Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Геология и петрология рудоносных базитовых интрузий Подужемской структурной зоны

ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Геология и петрология рудоносных базитовых интрузий Подужемской структурной зоны"

На правах рукописи

Березин Алексей Васильевич

ГЕОЛОГИЯ И ПЕТРОЛОГИЯ РУДОНОСНЫХ БАЗИТОВЫХ ИНТРУЗИЙ ПОДУЖЕМСКОЙ СТРУКТУРНОЙ ЗОНЫ (Карелия, Западное Беломорье)

Специальность 25.00.04- петрология, вулканология

Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата гсолого-минералогических наук

Санкт-Петербург " ^ ^ 2011

2011

4841963

Работа выполнена в Институте геологии и геохронологии докембрия РАН

Научный руководитель:

доктор геолого-минсралогических наук Скублов Сергей Геннадьевич

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минсралогических наук Турченко Станислав Иванови

кандидат гсолого-минсралогичсских наук, доцен Полсховский Юрий Степанович

Ведущая организация: Институт геологии КарНЦ РАН (г. Петрозаводск)

Защита состоится « 10 » марта 2011 г. в 14 часов на заседании Диссертационного совета Д 002.047.01 при Институте геологии и геохронологии докембрия РАН по адресу: 199034, Санкт-Петербург, наб. Макарова, 2. Электронная почта: berezin-geo@yandex.ru, berezin_geo@yahoo.com Факс: (812) 328-48-01

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИГГД РАН Автореферат разослан « 9 » февраля 2011 г. Ученый секретарь

Диссертационного совета Д.002.047.01

кандидат геолого-минсралогических наук

Актуальность темы

Дифференцированные ультрабазнт-базитовые интрузивные комплексы развиты во всех чоксмбрнйских щитах мира: на Канадском щите (провинция Сьюпериор), в Гренландии комплексы Скасргаард, Фисскапсент), на Балтийском, Алданском и Анабарском щитах. С ольшинством этих интрузий связаны магматогениые месторождения железа, титана, хрома, меди, шкеля и сопутствующих им элементов платиновой группы (ЭПГ), а также золота.

Исследование интрузивных комплексов этого типа, помимо практического значения, рсдставляет большой научный интерес. Это обусловлено тем, что проявления доксмбрийского нтрузивного основного-ультраосновного магматизма охватывают огромный временной интервал от раннего архся по рифей включительно, что позволяет на основе гсолого-пстрологичсских еконструкций проследить эволюцию состава мантии, начиная с первых этапов геологической 1стории Земли. Изучение расслоенных комплексов основного состава помогает раскрыть ущность процессов магматической дифференциации вещества и оценить их роль в удообразовании. Важно также и то обстоятельство, что интрузивные базитовые комплексы вляются реперными образованиями при разделении разновозрастных и разнотипных тектоно-1агмагичсских циклов, в связи с чем результаты их пстролого-гсохимичсской типизации спользуются при геологическом картировании и выборе направления поисков орудснения.

Цель работы

Реконструкция геологического строения, условий образования и генетических собснностей базит-ультрабазитов Подужсмской структурной зоны (I1C3) и связанного с ними рудснения.

Задачи работы

- изучение геологического строения и структурной позиции базитовых интрузий ПСЗ;

- анализ условий метаморфизма и его роли в преобразовании пород и руд;

- определение главных пстролого-гсохимичсских параметров и формационной ринадлежности базитовых интрузий ПСЗ;

- определение возрастного интервала формирования интрузий;

- изучение титано-магнетитового и сопутствующего орудснения, создание модели бразования и преобразования руд.

