ПЕТРОЛОГИЯ, 2013, том 21, № 4, с. 389-413
УДК 550.93+552.93(470.21)
НЕОАРХЕЙСКИЙ САНУКИТОИДНЫЙ МАГМАТИЗМ КОЛЬСКОГО РЕГИОНА: ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ, ПЕТРОХИМИЧЕСКИЕ, ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИЕ И ИЗОТОПНО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ
© 2013 г. Н. М. Кудряшов, М. Н. Петровский, А. В. Мокрушин, Д. В. Елизаров
Геологический институт Кольского НЦ РАН ул. Ферсмана, 14, Апатиты, Мурманская обл., 184209, Россия; e-mail: nik@geoksc.apatity.ru
Поступила в редакцию19.04.2012 г.
Получена после доработки 26.06.2012 г.
Проведено геологическое, изотопно-геохронологическое, петрохимическое и изотопно-геохимическое исследование Поросозерского и Колмозерского санукитоидных массивов Кольского региона. Поросозерский дифференцированный массив сформировался в результате последовательного внедрения четырех фаз в течение ~60 млн. лет. Первая фаза представлена серией габбро-диорит— кварцевый монцодиорит—гранодиорит—гранит. Возрасты циркона из гранодиорита и кварцевого монцодиорита Поросозерского массива составили 2733 ± 6 млн. лет и 2734 ± 4 млн. лет соответственно. Вторая фаза массива сложена биотитовыми лейкогранитами, жилами аплитов и лейкопла-гиогранитов. Возраст циркона из лейкогранита составил 2712 ± 6 млн. лет. Третья фаза включает лампрофировые дайки одинит-спессартит-вогезитового состава. Время внедрения лампрофиров определяется возрастом циркона магматического генезиса из дайки одинитового состава — 2680 ± ± 10 млн. лет, возраст метасоматического циркона составил 2629 ± 8 млн. лет. Четвертая, завершающая фаза, образована поздними пегматитовыми жилами. Rb-Sr изохронный возраст для пород первой фазы составил 2724 ± 74 млн. лет. Возраст циркона из гранодиорита Колмозерского массива — 2736 ± 4 млн. лет. Породы санукитоидных массивов относятся к известково-щелочной серии, имеют магнезиальность Mg# = 0.45—0.60, обогащены Ba, Sr, K, P, LREE и содержат повышенные концентрации Cr и Ni. Sm-Nd изотопные данные для санукитоидов обоих массивов указывают на их образование из мантийного источника, обогащенного LILE и LREE c характеристикой sNd(2740) = = +1.02...+0.36, плавление которого произошло приблизительно на 140 млн. лет позже его образования (T(DM) = 2.9—2.8 млрд. лет). Выявлено сходство пород Поросозерского и Колмозерского массивов с магматическими санукитоидными сериями архея и фанерозоя, образование которых определяется процессами мантийно-корового взаимодействия в надсубдукционных условиях в пределах активных континентальных окраин. Присутствие повышенных фоновых содержаний Ag и Au в породах Поросозерского массива позволяет считать его перспективным для металлогениче-ской специализации на благородные металлы.
DOI: 10.7868/S0869590313030047
ВВЕДЕНИЕ
Высокомагнезиальные интрузии гранитоидов неоархейского возраста широко распространены в пределах гранит-зеленокаменных областей, тектоническое становление которых обычно завершает тектономагматическую эволюцию этих структур. В последние десятилетия эту группу пород, близкую по своим петрохимическим характеристикам к фанерозойским высокомагнезиальным андезитам (санукитам) островодужного вулканического пояса Сетоучи (Япония) (Tatsumi, Ishizaka, 1982; Tatsumi, 1982), стали называть са-нукитоидами (Shirey, Hanson, 1984). Интерес к ним вызван тем, что они обнаруживают признаки пород как мантийного (высокие содержания магния, никеля, хрома), так и корового происхождения (высокие содержания некогерентных лито-фильных и легких редкоземельных элементов, а также бария, стронция и фосфора). Такое сочета-
ние характеристик объясняется образованием санукитоидов в результате частичного плавления обогащенного мантийного источника (Stern, Hanson, 1991; Stevenson et al., 1999; Sutcliffe et al., 1990). Было предложено несколько моделей, объясняющих состав источника и первичных магм санукитоидов. Наиболее популярной считается модель, в которой в качестве источника выступает мантийный клин, обогащенный флюидами в результате субдукции океанической коры (Stern, Hanson, 1991; Hattory et al., 1996; Shimoda et al., 1998). Рассматривается также модель обогащения мантии некогерентными литофильными и редкоземельными элементами при добавлении в нее расплава ТТГ в ходе андерплейтинга (магматическое подслаивание в основание коры) (Petford, Atherton, 1996; Kusky, Polat, 1999; Stevenson et al., 1999; Smithies, Champion, 2000; Polat, Kerrich, 2002).
