Стратиграфия. Геологическая корреляция, 2020, T. 28, № 2, стр. 3-32

Неоархейские вулканиты Хедозеро-Большозерской зеленокаменной структуры Центральной Карелии: состав, возраст и тектоническая обстановка

Т. А. Мыскова 1*, Р. И. Милькевич 1, П. А. Львов 1 2, И. А. Житникова 2

1 Институт геологии и геохронологии докембрия РАН
Санкт-Петербург, Россия

2 Всероссийский научно-исследовательский геологический институт им. А.П. Карпинского
Санкт-Петербург, Россия

* E-mail: tmyskova@gmail.com

Поступила в редакцию 05.02.2018
После доработки 26.02.2019
Принята к публикации 25.03.2019

Полный текст (PDF)

Аннотация

Изучен состав и определен возраст (U–Th–Pb метод по циркону, SIMS) неоархейских вулканитов Хедозеро-Большозерской зеленокаменной структуры Центральной Карелии. Вулканогенная толща этой структуры сложена преимущественно дацитами и андезидацитами, в меньшей степени андезитами и андезибазальтами. Ультракислые вулканиты, включенные ранее в состав разреза, слагают секущие дайки и представлены риолит-порфирами. По геохимическим признакам вулканиты разреза близки к породам базальт-андезит-дацит-риолитовых серий современных островных дуг, а по химическому составу сопоставимы с высококремнеземистыми и низкокремнеземистыми разностями адакитов. Возраст андезибазальтов и дацитов Хедозеро-Большозерской структуры неоархейский и составляет 2705 ± 9 млн лет для андезибазальтов и от 2712 ± 6 до 2703 ± 7 млн лет для дацитов. Изотопный состав Nd позволяет предположить для вулканитов смешанные источники расплавов, возникшие путем мантийно-корового взаимодействия. Более древние, по сравнению с возрастами кристаллизации, Sm–Nd модельные возрасты дацитов и низкие величины εNd (0.4 и 0.3) свидетельствуют о значительном вкладе корового материала в исходном расплаве. Более молодой модельный возраст метаандезибазальтов и высокое значение εNd (2.8) указывают на преимущественно мантийную природу лав с небольшой долей коровой контаминации. Дайки риолит-порфиров по возрасту кристаллизации (2704 ± 12 млн лет) близки к вулканитам разреза, но имеют геохимические отличия и более древний коровый протолит (3.17 млрд лет). Вулканиты Хедозеро-Большозерской структуры не могут быть сопоставлены с породами контокской серии Костомукшского зеленокаменного пояса, так как отличаются от последних составом и более молодым возрастом и в стратиграфической шкале занимают более высокое положение. Возможны альтернативные варианты геодинамических обстановок формирования изучаемых пород: активная континентальная окраина, переходящая в коллизию, или результат совместного действия мантийного плюма и плейттектоники.

Ключевые слова: Центральная Карелия, неоархей, вулканиты, U–Pb геохронология

ВВЕДЕНИЕ

Хедозеро-Большозерская структура расположена в северо-западной части Карельской гранит-зеленокаменной области, в 80 км восточнее Костомукшского зеленокаменного пояса, с которым связано крупнейшее месторождение железистых кварцитов. Геология Хедозеро-Большозерской структуры обычно изучалась в сравнении с геологией Костомукшского зеленокаменного пояса. Данные о составе и возрасте вулканитов Хедозеро-Большозерской структуры важны для геодинамических построений и понимания эволюции магматизма в Карельской гранит-зеленокаменной области.

Хедозеро-Большозерская структура в ранних работах (Стенарь, 1960, 1966; Чернов, Стенарь, 1960; Миллер, 1988) описана как узкая сжатая синклиналь с полого погружающимся на север шарниром, протягивающаяся в субмеридиональном направлении на 25 км от озера Хедозеро на юге до озера Большозеро на севере (рис. 1). Исследованиями М.М. Стенаря (1960, 1966), Е.Ф. Белоусова и др. (1975) было показано, что фрагменты Хедозеро-Большозерской структуры прослеживаются еще на 50 км к северу от оз. Большозеро в виде единичных выходов среди болот, примыкающих к озерам Челмозеро и Нюк. Севернее оз. Нюк супракрустальные породы Хедозеро-Большозерской структуры теряются в поле региональной мигматизации и картируются в виде узких полос максимальной шириной 200–300 м среди гранитоидов.

Рис. 1.

Схематическая геологическая карта Хедозеро-Большозерской структуры (а) и стратиграфические колонки Костомукшского зеленокаменного пояса по (Лобач-Жученко и др., 2000) и Хедозеро-Большозерской зеленокаменной структуры (б). (а): 1 – протерозойские вулканогенно-осадочные образования, 2 – неоархейская вулканогенная толща, 3 – неоархейская терригенная толща, 4 – неоархейские гранитоиды и гнейсы по ним, 5 – тектонические нарушения, 6 – места отбора проб (в числителе возраст породы, в знаменателе номер пробы). Детальные участки оконтурены и пронумерованы римскими цифрами. На врезке показано расположение площади работ на региональной схеме: 7 – протерозойские осадочные породы нерасчлененные, 8 – протерозойские вулканогенные породы нерасчлененные, 9 – неоархейские зеленокаменные структуры, 10 – комплекс основания с разновозрастными гранитоидами, 11 – Беломорский подвижный пояс. (б): 1–7 – Костомукшский зеленокаменный пояс (КЗП): 1 – коматииты, 2 – базальты, 3 – кислые вулканиты, 4 – конгломераты, 5 – дайки порфиров, 6 – железистые кварциты, 7 – метатерригенные породы гимольской серии; 8–10 – Хедозеро-Большозерская структура (ХБС): 8 – метаандезибазальты, 9 – метадациты и метаандезидациты, 10 – метасоматиты (амфибол-биотит-гранатовые, кварц-гранатовые, кварц-турмалиновые, амфибол-магнетит-гранат-кварцевые и другие сланцы и магнетитовые кварциты).

Супракрустальные образования, слагающие Хедозеро-Большозерскую структуру, первыми исследователями (Чернов, Стенарь, 1960) отнесены к гимольской серии. В разрезе структуры были выделены три толщи (Миллер, 1988). Нижняя толща (мощностью 500 м), представленная биотитовыми, гранат-биотитовыми, ставролит-гранат-биотитовыми гнейсами и сланцами с единичными линзами железистых кварцитов, по первичной природе осадочная, закартирована преимущественно на юге и в меньшей степени в центре структуры. Средняя толща (300 м), сложенная биотит-амфиболовыми и амфибол-биотитовыми гнейсо-сланцами и идентифицированная как вулканогенная, выявлена в центре и на севере структуры. Верхняя толща, содержащая кварц-плагиоклазовые метапорфириты и развитые по ним двуслюдяные гнейсы, отвечающие по составу ультракислым вулканитам (<100 м), была зафиксирована в редких выходах на севере и в центре структуры.

Метаморфизм пород определен как отвечающий условиям, переходным между эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фациями с максимальными температурами 600–625°С и давлениями 4–4.7 кбар (Милькевич и др., 1987). Во всех породах неравномерно и незначительно проявлен Fe–Mg метасоматоз. Метасоматиты представлены тонкими полосами гранатитов, гранат-амфибол-кварцевых, гранат-кварцевых и кварц-магнетитовых пород часто симметричного строения, располагающимися незакономерно относительно полосчатости.

В районе оз. Большозеро структура перекрыта мульдой сложного строения, выполненной породами сумия–сариолия (метабазальтами, туфоконгломератами, полимиктовыми конгломератами, туффитами).

Гранито-гнейсы и диорито-гнейсы, вмещающие лопийскую Хедозеро-Большозерскую структуру, рассматриваются как комплекс основания. Непосредственных контактов лопийских образований с плутоническими породами в обнажениях не выявлено. Предполагается тектоническая природа контактов (Миллер, 1988).

Литология и геохимия пород нижней метатерригенной толщи Хедозеро-Большозерской структуры были изучены ранее (Милькевич, Мыскова, 1998). Первичная природа гнейсов интерпретирована как слабо дифференцированные незрелые осадки (метаграувакки), имеющие в источнике сноса кислые, основные и ультраосновные породы. Установлено их сходство с породами граувакк-аргиллитовых серий позднеархейских зеленокаменных поясов Канады и с лопийскими гнейсами Костомукшской структуры. На этом основании они были отнесены к гимольской серии.

Другие исследователи (Стратиграфия…, 1992; Костомукшский…, 2015) нижнюю метатерригенную толщу Хедозеро-Большозерской структуры считают более древним образованием. Они выделяют ее в самостоятельную нюкозерскую толщу и коррелируют с гнейсовой толщей Костомукшской структуры, находящейся в основании лопия и подстилающей контокскую вулканогенную серию (Горьковец и др., 1981). Следуя такой логике, залегающая выше вулканическая часть разреза Хедозеро-Большозерской структуры должна сопоставляться с контокской серией Костомукшского зеленокаменного пояса. На наш взгляд, такая корреляция неправомерна. В разрезе вулканитов Хедозеро-Большозерской структуры отсутствуют базальты и коматииты, характерные для контокской серии Костомукшской структуры, а кислые вулканиты Хедозеро-Большозерской структуры, как будет показано ниже, отличаются от риолитов шурловарской свиты контокской серии составом и возрастом.

По мнению О.И. Володичева, который занимался структурно-метаморфическими исследованиями Костомукшской структуры, первично-осадочная природа нюкозерской гнейсовой толщи, интерпретированная как “грубые песчаники и аркозы” кор выветривания, определена не вполне корректно (Стратиграфия…, 1992). По его данным (Володичев и др., 2002), биотитовые и мусковит-биотитовые гнейсы с полосчатыми текстурами, отнесенные к нюкозерской толще, вероятнее всего, являются гранитоидами тоналитового и плагиогранитового состава, испытавшими интенсивную структурно-метаморфическую переработку.

Систематического изучения вулканитов Хедозеро-Большозерской структуры не проводилось. А.В. Самсоновым с соавторами (2001) во время геологических и петрологических исследований вдоль сейсмического профиля Кемь–Калевала в ограниченном количестве были опробованы вулканиты в районе оз. Челмозеро. Согласно этим данным, андезиты представляют собой низкомагнезиальные породы, обогащенные Al, Fe, Cr, Ni, Ba и Sr, с умеренными содержаниями РЗЭ и среднефракционированным спектром их распределения без Eu-аномалий. Ультракислые существенно калиевые риолиты имеют повышенные содержания РЗЭ с сильно фракционированным их распределением и отрицательной Eu-аномалией. Возраст риолитов (U–Pb метод по циркону, TIMS) был определен как 2730 ± 5 млн лет (Самсонов и др., 2001). Позднее другими исследователями (Матреничев и др., 2008) был определен возраст андезитов (2706 ± 17 млн лет, U–Pb метод по циркону, TIMS) в районе южного окончания Хедозеро-Большозерской структуры.

Имеющиеся у нас данные по геохимии вулканитов Хедозеро-Большозерской структуры до настоящего времени не были опубликованы. Благодаря участию в проекте ГГУП “СФ “Минерал” по составлению Госгеолкарты-200 второго поколения листа Q-36-XXXII (Большозерская площадь), нам удалось получить дополнительный представительный материал для всестороннего изучения вышеназванных вулканитов. Настоящая статья посвящена вопросам состава и возраста вулканитов, а также тектонических обстановок, в которых они могли формироваться.

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ

Разрез лопийских супракрустальных пород изучен в пределах трех детальных участков Хедозеро-Большозерской структуры между озерами Большозеро и Нюк, а также в реликтовых останцах севернее озера Нюк (рис. 1).

Опорным и наиболее полным является разрез в районе оз. Челмозеро (участок I на рис. 1 и 2). Породы разреза прослежены в пределах узкой полосы, протягивающейся с северо-запада на юго-восток на расстояние 1800 м; встречаются почти непрерывные выходы этих пород протяженностью 200–300 м (рис. 2). Разрез сложен главным образом метавулканитами, в меньшем объеме присутствуют полосчатые сланцы пестрого минерального состава предположительно метасоматического происхождения. Породы испытали метаморфизм эпидот-амфиболитовой и зеленосланцевой фаций.

