72

А. В. Степанова, В. С. Степанов

КУНДОЗЕРСКИЙ ГАББРОНОРИТ-ДИОРИТОВЫЙ МАССИВ: ОСОБЕННОСТИ СТРОЕНИЯ И СОСТАВА

Введение

Неоархейский этап эндогенной активности на Ка-рельском кратоне характеризуется преимущественно формированием массивов санукитодной серии воз-раста 2,74–2,65 млрд лет (Лобач-Жученко и др., 2007; Ларионова и др., 2007; Halla, 2005), которые за-вершают архейский корообразующий цикл в восточ-ной части Балтийского щита. В этом комплексе ма-фический компонент, за редким исключением, пред-ставлен в резко подчиненном количестве в виде не-правильной формы включений, линзовидных и жиль-ных тел. Вместе с тем в Беломорской провинции на-ми установлены неоархейские с возрастом 2,71 млрд лет (Слабунов и др., 2008) габброиды, формировав-шие, вероятно, довольно крупные дифференцирован-ные интрузивы (Степанова и др., 2007).

Аналоги неоархейских габброидов Беломорской провинции до настоящего времени не установлены на Карельском кратоне. В числе возможных – метагаб-бронориты и роговообманковые габбро северной час-ти Карельского кратона (Богачев и др., 1964; Геология и магматизм.., 1974; Сидоренко, 1976; Еин, 1984; Степанов, 1994 и др.). Геологическое положение габб-роидов этой группы, соотношения с палеопротерозой-скими мафическими и кислыми интрузивными ком-плексами позволяют предполагать их неоархейский возраст.

Среди массивов метагабброидов в северной части Карельского кратона Кундозерский (рис. 1) является наиболее крупным и наилучшим образом сохранив-шимся. Массив изучался рядом геологов, большая часть которых на раннем этапе исследований рас-сматривала его в составе Олангской группы рассло-енных интрузивов (Геология СССР, 1960; Лавров, 1979 и др.). Дальнейшие исследования показали су-щественные различия в составе пород и внутреннем строении расслоенных интрузивов Олангской груп-пы и Кундозерского массива (Богачев и др., 1964). По данным В. В. Сидоренко (Геология и магматизм.., 1974; Сидоренко, 1976), породы Кундозерского мас-сива прорваны и метасоматически изменены грани-тоидами, которые, по его представлениям, аналогич-ны гранитоидам Топозерского массива чарнокитов.

Он исключил Кундозерский массив из Олангской группы и рассматривал его в составе раннепротеро-зойской гипербазит-габбровой формации. В качестве аналогов этого массива им и позднее А. С. Еиным (1984) рассматривались массивы Ромбак, Виксозеро и Окуневой Губы.

Возраст Кундозерского массива до настоящего времени не определен. В его пределах установлено не-сколько групп более поздних интрузивных образова-ний – дайки габброноритов, оливиновых долеритов и ультраосновных лампрофиров, жилы микроклиновых гранитов. Для даек характерны секущие закаленные крутопадающие контакты с габброноритами Кундо-зерского массива, апофизы и ксенолиты габбронори-тов в эндоконтактовой части (рис. 2, А). При этом ве-роятен неоархейский возраст Кундозерского массива и палеопротерозойский – мафических даек.

Между становлением габброноритов массива и внедрением даек габброноритов сформировались два типа гранитных жил. Ранние из них имеют трондье-мит-гранодиоритовый состав, а поздние сложены ка-лиевыми гранитами нуоруненского типа (рис. 2, Б). Таким образом, соотношения пород Кундозерского массива с более поздними магматическими образова-ниями позволяют предполагать, что он не моложе гранитов нуоруненского типа (Степанов, 1994), ран-ний палеопротерозой, ~2,45 млрд лет (Левченков и др., 1995).

Представления исследователей о петрогенетиче-ских процессах, ответственных за формирование по-род массива, довольно противоречивы (Богачев и др., 1964; Сидоренко, 1974; Еин, 1984; Коншин, 1994), а состав и объем относимых к Кундозерскому массиву пород, количество и состав фаз массива ос-тавались дискуссионными.

В настоящей работе представлены полученные нами в последние годы данные о геологическом строении массива, составе и соотношениях установ-ленных в его пределах пород, их минералогии и ред-коэлементных характеристиках. Эти данные лежат в основе интерпретации Кундозерского массива как дифференцированного интрузива, состав пород кото-рого варьирует от габброноритов до кварцевых дио-ритов.

73

Методика исследований

Изучение породообразующих минералов прово-дилось с использованием сканирующего электронно-го микроскопа Vega II LSH с энергодисперсионным анализатором INCA Energy 350 в Институте геоло-гии КарНЦ РАН (аналитики А. Н. Сафронов, А. Н. Терновой). Ускоряющее напряжение 20 кВт, сила тока 15 нА. Растровые изображения получены в отраженных электронах. Погрешности измерения концентраций всех анализируемых элементов не вы-ходят за пределы: при концентрациях от 1 до 5% по-грешности не превышали 15%, при концентрациях от 5 до 10% не превышали 10%, при концентрациях более 10% – не превышали 5%.