Фактический материал

В основу работы положен материал, собранный автором в ходе полевых работ 2002-2008гг. пределах ПСЗ Беломорского подвижного пояса (БПП). Полевые исследования включали альнос геологическое картирование и геохимическое опробование участков с телами интрузий зитов ПСЗ. В процессе камеральных исследований изучено более 300 шлифов и 30 аншлифов, шолнено более 150 микрозондовых анализов породообразующих и рудных минералов, спользованы 103 оригинальных силикатных анализа, 140 определений (в т.ч. REE) методами ФА и ICP-MS, 11 определений серы (в рудных образцах), 20 определений благородных металлов u, Pt, Pd) методом 1CP-AES, 25 определений главных и редких элементов методом LA-ICP-MS в

рудных минералах. Проведено датирование: шести проб Sm-Nd методом по валу породы i плагиоклазу, в десяти точках локальным U-Pb методом по цирконам из метабазитов ПС (SHRIMP-I1). Определены содержания REE и редких элементов в цирконах на ионном микрозонд Camcca IMS-4f (ЯФ ФТИАН). Аналитические исследования проводились в лабораториях ВСЕГЕ и ИГ КарНЦ РАН. Кроме оригинальных аналитических данных, в работе были использован материалы и данные сотрудников ИГ КарНЦ РАН - B.C. Степанова, A.B. Степановой А.И. Слабунова, а также литературные данные из отечественных и зарубежных источников.

Научная новизна

1. По отдельным фрагментам произведена реконструкция строения ранее неизученног Кемского дифференцированного массива габбро-анортозитов.

2. Установлен архейский возраст образования Ксмского массива (КМ) и протерозойски возраст его метаморфических преобразований.

3. Обоснован формационный тип массива как аналога расслоенных интрузивных архейски комплексов докембрийских щитов.

4. Определен возможный состав изначального расплава, тип магмы и термодинамически условия формирования КМ.

5. Выявлено и изучено Fc-Ti-V орудснение массива, а также сопровождающее сг повышенное содержание Au и намечены критерии рудоносности.

Практическая значимость

1. Впервые обоснован архейский возраст КМ, что может быть использовано пр региональных работах.

2. Полученные данные целесообразно применять при определении поисковых псрспекти на Fc-Ti-V и Au-ЭПГ орудснение базит-ультрабазитовых комплексов БПП, при построении модсл эволюции БПП на ранних этапах развития, формационной типизации базит-ультрабазитовы интрузий.

3. Новые изотопно-геохимичсскис данные являются реперными для геологии региона позволяют уточнить некоторые аспекты архейской эволюции БПП.

Объем и структура работы

Работа состоит из 6 глав, введения и заключения. Общий объем работы составляет 221 с включая41 рис., 16 табл., список литературы из 154 наименований.

Защищаемые положения

1. Тела пород ультрабазит-базитового состава Подужсмской структурной зон (ПСЗ) Западного Бсломорья являются тектонически разобщенными фрагментами крупно архейской первично расслоенной интрузии (Ксмского массива - КМ).

2. По пстролого-гсохимичсским особенностям фрагменты массива относятся формации габбро-анортозитов (ГА) и являются аналогами архейских ГА Кольско-Норвежско провинции Балтийского щита.

3. Ведущая роль при становлении массива принадлежала кристаллизационной дифференциации, а внутреннее строение было обусловлено гравитационной дифференциацией. Средневзвешенный состав КМ был близок высокожслсзистому базальту.

4. Установленное в породах массива магнстит-ильмснитовос орудсненис связано с ликвацией, сопровождавшей кристаллизационную стадию формирования интрузива.. Золото, первично сосредоточенное в ильмените, перераспределялось в рудах массива при метаморфических преобразованиях.

Апробация работы и публикации

Результаты исследований представлялись автором на международных конференциях «Геодинамика, магматизм, ссдимснтогснсз и минерагсния Северо-Запада России» (2007 г.), «Беломорский одвижный пояс: геология, геодинамика, геохронология» (2005 г.), молодежных конференциях, освященных памяти К.О. Кратца (2005, 2006, 2007 гг.), и ряде других совещаний. По теме диссертации публиковано 9 печатных работ, включая 3 статьи в журналах из списка ВАК.

Содержание работы

Во Введении кратко охарактеризовано состояние проблемы, определены цели и задачи ^следования.

В главе «Главные периоды геологического изучения и современные представления о сологии Западного Бсломорья» кратко рассмотрена история исследования БПП, приводятся данные о юксмбрийских текгоно-магматических циклах и обсувдаются вопросы геологии базитов ПСЗ.