Рис. 2.

План опорного детального участка № I (см. рис. 1). 1 – метадациты и метаандезидациты; 2 – метаандезибазальты; 3 – области сильного рассланцевания пород; 4 – метасоматиты (амфибол-биотит-гранатовые, кварц-гранатовые, кварц-турмалиновые, амфибол-магнетит-гранат-кварцевые и другие сланцы и магнетитовые кварциты); 5 – риолит-порфиры; 6 – дайки лейкогранитов; 7 – точки обнажений, их номера и элементы залегания пород.

По составу выделяются две группы вулканитов. Первая, преобладающая в разрезе, представлена более кислыми лавами (метадацитами и метаандезидацитами), вторая – более основными (метаандезибазальтами).

Метадациты и метаандезидациты слагают около 50% разреза (рис. 2). Они распространены на северо-западном фланге, где интенсивно деформированы и превращены в сланцы, и на юго-восточном фланге, где сохраняют реликты порфировых текстур. По минеральному составу это мелко- и тонкозернистые преимущественно биотитовые и реже амфибол-биотитовые гнейсо-сланцы, сложенные полевым шпатом, кварцем, биотитом (10–15%) и роговой обманкой (2–3%). В андезитах присутствуют фенокристы полевого шпата, в дацитах – фенокристы полевого шпата и кварца. Из вторичных минералов отмечаются неравномерно распределенные по породе крупные пластинки мусковита (до 5–10%) и мелкие зерна эпидота (до 3–7%), иногда присутствуют редкие зерна карбоната.

Метаандезибазальты выходят на поверхность в виде полос шириной до 100 м в центре и на юго-востоке опорного разреза (рис. 2), на их долю приходится около 20% объема пород. Они представлены мелко- и тонкозернистыми биотит-амфиболовыми и амфибол-биотитовыми гнейсо-сланцами, содержащими в качестве темноцветных минералов роговую обманку (20–25%) и биотит (7–15%). В локальных участках обнажений в породах отмечаются первичные порфировые текстуры и полевошпатовые гломеробласты, развитые, вероятнее всего, по первичным порфировым вкрапленникам (рис. 3а). Из вторичных минералов в редких случаях встречается карбонат.

Рис. 3.

Фотографии фрагментов обнажений метавулканитов Хедозеро-Большозерской структуры. а – реликты порфировых текстур в метаандезитах и метаандезибазальтах средней толщи; б – секущие контакты дайки риолит-порфира с метавулканитами разреза.

Около 25% разреза сложено полосчатыми рассланцованными породами пестрого минерального состава с неясной первичной природой. Они образуют пачки мощностью 75–150 м, представленные чередованием полос гранат-биотитовых, гранат-амфиболовых, амфибол-биотит-гранатовых, кварц-гранатовых, эпидот-биотит-турмалиновых, кварц-турмалиновых, амфибол-магнетит-гранат-кварцевых и других сланцев, гранатитов и магнетитовых кварцитов с разными соотношениями породообразующих и рудных минералов. Мощность полос разная: от первых сантиметров до десятков сантиметров и первых метров. Вероятнее всего, это метасоматически измененные породы, и в дальнейшем на рисунках и в тексте они будут именоваться метасоматитами. Аналогичные преобразования, обозначенные как Fe–Mg метасоматоз, описаны О.И. Володичевым для Костомукшской структуры (Стратиграфия…, 1992). Метасоматоз развивается по всем типам пород разреза, часто маскируя первичную природу и границы слоев.

В пределах опорного участка закартированы тела ультракислых кварц-плагиоклазовых риолит-порфиров, включенных ранее (Миллер, 1988) в состав разреза. При более тщательном изучении приконтактовых областей риолитов были зафиксированы их секущие контакты (рис. 3б) и ксенолиты метавулканитов и тонкополосчатых сланцев в эндоконтактах, что дает основание отнести риолиты к более позднему дайковому комплексу.

Контакты между прослоями метавулканитов разного состава тектонизированы и параллельны плоскостям рассланцевания.

На других детальных участках представлены лишь небольшие фрагменты описанного выше опорного разреза (рис. 4, участки II–VI).

Рис. 4.

Планы детальных участков № II–VI. 1 – метадациты и метаандезидациты; 2 – метаандезибазальты; 3 – области сильного рассланцевания пород; 4 – метасоматиты (амфибол-биотит-гранатовые, кварц-гранатовые, кварц-турмалиновые, амфибол-магнетит-гранат-кварцевые и другие сланцы и магнетитовые кварциты); 5 – риолит-порфиры; 6 – дайки лейкогранитов; 7 – гранитоиды; 8 – дайки габбро; 9 – точки обнажений, их номера и элементы залегания пород.

В 4 км южнее оз. Большозеро местность хуже обнажена и интервал выходов не превышает 800 м (участок II на рис. 1 и 4). Фрагмент разреза представлен мелко- и тонкозернистыми биотитовыми сланцами по дацит-порфирам и андезидацит-порфирам мощностью до 400 м и полосой метасоматически измененных пород (кварц-полевошпатовыми сланцами с биотитом, гранатом, амфиболом в разных пропорциях и горизонтами гранатитов) мощностью до 250 м. Метавулканиты инъецируются жильными телами более поздних лейкогранитов и монцодиоритов.

Между озерами Челмозеро и Нюк метавулканиты прослежены в крест простирания свиты в отдельных выходах на протяжении около 1.5 км (участок III на рис. 1 и 4). Они представлены однообразной толщей мелко- и тонкозернистых биотитовых сланцев, развитых по порфировым дацитам и андезидацитам. На северо-востоке метавулканиты сменяются полосой метасоматически измененных пород.

Севернее оз. Нюк лопийские супракрустальные образования встречаются редко в виде маломощных реликтовых фрагментов, погруженных в поле мигматит-гнейсов. На западе, северо-восточнее оз. Кивиярви (участок IV на рис. 1 и 4), фрагменты представлены преимущественно полосой метасоматически измененных пород и маломощными линзами метавулканитов кислого и среднего состава, на востоке между озерами Нюк и Мельг (участки V и VI на рис. 1 и 4) – линзовидными телами метавулканитов средне-основного, среднего и кислого состава мощностью от 100 до 300 м.

В изученных разрезах не было обнаружено следов присутствия осадочных пород, которые можно сопоставить с породами юго-западной части Хедозеро-Большозерской структуры. Причина может крыться в сложности определения первичной природы полосчатых сланцев, утративших признаки своего происхождения из-за метасоматической переработки. Часть исследователей (Костомукшский…, 2015) относит полосчатые гнейсы к осадкам и считает членами разреза. Этот вопрос требует специального изучения и на сегодняшний день не может быть однозначно решен.

Предметом наших геохимических исследований являются слабо измененные вулканиты, магматическая природа которых не вызывает сомнений.

МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ

Для всех разновидностей вулканитов определялись концентрации главных (71 проба), редких и редкоземельных элементов (15 проб). U–Pb возраст получен для цирконов из 7 проб, в этих же породах определен изотопный состав Sm и Nd (4 пробы). Концентрации главных элементов определялись методом рентгеноспектрального силикатного анализа, а элементов-примесей – методом ICP MS (относительная погрешность 5–10%) в Центральной лаборатории ВСЕГЕИ.

Выделение акцессорных цирконов проведено по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей. Изотопный анализ U и Pb в цирконах выполнен на ионном микрозонде SHRIMP-II в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург). Данные обработаны согласно процедуре, описанной в (Williams, 1998), с использованием программ SQUID 1.12 (Ludwig, 2005a) и ISOPLOT/Ex 3.0 (Ludwig, 2005b). Pb/U отношения нормализованы к 206Pb/238U = = 0.0665 в стандартном цирконе ТЕМОRА, соответствующем возрасту 416.7 ±  1.30 млн лет (2σ) (Blaсk et al., 2003).

Sm–Nd изотопные анализы выполнены в ИГГД РАН. Для выделения Nd и Sm использована методика, близкая к приведенной в работе (Richard et al., 1976). Изотопные составы Nd и Sm измерены на многоколлекторных масс-спектрометрах Finnigan MAT-261 и TRITON T1. Измеренные отношения 149Sm/147Sm нормализованы к 152Sm/147Sm = = 1.783079, а 143Nd/144Nd – к 146Nd/144Nd = 0.7219. Точность определения концентраций Sm и Nd – 0.5%, изотопных отношений 147Sm/144Nd – 0.5%, 143Nd/144Nd – 0.003% (2σ). Уровень холостого опыта за время исследований составлял 0.05 нг для Sm и 0.1 нг для Nd. Средневзвешенное значение 143Nd/144Nd в Nd-стандарте La Jolla по результатам 25 измерений равно 0.511850 ± 5 (2σ). При расчете величины εNd(T) использованы современные значения для однородного хондритового резервуара (CHUR) 143Nd/144Nd = 0.512638 и 147Sm/144Nd = 0.1967 (Jacobsen, Wasserburg, 1984). Модельные значения возраста TNd(DM) вычислены в соответствии с моделью (Goldstein, Jacobsen, 1988), согласно которой изотопный состав Nd-деплетированной мантии линейно эволюционировал от 4.55 млрд лет назад и имеет современные значения: εNd(0) = +10, 143Nd/144Nd = 0.513151, 147Sm/144Nd = 0.2136. Двустадийные Nd-модельные возрасты TNd(DM-2st) рассчитаны в соответствии с моделью (Keto, Jacobsen, 1987).

ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ПОРОД

По содержанию кремнезема вулканиты Хедозеро-Большозерской структуры можно разделить на две группы. Первая представлена более основными лавами (андезибазальтами и андезитами) с содержанием SiO2 54.83–58.32 мас. %, вторая более кислыми породами – дацитами и андезидацитами с SiO2 60.47–70.29 мас. % (рис. 5, табл. 1). На бинарных диаграммах составы обеих групп образуют единые тренды и имеют высокие содержания Al2O3 (14.38–19.82 мас. %) и в целом повышенные концентрации Na2O (1.86–5.4 мас. %) (рис. 6, табл. 1). Содержания K2O варьируют преимущественно от 0.62 до 3.62 мас. %, что позволяет отнести их к умеренно- и высококалиевым лавам (рис. 5). По соотношению щелочей проанализированные вулканиты имеют натровую, в меньшей степени калий-натровую специфику с отношениями K2O/Na2O от 0.3 до 1 (редко встречаются аномальные более высокие значения, связанные, скорее всего, с вторичной переработкой) (табл. 1). Вулканиты Хедозеро-Большозерской структуры принадлежат известково-щелочной серии, имеют умеренно- и высокоглиноземистый характер (ASI = 0.68–1.34) и относятся к магнезиальным (Mg# = 0.23–0.58) (рис. 7, табл. 1).

Рис. 5.

Положение составов метавулканитов Хедозеро-Большозерской структуры на диаграмме TAS (Le Maitre et al., 1989) и на диаграмме SiO2–K2O. 1 – метаандезибазальты, 2 – метадациты и метаандезидациты, 3 – ультракислые риолит-порфиры дайкового комплекса.

Таблица 1.