Содержания породообразующих элементов опре-делены методом рентгено-флюоресцентного анализа (РФА) в ИГЕМ РАН на спектрометре последователь-ного действия PW 2400 производства компании Philips Analytical B.V. Подготовка препаратов для анализа породообразующих элементов выполнена путем плавления 0,3 г порошка пробы с 3 г тетрабо-рата лития в индукционной печи с последующим от-ливом гомогенного стеклообразного диска. Точность

анализа составляла 1–5 отн. % для элементов с кон-центрациями выше 0,5 мас. % и до 12 отн. % для эле-ментов с концентрацией ниже 0,5 мас. %.

Определение концентраций рассеянных элемен-тов проводилось методом индукционно-cвязанной плазмы с масс-спектрометрическим окончанием анализа (ICP-MS) в Испытательном центре анализа вещества ИГ КарНЦ РАН. Точность анализа кон-тролировалась путем измерения стандартных образ-цов СГД-1А, СТ-1. Относительное стандартное от-клонение для всех элементов не превышало 0,5 при измерении содержания этих элементов до 5 × ПО и не превышало 0,3 при измерении содержания более 5 × ПО.

Геологическое строение, соотношения пород в составе массива

Кундозерский массив расположен в северной час-ти Карельского кратона, к северо-востоку от оз. Пяо-зеро. Коренные выходы пород массива на южном по-бережье оз. Кундозеро формируют тело субширотно-го простирания неустановленной морфологии разме-ром ~ 37 км (см. рис. 1).

Рис. 1. Схема геологического строения Кундозерского массива. Составлена с использованием данных А. С. Зуйковой (1952), сотрудников Института геологии КарНЦ РАН (Богачев и др., 1964; Сидоренко, 1976) и по материалам авторов:

1 – четвертичные отложения; 2 – дайки оливиновых долеритов; 3 – дайки габброноритов; 4 – дайки нерасчлененных базитов; 5 – жилы и мелкие тела микроклиновых и ортоклазовых гранитов; 6 – дайки метабазитов, прорванные жилами гранитов с обильными порфиробла-стами калиевого полевого шпата; 7–8 – породы Кундозерского массива: 7 – диориты (двупироксеновые диориты), кварцевые диориты, (+гранодиориты?); 8 – габбронориты, преимущественно мезократовые, редко лейкократовые и меланократовые; 9 – плагиограниты, квар-цевые сиениты, гранодиориты огнейсованные и мигматизированные (неоархей – палеопротерозой); 10 – нерасчлененные плагиогнейсо-граниты (неоархей – архей)

74

Вмещающие породы с запада и юго-запада пред-ставлены в различной степени мигматизированными гнейсогранодиоритами Пяозерского санукитоидного композит-батолита. С востока и северо-востока обнажа-ются интенсивно деформированные апотоналитовые (?) биотитовые и амфибол-биотитовые гнейсы, типич-ные для Беломорского подвижного пояса (Геология и магматизм.., 1974). Первичные контакты Кундозерско-го массива с породами рамы нами не наблюдались, хо-тя по данным В. В. Сидоренко (1974), интрузивный контакт имеет место в восточной части массива.

Основной объем интрузива сложен габбронори-тами и диоритами (см. рис. 1). При этом габброно-риты существенно преобладают в западной его час-ти, а диориты – в восточной.

Габбронориты в пределах массива представлены среднезернистыми, массивными мезократовыми по-родами (рис. 3, А). Степень их сохранности варьиру-ет очень значительно – от пород, сохранивших пер-вичные магматические минералы и структуры, до полностью перекристаллизованных пород в зонах рассланцевания.

Габбронориты имеют Cpx-Opx-Pl состав. Плагио-клаз формирует до 50% объема пород, остальное приходится на долю пироксенов, причем ортопирок-сен обычно преобладает. Характерны габбровые, ре-же габброофитовые структуры. В единичных случа-ях в габброноритах установлены осцилляторно-зо-нальные зерна плагиоклаза с обратной зональностью (рис. 3, Б). Лейсты плагиоклаза также зональны, но зональность в них нормальная (An71 в центре, An50 в краевой части). Центральные части зональных зе-рен плагиоклаза содержат включения Amf-Qtz-Ilm состава (рис. 3, Б). Рудные минералы габброноритов представлены ильменитом и магнетитом, в незначи-тельном количестве установлены халькопирит и пентландит. Биотит присутствует в количестве 1–2%, акцессории – бадделеит, циркон и апатит. Габброно-риты не имеют отчетливо проявленных кумулятив-ных структур, однако ряд их структурных особенно-стей, таких как высокая степень идиоморфизма орто-пироксенов, насыщенность их ламеллями Cr-содер-жащего магнетита, наличие ксеноморфных кварца и магнетита в интерстициях идиоморфных зерен Pl и

Рис. 2. Соотношения габброноритов Кундозерского массива с более поздними магматическими образованиями:

А – деталь контакта дайки габброноритов, секущей габбронориты Кундозерского массива: 1 – дайка габброноритов, PR1; 2 – жилы гранодиоритов; 3 – габбронориты Кундозерского массива; 4 – зоны рассланцевания; 5 – элементы залегания; Б – жилы микроклиновых гранитов, секущие габбронориты Кундозерского массива: 1 – гранитные жилы; 2 – среднезернистые массивные габбронориты;3 – элементы залегания

75

Opx (рис. 3, А), позволяют предполагать, что габбро-нориты представляют собой обогащенные ранними ликвидусными фазами породы в составе массива.

