 5,7 н.о. н.о. 3,24 15,3 12,4 29,6 н.о. 6,32 3,61
Sm 0,36 0,19 н.о. 1,8 н.о. н.о. 1,05 4,06 2,89 5,83 н.о. 1,22 1,14
Eu 0,12 0,05 н.о. 0,68 н.о. н.о. 0,42 1,04 0,82 1,15 н.о. 0,42 0,35
Gd 0,38 0,18 н.о. н.о. н.о. н.о. 1,03 3,95 2,79 6,03 н.о. 1,23 1,26
Tb 0,078 0,05 н.о. 0,47 н.о. н.о. 0,22 0,74 0,47 0,9 н.о. 0,18 0,29
Dy 0,44 0,29 н.о. н.о. н.о. н.о. 1,34 4,51 2,89 5,39 н.о. 0,96 1,8
Ho 0,09 0,065 н.о. н.о. н.о. н.о. 0,32 0,92 0,58 1,2 н.о. 0,18 0,38
Er 0,28 0,21 н.о. н.о. н.о. н.о. 0,94 2,52 1,69 3,61 н.о. 0,52 1,17
Tm 0,04 0,026 н.о. н.о. н.о. н.о. 0,14 0,35 0,28 0,56 н.о. 0,082 0,17
Yb 0,33 0,22 н.о. 1,7 н.о. н.о. 1,09 2,52 1,72 3,58 н.о. 0,63 1,23
Lu 0,044 0,031 н.о. 0,25 н.о. н.о. 0,13 0,34 0,23 0,64 н.о. 0,07 0,18
Все коматииты не деплетированы глиноземом и имеют Са0/А1203 = 0,5-0,7; А1203/ТЮ2 = 15-30. Они обогащены легкими РЗЭ с (Ьа/УЬ^ = 1,84,0; (1_а^т)м = 1,7-3,0 при ^/УЬ)М = 1 и концентрациями в 1,2-2 раза выше, чем в хонд-рите С1. Отношение Sm/1d уменьшается от мантийных значений (0,35-0,33) до коровых (0,25-0,27). По соотношению МдО и ТЮ2 кома-тииты относятся к границе вулканитов комати-итовой и марионит-бонинитовой серий [Куликов, 1988. Рис. 2]. Для них характерны высокие концентрации Сг и М, а также отрицательные аномалии 1Ь с (№/1^ = 0,33-0,4 и Sr ^г/ Sr* = 0,1-0,3) (табл. 1; рис. 2).
Высокая магнезиальность коматиитов и ко-матиитовых базальтов свидетельствует об образовании их исходных расплавов при высокой степени плавления мантийного источника. Не-деплетированные глиноземом коматиитовые расплавы выплавляются из мантийного источника при умеренном давлении, не превышающем 5-7 Гпа [Arndt, 1994; Herzberg, 1995], а низкие концентрации РЗЭ в коматиитах (РЗЭ/С1 < 2), равные и более низкие, чем концентрации в РМ, свидетельствуют о низких концентрациях РЗЭ в мантийном источнике. Высокое отношение (La/Sm)N = 1,7-3,0 при плоском распределении тяжелых РЗЭ с отношением
100,0
10,0
о.
■а §
о. о
1,0
0,1
Ва ТЬ 1ЧЬ 1_а Се Эг N(1 Эт 2г Ей ТЬ Т\ У УЬ 1_и
Рис. 2. Мультиэлементные диаграммы (спайдерграммы), нормированные на РМ [по San, McDonough, 1989] для метакоматиитов (пр. 148 и 27-10), метабазальтов (пр. 131, 132 и 139) и габбро-амфиболитов (пр. 7-10)
(Gd/Yb)N = 1, а также низкое отношение (ЫЬ/ La)N < 0,9 свидетельствуют, скорее всего, о контаминации расплавов коровым веществом [Condie, 2001].