Представительные составы метавулканитов Хедозеро-Большозерской структуры и шурловарской свиты контокской серии Костомукшского зеленокаменного пояса

Компоненты Образец
метаандезиты и метаандезибазальты метадациты и метаандезидациты
148/1 42 2003 22 2013* 26 76a 2024 2021 2023
SiO2 54.83 55.11 55.41 56.94 57.73 58.32 60.47 62.34 63.23 64.84
TiO2 0.72 0.86 0.59 0.72 0.66 0.74 0.83 0.66 0.76 0.52
Al2O3 16.86 16.16 14.38 15.17 15.90 16.24 17.83 17.39 19.82 15.18
Fe2O3 12.27 12.53 10.97 9.96 7.62 9.13 9.54 5.62 4.69 5.08
MnO 0.13 0.11 0.18 0.11 0.14 0.14 0.33 0.09 0.06 0.08
MgO 5.03 4.63 6.57 4.76 5.49 4.45 2.45 2.36 1.26 3.49
CaO 6.60 9.18 8.24 8.24 8.05 5.65 4.74 4.56 4.37 3.77
Na2O 1.87 1.86 2.08 3.74 3.27 4.57 3.18 4.03 3.16 4.03
K2O 2.74 0.62 1.58 1.14 1.13 1.48 1.54 2.96 2.65 3.00
K2O/Na2O 1.47 0.33 0.76 0.31 0.34 0.32 0.48 0.73 0.84 0.74
Mg# 0.45 0.42 0.54 0.49 0.59 0.49 0.34 0.45 0.35 0.58
ASI 0.94 0.80 0.72 0.68 0.76 0.84 1.16 0.97 1.25 0.91
Ba 668   320   306   622 750   762
Rb 109   65   42   73 113   101
Sr 244   354   653   380 572   423
Zr 81   45   75   177 96   79
Hf     1.53   2.44     2.95   2.21
Y 16   10   12   23 10   9
Nb 5   3   3   8 5   5
Ta     0.17   0.22     0.33   0.36
Cr 461   842   254   456 25   112
Ni 51   148   48   106 9   46
Co 45   39   20   34 12   18
V 189   235   138   136 113   96
La     13.5   15     32.8   24.4
Ce     31.9   35.7     78.9   51.3
Pr     4.2   4.8     9   5.8
Nd     13   18.1     29.5   17.9
Sm     3.3   3     5.2   4
Eu     0.85   1.01     1.47   1.29
Gd     2.2   2.5     3.2   2.6
Tb     0.34   0.32     0.41   0.36
Dy     2.6   2.5     3.1   2.2
Ho     0.48   0.49     0.46   0.31
Er     1   1.19     0.99   0.82
Tm     0.16   0.17     0.13   0.15
Yb     1.6   1.3     1.5   1.2
Lu     0.22   0.21     0.19   0.14
Th 1   1.9   2   8 5.7   4.4
U     0.67   0.73     1.63   1.56
ΣРЗЭ     75   86     167   113
LaN/LuN     7   8     19   19
Eu/Eu*     0.98   1.14     1.11   1.21
Sr/Y 15   35   54   17 57   47
Компоненты Образец
метадациты и метаандезидациты
2029* 2036 2076 3022 5074* 2074* 2105 2043 2017/1 2077
SiO2 65.41 65.48 65.65 66.05 66.11 66.28 66.42 66.45 67.04 67.06
TiO2 0.53 0.53 0.56 0.55 0.75 0.53 0.61 0.50 0.42 0.55
Al2O3 16.60 16.39 16.63 18.22 17.66 16.42 14.50 16.76 15.77 16.26
Fe2O3 4.73 4.47 4.44 3.57 4.84 4.47 7.29 4.18 7.64 4.63
MnO 0.08 0.07 0.06 0.05 0.00 0.07 0.00 0.07 0.20 0.07
MgO 2.21 2.20 2.09 1.28 1.01 1.85 3.21 1.84 1.14 2.01
CaO 3.18 3.42 3.13 3.13 3.97 3.44 2.88 3.22 2.22 2.55
Na2O 4.03 4.02 3.82 5.41 4.25 3.73 2.96 3.63 3.03 4.78
K2O 3.23 3.42 3.62 1.72 1.83 3.21 2.61 3.34 2.54 2.09
K2O/Na2O 0.80 0.85 0.95 0.32 0.43 0.86 0.88 0.92 0.84 0.44
Mg# 0.48 0.49 0.48 0.42 0.29 0.45 0.47 0.47 0.23 0.46
ASI 1.05 1.00 1.05 1.11 1.10 1.04 1.13 1.09 1.34 1.11
Ba 941     519 719 739 433     552
Rb 106     81 120 153 144     82
Sr 527     578 419 488 392   303 303
Zr 153     105 180 92 125   89 89
Hf 4.36     2.95 4.87 2.77 3.32     2.72
Y 11     10 15 10 14     10
Nb 6     5 9 6 5     6
Ta 0.53     0.66 0.54 0.52 0.33     0.52
Cr 30     40 44 29 220     29
Ni 11     15 34 13 80     10
Co 11     5 14 11 27     10
V 77     50 95 96 125     83
La 32.7     16.2 31.4 36.5 20.2     34.5
Ce 70.8     34 71 77 42.3     75.2
Pr 8.4     4 8.3 8.5 5     8.6
Nd 27.8     14.7 31.8 25.9 19.1     25.9
Sm 4.7     3 5.5 4.6 3.7     5
Eu 1.13     0.91 1.33 1.24 0.97     1.19
Gd 3.4     2.5 4.2 3.1 3.3     3.2
Tb 0.44     0.37 0.56 0.38 0.49     0.39
Dy 2.4     1.8 2.9 2.6 2.8     2.5
Ho 0.5     0.38 0.52 0.4 0.53     0.41
Er 1.05     0.91 1.41 0.88 1.46     0.88
Tm 0.15     0.17 0.19 0.14 0.21     0.12
Yb 1.2     1.2 1.1 1.3 1.3     1.2
Lu 0.21     0.17 0.16 0.21 0.19     0.22
Th 7.9     5.1 7.7 7.5 5.8     7.4
U 2.39     1.89 1.62 1.52 1.7     2.38
ΣРЗЭ 155     80 160 163 102     159
LaN/LuN 17     10 21 19 11     17
Eu/Eu* 0.87     1.01 0.85 1.01 0.85     0.91
Sr/Y 48     58 29 49 28     30
Компоненты Образец
метадациты и метаандезидациты дайки риолит-порфиров метариолиты шурловарской свиты
3026 2030/1 2056 2059 2002/1 2001* 3014 1251* 5188
SiO2 69.01 69.40 69.11 70.29 76.34 77.46 78.11 75.00 69.90
TiO2 0.62 0.61 0.46 0.53 0.34 0.16 0.14 0.55 0.60
Al2O3 16.25 16.50 18.32 14.84 14.36 13.69 13.92 12.14 14.62
Fe2O3 3.43 3.36 2.13 4.80 1.09 0.45 1.20 3.91 3.96
MnO 0.04 0.04 0.05 0.02 0.03 0.01 0.02 0.04 0.06
MgO 1.09 1.17 0.86 2.01 0.40 0.18 0.32 1.77 1.92
CaO 1.50 2.43 3.12 2.32 1.89 0.20 1.06 3.10 3.70
Na2O 4.68 3.24 4.46 3.41 3.72 3.12 1.94 2.58 3.87
K2O 3.38 3.25 1.50 1.78 1.82 4.74 3.30 0.91 1.39
K2O/Na2O 0.72 1.00 0.34 0.52 0.49 1.52 1.70 0.35 0.36
Mg# 0.39 0.41 0.45 0.45 0.42 0.44 0.34 0.47 0.49
ASI 1.16 1.25 1.26 1.27 1.25 1.29 1.61 1.12 1.01
Ba 1160     212 372 377 277 419 273
Rb 80     107 105 171 127 34 42
Sr 350     273 421 43 36 223 207
Zr 125     112 182 99 87 176 130
Hf 3.85     3.17 5.65 3.06 3.27 4.60 3.02
Y 5     11 17 8 11 9 14
Nb 5     4 7 9 10 6 14
Ta 0.41     0.29 0.5 0.66 1.59 0.48 0.6
Cr 7     119 8 1 5 36 85
Ni 7     56 4 4 3 15 27
Co 5     16 2 0 1 9 11
V 40     75 10 3 5 47 75
La 27.7     33.5 54.3 21.5 38.9 7.49 15.7
Ce 65.5     72 120 38.4 72.2 33.2 40.4
Pr 7     7.4 11.4 5.3 7.5 1.9 4
Nd 25.2     28.3 40.8 14.6 25.8 6.2 13.5
Sm 4.5     4.4 7.6 3.1 4.5 1.3 2.3
Eu 1.21     1.27 0.94 0.49 0.31 0.61 0.72
Gd 3.1     2.9 4.8 1.8 3.7 1.2 2.7
Tb 0.34     0.44 0.67 0.28 0.44 0.16 0.35
Dy 1.3     2.9 3.8 2 2.1 1.3 2.5
Ho 0.19     0.51 0.62 0.31 0.39 0.27 0.5
Er 0.34     1.09 1.58 0.84 1.06 0.79 1.27
Tm 0.05     0.18 0.26 0.15 0.19 0.12 0.15
Yb 0.4     1.5 2 1.3 1.2 0.7 1.3
Lu 0.05     0.21 0.31 0.21 0.23 0.11 0.19
Th 9     3.3 8.8 10.1 11.7 8.3 6.5
U 2.29     1.27 2.45 2.35 2.37 1.12 1.51
ΣРЗЭ 137     157 249 90 158 55 86
LaN/LuN 59     17 19 11 18 7 9
Eu/Eu* 0.99     1.10 0.48 0.63 0.23 1.52 0.89
Sr/Y 70     25 25 5 3 25 15

Примечание. Главные элементы приведены в мас. %, редкие элементы – в мкг/г. Все железо в виде Fe2O3; ASI (мол. %) = = Al2O3/(CaO + Na2O + K2O). (*) – геохронологические пробы. Mg# – магнезиальность.

Рис. 6.

Вариационные диаграммы (SiO2, мас. % – петрогенные оксиды, мас. %) для метавулканитов Хедозеро-Большозерской структуры. 1 – метаандезибазальты, 2 – метадациты и метаандезидациты, 3 – ультракислые риолит-порфиры дайкового комплекса. Серым показано поле составов санукитоидов массивов Факторный и Таловейс Костомукшского района (Самсонов и др., 2004).

Рис. 7.

Классификационные диаграммы для вулканитов Хедозеро-Большозерской структуры. (а) – диаграмма AFM (Irvine, Baragar, 1971); (б) – диаграмма Al2O3/(Na2O + K2O)–Al2O3/(CaO + Na2O + K2O) (Maniar, Piccoli, 1989); (в) – диаграмма FeO*/(FeO* + MgO)–SiO2 (Frost et al., 2001). Условные обозначения: 1 – метаандезибазальты, 2 – метадациты и метаандезидациты, 3 – ультракислые риолит-порфиры дайкового комплекса.

Характерной особенностью рассматриваемых вулканитов являются повышенные содержания крупноионных литофильных элементов Sr (244–888 мкг/г), Ba (212–1225 мкг/г), Th (1–12 мкг/г) и U (0.67–2.39 мкг/г), низкие концентрации высокозарядных элементов Y (5–12 мкг/г), Zr (45–153 мкг/г), Hf (1.5–4.4 мкг/г), Nb (3–6 мкг/г), Ta (0.17–0.66 мкг/г), тяжелых РЗЭ и высокие Sr/Y отношения (15–180) (табл. 1). Спектры распределения элементов-примесей умеренно дифференцированные (LaN/LuN = 7–21) с выраженными ниобиевыми минимумами (рис. 8).

Рис. 8.

Нормированные к хондриту и примитивной мантии по (Sun, McDonough, 1989) распределения редкоземельных и редких элементов в метавулканитах Хедозеро-Большозерской структуры. 1 – метаандезибазальты, 2 – метадациты и метаандезидациты, 3 – ультракислые риолит-порфиры дайкового комплекса.

Секущие толщу вулканитов ультракислые дайки кварц-плагиоклазовых порфиров по химическому составу соответствуют риолитам (рис. 5). На бинарных диаграммах по большинству петрогенных элементов (Al, Fe, Mg, Ca и Na) они образуют самостоятельные тренды, не совпадающие с таковыми полей вулканитов разреза (рис. 6). Риолиты являются существенно калиевыми породами (K2O/Na2O = 1–6), принадлежат известково-щелочной серии, представлены высокоглиноземистыми разностями (ASI = 1.25–1.61) и являются магнезиальными (Mg# = 0.34–0.44) (рис. 7, табл. 1). Они имеют средне дифференцированные спектры распределения редких и редкоземельных элементов с LaN/LuN = 11–19 с четкими Eu-, Nb-, Ti-, Ba- и Sr-минимумами (рис. 8).