Лейкогаббронориты представляют собой лейко-кратовые массивные породы кварц-биотит-пироксен-плагиоклазового состава. Плагиоклаз основного соста-ва формирует крупные идиоморфные лейсты, интер-стиции которых выполнены кварцем, магнетитом и ильменитом, вследствие чего породы приобретают эле-менты сидеронитовой структуры (рис. 3, В). Апатит формирует крупные мозаичные обособления и состав-ляет до 3% объема породы. Ортопироксен и плагиоклаз

представляют ранние ликвидусные фазы, а кварц и руд-ные минералы занимают интерстиционную позицию и кристаллизовались на завершающей стадии.

Диориты Кундозерского массива – это чаще всего мелко-, среднезернистые массивные двупироксеновые мезократовые, варьирующие до лейкократовых поро-ды. Породообразующие минералы также представле-ны Pl, Opx и Cpx. Плагиоклаз зонален: в крупных зер-нах содержание An варьирует от 50 до 32%. В отличие от габброноритов в диоритах появляется кварц (не ин-теркумулусный) и калиевый полевой шпат (KFsp). Со-держание их не превышает 5%. Кроме того, в диори-

Рис. 3. Минералого-петрографические особенности пород Кундозерского массива:

А – среднезернистый габбронорит. Изображение в отраженных электронах; Б – осцилляторно зональное зерно плагиоклазав габбронорите Кундозерского массива. Изображение в отраженных электронах. На графике – содержание анортитовой компонентыв плагиоклазе; В – элементы сидеронитовой структуры в лейкогаббронорите Кундозерского массива. Интерстиции зерен плагиоклаза выполнены ильменитом и магнетитом. Оптический микроскоп, николи Х; Г – диорит, обр. С-1596-7 (см. рис. 4). Оптический микроскоп, николи Х

76

тах довольно высокое (~5%) содержание биотита, ко-торый формирует крупные идиоморфные зерна (рис. 3, Г) и, судя по структурно-морфологическим особен-ностям, кристаллизовался из расплава, а не является продуктом вторичных изменений пород.

Всеми исследователями указывается на постепен-ность переходов между габброноритами и диоритами (Богачев и др., 1964; Геология и петрология.., 1974). Контакт между ними извилистый с многочисленными «заливами», характерны также «пятна» габброноритов в поле развития диоритов и наоборот (см. рис. 1). Ха-рактер распределения габброноритов и диоритов на площади массива и отсутствие секущих контактов меж-ду ними позволяют предполагать близкую к одновре-менной кристаллизацию и существование макроритмов в строении массива. На это указывают и данные А. И. Богачева с соавторами (1964), которые предпола-гают существование маломощных субпластовых тел габброноритов в поле развития диоритов. Определить соотношения между главными компонентами интрузи-ва точнее не позволяют условия обнаженности.

Кварцевые диориты представлены в составе ин-трузива в подчиненном количестве. Они формируют в диоритах массива жильные и линзовидные тела мощ-ностью до нескольких метров. Жилы кварцевых диори-тов установлены на всей площади массива, но сущест-венно преобладают в восточной его части. Жильные те-

ла имеют довольно сложную морфологию (рис. 4) и резкие контакты с вмещающими диоритами. Для них характерен «зубчатый» контур контакта (рис. 4, Б), от-ражающий взаимное проникновение контактирующих пород. В диоритах, вмещающих жилы, в зоне эндокон-такта жил также наблюдается уменьшение зернистости, так что соотношения пород не дают возможности оце-нить последовательность внедрения и предполагают близкую к одновременной кристаллизацию.

Жилы кварцевых диоритов имеют зональное строе-ние – эндоконтактовые части мощностью до 10 см сло-жены массивными мелкозернистыми лейкократовыми кварцевыми диоритами (см. рис. 4, Б). В центральной части тел развиты среднезернистые, иногда слаборас-сланцованные кварцевые диорит-порфиры (рис. 4, Б, Г). Порфировые выделения представлены графическими срастаниями плагиоклаза среднего состава и кварца. Ос-новная масса сложена мелкозернистым агрегатом квар-ца, ильменита, магнетита, плагиоклаза, калиевого поле-вого шпата, пироксена и апатита. Для нее характерны элементы сидеронитовой структуры, причем ильменит и магнетит выполняют интерстиции между породообра-зующими минералами, в том числе и между ксеноморф-ными зернами кварца (рис. 5). В центральных частях жил установлены маломощные линзовидные обособле-ния кварц-плагиоклазового состава графической струк-туры (рис. 4, В, Д).