Метабазальты представлены амфиболитами, в которых реликты подушечных текстур сохраняются крайне редко. По соотношению глинозема и суммы щелочей они разделяются на три группы: нормальные (1), высокоглиноземистые (2) и высокотитанистые (3). Базальты первой группы распространены наиболее широко и составляют более 80 % всех метабазальтов структуры. Они имеют умеренную магнези-альность (тд# = 0,60-0,54), близкое к мантийному Т^г отношение, равное 100-110, более низкое содержание Сг (250-370 г/т). По соотношению МдО и ТЮ2 [Куликов, 1988] они относятся к вулканитам коматиитовой серии. Базальты этой группы характеризуются слабо обогащенным распределением РЗЭ с ^ДЬ)Ы = 1,3, отношением Sm/Nd = 0,27 и наличием отрицательной аномалии ЫЬ с (ЫЬДа)Ы = 0,68, которая наиболее характерна для контаминированных базитовых расплавов. Базальты второй группы (высокоглиноземистые) характеризуются высокими содержаниями глинозема и магнези-альностью (тд# = 0,64). По соотношению МдО и ТЮ2 они также находятся на границе вулканитов коматиитовой и марионит-бонинитовой серий. Для базальтов этой группы характерны высокое содержание Сг (до 590 г/т), низкое содержание Т и Zr, Т^г отношение (95-100) несколько ниже мантийного. Они обогащены легкими РЗЭ с ^ДЬ)Ы = 1,7 и концентрациями в 8-6 раз выше, чем в хондрите С1. Sm/Nd отношение смещено в сторону коровых (0,28). В базальтах установлена отрицательная аномалия
ЫЬ с (Nb/La)N = 0,33 (рис. 2). Высокотитанистые базальты по соотношению МдО и ТЮ2 лежат в поле толеитовой серии. Они отличаются низкой магнезиальностью (тд# = 0,49-0,41), высоким содержанием Т и Zr, Т^г отношением, варьирующим от 60 до 100. Они, как и базальты двух других групп, обогащены легкими РЗЭ с = 3,5 и концентрациями в 50-15 раз
выше, чем в хондрите С1, Sm/Nd отношение = 0,23-0,28. Для этих базальтов характерны высокие концентрации Sr (до 200 г/т) и Ва (до 180 г/т), (ЫЬДа)Ы = 0,83.
Все три группы метабазальтов, присутствующие в Уросозерской зеленокаменной структуре, имеют аналоги в других зелено-каменных структурах Водлозерского домена и распространены примерно в тех же соотношениях. Различия составов базальтов обусловлены фракционированием их исходных расплавов при различных РТ-параметрах под воздействием котектик умеренного (I) и низкого (2) давления [Арестова, 2008]. Отличием мафит-ультрамафитовых вулканитов Уросо-зерской структуры от аналогичных вулканитов других структур домена является то, что они по всей совокупности геохимических характеристик несут следы различной степени контаминации их расплавов коровым веществом.
Средние и кислые вулканиты Уросозер-ской структуры по отношению щелочей разделяются на две группы с К2О/Ыа2О соответственно 0,15-0,26 и 0,53-3,0. Наблюдаемые различия в отношениях К2О/Ыа2О в вулканитах двух серий, вероятно, свидетельствуют о различиях в условиях их образования, хотя нельзя исключить и метасоматическое происхождение калия. Вулканиты обеих групп представляют
100
5 ю
о о. о
андезит
дацит
дацит
дацит Шилоса андезит Кам.озёра
0,1
Rb Ва Th Nb La Се Sr Nd Sm Zr Eu Tb Ti Y Yb Lu
Рис. 3. Мультиэлементные диаграммы (спайдерграммы), нормированные на РМ [по San, McDonough, 1989] для метаандезитов (пр. 122) и метадацитов (пр. 133 и 1-10/23) Уросозерской структуры и одновозрастных метаандезита Каменноозерской структуры (пр. 94145 по Puchtel et al., 1999) и метадацита Шилосской структуры (пр. 119702 по Мыскова и др., 2012)
широкий спектр составов от андезито-базаль-тов до риодацитов (табл. 1). В свою очередь, среди андезитов нормального натрового ряда выделяются высокомагнезиальные андезиты с тд# = 0,50-0,53 и низкомагнезиальные с тд# = 0,42-0,45. Все андезиты и дациты характеризуются дифференцированным спектром распределения РЗЭ с (ЬаДЬ^ = 5 в андезитах и 7-10 в дацитах, наличием отрицательной аномалии ниобия с (Nb/La)N = 0,57-0,23, что делает их сходными с вулканитами зеленока-менных структур северного обрамления Вод-лозерского домена (Шилосской и Каменноозерской) (рис. 3). Судя по трендам изменения концентраций Y и Yb, образование этих вулканитов происходило в результате фракционирования исходных расплавов в глубинных условиях с участием граната, тогда как образование расплавов риолитов могло происходить при фракционировании в условиях меньших давлений вне поля устойчивости граната.
Метагаббро представлены амфиболитами, в которых сохраняются реликты первично-магматических структур, в частности таблитчатые зерна магматического плагиоклаза (Ап = 5575), по которым развиваются эпидот-цоизито-вые агрегаты. Пироксен в породе полностью замещен амфиболом. По составу метагаббро относятся к мафитам толеитовой серии с высокой магнезиальностью (тд# = 0,73). Для них характерны высокое содержание Сг (до 580 г/т), низкое содержание Т и Zr, Т^г около 100. Для этих пород характерен недифференцированный спектр распределения РЗЭ с содержанием редких элементов в 6-7 раз выше, чем в хонд-рите С1 с ^ДЬ^ = 1-1,2.