РЕЗУЛЬТАТЫ ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ

Изотопный возраст определен в 7 пробах цирконов. Места отбора проб показаны на рис. 1. Три пробы отобраны в пределах опорного разреза: из метадацита (проба 2074), метаандезибазальта (проба 2013) и дайки риолит-порфира (проба 2001). Остальные пробы отобраны из метадацитов южнее оз. Большозеро (проба 2029, участок II) и севернее оз. Нюк (участок VI) (рис. 1). Кроме того, получены возрасты цирконов из метариодацита шурловарской свиты контокской серии Костомукшского зеленокаменного пояса (проба 1251) и из обрамляющих Хедозеро-Большозерскую структуру гранодиоритов (проба 8008). U–Pb данные приведены на рис. 9–12 и в табл. 2.

Рис. 9.

График с конкордией для цирконов из метадацитов Хедозеро-Большозерской структуры и изображение цирконов в катодолюминесценции: а – проба 2074, б – проба 2029.

Рис. 10.

График с конкордией для цирконов из метавулканитов Хедозеро-Большозерской структуры и изображение цирконов в катодолюминесценции: а – проба 2013 (метаандезибазальты), б – проба 2001 (дайка риолит-порфира).

Рис. 11.

График с конкордией для цирконов из метадацитов Хедозеро-Большозерской структуры (проба 5074) и изображение цирконов в катодолюминесценции.

Рис. 12.

График с конкордией для цирконов из (а) обрамляющих вулканогенную толщу Хедозеро-Большозерской структуры гранодиоритов (проба 8008) и (б) кислых метавулканитов шурловарской свиты контокской серии (проба 1251) и изображение цирконов в катодолюминесценции.

Таблица 2.  

U–Pb изотопные данные для цирконов из пород Хедозеро-Большозерской и Костомукшской структур

Зерно_ точка 206Pbc, % U, мкг/г Th, мкг/г 232Th/238U 206Pb*, мкг/г (1) 206Pb/238U возраст, млн лет (1) 207Pb/206Pbвозраст, млн лет Disc, % (1) 207Pb/235U (погрешность в %) (1) 206Pb/238U (погрешность в %) (1) 207Pb/206Pb (погрешность в %) Rho
Хедозеро-Большозерская структура
Метадацит (проба 2074)
2074_1.1 0.02 165 139 0.87 74.3 2715 ± 24 2695 ± 16 –1 13.33 ± 1.5 0.5236 ± 1.1 0.1848 ± 1 0.735
2074_2.1 0.09 135 96 0.73 60.7 2713 ± 25 2697 ± 12 –1 13.34 ± 1.3 0.5233 ± 1.1 0.1857 ± 0.7 0.836
2074_3.1 0.05 247 186 0.78 112 2722 ± 23 2713 ± 9 0 13.52 ± 1.2 0.5253 ± 1 0.1871 ± 0.5 0.886
2074_4.1 0.12 72 39 0.56 33.1 2755 ± 29 2703 ± 17 –2 13.64 ± 1.6 0.5332 ± 1.3 0.1866 ± 1 0.784
2074_5.1 0.23 188 111 0.61 81.5 2629 ± 24 2717 ± 11 3 12.99 ± 1.3 0.5035 ± 1.1 0.1892 ± 0.6 0.849
2074_6.1 0.09 172 144 0.86 76.9 2694 ± 25 2715 ± 11 1 13.37 ± 1.3 0.5187 ± 1.1 0.1877 ± 0.6 0.865
2074_7.1 0.11 148 93 0.65 67.5 2746 ± 25 2699 ± 12 –2 13.55 ± 1.3 0.5310 ± 1.1 0.1861 ± 0.7 0.837
2074_8.1 0.28 101 48 0.49 45.7 2710 ± 27 2702 ± 16 0 13.36 ± 1.5 0.5226 ± 1.2 0.1879 ± 0.8 0.783
2074_9.1 0.61 164 93 0.58 75.4 2739 ± 24 2693 ± 14 –2 13.46 ± 1.4 0.5295 ± 1.1 0.1898 ± 0.7 0.796
2074_9.2 0.04 233 151 0.67 109 2668 ± 21 2705 ± 9 –3 13.94 ± 0.8 0.5443 ± 0.5 0.1861 ± 0.6 0.692
2074_10.1 0.01 594 351 0.61 262 2583 ± 23 2697 ± 6 1 13.06 ± 1 0.5126 ± 1 0.1849 ± 0.4 0.939
2074_11.1 0.24 264 149 0.59 112 2704 ± 22 2704 ± 17 5 12.61 ± 1.5 0.4928 ± 1.1 0.1877 ± 1 0.720
2074_11.2 0.07 186 102 0.57 87.4 2669 ± 27 2702 ± 10 –4 13.97 ± 0.9 0.5464 ± 0.7 0.1861 ± 0.6 0.739
2074_12.1 0.18 167 120 0.75 76.2 2672 ± 23 2708 ± 13 –1 13.59 ± 1.4 0.5298 ± 1.1 0.1877 ± 0.7 0.826
2074_13.1 0.07 382 203 0.55 171 2741 ± 25 2703 ± 8 0 13.34 ± 1.1 0.5212 ± 1 0.1862 ± 0.5 0.899
2074_14.1 0.01 406 236 0.60 179 2801 ± 12 2703 ± 8 1 13.12 ± 1.3 0.5129 ± 1.2 0.1856 ± 0.5 0.935
2074_15.1 0.00 371 213 0.59 164 2963 ± 12 2697 ± 8 1 13.09 ± 1.1 0.5136 ± 1 0.1848 ± 0.5 0.907
2074_16.1 0.06 269 137 0.52 135 2834 ± 14 2798 ± 8 –6 15.81 ± 0.7 0.5836 ± 0.5 0.1971 ± 0.5 0.705
2074_17.1 0.11 177 89 0.52 84.2 2814 ± 23 2719 ± 10 –4 14.26 ± 0.9 0.5521 ± 0.6 0.1884 ± 0.6 0.693
2074_18.1 0.06 60 44 0.76 28.3 2810 ± 15 2711 ± 18 –4 14.07 ± 0.5 0.5473 ± 1 0.1870 ± 1.1 0.679
Метадацит (проба 2029)
2029_1.1 0.22 142 100 0.73 65.3 2761 ± 26 2712 ± 14 –2 13.75 ± 1.5 0.5346 ± 1.2 0.1866 ± 0.9 0.804
2029_2.1 0.07 150 74 0.51 64.6 2619 ± 25 2715 ± 13 4 12.91 ± 1.4 0.5012 ± 1.1 0.1869 ± 0.8 0.825
2029_3.1 0.01 308 188 0.63 132 2602 ± 23 2690 ± 9 3 12.62 ± 1.2 0.4974 ± 1.1 0.1840 ± 0.6 0.887
2029_4.1 0.15 146 129 0.91 63.7 2638 ± 25 2700 ± 17 2 12.91 ± 1.5 0.5057 ± 1.1 0.1852 ± 1 0.743
2029_5.1 0.04 189 120 0.65 88.9 2813 ± 25 2708 ± 12 –4 14.04 ± 1.3 0.5470 ± 1.1 0.1861 ± 0.7 0.841
2029_6.1 0.00 361 240 0.69 158 2656 ± 22 2699 ± 8 2 13.01 ± 1.1 0.5097 ± 1 0.1851 ± 0.5 0.900
2029_7.1 0.18 185 114 0.64 82.5 2690 ± 24 2717 ± 12 1 13.36 ± 1.3 0.5179 ± 1.1 0.1872 ± 0.7 0.832
2029_8.1 0.13 162 99 0.63 71.7 2671 ± 26 2718 ± 13 2 13.25 ± 1.4 0.5135 ± 1.2 0.1872 ± 0.8 0.839
2029_9.1 0.02 305 167 0.57 138 2731 ± 23 2696 ± 9 –1 13.44 ± 1.2 0.5274 ± 1 0.1848 ± 0.5 0.886
Метадацит (проба 2029)
2029_10.1 0.35 213 159 0.77 96 2708 ± 24 2698 ± 14 0 13.31 ± 1.4 0.522 ± 1.1 0.1850 ± 0.8 0.798
2029_11.1 0.10 190 144 0.78 87.3 2755 ± 25 2709 ± 11 –2 13.69 ± 1.3 0.5333 ± 1.1 0.1863 ± 0.7 0.850
2029_12.1 0.00 193 94 0.51 90.5 2814 ± 17 2720 ± 11 –3 14.15 ± 1 0.5473 ± 0.7 0.1875 ± 0.7 0.745
2029_13.1 0.01 264 185 0.72 123 2780 ± 13 2703 ± 9 –3 13.87 ± 0.8 0.5422 ± 0.5 0.1855 ± 0.5 0.689
2029_14.1 0.02 169 153 0.94 80.9 2806 ± 11 2715 ± 10 –5 14.39 ± 0.9 0.5582 ± 0.6 0.1869 ± 0.6 0.696
2029_15.1 0.00 282 139 0.51 132 2793 ± 11 2708 ± 8 –3 13.99 ± 0.7 0.5453 ± 0.5 0.1861 ± 0.5 0.707
2029_16.1 0.01 259 176 0.70 120 2859 ± 14 2714 ± 8 –2 13.88 ± 0.8 0.5391 ± 0.6 0.1868 ± 0.5 0.747
Метаандезибазальт (проба 2013)
2013_1.1 0.11 56 22 0.41 26.6 2778 ± 40 2789 ± 16 –2 15.00 ± 2.1 0.5560 ± 1.8 0.1964 ± 1 0.879
2013_2.1 0.06 42 13 0.33 19.3 2793 ± 46 2706 ± 20 –2 13.72 ± 2.2 0.5350 ± 1.9 0.1864 ± 1.2 0.847
2013_2.2 0.13 75 34 0.47 34.9 2742 ± 38 2696 ± 15 –3 13.82 ± 2.2 0.5420 ± 2 0.1860 ± 0.9 0.913
2013_3.1 0.02 71 28 0.40 33.8 2840 ± 45 2712 ± 15 –4 14.16 ± 2 0.5504 ± 1.8 0.1867 ± 0.9 0.888
2013_3.2 0.61 273 182 0.69 121 2850 ± 41 2811 ± 9 6 13.98 ± 1.7 0.5114 ± 1.6 0.2035 ± 0.5 0.952
2013_3.3 0.36 87 32 0.38 41.6 2748 ± 41 2702 ± 16 –5 14.21 ± 2 0.5560 ± 1.8 0.1887 ± 0.9 0.881
2013_4.1 0.07 85 38 0.47 40.4 2763 ± 43 2718 ± 14 –4 14.29 ± 2 0.5537 ± 1.8 0.1879 ± 0.8 0.906
2013_5.1 0.21 36 12 0.33 17.3 2763 ± 42 2700 ± 22 –5 14.14 ± 2.4 0.5530 ± 1.9 0.1871 ± 1.3 0.827
2013_6.1 0.02 53 18 0.36 24.2 2748 ± 44 2703 ± 17 –2 13.60 ± 2.1 0.5315 ± 1.8 0.1857 ± 1 0.868
2013_7.1 0.02 58 25 0.44 27.5 2827 ± 41 2719 ± 16 –3 14.11 ± 2.1 0.5463 ± 1.8 0.1876 ± 10 0.876
2013_8.1 0.04 35 16 0.47 16 2840 ± 41 2710 ± 23 –1 13.66 ± 2.4 0.5310 ± 2 0.1867 ± 1.4 0.819
2013_9.1 0.05 76 24 0.33 35.1 2810 ± 41 2695 ± 15 –3 13.72 ± 2 0.5387 ± 1.8 0.1851 ± 0.9 0.892
2013_10.1 0.18 44 16 0.39 20.3 2852 ± 42 2704 ± 20 –2 13.70 ± 2.2 0.5350 ± 1.9 0.1873 ± 1.1 0.844
2013_11.1 0.04 146 66 0.47 66.7 2663 ± 36 2698 ± 11 –2 13.52 ± 1.8 0.5302 ± 1.7 0.1854 ± 0.7 0.932
Метадацит (проба 5074)
5074-1.1 0.04 6950 4938 0.73 3160 2740 ± 39 2712 ± 6 –1 13.62 ± 1.8 0.5296 ± 1.8 0.1865 ± 0.4 0.980
5074-2.1 0.04 5285 992 0.19 2240 2581 ± 37 2706 ± 7 5 12.62 ± 1.8 0.4925 ± 1.8 0.1858 ± 0.4 0.974
5074-3.1 0.07 4121 2240 0.56 1730 2563 ± 37 2730 ± 10 6 12.70 ± 1.9 0.4883 ± 1.8 0.1886 ± 0.6 0.950
5074-4.1 0.11 2300 557 0.25 1070 2791 ± 42 2707 ± 10 –3 13.90 ± 1.9 0.5419 ± 1.8 0.1861 ± 0.6 0.951
5074_5.1 0.04 8361 123 0.02 3550 2587 ± 38 2661 ± 6 3 12.31 ± 1.8 0.4938 ± 1.8 0.1808 ± 0.3 0.983
5074_6.1 0.03 8982 163 0.02 3840 2601 ± 37 2667 ± 5 3 12.44 ± 1.8 0.4971 ± 1.7 0.1815 ± 0.3 0.983
5074_7.1 0.03 1601 683 0.44 766 2854 ± 43 2701 ± 12 –5 14.23 ± 1.9 0.5570 ± 1.8 0.1853 ± 0.7 0.930
5074_8.1 0.02 5970 84 0.01 2580 2623 ± 38 2636 ± 6 0 12.33 ± 1.8 0.5021 ± 1.8 0.1782 ± 0.4 0.977
5074-9.1 0.11 3193 1626 0.53 1310 2517 ± 38 2724 ± 9 8 12.37 ± 1.9 0.4777 ± 1.8 0.1879 ± 0.5 0.960
Метадацит (проба 5074)
5074_10.1 0.05 5586 847 0.16 2270 2500 ± 37 2667 ± 7 7 11.86 ± 1.8 0.4738 ± 1.8 0.1816 ± 0.4 0.977
5074_11.1 0.02 6093 2872 0.49 2600 2598 ± 38 2696 ± 12 4 12.65 ± 1.8 0.4963 ± 1.8 0.1848 ± 0.7 0.928
5074-12.1 0.05 4623 3781 0.85 2070 2707 ± 40 2711 ± 7 0 13.41 ± 1.8 0.5218 ± 1.8 0.1864 ± 0.4 0.972
5074_13.1 8907 168 0.02 3690 2540 ± 37 2653 ± 5 4 11.99 ± 1.8 0.4828 ± 1.7 0.1800 ± 0.3 0.985
5074_14.1 0.01 9999 229 0.02 5270 2510 ± 36 2638 ± 4 5 11.71 ± 1.8 0.4761 ± 1.8 0.1784 ± 0.3 0.989
5074-15.1 0.18 2294 1019 0.46 916 2456 ± 42 2715 ± 10 11 11.95 ± 2.2 0.4638 ± 2.1 0.1869 ± 0.6 0.959
5074_16.1 0.15 5550 4880 0.91 2240 2482 ± 89 2657 ± 7 7 11.69 ± 4.3 0.4700 ± 4.3 0.1805 ± 0.4 0.995
5074_16.2 0.01 9992 188 0.02 4210 2571 ± 37 2637 ± 5 3 12.05 ± 1.8 0.4901 ± 1.7 0.1783 ± 0.3 0.984
Дайка риолит-порфира (проба 2001)
2001_1.1 0.23 128 198 1.60 58.8 2761 ± 28 2715 ± 14 –2 13.78 ± 1.5 0.5345 ± 1.2 0.1890 ± 0.7 0.830
2001_2.1 0.32 48 45 0.98 21.9 2755 ± 34 2703 ± 23 –2 13.64 ± 2.1 0.5332 ± 1.5 0.1884 ± 1.2 0.726
2001_3.1 0.09 68 66 0.99 31.5 2767 ± 30 2703 ± 18 –2 13.72 ± 1.7 0.5362 ± 1.3 0.1864 ± 1 0.781
2001_4.1 0.38 66 74 1.15 30.5 2747 ± 31 2694 ± 22 –2 13.52 ± 1.9 0.5314 ± 1.4 0.1880 ± 1 0.722
2001_5.1 0.24 56 62 1.15 25.3 2723 ± 32 2725 ± 21 0 13.63 ± 1.9 0.5257 ± 1.4 0.1902 ± 1.1 0.743
2001_6.1 0.30 66 72 1.13 29 2648 ± 30 2678 ± 20 1 12.79 ± 1.8 0.5079 ± 1.4 0.1853 ± 1.1 0.742
2001_7.1 0.18 54 76 1.47 25.3 2809 ± 33 2724 ± 21 –3 14.15 ± 2 0.5460 ± 1.5 0.1896 ± 1.2 0.750
2001_8.1 0.24 59 59 1.05 26.4 2713 ± 31 2692 ± 21 –1 13.30 ± 1.9 0.5233 ± 1.4 0.1865 ± 1.1 0.746
2001_9.1 0.21 91 91 1.03 40.4 2680 ± 28 2700 ± 17 1 13.16 ± 1.6 0.5154 ± 1.3 0.1871 ± 0.9 0.780
2001_10.1 0.32 47 40 0.88 20.9 2697 ± 34 2699 ± 24 0 13.26 ± 2.1 0.5195 ± 1.5 0.1879 ± 1.3 0.721
Гранодиорит (проба 8008)
8008_1.1 0.10 202 207 1.06 91.9 2737 ± 24 2705 ± 11 –1 13.55 ± 1.3 0.5291 ± 1.1 0.1866 ± 0.6 0.854
8008_2.1 0.24 323 170 0.54 146 2713 ± 24 2691 ± 10 –1 13.29 ± 1.2 0.5234 ± 1.1 0.1863 ± 0.5 0.869
8008_3.1 0.41 209 104 0.52 77.6 2306 ± 23 2678 ± 18 16 10.83 ± 1.6 0.4300 ± 1.2 0.1862 ± 0.7 0.733
8008_4.1 0.19 210 147 0.72 90.5 2621 ± 25 2708 ± 11 3 12.87 ± 1.3 0.5016 ± 1.1 0.1877 ± 0.6 0.854
8008_5.1 0.19 198 135 0.70 84.2 2587 ± 24 2700 ± 17 4 12.61 ± 1.5 0.4938 ± 1.1 0.1869 ± 0.7 0.732
8008_6.1 0.09 128 103 0.83 57.2 2698 ± 28 2709 ± 17 0 13.34 ± 1.7 0.5197 ± 1.3 0.1870 ± 1 0.769
8008_7.1 0.29 328 196 0.62 148 2709 ± 23 2694 ± 11 –1 13.29 ± 1.2 0.5223 ± 1 0.1872 ± 0.5 0.838
8008_8.1 0.47 216 146 0.70 93 2608 ± 24 2695 ± 17 3 12.70 ± 1.5 0.4987 ± 1.1 0.1888 ± 0.6 0.733
Костомукшская зеленокаменная структура
Метариолит шурловарской свиты контокской серии (проба 1251)
1251_1.1 0.12 232 148 0.66 106 2747 ± 49 2801 ± 10 2 14.43 ± 2.3 0.5310 ± 2.2 0.1980 ± 0.6 0.962
1251_2.1 0.14 264 87 0.34 133 2977 ± 52 2805 ± 11 –6 15.97 ± 2.3 0.5870 ± 2.2 0.1987 ± 0.7 0.954
1251_3.1 0.11 317 187 0.61 143 2709 ± 48 2794 ± 9 3 14.12 ± 2.2 0.5220 ± 2.2 0.1970 ± 0.5 0.970
1251_4.1 0.08 467 158 0.35 230 2914 ± 51 2801 ± 9 –4 15.52 ± 2.2 0.5710 ± 2.2 0.1976 ± 0.5 0.972