Рис. 4. Соотношения диоритов и кварцевых диоритов в Кундозерском массиве:

обн. С-1596: А – общий план, Б – непосредственный контакт, фото. Нижняя часть фото – крупнозернистый кварцевый диорит, верхняя часть – мелкозернистые диориты Кундозерского массива. Тело кварцевых диоритов в диоритах Кундозерского массива (обн. С-2437) –общий план (В), детали контакта (Г) и внутреннего строения (Д)

77

Т а б л и ц а 1

Химические составы минералов из пород Кундозерского массива

Габбронорит С-1381-05-2 Магнезиальный диорит С-2437-4

Ортопироксен Клинопи-роксен

Плагиоклаз KFsp Ортопирок-

сен Клинопи-роксен

Плагиоклаз KFsp

4-4 16-1 17-1 7-4 17-2 4-2 15-8 5-4 1-2 11-2 4-11 1-11 2-6 4-2 4-1 1-8 3-1 1-9 4-2 SiO2 51,85 52,67 54,89 52,19 54,24 49,46 52,13 54,15 62,90 63,08 52,97 51,51 51,51 51,36 53,39 54,41 57,66 62,83 63,87 TiO2 − − − − − − − − − − − − − − − − − 0,71 Al2O3 1,06 1,11 1,04 2,21 2,09 32,0 30,3 27,89 18,55 18,39 1,14 0,64 1,88 2,50 28,78 28,56 27,47 18,58 19,19 FeO' 20,031 20,12 20,32 7,13 7,43 0,46 1,20 − − − 24,4 23,82 12,15 10,15 − − 0,68 − − MnO − − 0,5 − − − − − − − − 0,56 − − − − − − − MgO 23,59 23,93 25,2 14,25 15,06 − 0,69 − − − 20,85 19,95 13,75 13,17 − − − − − CaO 0,731 0,61 − 23,2 24,0 15,26 12,84 10,6 1,01 1,98 20,49 21,61 11,75 11,53 9,19 − − Na2O − − − − − 3,32 4,15 5,43 0,72 − − − − 5,07 5,24 7,22 0,72 0,93 K2O − − − − − − − 16,08 16,08 − − − − − 15,07 16,01 Ba2O 1,03 − 1,91 ∑ 97,26 98,44 101,95 98,87 102,8 100,50 100,15 98,07 99,28 98,28 100,37 98,06 99,72 98,34 98,99 99,74 102,22 97,91 101,91An − − − 71,75 63,10 51,89 − 56,15 54,87 41,29 Ab 6,26 − Ort 91,93 100 − − − 93,23 88,89 Wo 1,48 1,23 0 47,74 47,29 2,06 3,27 41,73 45,16 − − − − − En 66,73 67,11 68,32 40,8 41,29 59,13 57,38 38,96 38,29 − − − − − Fs 31,79 31,66 31,68 11,45 11,43 38,82 39,35 19,31 16,55 − − − − −

О к о н ч а н и е т а б л . 1

Диорит, С-1596-10/3 Кварцевый диорит, С-1596-10/4 Клинопироксен Ортопироксен Плагиоклаз KFsp Клинопироксен Плагиоклаз KFsp

16-5 16-3 5-3 4-5 3-1 3-2 3-4 4-1 2-2 2-1 2-3 2-5 5-2 10-1 11 13-3 4-6 5-7 7-10 10-3SiO2 55,01 50,25 47,37 48,77 50,13 50,1 52,86 53,97 52,27 57,9 56,51 60,84 63,59 49,29 50,03 50,84 55,42 57,38 58,86 62,34TiO2 – 0,34 – 0,48 – – – – Al2O3 1,64 1,16 1,41 0,9 0,71 – 0,73 28,98 27,94 25,36 24,86 18,4 18,38 1,74 1,56 1,44 25,52 25,47 26,28 18,79FeO' 10,82 11,35 11,6 27,68 27,62 27,54 20,6 3,07 10,28 10,52 – – MnO – – – 1,28 1,01 1,08 0,79 – 0,61 – – – MgO 12,83 12,17 12,2 16,45 16,59 16,23 16,7 11,6 12,49 12,37 – – CaO 21,35 21,01 19,5 0,98 0,95 0,7 2,55 10,46 10,23 7,74 6,68 – 22,27 21,09 22,07 8,38 7,63 7,65 Na2O – – 5,64 5,69 7,42 8,08 1,61 1,06 – – – 6,51 6,92 8,15 K2O – – 14,35 15,44 – – – – 0,31 14,98Ba2O – – – – – – – – 2,15 ∑ 101,6 95,94 92,8 96,1 97,1 96 94,3 99,4 96,13 98,4 99,21 95,7 98,5 95,18 96,83 97,25 95,83 97,70 100,95 98,25An – – 50,7 49,84 36,6 31,2 – – 42,5 33,0 34,2 Alb – – 14,5 9,5 – – Ort – – 85,5 90,5 95,8 Wo 44,8 44,87 42,6 2,2 2,1 1,6 5,3 48,0 44,8 46,5 – En 37,5 36,1 37,2 50,3 51,4 50,4 48,7 34,8 37,0 36,2 – Fs 17,8 18,9 19,8 47,5 48,2 48,2 33,6 17,3 18,3 17,3 –

Рис. 5. Кварцевый диорит Кундозерского массива, обр. С-1596-10/4 (см. рис. 4, табл. 2)

Жилы гранодиоритов и эндербитов установле-ны повсеместно, но преобладают в восточной части интрузива. Этот компонент интрузива изучен недос-таточно. Часть жил имеет отчетливо секущую мор-фологию, другие по аналогии с кварцевыми диорита-ми не дают возможности оценить последователь-ность формирования пород и, возможно, кристалли-зовались совместно с мафическими породами масси-ва. Породы чаще всего массивные, среднезернистые с типичными гранитными структурами. Темноцвет-ные минералы представлены биотитом, пироксенами (в реликтовых зернах) и амфиболами.