Метаморфизм
Н. Е. Король [2000] были выделены два этапа прогрессивного метаморфизма с параметрами: Т = 600-650 °С, Р = 4-5 кбар и Т = 600700 °С, Р = 5,9-6,6 кбар. На третьем этапе осуществлялся диафторез пород в условиях от эпидот-амфиболитовой до зеленосланце-вой фации при спаде температуры и давления. По данным Н. Е. Король, со вторым и третьим этапами метаморфизма сопряжены процессы метасоматоза: среднетемпературный (Т = 600700 °С, Р = 6 кбар) и низкотемпературный (~450 °С) соответственно.
Нами была предпринята попытка оценить РТ-параметры метаморфизма для датированного образца метадацита калиевого ряда (образец 1-10/23), так как эта порода характеризуется наибольшим разнообразием метаморфических минералов и из этой породы датирован циркон. Для оценки термодинамической устойчивости минеральных парагене-зисов метадацита был произведен расчет на основе петрологической программы THERIAK-йОМ^О [йе Сармат, 1987] с использованием модифицированной термодинамической базы данных минералов [Вегтап, 1988] и твердых растворов. Изученный метадацит представляет собой среднезернистую породу, состоящую из граната (4 %), мусковита (17 %), маргарита (18 %), хлорита (13 %) и кварца (47 %). В шлифе наблюдается чередование прослоев, выполненных кварцем, с прослоями, содержащими мусковит-хлоритовую ассоциацию. По хлориту выявляется направление рассланцева-ния, расположенное почти под прямым углом
I ^ I 1 \ ^ I 1 I 1
300 400 500 600 700 800
Температура(°С)
Рис. 4. Петрогенетическая сетка в координатах Р-Т (Qzt+H2O присутствуют в каждой области диаграммы). Серым цветом обозначена область, в которой присутствует гранат в ассоциации с другими минералами. Пунктирной линией отмечена область устойчивости наблюдаемых минеральных парагенезисов. (На рисунках и в тексте сокращения минералов даны по Kretz,1983)
к кварц-серицитовым агрегатам, маркирующим более раннее рассланцевание породы. Гранат часто ксеноморфен, с множественными включениями кварца и хлорита.
Состав минералов изучался на электронном микроскопе (сканирующий электронный растровый микроскоп JEOL JSM 6510ЬА с ЭДС JED-2200, ИГГД РАН, Санкт-Петербург). В гранате выявлена прямая(прогрессивная) зональность: в центре Alm75Prp9Sps10Grs6, на краю зерна Alm72Prp13Sps9Grs5. Хлорит, мусковит, маргарит имеют постоянный состав, непрозрачная фаза представлена рутилом (табл. 2).
Для расчета петрогенетической сетки в координатах Р-Т использовался состав обр. 1-10/23, пересчитанный с нормированием на 100 % катионов в системе NCKFMASH ^а-Са-К^е-Мд-А1^-Н). Результаты расчета представлены на диаграмме (рис. 4). Область устойчивости наблюдаемых минеральных па-рагенезисов ограничена параметрами Т = 400610 °С, Р выше 4 кбар.
В соответствии с выполненными расчетами (рис. 4) гранат и мусковит, по-видимому, относятся к различным парагенезисам.
Совместный рост минералов возможен в более железистой породе (рис. 5), чем тот состав, который мы взяли для расчета. Однако для реального состава парагенезиса граната и хлорита получены температуры по биминеральному гранат-хлоритовому термометру [Перчук, Рябчиков, 1989], вероятно, отвечающие истинному равновесию. С использованием состава ядра граната (состав, равновесный с ранним парагенезисом) получены Т = 530-540 °С, а по составу края зерна граната рассчитаны температуры завершающей стадии (585-600 °С).
Ограничения по давлению могут быть приняты с учетом теоретически возможного появления граната, который для возможного изменения железистости метавулканита возникает при давлениях не ниже 4-5,5 кбар. Результаты расчетов представлены на диаграмме (рис. 5).
Таким образом, результат, полученный на основе исследования кислого вулканита, в целом согласуется с выводом Н. Е. Король, полученным для базитов, о прогрессивном увеличении степени метаморфизма вулканитов Уросозерской структуры. Близки и полученные данные по температуре и давлению.