Примечание. Ошибки приведены для интервала 1σ. Pbc и Pb* – обыкновенная и радиогенная составляющие соответственно. Ошибка калибровки стандарта 0.69%. (1) – поправка на обыкновенный свинец проведена по измеренному 204Pb. Rho – коэффициент корреляции отношений 207Pb*/235U –206Pb*/238U.

Метадацит лопийского супракрустального ко-мплекса с реликтами порфировой текстуры (проба 2074). Координаты места отбора пробы: 64°17′27.4′′ с.ш., 31°41′40.8′′ в.д.

Цирконы представлены желтовато-розовыми призматическими субидиоморфными кристаллами размером 150–300 мкм, с коэффициентом удлинения 2–4. Они имеют сравнительно низкую интенсивность в катодолюминесценции и плохо сохранившуюся осцилляторную зональность (рис. 9а) и характеризуются варьирующими концентрациями урана (60–594 мкг/г) и тория (44–236 мкг/г) и Th/U отношениями (0.52–0.87) (табл. 2). Перечисленные характеристики свойственны цирконам магматического происхождения, поэтому полученный по ним возраст можно считать временем кристаллизации пород.

Для 19 зерен циркона возраст по верхнему пересечению дискордии с конкордией составил 2703 ± 5 млн лет. Для 13 зерен получено аналогичное конкордантное значение 2703 ± 7 млн лет (рис. 9).

Метадацит лопийского супракрустального ко-мплекса с реликтами порфировой текстуры (проба 2029). Координаты места отбора пробы: 64°09′36.3′′ с.ш., 31°37′17.6′′ в.д.

Монофракция циркона представлена кристаллами, похожими на выделенные из предыдущей пробы: полупрозрачными, желтовато-розовыми, субидиоморфными, призматическими, размером от 200 до 450 мкм, с удлинением 2–4. Цирконам свойственна низкая степень свечения в католюминесценции и плохо сохранившаяся осцилляторная зональность (рис. 9б). Содержания U (142–361 мкг/г) и Th (74–240 мкг/г) умеренные, Th/U отношения 0.51–0.94 (табл. 2). По приведенным характеристикам циркон имеет магматическую природу и сформирован при кристаллизации пород.

U–Pb возраст, полученный для шестнадцати зерен циркона, составляет по верхнему пересечению дискордии с конкордией 2705 ± 6 млн лет (рис. 9б). Средневзвешенное значение возраста, рассчитанное по отношению 207Pb/206Pb, отвечает 2706 ± 5 млн лет (СКВО = 0.78).

Метаандезибазальт лопийского супракрустального комплекса с реликтами порфировой текстуры (проба 2013). Координаты места отбора пробы: 64°17′37.8′′ с.ш., 31°40′39.3′′ в.д.

Циркон представлен прозрачными бесцветными зернами изометричной и короткопризматической формы, среднего размера (100–150 мкм) и обломками кристаллов. В катодолюминесцентном изображении цирконы имеют секториальную зональность, в некоторых случаях наблюдаются реликты осцилляторной зональности (рис. 10а). Характерны преимущественно невысокие содержания U (42–87 мкг/г), Th (12–38 мкг/г) и умеренные отношения Th/U (0.33–0.69) (табл. 2).

Дискордантный возраст кристаллизации пород, полученный по 12 зернам циркона, составляет 2705 ± 9 млн лет (рис. 10а). Такое же значение получено и при расчете средневзвешенного возраста по отношению 207Pb/206Pb – 2705 ± 9 млн лет (СКВО = 0.29).

Биотитовый гнейс по метадациту (проба 5074). Координаты места отбора пробы: 64°33′28.9′′ с.ш., 31°34′03.3′′ в.д.

Циркон представлен желтовато-розовыми призматическими субидиоморфными кристаллами размером 150–200 мкм, с коэффициентом удлинения 2–4. В катодолюминесценции зерна демонстрируют сложное внутреннее строение: в центре сохранились реликты тонкозональных структур, краевые части представлены темными незональными каймами, которые имеют различную ширину и в различной степени переработаны наложенными процессами (рис. 11).