Все установленные в составе интрузива породы характеризуются однотипными минеральными ассо-циациями. Основной для них является ассоциация гиперстен + клинопироксен (варьирует от магнези-ального диопсида до авгита) + плагиоклаз (An70–32). Эти минералы имеют сквозное развитие в габброи-дах, диоритах и кварцевых диоритах массива, соста-

78

вы их приведены в табл. 1. Магнезиальность ортопи-роксена в породах варьирует от En70-64 в габбронори-тах, En50-60 в диоритах и кварцевых диоритах. Плаги-оклаз в габброноритах имеет состав An72-50, в диори-тах – An60-35, в кварцевых диоритах – An55-32 (рис. 6).

Таким образом, наиболее магнезиальные и каль-циевые минералы характерны для габброноритов, а минимальные значения этих параметров присущи кварцевым диоритам. Имеющиеся данные позволяют предполагать, что при переходе от одной породы к другой составы минералов в ассоциациях изменяются без резких скачков с некоторым перекрытием преде-лов вариаций или небольшими разрывами (рис. 6).

Аналогичная закономерность наблюдается и в от-ношении второстепенных (для габброидов) минера-лов – KFsp, кварца и биотита. Они также присутству-ют во всех рассматриваемых породах, но минималь-ное количество их характерно для габброидов, а мак-симальное – для кварцевых диоритов.

Среди рудных минералов в рассматриваемой серии пород сквозное развитие имеют ильменит и магнетит. Акцессории повсеместно представлены апатитом, мо-нацитом и цирконом, бадделеит отмечается реже.

В целом геологическое строение массива, соотно-шения пород друг с другом, их минералого-петрогра-фические характеристики позволяют предполагать

формирование в результате процессов внутрикамер-ной дифференциации.

Геохимическая характеристика пород

Габбронориты, диориты и кварцевые диориты Кундозерского массива на классификационной диа-грамме TAS (рис. 7, А) располагаются в поле основ-ных и средних пород нормальной щелочности. На диаграмме AFM (рис. 7, Б) фигуративные точки со-ставов пород массива располагаются вблизи границы толеитовой и известково-щелочной серий, при этом наиболее магнезиальные породы представлены габб-роноритами, а наиболее железистые – кварцевыми диоритами. Составы пород приведены в табл. 2.

На вариационных диаграммах MgO – элемент (рис. 8) отчетливо проявлен единый тренд изменения составов пород Кундозерского массива. Характерно увеличение кремнекислотности, железистости, тита-нистости и щелочности с уменьшением содержания MgO от 9,61% в габброноритах до 2,20% в кварцевых диоритах. Содержания CaO, Al2O3, Cr, Ni снижаются с уменьшением концентраций MgO. Исключение со-ставляют лейкогаббронориты, в которых высокие со-держания Al2O3 обусловлены высокими содержания-ми плагиоклаза и не зависят от концентраций MgO.