Таблица 2. Химический состав минералов образца 1-10/23
Минерал Grt Grt Grt Grt Grt Grt Ms Chi Мгд
Точка 015 016 017 018 019 020 среднее среднее среднее
Описание край центр край из 10 из 8 из 7
SiO2 37,07 37,14 37,20 37,16 37,04 37,33 48,12 28,38 36,01
ТЮ2 - - - - - - 0,26 - -
М2О3 21,60 21,70 21,61 20,96 21,17 21,46 38,94 27,05 50,85
FeO 32,24 32,58 32,66 33,04 32,98 32,69 0,78 28,78 0,28
МпО 3,86 3,47 3,67 4,49 3,91 3,21 0,01 0,36 -
МдО 3,34 3,05 2,94 2,36 3,13 3,13 0,63 15,40 0,32
СаО 1,88 2,05 1,92 1,98 1,78 2,18 0,10 0,06 10,18
Na2O - - - - - - 1,17 - 1,78
К2О - - - - - - 9,94 - 0,76
Сумма 100 100 100 100 100 100 100 100 100
Si 2,98 2,98 2,99 3,01 2,98 3,00 3,47 2,62 2,56
^ 0,01
А1 2,04 2,05 2,05 2,00 2,01 2,03 3,31 2,94 4,27
Fe 2,15 2,19 2,19 2,23 2,19 2,19 0,05 2,22 0,02
Мп 0,26 0,24 0,25 0,31 0,27 0,22 0,00 0,03
Мд 0,40 0,37 0,35 0,28 0,38 0,37 0,07 2,12 0,03
Са 0,16 0,18 0,17 0,17 0,15 0,19 0,00 0,01 0,78
Na 0,16 0,25
К 0,91 0,07
Ру 13 12 12 9 13 13
А1т 72 74 74 75 73 74
Sps 9 8 8 10 9 7
Grs 5 6 6 6 5 6
Рис. 5. Бинарная диаграмма, показывающая теоретически возможное появление граната при изменении ^ % (общей железистости породы) метавулкани-та. Сплошная черная линия - исходный состав породы. Пунктирная линия - возможные отклонения ^ % метавулканита
Рис. 6. Форма и строение зерен цирконов пробы 1-10/23 в катодолюминесцентном изображении. Номера точек измерения соответствуют номерам в таблице 3
Таблица 3. U-Pb изотопные данные цирконов из дацита 1-10/23 Уросозерской структуры
Проба. % ppm ppm 232Th ppm 206 Pb 207 Pb дискор- 207Pb* ±% 206Pb* ±%
Зерно. 206Pbc U Th /238U 206Pb* /238U /206Pb дант- /235U /238U
Точка Возраст Возраст ность
1-10-23.1.2 0,18 431 120 0,29 138 2043 ±21 2701 ±7,9 32 9,53 1,3 0,3728 1,2
1-10-23.3.2 0,09 469 52 0,12 180 2378 ±24 2701 ±7,8 14 11,40 1,3 0,4461 1,2
1-10-23.7.1 0,05 507 10 0,02 226 2695 ±26 2702 ±7,3 0 13,27 1,3 0,5190 1,2
1-10-23.4.1 0,05 476 21 0,05 204 2610 ±26 2706 ±6,6 4 12,79 1,3 0.4992 1,2
1-10-23.6.2 0,03 582 10 0,02 249 2608 ±26 2709 ±6,4 4 12,80 1,3 0.4986 1,2
1-10-23.5.2 0,14 499 17 0,04 210 2571 ±25 2722 ±7,0 6 12,68 1,3 0,4900 1,2
1-10-23.1.1 0,06 310 202 0,67 114 2290 ±22 2871 ±6,4 25 12,09 1,2 0,4266 1,2
1-10-23.3.1 0,07 316 139 0,45 142 2707 ±27 2871 ±7,3 6 14,79 1,3 0,5218 1,2
1-10-23.9.1 0,09 122 46 0,39 53,9 2671 ±28 2874 ±11 8 14,57 1,5 0,5134 1,3
1-10-23.8.1 0,08 268 110 0,42 123 2763 ±28 2874 ±7,7 4 15,20 1,3 0,5352 1,2
1-10-23.2.1 0,02 314 231 0,76 140 2690 ±27 2877 ±7,3 7 14,73 1,3 0,5178 1,2
1-10-23.6.1 0,06 195 88 0,47 90,8 2791 ±28 2879 ±8,5 3 15,43 1,4 0,5418 1,2
1-10-23.5.1 0,14 210 99 0,49 73,3 2493 ±23 2881 ±19 31 11,56 1,7 0,4052 1,3
Примечание. Ошибки 1-sigma; Pbc and Pb* соответствуют обычному и радиогенному свинцу. Поправка введена на измеренное кол-во 204-свинца.