Для 9 аналитических точек из центральных зон зерен по верхнему пересечению дискордии с конкордией рассчитан возраст 2712 ± 6 млн лет (рис. 11), аналогичное значение 2712 ± 6 млн лет (СКВО = = 1.14) имеет и их средневзвешенный возраст по 207Pb/206Pb. Для краевых частей получены два возрастных кластера; причем возрасты, рассчитанные по верхнему пересечению дискордии с конкордией, полностью совпадают со значениями средневзвешенных возрастов, вычисленных по отношению 207Pb/206Pb, и составляют 2661 ± 5 млн лет (по 5 точкам) и 2637 ± 6 млн лет (по 3 точкам). Внутри зерен циркона происходит перераспределение примесей U и Th. Центральные части имеют высокие содержания U (1601–6950 мкг/г) и Th (557–4938 мкг/г) и умеренные Th/U отношения (0.19–0.85) (табл. 2). В краевых частях повышаются концентрации U (до 9999 мкг/г), понижаются содержания Th (до 84 мкг/г) и уменьшаются Th/U отношения (до 0.02), что принято считать одним из признаков метаморфогенного циркона (Rubatto, 2002). Изученные породы претерпели преобразования в условиях низкотемпературной амфиболитовой фации. Поскольку мы не занимались углубленным изучением метаморфических процессов в породах, мы не располагаем данными, позволяющими напрямую связывать возраст краевых частей цирконов с возрастом регионального метаморфизма. Можно лишь говорить о нарушении первичной U–Pb системы циркона на этапе 2661–2637 млн лет под действием термальных процессов.

Дайка риолит-порфира (проба 2001). Координаты места отбора пробы: 64°17′16.4′′ с.ш., 31°41′08′′ в.д.

Акцессорный циркон представлен светлыми прозрачными и полупрозрачными желтовато-розовыми зернами короткопризматической и изометричной формы, размером 100–150 мкм, с коэффициентом удлинения 1–1.5. Катодолюминесцентные изображения зерен демонстрируют хорошо сохранившуюся осцилляторную зональность, характерную для цирконов магматического происхождения (рис. 10б). Содержания U и Th умеренные (47–128 и 40–198 мкг/г соответственно), Th/U отношения 0.88–1.60.

По десяти зернам циркона получен дискордантный возраст кристаллизации, составивший 2704 ± 12 млн лет (рис. 10б). Средневзвешенное значение возраста, рассчитанное по отношению 207Pb/206Pb, имеет такое же значение 2704 ± 12 млн лет (СКВО = 0.54).

Гранодиорит (проба 8008). Координаты места отбора пробы: 64°06′56.5′′ с.ш., 31°39′59.7′′ в.д., юго-западное обрамление Хедозеро-Большозерской структуры, в 5 км к западу от оз. Тикшозеро (рис. 1б).

Порода состоит из крупных зерен плагиоклаза, микроклина и средних размеров пластинок биотита (до 10%). В интерстициях присутствуют агрегаты более мелких зерен кварца. Характерно небольшое количество мелкого эпидота, тяготеющего к скоплениям биотита. Полевые шпаты соссюритизированы. Структура гипидиоморфнозернистая.

Монофракция циркона представлена коричневатыми субидиоморфными призматическими кристаллами размером 150–250 мкм, с коэффициентом удлинения 1.5–3. Циркон имеет низкую степень свечения в катодолюминесценции и плохо сохранившиеся реликты осцилляторной зональности (рис. 12а). Характерны средние концентрации U (128–328 мкг/г) и Th (103–207 мкг/г) и умеренные Th/U отношения (0.52–1.06) (табл. 2).

U–Pb возраст цирконов из гранитов, полученный по верхнему пересечению дискордии с конкордией, составляет 2700 ± 10 млн лет (рис. 12а).

Метариолит шурловарской свиты (проба 1251). Координаты места отбора пробы: 64°46′2.9′′ с.ш., 30°38′36.6′′ в.д., северо-восточное окончание Костомукшской структуры, приблизительно в 4 км к западу от оз. Корпанга.

Порода представляет собой тонкозернистый биотитовый гнейс по риолиту, состоит из кристаллобластовых зерен плагиоклаза и кварца и подчиненного количества пластинок биотита (7–10%) размером менее 0.5 мм. В локальных участках биотит хлоритизирован. Структура лепидогранобластовая, текстура массивная, слабосланцеватая.

Проанализированный циркон представлен призматическими кристаллами размером 150–200 мкм, с коэффициентом удлинения 2–3.5. Циркон имеет низкую степень свечения в катодолюминесценции и плохо сохранившиеся реликты осцилляторной зональности (рис. 12б), характеризуется средними концентрациями U (232–467 мкг/г), Th (87–187 мкг/г) и Th/U отношениями (0.34–0.66).

Дискордантный возраст циркона, рассчитанный по 4 аналитическим точкам, составил 2800 ± ± 10 млн лет (рис. 12б). Такое же значение получено при определении средневзвешенного возраста по отношению 207Pb/206Pb – 2800 ± 10 млн лет (СКВО = 0.23).

Sm–Nd ИЗОТОПНЫЕ ДАННЫЕ

Sm–Nd система изучена в дацитах, андезибазальте и в дайке риолит-порфира. Полученные данные приведены в табл. 3 и на рис. 13а.

Таблица 3.  

Sm–Nd изотопно-геохимические данные для метавулканитов Хедозеро-Большозерской структуры

Название породы,
номер пробы
U–Pb
возраст,
млн лет
Sm, мкг/г Nd, мкг/г 147Sm/144Nd 143Nd/144Nd ± 2σ εNd(T) TNd(DM),
млн лет
TNd(DM-2st),
млн лет
Метадацит
(проба 2074)
2703 4.697 28.57 0.0994 0.510921±3 0.4 2957 3013
Метадацит
(проба 2029)
2705 4.681 28.10 0.1007 0.510939±3 0.3 2967 3021
Метаандезибазальт
(проба 2013)
2705 3.428 17.3 0.1197 0.511397±5 2.6 2830 2830
Риолит-порфир
(проба 2001)
2696 2.576 15.55 0.1001 0.510775±5 –2.8 3168 3268

Примечание. 143Nd/144Nd ± 2σ – величины погрешностей соответствуют последней значащей цифре после запятой.

Рис. 13.

Диаграммы (а) εNd–T и (б) Sr/Y–Y и La/Yb–Yb (Martin, 1999) для метавулканитов Хедозеро-Большозерской структуры. 1 – метаандезибазальты, 2 – метадациты и метаандезидациты, 3 – ультракислые риолит-порфиры дайкового комплекса. БАДР – породы базальт-андезит-дацит-риолитовых серий.

Метадациты имеют сходные Sm–Nd изотопные характеристики. Для них характерны относительно древние модельные возрасты 2.96 млрд лет (проба 2074) и 2.97 млрд лет (проба 2029) и невысокие положительные εNd (0.4 и 0.3 соответственно) (табл. 3). Метаандезибазальт (проба 2013) имеет более молодой модельный возраст 2.83 и высокое значение εNd(2.8). Такие характеристики позволяют предположить смешанные источники лав, возникшие путем мантийно-корового взаимодействия. На диаграмме εNd–T составы дацитов располагаются вблизи линии хондрита, что является признаком существенного вклада древнего корового материала (табл. 3, рис. 13а). Фигуративная точка андезибазальта располагается вблизи линии деплетированной мантии, свидетельствуя о значительном вкладе мантийного вещества и подчиненной роли коровой составляющей.

Дайка риолит-порфира (проба 2001) имеет более древний по сравнению с метавулканитами разреза Sm–Nd модельный возраст (3.17 млрд лет) и отрицательное значение εNd (–2.8), что свидетельствует о длительной коровой предыстории ее протолита приблизительно в 470 млн лет (табл. 4 , рис. 13а).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ И ВЫВОДЫ

Хедозеро-Большозерская структура ранее была интерпретирована как узкая сжатая синклиналь с полого погружающимся на север шарниром, сложенная тремя толщами, последовательно залегающими одна на другой (Миллер, 1988). Благодаря детальным исследованиям разрезов на севере, юге и в центре структуры удалось установить, что нижняя терригенная и средняя вулканогенная толщи совмещены в пространстве тектонически, а ультракислые эффузивы, ранее относимые к верхней вулканогенной толще, являются секущими дайками риолит-порфиров. О тектонических соотношениях свидетельствуют элементы залегания пород. Более древняя терригенная толща, слагающая юг структуры, простирается в северо-западном и субмеридиональном направлениях (320°–350°) и падает на юго-запад под углами 60°–75°. Более молодая вулканогенная толща, располагаясь северо-восточнее, имеет субмеридиональное простирание (340°–360°) и вертикальное падение (рис. 1). На рисунке 1 отчетливо видно, что осадочная и вулканогенная толщи представлены разрозненными тектоническими линзами, заключенными в поле одновозрастных с ними мигматит-гранитов. Такая форма тел может свидетельствовать о преобладании на поствулканическом этапе развития структуры деформаций сжатия и о вероятном сдвиговом характере тектонических деформаций.

В составе вулканогенной толщи Хедозеро-Большозерской структуры присутствуют две группы вулканитов: преобладающие в разрезе дациты и андезидациты и находящиеся в подчиненном количестве андезибазальты и андезиты. Обе группы относятся к известково-щелочной серии и близки к породам базальт-андезит-дацит-риолитовых серий современных островных дуг по следующим петрогеохимическим параметрам: высоким средним содержаниям Al2O3 (17 мас. %) и Na2O (4 мас. %), натровой специализации (K2O/Na2O = 0.7), умеренно- и высокоглиноземистому характеру (ASI = 1), высокой магнезиальности (Mg# = 0.40) (табл. 1, рис. 7), средне дифференцированным спектрам распределения элементов-примесей с хорошо проявленными Nb-минимумами (рис. 8).

Вулканиты Хедозеро-Большозерской структуры имеют повышенные средние содержания крупноионных литофильных элементов: Sr (560 мкг/г), Ba (720 мкг/г), Th (6 мкг/г) и U (1.5 мкг/г) и, как следствие, высокие Sr/Y отношения (97) (табл. 1), что роднит их с кайнозойскими адакитами – индикаторами субдукционных обстановок (Defant, Drummond, 1990). Но полной аналогии с адакитами нет: вулканиты Хедозеро-Большозерской структуры имеют менее дифференцированные спектры распределения РЗЭ. На дискриминационных диаграммах Sr/Y–Y и La/Yb–Yb (Martin, 1999) составы обеих групп вулканитов попадают в поля перекрытия адакитов и классических базальт-андезит-дацит-риолитовых серий (рис. 13б). Подобно адакитам, изученные вулканиты имеют также низкие средние концентрации высокозарядных элементов Nb (4 мкг/г) и Ta (0.42 мкг/г). По химическому составу они сопоставимы с низкокремнеземистыми и высококремнеземистыми разностями адакитов, описанными Х. Мартином (Martin et al., 2005). В соответствии с результатами моделирования, низкокремнеземистые разности адакитов могли образоваться путем плавления метасоматизированного мантийного клина, а высококремнеземистые – в результате взаимодействия базальтового слэба с мантийным перидотитом (Martin et al., 2005).

На дискриминационных диаграммах, предложенных для вулканитов современных геодинамических обстановок в координатах Nb–Y, Ta–Yb, Rb–(Y + Nb), Rb–(Yb + Ta) (приводится только первая диаграмма) для кислых пород (Pearce et al., 1984) и в координатах Zr/Y–Nb/Y для основных разностей (Condie, 2005), составы вулканитов Хедозеро-Большозерской структуры попадают в поля островных дуг (рис. 14).

Рис. 14.

Дискриминационные диаграммы (а) Nb–Y (Pearce et al., 1984) и (б) Nb/Y–Zr/Y (Condie, 2005) для метавулканитов Хедозеро-Большозерской структуры. OIB – базальты океанических островов, N-MORB – базальты срединно-океанических хребтов, ARC – базальты островных дуг, UC – верхняя кора, EN – литосферная мантия, PM – примитивная мантия, DM – деплетированная мантия, DEP – глубинная деплетированная мантия, EM1 и EM2 – обогащенная мантия, REC – рециклированный компонент. Условные обозначения: 1 – метаандезибазальты, 2 – метадациты и метаандезидациты.

