Минералогия и геохимия палеопротерозойских мафических даек Центрально-Карельского террейна Карельского кратона.

Егорова С. В.

Петрозаводский государственный университет, Горно-геологический факультет, Петрозаводск, Россия;

sve5690@yandex.ru

 

Рои мафических даек широко распространены на докембрийских щитах и обычны для протерозоя.  Они рассматриваются как компонент питающей системы крупных магматических провинций (LIPs), формирование которых может быть связано с подъемом глубинных мантийных плюмов (Coffin&Eldholm, 1994). Данные, полученные в ходе изучения особенностей геохимии и минералогии роев мафических даек, могут стать важным источником информации о процессах формирования и последующей эволюции родоначальных магм. Кроме того, рои даек могут быть использованы в качестве региональных временных маркеров: этому способствуют их широкое площадное распространение и относительно хорошая степень сохранности.

В восточной части Фенноскандинавского щита в западной части Карельского кратона в районе оз. Тулос установлен рой мафических даек Fe-толеитового состава. В современном эрозионном срезе установлены выходы 10 тел, сложенных преимущественно мелко-среднезернистыми долеритами. Контакты даек с вмещающими архейскими комплексами  отчетливо секущие, что позволяет предположить их палеопротерозойский возраст. Среди описываемых тел преобладают дайки северо-западного простирания (290-330°), в меньшей степени развиты субмеридиональные (10°) тела, часть из них прослежена по простиранию на значительные расстояния. Мощность тел варьирует в довольно широких пределах, в среднем составляя более 40 м.  Преобладают тела простого строения, но при этом в крупных дайках отчетливо проявлена внутрикамерная дифференциация: выделяется зона закалки, сложенная тонкозернистыми меланократовыми породами, по мере удаления от контакта зернистость возрастает, уменьшается содержание темноцветных минералов, в результате чего, в центральной части тела породы приобретают мезократовый среднезернистый, иногда такситовый облик. Кроме того, в центральных частях некоторых тел, установлены линзовидные шлиры лейкогаббро. В целом породы даек Тулосского блока  характеризуются хорошей сохранностью и незначительными вторичными изменениями.

Главными породообразующими минералами долеритов Тулосского блока являются основной плагиоклаз (лабродор-андезинового состава), формирующий в среднем 40-55% объема породы, и клинопироксен - до 45% объема породы, представленный преимущественно авгитом. В некоторых телах, в качестве породообразующих устанавливается также ортопироксен, главным образом, гиперстен (до 8%) и поздняя магматическая роговая обманка (1-3%). Содержание рудного минерала, представленного преимущественно магнетитом и ильменитом, в отдельных телах может достигать 12%, в среднем составляя 5-7%.  В качестве второстепенных в породах установлены кварц и биотит (для некоторых тел эти минералы установлены и в породах зоны закалки), в некоторых разновидностях отмечается появление оливина, составляющего около 4% объема породы.  

На основе данных о составе породообразующих минералов, полученных при помощи микроанализатора INCA Energy 350 на базе сканирующего электронного микроскопа VEGA LSH ИГ КарНЦ, были выполнены расчеты РТ параметров кристаллизации равновесных с расплавом минералов с использованием геотермобарометра K. Putirka (2008). Результаты расчетов позволили сделать вывод, о том, что кристаллизация пород происходила в приповерхностных условиях в интервале температур 1100-1200°С.  Кроме того, расчет ликвидусных температур с использованием программ Pele 7.0 и Comagmat 3.05 позволяют предполагать начало кристаллизации магм в интервале температур  1150-1200°С.

На классификационных диаграммах фигуративные точки составов долеритов Тулосского блока формируют компактные поля, положение которых позволяет определить долериты как породы толеитовой серии повышенной железистости, или Fe-толеиты.