0,60 0,56 0,52 0,48
мерь 238U 0,44
0,40
0,36
0,32
7 9 11 13 15 17
яярьрми
Рис. 7. Дискордии, построенные для пробы 1-10/23
N=6 пересечения 2999^----
■ 57±120 2709±8
CKBO=1.4
" 230^^ f
N=7 пересечения
/ / 33±15 и 2875±10
изотопное датирование
Изучение цирконов проводилось в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ U-Pb методом на приборе SIMS SHRIMP-II. Метод описан в работе [Сергеев и др., 2007]. В породе (образец 1-10/23) присутствуют цирконы двух типов (рис. 6). Цирконы первого типа представлены прозрачными удлиненными кристаллами призматической формы, светло-розового цвета, размером 150 х 50 мкм, а также округлыми изометричными кристаллами (100 х 50 -100 х 100 мкм). В большинстве крупных зерен в катодолюминесцентном изображении видны более светлые зональные ядра и более темные однородные каймы без включений. Мелкие изометричные зерна по содержанию U и Th
соответствуют каймам крупных зерен (табл. 3; рис. 6). Были измерены зональные ядра и оболочки крупных зерен цирконов, а также более мелкие однородные зерна, соответствующие по составу оболочкам. Ядра цирконов являются более низкоурановыми; содержание и в них варьирует от 195 до 316 мкг/г, ^ - от 46 до 230 мкг/г, отношение ^/и = 0,42-0,76. Дискордия, построенная по пяти близконкор-дантным и двум дискордантным точкам, пересекает конкордию в точке 2875 ± 9 млн лет при СКВО = 0,16 (рис. 7).
В оболочках и мелких однородных зернах циркона содержание и выше и варьирует от 431 до 582 мкг/г, ^ - от 10 до 120 мкг/г, отношение ^/и = 0,02-0,12. Дискордия, построенная по семи точкам, из которых одна конкордантная
(36)
и три близконкордантные, пересекает конкор-дию у значения возраста 2709 ± 8 млн лет при СКВО = 1,4. Первое значение возраста соответствует времени вулканизма, а второе - возрасту наложенного метаморфизма, синхронного со становлением гранитов и гранитных мигматитов на большей части Фенносканди-навского щита.
Выводы
Уросозерская структура характеризуется пологим залеганием пород, что отличает ее от большинства зеленокаменных структур Водло-зерского домена.
Фундамент структуры представлен тона-литами. Новые данные по изотопному возрасту и составу неодима в тоналитах фундамента (Т0М^ = 3100 млн лет) показали, что Уросозерская структура относится к Водлозерскому домену, граница которого проходит севернее, чем предполагалось ранее.
Химический состав средних и кислых вулканитов Уросозерской структуры и их мезоар-хейский возраст, равный 2875 ± 9 млн лет, аналогичны составу и возрасту кислых вулканитов Шилосской и Каменноозерской структур северной окраины Водлозерского домена [Ри^-tel et а1., 1999; Мыскова и др., 2012] (рис. 3), что также поддерживает принадлежность структуры к Водлозерскому домену.
Все выделенные группы мафит-ультрама-фитовых вулканитов структуры характерны для других зеленокаменных структур Водлозерского домена. При этом концентрации РЗЭ в источнике плавления коматиитов были более низкими, чем для источников коматиитов большинства структур Водлозерского домена, и сходными с таковыми для Каменноозерской структуры [Арестова, 2008]. Мафит-ультрама-фитовые вулканиты Уросозерской структуры отличаются от вулканитов других структур широким проявлением контаминации расплавов коровым материалом.
Габбро, прорывающие вулканиты Уросозер-ской структуры, по геохимическим особенностям и характеру распределения РЗЭ аналогичны габброидам, прорывающим вулканиты Шилосской структуры [Мыскова и др., 2012].
Таким образом, изученная Уросозерская структура по составу и возрасту слагающих ее пород близка к зеленокаменным структурам северного обрамления Водлозерского домена.
Параметры метаморфизма пород структуры (Т = 400-610 °С, Р выше 4 кбар), полученные на основе исследования кислых вулканитов, в целом согласуются с таковыми, полученными
Н. Е. Король для базитов, и с ее выводом о прогрессивном увеличении степени метаморфизма [Король, 2000].
Возраст метаморфизма, определенный U-Pb методом SIMS SHRIMP-II по циркону, составляет 2709 ± 8 млн лет. Единое значение полученного изотопного возраста метаморфизма при установленных двух его этапах позволяет предполагать, что образование метаморфического циркона происходило однократно при максимальных параметрах метаморфизма.