Высокие содержания литофильных элементов (К, Rb, Ba, Sr, Th) свойственны не только вулканитам зрелых островных дуг, но и породам известково-щелочных комплексов современных активных континентальных окраин (Фролова, Бурикова, 1997). Обогащение материала верхней мантии литофильными элементами в случае активных континентальных окраин может быть объяснено разными причинами. Т.И. Фролова и И.А. Бурикова (1997) природу таких магм объясняют механизмом контаминации мантийных лав коровым материалом. Как известно, мантийные расплавы поднимаются из областей своей генерации только до уровня пород, имеющих равную с ними плотность. Такое равенство плотностей наступает в верхах астеносферной мантии или в основании континентальной коры. Дальнейшее продвижение расплавов становится затруднительным и возобновляется только после их значительной дифференциации и уменьшения плотности. Длительное отстаивание разогретых мантийных магм неизбежно приводит к подплавлению континентальной коры, возникновению в ней очагов магмообразования, смешиванию с мантийным материалом и к изменению его состава.

Возраст кристаллизации андезибазальтов и дацитов Хедозеро-Большозерской структуры, полученный U–Pb методом по циркону (SHRIMP-II), неоархейский и составляет 2705 ± 9 млн лет для андезибазальтов и от 2703 ± 7 до 2712 ± 6 млн лет для дацитов. Различающиеся Sm–Nd модельные возрасты дацитов (2.96 и 2.97 млрд лет) и андезибазальтов (2.83 млрд лет) свидетельствуют о разной коровой предыстории их протолитов. Низкие положительные значения εNd (0.4 и 0.3), обуславливающие расположение составов проанализированных дацитов на диаграмме εNd–Т между линиями деплетированной мантии (DM) и хондрита (CHUR), указывают на смешанный источник магм и мантийно-коровое взаимодействие в процессе образования пород, а их положение вблизи линии хондрита свидетельствует о значительном вкладе корового материала (рис. 13а, табл. 3). Андезибазальты, имеющие более молодой модельный возраст (2.83 млрд лет) и высокое положительное значение εNd (2.6), наоборот, выплавлены преимущественно из мантийного источника с небольшой коровой контаминацией.

Риолит-порфиры, ранее относимые к третьей толще (Миллер, 1988), секут вулканиты разреза (рис. 3б) и представлены маломощными дайками. От стратифицированных вулканитов они отличаются калиевой специализацией (K2O/Na2O = 1–6), невысокими содержаниями Sr, Ba, низкими Sr/Y отношениями и большим количеством минимумов (Eu, Nb, Ti, Ba и Sr) в спектрах распределения элементов-примесей. Все остальные геохимические характеристики у них такие же, как и у вулканитов разреза: это принадлежность к известково-щелочной серии, высокая глиноземистость и высокая магнезиальность. Они кристаллизовались практически одновременно с вулканитами разреза (2704 ± 12 млн лет назад), но имели при этом другой источник магм, коровый по своей природе. В пользу этого свидетельствует более древний Sm–Nd модельный возраст (3.17 млрд лет) и отрицательное значение εNd (–2.8), благодаря чему на диаграмме εNd–T они располагаются ниже линии хондрита (рис. 13а, табл. 3).

Следует отметить, что установленный нами возраст риолитов отличается от полученного А.В. Самсоновым с соавторами (2001). Ими был определен более древний возраст этих пород (2730 ± 5 млн лет), не вписывающийся в установленную последовательность геологических событий. У нас нет оснований сомневаться в возрасте кристаллизации толщи вулканитов (от 2703 ± 7 до 2712 ± 6 млн лет), поскольку результаты были получены по цирконам из трех проб разного состава (одного андезибазальта и трех дацитов), отобранных в различных частях структуры (рис. 1). Возрасты, рассчитанные по более чем достаточному количеству аналитических точек, укладываются в узкий диапазон значений с небольшими погрешностями. Значение возраста по риолитам 2704 ± 12 млн лет не противоречит установленным соотношениям пород Хедозеро-Большозерской структуры, в соответствии с которыми дайки должны быть приблизительно одного возраста с вулканитами разреза или моложе их. Не согласующееся с нашими данными древнее значение возраста (2730 ± 5 млн лет), возможно, обусловлено использованием разных методик исследования.

Характер геологических соотношений неоархейских супракрустальных пород с обрамляющими Хедозеро-Большозерскую структуру гранитоидами остается неопределенным из-за отсутствия прямых контактов между породами. Близки (с учетом погрешностей) возрасты кристаллизации вулканитов и гранитоидов. Возраст вулканитов составляет 2703–2712 млн лет, а возраст мигматит-анатектит-гранитового плутонического комплекса, обрамляющего Хедозеро-Большозерскую структуру, по результатам последних исследований – от 2691 ± 9 до 2720 ± 7 млн лет (неопубликованные данные из отчета ГГУП “СФ “Минерал” по проекту “Выполнение геологосъемочных работ масштаба 1 : 200 000 в пределах листа Q-36-XXXII”). Возраст гранитоидов юго-западного обрамления структуры, приведенный в данной статье (2700 ± 10 млн лет), вписывается в этот интервал (рис. 12а). Более древних вмещающих пород в окружении Хедозеро-Большозерской структуры пока не выявлено. Севернее оз. Нюк толща супракрустальных пород теряется в поле региональной мигматизации. Еще далее на север, в обрамлении Костомукшской структуры (имеющей в основании супракрустального разреза вулканиты с возрастом древнее 2.8 млрд лет) присутствуют такие же молодые плутонические породы с возрастом 2665–2715 млн лет (Мыскова, 2015). Поэтому можно предположить, что гранитоиды древнего кристаллического фундамента, вероятно когда-то подстилавшие Костомукшскую и Хедозеро-Большозерскую структуры, скорее всего, не уцелели и были переработаны более поздними процессами региональной мигматизации.

Наши исследования показали, что вулканиты Хедозеро-Большозерской структуры моложе вулканитов контокской серии Костомукшского зеленокаменного пояса и имеют другой состав. Первые представлены слабо дифференцированной серией, варьирующей по составу от андезибазальтов до дацитов, вторые – бимодальной коматиит-базальт-риолитовой серией (Лобач-Жученко и др., 2000 и др.). Вулканиты Костомукшского зеленокаменного пояса имеют более древний возраст, который для мафической части оценивается Sm–Nd изохроной в 2808 ± 95 млн лет (Лобач-Жученко и др., 2000) или в 2843 ± 39 млн лет (Puchtel et al., 1998). Для кислых вулканитов он составляет (U–Pb метод по циркону) 2795 ± 29 млн лет (Samsonov et al., 1995), 2795 ± 10 млн лет (Лобач-Жученко и др., 2000) и 2800 ± 10 млн лет (настоящая статья, рис. 12б). Кроме того, мы располагаем небольшим количеством петрогеохимических данных по кислым вулканитам шурловарской свиты контокской серии Костомукшского зеленокаменного пояса, которые позволяют провести самое общее сравнение кислых членов разреза Костомукшской и Хедозеро-Большозерской структур. Как видно из табл. 1, вулканиты шурловарской свиты являются более кислыми образованиями, отвечающими по составу риолитам, и имеют более низкие концентрации Ba, Sr, La и Ce. Из всего вышесказанного следует, что вулканиты Хедозеро-Большозерской структуры нельзя сопоставлять с вулканогенными образованиями контокской серии Костомукшского зеленокаменного пояса и в стратиграфической шкале их следует помещать выше терригенной толщи Хедозеро-Большозерской структуры (рис. 1б).

Основываясь на геохимических особенностях вулканитов Хедозеро-Большозерской структуры, мы попытались рассмотреть условия их формирования в контексте уже существующих для этого региона тектонических моделей. Геодинамические обстановки ближайших зеленокаменных структур большинством исследователей рассматриваются в рамках плейттектонических моделей.

Вулканиты Хедозеро-Большозерской структуры близки по возрасту и геохимическим параметрам к санукитоидам массивов Факторный и Таловейс Костомукшского района, описанным А.В. Самсоновым с соавторами (2004). На бинарных диаграммах в координатах SiO2–петрогенный элемент практически по всем элементам их тренды совпадают (рис. 6). Похожи и спектры распределения элементов-примесей: умеренно дифференцированные, без европиевых аномалий и с четкими отрицательными ниобиевыми минимумами (Самсонов и др., 2004). Так же как и изученные породы, санукитоиды характеризуются наличием субдукционных меток. Кристаллизация вулканитов и санукитоидов происходила приблизительно в одно и то же время (от 2703 ± 7 до 2712 ± 6 млн лет и 2715±5 млн лет назад соответственно). Важным моментом является структурное положение санукитоидов. Исследованиями В.Н. Кожевникова (1982, 2000), О.И. Володичева с соавторами (2002) и А.В. Самсонова с соавторами (2004) показано, что санукитоиды внедрялись в уже деформированные толщи вулканитов контокской серии. Магматизм был связан с формированием сдвиговой зоны субмеридионального простирания в условиях растяжения коры. Выплавление санукитоидных магм, по данным (Самсонов и др., 2004; Lobach-Zhuchenko et al., 2005), происходило в условиях коллизии из метасоматизированной мантии. Обогащение мантии, по мнению указанных авторов, могло произойти ранее во время субдукции Беломорского пояса под Карельский кратон. События субдукции и коллизии имели место на этапе 2820–2700 млн лет (Bibikova et al., 1999; Lobach-Zhuchenko et al., 2005).

Сдвиговая тектоника описана и в южном продолжении Хедозеро-Большозерской структуры на территорию Финляндии в поясе Хатту провинции Иломантси (Sorjonen-Ward, 1993). Сравнивая вулканиты Хедозеро-Большозерской структуры с близкими по возрасту вулканитами зеленокаменного пояса Хатту провинции Иломантси Восточной Финляндии (2750 млн лет; Vaasjoki et al., 1993), можно сказать, что первые в целом имеют более высокие содержания Al, Fe, K и более низкие концентрации Na (O’Brien et al., 1993). Общими геохимическими чертами этих пород являются высокие содержания Sr, Ba и Sr/Y отношения, а также одинаковые спектры распределения элементов-примесей с отчетливыми ниобиевыми минимумами. Для вулканитов зеленокаменного пояса Хатту в качестве наиболее вероятных обстановок формирования предложены условия активной континентальной окраины или коллизии этой окраины с островной дугой (Vaasjoki et al., 1993).

Рассмотренные плейттектонические модели, учитывая аналогию состава и структурного положения пород, могут быть применены и для метавулканитов Хедозеро-Большозерской структуры. Принимая во внимание разный возраст сравниваемых структур, можно говорить о смещении в пространстве и во времени процессов субдукции от более древних к молодым областям. Формирование супракрустальных пород Костомукшской структуры происходило 2820 млн лет назад, пояса Хатту на территории Финляндии – 2750 млн лет назад, а наиболее молодых вулканитов Хедозеро-Большозерской структуры – на этапе 2703–2712 млн лет назад. Не исключено, что последние являются излившимися аналогами санукитоидов Костомукшской структуры. Учитывая то, что возрасты вулканитов Хедозеро-Большозерской структуры и обрамляющих их гранитов с учетом погрешностей измерений перекрываются, процессы субдукции и коллизии были сближены во времени, а формирование вулканогенной толщи, вероятнее всего, происходило в условиях активной континентальной окраины, постепенно эволюционировавших в режим коллизии.

Плейттектонические модели на ранних стадиях развития Земли и субдукция как механизм формирования зеленокаменных поясов поддерживаются не всеми исследователями. Даже среди сторонников плейттектоники есть разногласия в вопросе, с какого момента она начала действовать (с неоархея или неопротерозоя). В качестве альтернативной для Балтийского щита выдвигается модель плюмтектоники (Вревский и др., 2010). Применительно к изученным породам мантийный плюм мог выступать как источник тепла, необходимого для расплавления корового материала, смешения его с мантийным расплавом и обогащения литофильными элементами.