Образования санукитоидных серий в древних кратонах фиксируется от раннего до позднего неоархея, при этом каждая серия формировалась в относительно короткий интервал времени (~50—100 млн. лет). Так, наиболее древний возраст имеют санукитоиды кратона Пилбара в Западной Австралии (~2.95 млрд. лет, Smithies, Champion, 2000 и ссылки там) и санукитоиды юго-восточной части Амазонского кратона в Бразилии (~2.87 млрд. лет, Oliveira et al., 2009). В период 2.7—2.6 млрд. лет образовались санукитоиды кратона Зимбабве в Южной Африке (Kampunzu et al., 2003 и ссылки там) и кратона Йилгарн в Западной Австралии (Cassidy et al., 1991; Wienden-beck, Watkins, 1993). Для санукитоидов восточной части Карелии возрастные данные находятся в диапазоне 2.75—2.74 млрд. лет, западной — 2.72— 2.71 млрд. лет (Bibikova et al., 2005; Бибикова и др., 2006), Восточной Финляндии — 2.74—2.70 млрд. лет (Halla, 2005; Heilimo et al., 2010, 2011; Mikkola et al., 2011). Для Западной Гренландии возраст образований, сходных с санукитоидами, составляет ~2.7 млрд. лет (Steenfelt et al., 2005). Санукитоиды провинции Сьюпериор Канадского щита имеют значения возраста 2.70—2.65 млрд. лет (Davis et al., 1982; Corfu et al., 1989; Corfu, Stott, 1993). Самые поздние интрузии санукитоидов описаны в кратонах Южной Индии, Южной Африки и Северного Китая, для них получены датировки 2.6— 2.5 млрд. лет (Moyen et al., 2001 и ссылки там; Savrothaman, 2001; Laurent et al., 2011; Chen et al., 2007; Wang et al., 2009).
В пределах Фенноскандинавского щита высокомагнезиальные гранитоиды, по составу отвечающие санукитоидам, широко распространены в Карельской провинции. Здесь насчитываются десятки подобных интрузий, которые в настоящее время всесторонне изучаются (Чекулаев, 1999; Чекулаев и др., 2003, 2004; Самсонов и др., 2004; Samsonov et al., 2005; Halla, 2005; Kovalenko et al., 2005; Lobach-Zhuchenko et al., 2005, 2008; Лобач-Жученко и др., 2005a, 2007, 2010; Bibikova et al., 2005; Бибикова и др., 2006; Ларионова и др., 2007; Коваленко, 2008; Саватенков и др., 2010; Heilimo et al., 2011). На территории Кольского региона интрузии, по составу соответствующие санукидо-идам, описаны в северной части Кольско-Нор-вежского домена (Vetrin et al., 1995; Levchenkov et al., 1995) и в Устьпонойской структуре юго-восточной части Мурманского домена (Ветрин, 1984). Наиболее масштабно продукты санукито-идного магматизма проявлены в зоне сочленения Кейвского террейна, Кольско-Норвежского и Мурманского доменов, где расположены два крупных массива — Поросозерский и Колмозер-ский (Петровский, Виноградов, 2002). Колмозер-ский массив локализован в обширной депрессии, находящейся между архейскими породами пояса Колмозеро-Воронья и гранитоидами Мурманского домена и, вследствие плохой обнаженно-
сти, его детальное геологическое картирование затруднительно. Наиболее доступен для исследования хорошо обнаженный Поросозерский массив, поэтому основной материал статьи включает данные для пород этого массива. Настоящая статья посвящена изотопно-геохронологическому изучению Поросозерского и Колмозерского массивов с целью установления возрастных соотношений различных по составу слагающих их пород, а также петрохимических и изотопно-геохимических характеристик.
ГЕОЛОГО-ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ
ХАРАКТЕРИСТИКА ПОРОСОЗЕРСКОГО МАССИВА
Поросозерский массив расположен в юго-восточной части зеленокаменного пояса Колмозеро-Воронья, контактируя на юге с субщелочными гранитами Западно-Кейвского массива, на западе с плагиогранитогнейсами Кольско-Норвежского домена (рис. 1). Проведенные нами геологические исследования показали, что Поросозерский массив является многофазным дифференцированным интрузивом: первая фаза сложена серией габбро-диорит—кварцевый монцодиорит—гранодиорит— гранит с постепенными переходами между фаци-альными разновидностями, а также синплутони-ческими дайками кварцевых диоритов и гранодио-ритов; вторая фаза представлена биотитовыми лейкогранитами и жилами аплитов; третья фаза включает дайки лампрофиров; четвертая объединяет жилы пегматитов. Внутреннее строение массива осложнено разрывными нарушениями, разбивающими массив на ряд блоков. Главным образом это сдвиги и сбросы, но в ряде мест дизъюнктивные нарушения представлены надвигами.
Первая фаза
Габбро-диориты и кварцевые монцодиориты наблюдаются только в наиболее эродированной, центральной части массива, составляя около 5% его объема. Выходы габбро-диоритов локализованы в поле развития кварцевых монцодиоритов в виде участков мощностью от первых десятков сантиметров до первых десятков метров с постепенными переходами во вмещающие кварцевые монцодиориты. Вероятно, габбро-диориты представляют собой начальные дифференциаты кристаллизации магмы, образуя в кварцевых монцо-диоритах небольшие бескорневые тела. Кварцевые монцодиориты слагают нижнюю часть массива, занимая около половины объема массива. Гранодиориты включают верхнюю часть массива и в плане тяготеют к наименее эродированным краевым его частям. Объем гранодиоритов по площади выходов составляет примерно 30%. Контакты между гранодиоритами и кварцевыми монцодиоритами отчетливые, зоны перехода до-
[465 16 ^40 Д7
ЕЕ
1 1 * 6
2 к XX X XI |(ХК*Х 7
3 © 8
4 ш 9
5 10
11 12
_] 13
14
И
Мурманский домен
Колмозерский массив
Патчемварекский массив
Рис. 1. Схематическая геологическая карта Поросозерского массива.
1 — четвертичные отложения; 2 — щелочные граниты Западно-Кейвского массива; 3—8 — породы Поросозерского массива: 3 — дайки лампрофиров, 4 — лейкограниты, жилы аплитов, 5 — граниты, 6 — гранодиориты, 7 — кварцевые монцодиориты, 8 — габбро-диориты; 9—13 — породы ЗКП Колмозеро-Воронья: 9 — глиноземистые гнейсы и сланцы, 10 — биотит-мусковитовые сланцы, 11 — ритмичн
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.