Содержания петрогенных элементов в долеритах Тулосского блока варьируют незначительно. Характерными для них являются повышенные концентрации TiO₂ (от 1.66 до 3.08 вес.%) и Fe₂O₃* (13.91 до 19.72 вес.%), а также низкие концентрации MgO (менее 6.5 вес. %). Содержания SiO₂ изменяются от 48.16 до 51.4 вес.% (среднее – 49.6 вес.% ). Процессы внутрикамерной дифференциации повышают эти значения в лейкократовых частях тел до 55.24 вес.%.  Повышение содержания кремнекислоты в результате дифференциации, в крупных телах по мере продвижения от зоны закалки к центральным частям тела сопровождается закономерным снижением содержания MgO и соответствующим ростом Fe₂O₃*.

Концентрации совместимых рассеянных элементов в породах варьируют в относительно широких пределах, однако в целом демонстрируют низкие содержания: V:  64 - 576.51ppm, Cr: 9-89ppm и Ni: 11-102 ppm. Концентрации несовместимых рассеянных элементов составляют: Zr 55 –166 ppm, Nb 5.07  17.74 ppm, Hf – от 1.62 до 4.61 ppm.

Для одного из тел большой мощности дифференциация по петрогенным элементам установлена не была – их содержания в центральной и краевых частях тела варьируют незначительно, кроме того, для этого тела характерны наиболее высокие концентрации Cr  - в среднем составляя ~130 ppm.

Спектры распределения РЗЭ (рис. 1 А) в породах долеритов Тулосского блока, нормированные по хондриту, демонстрируют  слабодифференцированный характер ((Сe/Yb)_N варьирует от 2.2 до 4.3) распределения лантаноидов: с незначительным обогащением легкими РЗЭ (среднее значение (La/Sm)_N ~1.9), плоским распределением в средней части спектра и незначительным обеднением в области тяжелых РЗЭ ((Gd/Yb)_N варьирует от 1.4 до 2.1). Деплетированность HREE, наиболее вероятно, связана с присутствием граната в источнике плавления.

Спектры распределения РЗЭ одной из даек пересекают спектры распределения остальных в области средних лантаноидов, а это указывает на то, что она не могла образоваться вместе с остальными телами в результате единого процесса фракционирования из одного источника (Слабунов А. И. и др, 2007).

 

Рис.1 Спектры распределения редкоземельных, нормированных по хондриту (McD, 1995) (А) и редких, нормированных по примитивной мантии (Wenderpohl&Hartman, 1994) (Б) элементов долеритов Тулосского блока

Для графика распределения редких элементов (рис.1 Б) стоит отметить наличие отрицательных аномалий по Sr, Nb и Zr, а также незначительного положительного пика по Ti. Отрицательная Nb аномалия может являться индикатором вовлечения корового компонента в магматический процесс, а Sr, вероятно, связанна с фракционированием плагиоклаза. Повышенные содержания LIL-элементов также могут быть связаны с коровой контаминацией магм.

Сопоставление долеритов Тулосского блока и верхнеятулийских базальтов Центральной Карелии (Малашин и др., 2003) по петрогенным, редким и редкоземельным элементам, показали их значительное сходство, что является еще одним аргументом в пользу палеопротерозойского возраста долеритов Тулосского блока.

Работы проводились в ИГ КарНЦ РАН.

 

Список литературы:

Малашин М.В., Голубев А.И., Иваников В.В., Филиппов Н.Б. Геохимия и петрография мафических вулканических комплексов нижнего протерозоя Карелии. I. Ятулийский трапповый комплекс // Вестник СПбГУ. 2003. №7. С. 3-32.

Интрерпретация геохимических данных / Под ред. Склярова Е.В. М: Интермет Инжиниринг, 2001. 288 с.

Слабунов А. И., Богина М. М., Злобин В. Л., Матуков Д. И. Вокшозерская структура Керетского зеленокаменного пояса Беломорского подвижного пояса: петрология, геохронология метавулканитов и геодинамические следствия // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 10. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 2007. С. 5 – 15.

Coffin, M and Eldholm, O.  Large igneous provinces: crustal structure, dimensions, and external consequences. Reviews in Geophysics. 1994. Vol. 32. P. 1-36.

Putirka K. Thermometers and barometers for volcanic systems, in: Putirka, K. D., and Tepley, F. eds., Rev. Mineral. Geochem. 2008. Vol. 69. P. 61-120.