Различия в возрасте метаморфизма и в определенном ранее возрасте метасоматоза предполагают, что метаморфизм оторван во времени от последующего метасоматоза.
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ, грант 12-05-00678.
Литература
Арестова Н. А. Природа базальтов архейских зеленокаменных поясов Балтийского щита: источники и геодинамические режимы формирования (на основе анализа геохимических данных) // Региональная геология и металлогения. 2008.№ 36. С. 5-18.
Бушмин С. А., Асафьев Б. Ю., Кулешевич Л. В. Метасоматиты зеленокаменных поясов Карельской гранит-зеленокаменной области // Метасомати-ческие процессы в докембрийских толщах / Ред. Д. В. Рундквист, С. А. Бушмин. СПб.: Наука, 1991. С. 145-178.
Король Н. Е. Метаморфическая эволюция пород Уросозерской структуры // Геология и полезные ископаемые Карелии. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 2000. Вып. 2. С. 35-42.
Куликов В. С. О систематике и номенклатуре пород коматиитовой серии // Коматииты и высокомагнезиальные вулканиты раннего докембрия Балтийского щита / Ред. О. А. Богатиков. Л.: Наука, 1988. С. 7-14.
Левченков О. А., Лобач-Жученко С. Б., Сергеев С. А. Геохронология Карельской гранит-зеленока-менной области // Изотопная геохронология докембрия / Ред. Л. К. Левский, О. А. Левченков. Л.: Наука, 1989. С.63-72.
Лобач-Жученко С. Б., Чекулаев В. П., Арестова Н. А. и др. Архейские террейны Карелии: их геологическое и изотопно-геохимическое обоснование // Геотектоника. 2000. № 6. С. 26-42.
Мыскова Т. А., Житникова И. А., Арестова Н. А. и др. Новые данные о составе и возрасте пород ши-лосского комплекса Центральной Карелии // Материалы Всероссийской конференции, посвященной 150-летию академика Ф. Ю. Левинсона-Лессинга и 100-летию профессора Г. М. Саранчиной. СПбГУ. 2012. Т. 2. С. 82-85.
Перчук Л. Л., Рябчиков И. Д. Фазовые соответствия в минеральных системах. М.: Наука, 1989. 287 с.
Сергеев С. А., Матуков Д. И., Бибикова Е. В., Ло-бач-Жученко С. Б. Возраст пород и метаморфических процессов Водлозерского метаморфического комплекса Балтийского щита (по результатам анализа цирконов U-Th-Pb изотопным методом на ионном микрозонде SHRIMP II) // Геохимия. 2007. № 2. С. 229-236.
Чекулаев В. П., Арестова Н. А., Коваленко А. В., Слабунов А. И. Карельская гранит-зеленокаменная область. Центрально-Карельский домен // Ранний докембрий Балтийского щита / Ред. В. А. Глебовиц-кий. СПб.: Наука, 2005. С. 395-471.
Arndt N. T. Archean komatiites // Archean Crustal Evolution. Developments in Precambrian Geology. Amsterdam: Elsevier Ashwal LD, 1994. Vol. 11. P. 11-44.
Berman R. G. Internally consistent thermodynamic data for minerals in the system Na2O-K2O-CaO-MgO-FeO-Fe2O3-Al2O3-SiO2-TiO2-H2O-CO2 // J. Petrol. 1988. Vol. 29. P. 455-522.
Condie K. C. Mantle Plumes and their Record in Earth History // Cambridge University Press. 2001. 306 p.
References
Arestova N. A. Priroda bazal'tov arhejskih zelenoka-mennyh pojasov Baltijskogo shhita: istochniki i geodi-namicheskie rezhimy formirovanija (na osnove analiza geohimicheskih dannyh) [Nature of basalts of the Archean greenstone belts of the Baltic Shield: sources and geodynamic formation modes (based on the analysis of geodynamic data)]. Regional'naja geologija i metal-logenija [Regional geology and metallogeny]. 2008. No. 36. P. 5-18.
Bushmin S. A., Asaf'ev B. Ju., Kuleshevich L. V. Metasomatity zelenokamennyh pojasov Karel'skoj gra-nit-zelenokamennoj oblasti [Metasomatites of the greenstone belts of the Karelian granite-greenstone area]. Metasomaticheskie processy v dokembrijskih tol-shhah [Metasomatic processes in the Precambrian layers]. Eds D. V. Rundkvist, S. A. Bushmin. St. Petersburg: Nauka, 1991. P. 145-178.