Рис. 6. Составы пироксенов и плагио-клазов из пород Кундозерского массива

Рис. 7. Диаграммы TAS и AFM для пород Кундозерского массива

Таблица

2

Составы

пород

Кундозерского массива

C-1

381-

1C

-153

4-7

С-1

381-

10/0

4 С

-138

1-10

/09

Са-

219-

01C

-153

1-1

B2*

* B

3**

B4*

* C

-159

6-2

C-2

431-

10C

-243

7-4

C-2

437-

10/0

3С

-159

6-10

/03С

-159

6-10

/07

C-2

437-

10/0

1 С

-159

6-10

/04

габбро

-норит

габбро

-норит

габбро

- норит

габбро

- норит

габбро

-норит

габбро

-норит

габбро

-норит

габбро

-норит

диорит

диорит

диорит

диорит

диорит

диорит

диорит

кварцевый

диорит

-порфир

кварцевый

диорит

S

iO2

52,7

2 51

,65

51,0

0 51

,30

48,0

6 50

,26

51,5

3 51

,05

55,6

256

,64

55,3

1 54

,46

53,0

6 55

,33

53,6

1 57

,60

58,8

7 T

iO2

0,39

0,

88

0,30

0,

32

0,62

1,

57

0,25

0,

91

0,91

1,

06

1,32

0,

83

1,65

1,

35

1,33

1,

86

2,38

A

l 2O

3 17

,22

15,7

8 17

,34

17,9

5 15

,98

19,3

8 19

,73

21,3

5 11

,45

15,3

0 13

,95

14,8

7 14

,77

14,3

2 15

,13

12,9

2 12

,74

Fe 2

O3

7,95

9,

64

8,94

8,

52

10,3

4 9,

83

8,25

8,

97

10,2

610

,74

12,2

2 10

,56

12,7

1 11

,88

12,2

1 13

,39

12,7

3 M

nO

0,13

0,

19

0,15

0,

15

0,18

0,

11

0,14

0,

13

0,28

0,

15

0,16

0,

14

0,18

0,

14

0,16

0,

15

0,13

M

gO

9,52

9,

36

9,19

8,

95

9,61

4,

73

8,27

3,

80

8,06

3,

95

5,33

6,

76

4,41

3,

70

4,64

2,

27

2,20

C

aO

9,08

8,

12

10,3

9 9,

57

11,1

6 9,

36

9,43

7,

37

9,23

7,

41

7,46

7,

74

8,36

8,

17

7,99

6,

89

5,36

N

a 2O

2,

10

1,85

2,

02

2,29

2,

30

3,43

1,

74

5,17

2,

91

3,06

2,

57

3,01

2,

86

2,76

2,

89

3,01

2,

44

K2O

0,

79

1,97

0,

54

0,85

1,

53

0,83

0,

65

1,26

1,

30

1,69

1,

40

1,30

1,

43

1,81

1,

48

1,23

2,

39

P2O

5 0,

11

0,55

0,

07

0,07

0,

18

0,50

0,

00

0,00

0,

00

0,00

0,

28

0,32

0,

54

0,48

0,

52

0,65

0,

74

S

0,06

0,

03

0,04

0,04

0,

07

0,06

0,

04

0,03

C

r*

465

424

469

491

452

185

12

3 23

3 14

4 83

34

85

45

47

N

i*

158

134

95

114

94

71

40

95

18

17

26

5 8

Co*

47

55

25

26

28

47

47

63

17

22

20

17

18

V

* 67

14

6 76

84

13

4 30

8

375

280

146

172

101

155

128

160

Cu*

32

32

18

15

21

32

16

312

8

5 8

5 6

Zn*

52

61

10

2 96

11

4 95

97

87

12

9 Z

r *

60

61

60

98

17

7 19

2 25

7 72

5 L

i

7,

16

9,27

17

,18

13

,35

8,24

14

,16

10,5

6 9,

56

Sc

22,8

9 21

,35

31,4

0

22,2

1 23

,56

20,5

4 24

,53

18,8

5 R

b

9,

21

17,4

7 22

,56

14

,29

30,6

2 20

,21

13,4

2 30

,07

Sr

385

393

408

51

3 46

6 51

2 59

0 46

2 Y

7

6,48

10

,89

24

,98

22,2

6 20

,98

38,8

7 43

,08

Nb

2,24

2,

32

2,48

7,52

8,

08

5,74

9,

96

19,8

4 C

s

0,

15

0,32

0,

27

0,

11

0,22

0,

41

0,12

0,

16

Ba

228

235

883

88

4 85

4 69

2 11

13

1367

L

a

9,

49

10,1

0 12

,23

36

,80

40,1

5 34

,87

57,7

9 74

,87

Ce

21,3

5 18

,10

25,0

7

72,4

3 76

,47

67,0

3 11

4,99

16

7,27

P

r

2,

5 2,

59

3,81

10,6

3 11

,14

9,95

16

,89

22,3

9 N

d

11

,22

11,2

7 17

,86

49

,52

49,6

0 44

,56

80,2

4 98

,32

Sm

2,

01

2,05

3,

33

9,

19

8,89

7,

98

14,9

6 18

,60

Eu

0,56

0,

57

0,99

2,62

2,

22

2,10

4,

45

3,49

G

d

1,

85

1,88

3,

27

8,

48

8,08

7,

38

13,8

9 16

,81

Tb

0,22

0,

24

0,43

1,08

1,

01

0,93

1,

76

2,04

D

y

1,

35

1,34

2,

48

5,

84

5,24

4,

80

9,26

10

,22

Ho

0,27

0,

28

0,50

1,12

1,

00

0,93

1,

73

1,92

E

r

0,

86

0,91

1,

47

3,

16

2,94

2,

66

4,75

5,

17

Tm

0,

12

0,14

0,

22

0,

43

0,40

0,

35

0,61

0,

63

Yb

1,03

1,

02

1,46

2,78

2,

72

2,33

3,

91

3,95

L

u

0,

16

0,17

0,

23

0,

40

0,40

0,

34

0,56

0,

55

Hf

1,42

1,

33

0,71

0,43

1,

28

0,86

0,

61

0,92

T

a

0,

14

0,17

0,

20

0,

44

0,50

0,

34

0,52

1,

10

Th

0,54

0,

62

0,26

0,44

1,

54

0,68

1,

32

1,34

U

0,

10

0,11

0,

07

0,

07

0,24

0,

10

0,12

0,

20

Примечание

. * –

содержания

элементов определены

методом

XR

F; *

* – данные А

. И. Богачева и др

. (19

64).

80

Рис. 8. Вариации содержаний окислов петрогенных элементов, Cr и Ni в породах Кундозерского массива

Для высокозарядных, крупноионных литофиль-ных и редкоземельных элементов характерно увели-чение концентраций с уменьшением содержаний MgO в породах массива (рис. 9, 10). При этом харак-тер распределения несовместимых элементов в ряду

габбронорит – диорит – кварцевый диорит остается без изменений (рис. 10, А, Б).