Наши представления совпадают со взглядами В.П. Чекулаева с соавторами (2018), которые также отмечают близость составов среднекислых вулканитов неоархейских зеленокаменных поясов Центрально-Карельского домена (к которым относится и Хедозеро-Большозерская структура) с современными вулканитами континентальных дуг и рассматривают их формирование как результат совместного действия плюмов и плейттектоники.

На данном этапе изученности территории механизм обогащения протолита вулканитов Хедозеро-Большозерской структуры литофильными элементами недостаточно ясен и останется предметом дискуссий до тех пор, пока не будут получены веские аргументы в пользу той или иной точки зрения.

Источники финансирования. Работа выполнена в рамках темы НИР № 0153-2019-0001 и благодаря участию авторов в полевых работах ГГУП “СФ “Минерал” по проекту “Выполнение геологосъемочных работ масштаба 1 : 200 000 в пределах листа Q-36-XXXII (Большозерская площадь)”.

Список литературы

  1. Белоусов Е.Ф., Демидов Н.Ф., Крохин А.И., Мельянцев Н.В. Стратиграфия и тектоника докембрия района озер Челмозеро–Нюкозеро в Западной Карелии // Геология и полезные ископаемые Карелии. Петрозаводск, 1975. С. 117–132.

  2. Володичев О.И., Кузенко Т.И., Козлов С.С. К структурно-метаморфическому изучению метавулканитов контокской серии Костомукшской структуры // Геология и полезные ископаемые Карелии. 2002. Вып. 5. С. 15–26.

  3. Вревский А.Б., Лобач-Жученко С.Б., Чекулаев В.П., Коваленко А.В., Арестова Н.А. Геологические, петрологические и изотопно-геохимические ограничения геодинамических моделей образования тоналит-трондьемит-гранодиоритовых ассоциаций древних кратонов // Геотектоника. 2010. № 4. С. 20–38.

  4. Горьковец В.Я., Раевская М.Б., Белоусов Е.Ф., Инина К.А. Геология и металлогения района Костомукшского железорудного месторождения. Петрозаводск: Карелия, 1981. 143 с.

  5. Кожевников В.Н. Условия формирования структурно-метамофических парагенезисов в докембрийских комплексах. Л.: Наука, 1982. 184 с.

  6. Кожевников В.Н. Архейские зеленокаменные пояса Карельского кратона как аккреционные орогены. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 2000. 222 с.

  7. Костомукшский рудный район (геология, глубинное строение и минерагения). Отв. ред. В.Я. Горьковец, Н.В. Шаров. Петрозаводск: Карельский научный центр РАН, 2015. 322 с.

  8. Лобач-Жученко С.Б., Арестова Н.А., Милькевич Р.И., Левченков О.А., Сергеев С.А. Стратиграфический разрез Костомукшской структуры Карелии (верхний архей), реконструированный на основе геохронологических, геохимических и изотопных данных // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2000. Т. 8. № 4. С. 319–326.

  9. Матреничев А.В., Матреничев В.А., Каулина Т.В. Геология и изотопный возраст вулканитов Хедозерской структуры // Материалы XIХ Конференции молодых ученых, посвященной памяти чл.-корр. АН СССР К.О. Кратца. Апатиты, 2008. С. 40–42.

  10. Миллер Ю.В. Структура архейских зеленокаменных поясов. Л.: Наука, 1988. 144 с.

  11. Милькевич Р.И., Мыскова Т.А. Позднеархейские метатерригенные породы Западной Карелии // Литология и полезные ископаемые. 1998. № 2. С. 177–194.

  12. Милькевич Р.И., Миллер Ю.В., Рочева О.Н. Деформации и метаморфизм Большозерско-Хедозерской структуры (Западная Карелия) // Магматизм, метаморфизм и геохронология докембрия Восточно-Европейской платформы в связи с крупномасштабным картированием. Тезисы докладов IV Регионального петрографического совещания по европейской части СССР. Петрозаводск: Карелия, 1987. С. 144–145.

  13. Мыскова Т.А. Состав и возраст архейских гранитоидов Центральной и Западной Карелии Балтийского щита // Материалы XII Всероссийского петрографического совещания с участием зарубежных ученых. Петрозаводск, 2015. С. 463.

  14. Cамсонов А.В., Берзин Р.Г., Заможняя Н.Г., Щипанский А.А., Бибикова Е.В., Кирнозова Т.И., Конилов А.Н. Процессы формирования раннедокембрийской коры Северо-Западной Карелии, Балтийский щит: результаты геологических, петрологических и глубинных сейсмических (профиль 4В) исследований // Глубинное строение и эволюция земной коры восточной части Фенноскандинавского щита: профиль Кемь–Калевала. Петрозаводск: Карельский научный центр РАН, 2001. С. 109−143.

  15. Самсонов А.В., Бибикова Е.В., Ларионова Ю.О., Петрова А.Ю., Пухтель И.С. Магнезиальные гранитоиды (санукитоиды) Костомукшского района, западная Карелия: петрология, геохронология и тектонические условия становления // Петрология. 2004. Т. 12. № 5. С. 495–529.

  16. Стенарь М.М. Осадочно-вулканогенные образования района Большезера (Западная Карелия) // Труды Карельского филиала АН СССР. 1960. Вып. 26. С. 65–75.

  17. Стенарь М.М. Гранитоиды района Хедозеро–Кимасозеро–Большезеро // Вопросы геологии и закономерности размещения полезных ископаемых Карелии. Петрозаводск: Карельское книжное изд-во, 1966. С. 253–266.

  18. Стратиграфия докембрия Карелии. Опорные разрезы верхнеархейских отложений. Ред. Рыбакова С.И. Петрозаводск, 1992. 190 с.

  19. Фролова Т.И., Бурикова И.А. Магматические формации современных геотектонических обстановок. М.: Изд-во МГУ, 1997. 320 с.

  20. Чекулаев В.П., Арестова Н.А., Егорова Ю.С., Кучеровский Г.А. Изменение условий формирования континентальной коры Карельской провинции Балтийского щита при переходе от мезо- к неоархею: результаты геохимических исследований // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2018. Т. 26. № 3. С. 3–23.

  21. Чернов В.М., Стенарь М.М. Стратиграфия карельских образований Западной Карелии // Материалы по геологии Карелии. Труды Карельского филиала АН СССР. 1960. Вып. XXVI. С. 29–45.

  22. Bibikova E.V., Slabunov A.I., Bogdanova S.V., Skiold T., Stepanov V.S., Borisova E.Yu. Early magmatism of the Belomorian Mobil Belt, Baltic Shield: lateral zoning and isotopic age // Petrology. 1999. V. 7. P. 123–146.

  23. Black L.P., Kamo S.L., Alen C.M., Aleinikoff J.N., Davis D.W., Korsch R.J., Foudoulis C. TEMORA 1: a new zircon standard for U–Pb geochronology // Chem. Geol. 2003. V. 200. P. 155–170.

  24. Condie K.C. High field strength element ratios in Archean basalts: a window to evolving sources of mantle plumes? // Lithos. 2005. V. 79. P. 491–504.

  25. Defant M.J., Drummond M.S. Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere // Nature. 1990. V. 347. P. 662–665.

  26. Frost B.R., Barnes C.G., Collins W.J., Arculus R.J., Ellis D.J., Frost C.D. A geochemical classification for granitic rocks // J. Petrology. 2001. V. 42. P. 2033–2048.

  27. Goldstein S.J., Jacobsen S.B. Nd and Sr isotopic systematics of rivers water suspended material: implications for crustal evolution // Earth Planet. Sci. Lett. 1988. V. 87. P. 249–265.

  28. Irvine T.N., Baragar W.R.A. A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks // Canad. J. Earth Sci. 1971. V. 8. P. 523–548.

  29. Jacobsen S.B., Wasserburg G.J. Sm–Nd evolution of chondrites and achondrites // Earth Planet. Sci. Lett. 1984. V. 67. P. 137–150.

  30. Keto L.S., Jacobsen S.B. Nd and Sr isotopic variations of Early Paleozoic oceans // Earth Planet. Sci. Lett. 1987. V. 84. P. 27–41.

  31. Le Maitre R.W., Bateman P., Dudek A., Keller J., Lameyre J., Le Bas M.J., Sabine P.A., Schmid R., Sorensen H., Streckeisen A., Woolley A.R., Zanettin B. A classification of igneous rocks and glossary of terms. Oxford: Blackwell, 1989.

  32. Lobach-Zhuchenko S.B., Rollinson H.R., Chekulaev V.P., Arestova N.A., Kovalenko A.V., Ivanikov V.V., Guseva N.S., Sergeev S.A., Matukov D.I., Jarvis K.E. The Archaean sanukitoid series of the Baltic Shield: geological setting, geochemical characteristics and implications for their origin // Lithos. 2005. № 79. P. 107–128.

  33. Ludwig K.R. SQUID 1.12 A User’s Manual: a geochronological toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geochronology Center Special Publication. 2005a. 22 p.

  34. Ludwig K.R. User’s Manual for ISOPLOT/Ex 3.22. A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geochronology Center Special Publication. 2005b. 71 p.

  35. Maniar P.D., Piccoli P.M. Tectonic discrimination of granitoids // Geol. Soc. Am. Bull. 1989. V. 101. P. 635–643.

  36. Martin H. Adakitic magmas: modern analogues of Archaean granitoids // Lithos. 1999. V. 46. P. 411–429.

  37. Martin H., Smithies R.H., Rapp R., Moyen J.F., Champion D. An overview of adakite, tonalite–trondhjemite–granodiorite (TTG), and sanukitoid: relationships and some implications for crustal evolution // Lithos. 2005. V. 79. P. 1–24.

  38. O’Brien H.E., Huhma H., Sorjonen-Ward P. Petrogenesis of the late Archean Hattu schist belt, Ilomantsi, eastern Finland: geochemistry and Sr, Nd isotopic composition // Geol. Surv. Finland. Spec. Pap. 1993. № 17. P. 147–184.

  39. Pearce J.A., Harris N.B.W., Tindle A.G. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks // J. Petrol. 1984. V. 25. P. 956–983.

  40. Puchtel I.S., Hofmann A.W., Mezger K., Jochum K.P., Shchipansky A.A., Samsonov A.V. Oceanic plateau model for continental crustal growth in the Archaean: a case study from the Kostomuksha greenstone belt, NW Baltic Shield // Earth Planet. Sci. Lett. 1998. V. 155. P. 57–74.

  41. Richard P., Shimizu N., Allegre C.J. 143Nd/144Nd a natural tracer: an application to oceanic basalts // Earth Planet. Sci. Lett. 1976. V. 31. P. 269–278.

  42. Rubatto D. Zircon trace element geochemistry: partitioning with garnet and the link between U–Pb ages and metamorphism // Chem. Geol. 2002. V. 184. P. 123–138.

  43. Samsonov A.V., Puchtel I.S., Bibicova E.V., Zhuravlev D.Z. Petrology and geochronology of felsic volcanic and plutonic rocks of the Kosomuksha greenstone belt, W Karelia // Precambrian of Europe. Abstracts. MAEGS 9. St. Petersburg: IPGG RAS, 1995. P. 95.

  44. Sorjonen-Ward P. An overview of structural evolution and lithic units within and intruding the Late Archaean Hattu schist belt, Ilomantsi, eastern Finland // Geol. Surv. Finland Spec. Pap. 1993. № 17. P. 9–102.

  45. Sun S.S., McDonough W.F. Magmatism in the ocean basins // Geol. Soc. London Spec. Publ. 1989. V. 42. P. 313–345.

  46. Vaasjoki M., Sorjonen-Ward P., Lavikainen S. U–Pb age determination and sulfide Pb–Pb characteristics from the Late Archean Hattu schist belt, Ilomantsi, eastern Finland // Geol. Surv. Finland Spec. Pap. 1993. № 17. P. 103–131.

  47. Williams I.S. U–Th–Pb geochronology by ion microprobe // Applications of microanalytical techniques to understanding mineralizing processes. Eds. McKibben M.A., Shanks III W.C., Ridley W.I. Rev. Econ. Geol. 1998. V. 7. P. 1–35.

Дополнительные материалы отсутствуют.