Chekulaev V. P., Arestova N. A., Kovalenko A. V., Slabunov A. I. Karel'skaya granit-zelenokamennaya oblast'. Tsentral'no-Karel'skii domen [Karelian granite-greenstone terrain. Central Karelian domain]. Rannii dokembrii Baltiiskogo shchita [Early Precambrian of the Baltic Shield]. Ed. V. A. Glebovitskii. St. Petersburg: Nauka, 2005. P. 395-471.
Korol' N. E. Metamorficheskaya evolyutsiya porod Urosozerskoi struktury [Metamorphic evolution of the rocks of the Urosozero structure]. Geologiya i poleznye iskopaemye Karelii [Geology and commercial minerals of Karelia]. Petrozavodsk: KarRC of RAS, 2000. Iss. 2. P. 35-42.
Kulikov V. S. O sistematike i nomenklature porod komatiitovoj serii [On the systematics and nomenclature of komatiitic rocks]. Komatiity i vysokomagnezial'nye vulkanity rannego dokembrija Baltijskogo shhita [Early Precambrian komatiites and highly magnesian volca-nics of the Baltic Shield]. Ed. O. A. Bogatikov. Leningrad: Nauka, 1988. P. 7-14.
De Capitani C., Brown T. The computation of chemical equilibrium in complex system containing non ideal solutions // Geochim. Cosmochim. Acta. 1987. Vol. 51.
P. 2639-2652.
Herzberg C. Generation of plume through time an experimental perspective // Chemical Geology. 1995: 126. P. 1-16.
Kretz R. Symbol for rock-forming minerals // Almer. Min. 1983. No. 68. P. 277-279.
Puchtel I. S., Hofman A. W., Amelin Yu. V. et al. Combined mantle plume-island arc model for the formation of the 2.9 Ga Sumozero-Kenozero greenstone belt, SE Baltic Shield: isotope and trace element constraints // Geochim. Cosmochim. Acta. 1999. Vol. 63, no. 21. P. 3579-3595.
Sun S., McDonough W. F. Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes / Eds: A. D. Saunders, M. J. Norry // Magmatism in the ocean basins. Geol. Society, Spec. Publ. 1989. Vol. 42. P. 313-345.
Поступила в редакцию 20.06.2014
Levchenkov O. A., Lobach-Zhuchenko S. B., Ser-geev S. A. Geokhronologiya Karel'skoi granit-zeleno-kamennoi oblasti [Geochronology of the Karelian granite-greenstone terrain]. Izotopnaya geokhronologiya dokembriya [Isotope geochronology of the Precambrian]. Leningrad: Nauka, 1989. P. 63-72.
Lobach-Zhuchenko S. B., Chekulaev V. P., Arestova N. A., Levskii L. L., Kovalenko A. V. Arkheiskie terreiny Karelii: ikh geologicheskoe i izotopno-geokhimicheskoe obosnovanie [Archean terrains of Karelia: geological and isotope-geochemical bases]. Geotektonika [Geotecto-nics]. 2000. No. 6. P. 26-42.
Myskova T. A., Zhitnikova I. A., Arestova N. A. et al. Novye dannye o sostave i vozraste porod shilosskogo kompleksa Tsentral'noi Karelii [New data on composition and age of rocks of the Shillosky complex, Central Karelia]. Materialy Vserossiiskoi konferentsii, posvya-shchennoi 150-letiyu akademika F. Yu. Levinsona-Less-inga i 100-letiyu professora G. M. Saranchinoi [Proc. All-Russian conf. dedicated to the 150th anniversary of F. Yu. Levinson-Lessing and the 100th anniversary of professor G. M. Saranchina]. SPbGU. 2012. Vol. 2. P. 82-85.
PerchukL. L., RyabchikovI. D. Fazovye sootvetstviya v mineral'nykh sistemakh [Phase correspondence in mineral systems]. Moscow: Nauka, 1989. 287 p.
Sergeev S. A., MatukovD. I., Bibikova E. V., Lobach-Zhuchenko S. B. Vozrast porod i metamorficheskikh pro-tsessov Vodlozerskogo metamorficheskogo kompleksa Baltiiskogo shchita (po rezul'tatam analiza tsirkonov U-Th-Pb izotopnym metodom na ionnom mikrozonde SHRIMP II) [Age of the magmatic and metamorphic processes in the Vodlozero complex, Baltic Shield (an ion microprobe SHRIMP II U-Th-Pb isotopic study of zircons)]. Geokhimiya [Geochemistry]. 2007. No. 2. P. 229-236.
Arndt N. T. Archean komatiites. Archean Crustal Evolution. Developments in Precambrian Geology. Vol. 11. Amsterdam: Elsevier Ashwal LD, 1994. P. 11-44.