Обращает на себя внимание то, что локализованные в габброноритах гранодиориты имеют отличное от ряда габбронорит – диорит –

81

кварцевый диорит распределение петрогенных элементов (см. рис. 8). Иная магнезиальность, зна-чительно более низкие содержания TiO2 в грано-диоритах предполагают иной тренд дифференциа-ции и не позволяют рассматривать их как компо-нент Кундозерского массива.

Обсуждение результатов

Неоднозначность геологических соотношений в массиве, отсутствие непосредственных контактов с вмещающими породами, разнообразие составов по-род, отсутствие данных о примитивных расплавах

Рис. 9. Вариации содержаний рассеянных элементов в породах Кундозерского массива

82

(отсутствие данных о зонах закалки, невозможность подсчета средневзвешенного состава пород массива) являлись, вероятно, причиной многообразия и проти-воречивости представлений о его внутреннем строе-нии, количестве и соотношении фаз и природе неод-нородностей состава.

А. И. Богачев с соавторами (1964) включали в со-став Кундозерского массива все разновидности по-род, установленные в его пределах, в том числе секу-щие мафические дайки и жилы микроклиновых гра-нитов, рассматривая их как его фазы.

Совершенно иной точки зрения придерживался В. В. Сидоренко (Геология и магматизм.., 1974; Си-доренко, 1976), который рассматривал массив как интенсивно переработанный наложенными метасо-матическими процессами габброноритовый интру-зив. При этом габбронориты рассматривались как породы неизмененные, а диориты и кварцевые дио-риты – как результат метасоматической переработки габброноритов. Метасоматические изменения связы-

вались им с влиянием раннепротерозойских процес-сов гранитизации, которые привели к образованию пород эндербит-чарнокитового ряда, аналогичных чарнокитоидам Топозерского типа.

Полученные нами данные позволяют предпола-гать, что габбронориты, диориты и кварцевые диори-ты Кундозерского массива являются породами гене-тически связанными, сформированными в результате процессов внутрикамерной дифференциации едино-го исходного расплава, природа которого обусловле-на сложным взаимодействием мантийного расплава с коровым веществом, возможно, с палингенным рас-плавом. Дайки габброноритов и долеритов, жилы гранодиоритов и микроклиновых гранитов генетиче-ского родства с Кундозерским массивом не имеют.

В пользу магматического происхождения вариа-ций составов в ряду габбронориты – диориты – квар-цевые диориты свидетельствуют сквозные минераль-ные ассоциации Pl+Opx+CPx с последовательным уменьшением основности плагиоклаза и снижением

Рис. 10. Содержания ред-коземельных элементов в породах Кундозерского массива, нормированные к хондриту (Sun, McDo-nouhg, 1989), Б – содержа-ния рассеянных элемен-тов в породах Кундозер-ского массива, нормиро-ванные к примитивной мантии (Wenderpohl, Hartman, 1994)

83

магнезиальности пироксенов от габброноритов к кварцевым диоритам. Соотношения пород в массиве, изменение составов породообразующих минералов (см. рис. 7, табл. 1) предполагают дифференцирован-ный характер строения интрузива.

Особенности распределения редких и редкозе-мельных элементов (см. рис. 9, 10), вариации содержа-ний петрогенных элементов (см. рис. 8) свидетельст-вуют об общем исходном расплаве для габбронори-тов, диоритов и кварцевых диоритов массива и под-тверждают их формирование в результате процессов внутрикамерной дифференциации. Минералого-пет-рографические особенности габброноритов массива, такие как обратная зональность плагиоклазов и ильме-нит-кварц-амфиболовые включения в плагиоклазах с обратной осциляторной зональностью (см. рис. 3, Б), позволяют предполагать контаминацию исходных расплавов, предшествовавшую процессам кристалли-зации, и являются отражением неравновесности сис-тем минерал – расплав – контаминанта на ранних ста-диях эволюции первичных расплавов.

Габбронориты не могут рассматриваться как результат кристаллизации примитивных расплавов массива, а являются, наиболее вероятно, мафиче-ским кумулатом, сформированным при кристалли-зации менее магнезиального, чем габбронориты, ис-ходного расплава. Кварцевые диориты представля-ют относительно позднюю фазу массива, кристал-лизовавшуюся из обогащенных летучими компо-нентами и несовместимыми элементами более кис-лых остаточных расплавов.

Таким образом, имеющиеся данные свидетельст-вуют о том, что габбронориты, диориты и кварцевые диориты являются компонентами дифференцирован-ного интрузива. Однако внутреннее строение Кундо-зерского массива не типично для дифференцирован-ных расслоенных мафических интрузий. Ближайшим аналогом этого массива являются так называемые

интрузии основного-кислого состава (MASLI-тип, Weibe, 1993; Weibe et al., 2007; Caroff et al., 2011), ха-рактеризующиеся специфическим набором пород – габброидов, диоритов, гранодиоритов, большим объ-емом жильных фаз, формирование которых обуслов-лено сочетанием процессов кристаллизационного фракционирования, смешения магм и контаминации коровым веществом.

Заключение

Анализ имеющейся геологической информации, в том числе полученной в результате более ранних ра-бот, и новые геохимические и минералогические данные позволяют заключить следующее.

1. Установленные в составе Кундозерского мас-сива разновидности пород – габбронориты, диориты, кварцевые диориты – могут быть связаны процесса-ми внутрикамерной дифференциации, а сам массив является дифференцированным интрузивом и может быть отнесен к классу так называемых основных-кислых дифференцированных интрузий (MASLI-тип, Weibe, 1993).

2. Определение состава первичных расплавов, вы-явление роли процессов смешения и коровой конта-минации, которые играли, вероятно, значительную роль на ранних стадиях эволюции исходных распла-вов, требуют дополнительных геохимических и изо-топных исследований.

3. Относительный геологический возраст Кундо-зерского массива может быть определен как неоар-хейский, но нельзя исключить и раннепалеопротеро-зойский, и для корректной его оценки необходимы геохронологические исследования.

Работы являются вкладом в реализацию проекта

РФФИ 11-05-00168.

ЛИТЕРАТУРА

Богачев А. И., Горбик Н. А., Куликов В. С. и др. Никеле-

носность основных и ультраосновных пород Северо-Ка-рельской структурной зоны (промежуточный отчет по теме № 4 за 1962 год). Петрозаводск, 1964.

Геология и магматизм области сочленения беломорид и карелид (Беломорско-Карельский глубинный разлом). Л., 1974. 184 с.

Геология СССР. Т. XXXVII (Карельская АССР). М., 1960. С. 431–434.

Еин А. С. Дайки базитов северо-западной Карелии // Интрузивные базиты и гипербазиты Карелии. Петроза-водск, 1984. С. 30–41.

Зуйкова А. С. Отчет о геолого-поисковых работах на цветные металлы в районе оз. Кундозеро КФАССР. 1952 г. Фонды СЗТГУ.

Коншин В. А. Гранитоиды Пяозерско-Тикшеозерского поднятия // Докембрий Северной Карелии (петрология и тектоника). Петрозаводск, 1994. С. 77–117.

Лавров М. М. Гипербазиты и расслоенные перидотит-габброноритовые интрузии докембрия Северной Каре-лии. Л., 1979. 136 с.

Ларионова Ю. О., Самсонов А. В., Шатагин К. Н. Ис-точники архейских санукитоидов Карельского кратона: Nd и Sr изотопно-геохимические данные // Петрология. 2007. Т. 15, № 6. С. 590–612.

Левченков О. А., Николаев А. А., Богомолов Е. С., Яковлева С. З. Уран-свинцовый возраст кислых магмати-тов сумия Северной Карелии // Стратиграфия. Геологиче-ские корреляции. 1994. Т. 2, № 1. С. 3–9.

Лобач-Жученко С. Б., Роллинсон Х., Чекулаев В. П. и др. Геология и петрология архейского высококалиево-го и высокомагнезиального Панозерского массива Цен-тральной Карелии // Петрология. 2007. Т. 15, № 5. С. 493–523.

Сидоренко В. В. Метасоматические чарнокиты и чарно-китоподобные породы Северной Карелии // Изв. высш. учеб. зав. «Геология и разведка». 1976. С. 55–64.

Слабунов А. И., Степанова А. В., Бибикова Е. В. и др. Неоархейские габброиды Беломорской провинции Фенно-скандинавского щита: геология, состав, геохронология // ДАН. 2008. Т. 422, № 6. С. 793–797.

Степанов В. С. Магматиты Пяозерского блока (петро-химические особенности и последовательность образова-ния комплексов) // Докембрий Северной Карелии. Петроза-водск, 1994. С. 118–170.

Степанова А. В., Слабунов А. И., Бабарина И. И. Неоар-хейские лейкогаббро островов Супротивные (Белое море): геология и особенности состава // Геология и полезные ис-копаемые Карелии. Вып. 11. Петрозаводск, 2007. С. 18–36.

Caroff M., Coint N., Hallot E. et al. The mafic-silicic layered intrusions of Saint-Jean-du-Doigt (France) and North-Guernsey (Channel Islands), Armorican Massif: Gabbro-diorite layering and mafic cumulate–pegmatoid association // Lithos. Vol. 125, Issues 1–2, July 2011. P. 675–692.

Halla J. Late Archean high-Mg granitoids (sanukitoids) in southern Karelian Domain, eastern Finland: Pb and Nd isotopic constraints on crust mantle interactions // Lithos. 2005. 79. P. 161–178.

Sun S.-S., McDonough W. F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts; implications for mantle composition and processes // Magmatism in the ocean basins. Geol. Soc. Spec. London, 1989. N. 42. P. 313–345.

Wedepohl K. H., Hartmann G. The composition of the primitive upper earth's mantle // Kimberlites, related rocks and mantle xenoliths / Meyer H. O. A. and Leonardos O. H. (Ed.). Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais. Rio de Janeiro, 1994. N 1. P. 486–495.

Wiebe R. A. The Pleasant Bay layered gabbro-diorite, Coastal Maine: ponding and crystallization of basaltic injections into a silicic magma chamber // J. of Petrology. 1993. N 34. P. 461–489.

Wiebe R. A., Wark D. A., Hawkins D. P. Insights from quartz cathodoluminescence zoning into crystallization of the Vinalhaven granite, coastal Maine // Contrib. to Mineral. and Petrol. 2007. N 154. P. 439–453.