Berman R. G. Internally consistent thermodynamic data for minerals in the system Na2O-K2O-CaO-MgO-FeO-Fe2O3-Al2O3-SiO2-TiO2-H2O-CO2. J. Petrol. 1988. Vol. 29. P. 455-522.
Condie K. C. Mantle Plumes and their Record in Earth History. Cambridge University Press. 2001. 306 p.
De Capitani C., Brown T. The computation of chemical equilibrium in complex system containing non ideal solutions. Geochim. Cosmochim. Acta. 1987. Vol. 51. P. 2639-2652.
Herzberg C. Generation of plume through time an experimental perspective. Chemical Geology. 1995: 126. P. 1-16.
Kretz R. Symbol for rock-forming minerals. Almer. Min. 1983. No. 68. P. 277-279.
СВЕДЕНИЯ ОБ АВТОРАХ:
Арестова Наталия Александровна
ведущий научный сотрудник, д. г.-м. н. Институт геологии и геохронологии докембрия РАН наб. Макарова, 2, Санкт-Петербург, Россия, 199034 эл. почта: narestova2009@rambler.ru тел.: (812) 3280192
Юрченко Анастасия Владимировна
младший научный сотрудник
Институт геологии и геохронологии докембрия РАН наб. Макарова, 2, Санкт-Петербург, Россия, 199034 эл. почта: yurchenko-nastya@yandex.ru тел.: (812) 3280192
Чекулаев Валерий Петрович
главный научный сотрудник, д. г.-м. н. Институт геологии и геохронологии докембрия РАН наб. Макарова, 2, Санкт-Петербург, Россия, 199034 эл. почта: vpchekulaev@mail.ru тел.: (812) 3280192
Лобач-Жученко Светлана Борисовна
главный научный сотрудник, д. г.-м. наук Институт геологии и геохронологии докембрия РАН наб. Макарова, 2, Санкт-Петербург, Россия, 199034 эл. почта: slobach-zhuchenko@mail.ru тел.: (812) 3280192
Кучеровский Глеб Алексеевич
аспирант
Институт геологии и геохронологии докембрия РАН наб. Макарова, 2, Санкт-Петербург, Россия, 199034 эл. почта: chljbyk@yandex.ru тел.: (812) 3280192
Лепехина Елена Николаевна
научный сотрудник
Центр изотопных исследований ВСЕГЕИ Средний пр., 74, Санкт-Петербург, Россия, 199106 эл. почта: Elena_Lepekhina@vsegei.ru тел.: (812) 3289209
Puchtel I. S., Hofman A. W., Amelin Yu. V. et al. Combined mantle plume-island arc model for the formation of the 2.9 Ga Sumozero-Kenozero greenstone belt, SE Baltic Shield: isotope and trace element constraints. Geochim. Cosmochim. Acta. 1999. Vol. 63, no. 21. P. 3579-3595.
Sun S., McDonough W. F. Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Eds: A. D. Saunders, M. J. Nor-ry. Magmatism in the ocean basins. Geol. Society, Spec. Publ. 1989. Vol. 42. P. 313-345.
Received June 20, 2014
CONTRIBUTORS:
Arestova, Natalia
Institute of Precambrian Geology and Geochronology, Russian Academy of Sciences 2 Makarov emb., 199034 St. Petersburg, Russia e-mail: narestova2009@rambler.ru tel.: (812) 3280192
Yurchenko, Anastasia
Institute of Precambrian Geology and Geochronology, Russian Academy of Sciences 2 Makarov emb., 199034 St. Petersburg, Russia e-mail: yurchenko-nastya@yandex.ru tel.: (812) 3280192
Chekulaev, Valery
Institute of Precambrian Geology and Geochronology, Russian Academy of Sciences 2 Makarov emb., 199034 St. Petersburg, Russia e-mail: vpchekulaev@mail.ru tel.: (812) 3280192
Lobach-Zhuchenko, Svetlana
Institute of Precambrian Geology and Geochronology, Russian Academy of Sciences 2 Makarov emb., 199034 St. Petersburg, Russia e-mail: slobach-zhuchenko@mail.ru tel.: (812) 3280192
Kucherovsky, Gleb
Institute of Precambrian Geology and Geochronology, Russian Academy of Sciences 2 Makarov emb., 199034 St. Petersburg, Russia e-mail: chljbyk@yandex.ru tel.: (812) 3280192
Lepekhina, Elena
Centre of Isotopic Research,
A. P. Karpinsky Russian Geological Research Institute 74 Sredny prosp., 199106 St. Petersburg, Russia e-mail: Elena_Lepekhina@vsegei.ru tel.: (812) 3289209