Глава «Геологическое строение Подужемской структурной зоны и Кемского массива». В ней юдробно рассмотрены морфология, строение и петрографические особенности тел основных пород ПСЗ, х взаимоотношения между собой и с вмещающими породами рамы.

В главе «Изотоино-гсохропологическос датирование пород Кемского массива» приводятся езульташ определения возраста становления массива и его метаморфических преобразований на новации Бт-Ш и локального 11-РЬ (БШИМР-П) методов.

Глава «Пстрогсохимичсские особенности пород Кемского массива и его аналогов» содержит етрогсохимическис характеристики пород комплекса габбро-анортозитов ПСЗ, относимых к Ксмскому ■ассиву и их сравнение с аналогичными комплексами БПП и мира.

В главе «Моделирование петрологических условий формирования Кемского массива» приведены езультаты исследования термодинамических условий петрогснезиса и петрологического моделирования применением программного комплекса «Комагмат-3.59»).

В главе «Рудоносность и мсталлогсничсскис особенности Кемского массива» приведены инсраграфические и геохимические характеристики установленного окиспого и благородномсталльного удснсния массива, а также данные по составу ассоциаций рудных минералов и предложена модель ормирования и преобразования руд.

В Заключении обобщены результаты исследований и сформулированы главные выводы.

Благодарности

Настоящее исследование проводилось под руководством Сергея Геннадьевича Скублова в аборатории геологии и геодинамики (ИГГД РАН). Всестороннюю поддержку на всех этапах

автору оказал директор ИГГД РАН А.Б. Вревский, а также сотрудники В.А. и A.B. Матрсничсвы i H.A. Алфимова. Значительный вклад внесло плодотворное обсуждение работы с В.Е. Рудсик (ВСЕГЕИ). Вопросы геологии и петрологии базитовых магматических комплексов БПП неоднократн обсуждались с B.C. и A.B. Степановыми, В.В. Травиным (ИГ КарНЦ РАН), A.B. Мокрушиным (Г КолНЦ РАН) и Д.И. Корпсчковым (ИГЕМ РАН). Автор благодарен за консультации Г.М. Беляеву Л.И. Лукьяновой и Ю.Ю. Юрчснко (ВСЕГЕИ). Существенная помощь была оказана сотрудникам геологического факультета СПбГУ А.К. Худолесм, И.А. Алексеевым, Ю.С. Шслухиной i А.П. Бороздиным.

Автор глубоко признателен |А.М. Ахмедов^ под руководством которого была выполнена част исследования.

Обоснование защищаемых положений:

1. Тела пород ультрабазит-базитового состава Подужемской структурной зоны (ПСЗ Западного Беломорья являются тектонически разобщенными фрагментами крупно' архейской первично расслоенной интрузии (Кемского массива - КМ).

Геологического строение ПСЗ определяется тем, что в се составе принимают участи разнообразные доксмбрийскис комплексы пород, отличающиеся структурно-всществснными возрастными характеристиками. Согласно современным представлениям [Ранний Докембрий... 2005] тектоническая структура всего БПП имеет складчато-покровнос строение. В предела площади исследований выделяются 2 тектонических покрова: Ксретьский и Хетоламбинский Ксрстьский покров представлен преимущественно лейко- и мезократовыми гранито-гнсйсами пр практически полном отсутствии пород основного состава. Особенностью Хстоламбинског покрова, напротив, является широкое развитие метабазитов и биогит-амфиболовых гранито гнейсов. Интрузивные мстабазиты, локализованные в этом покрове, являются главным объекте наших исследований. Они представляют собой небольшие тела линзообразной формы (до 0.5 км. крест простирания) и имеют основной и реже - ультраосновной состав. Ультраосновны разновидности являются метапироксснитами и горнблендитами (вероятно, апопироксснитовыми и тс и другие слагают небольшие фрагменты (до 0.2 км). Мстабазиты представлены амфиболитам и габбро-анортозитами. Амфиболиты, как правило, являются пластовыми по форме телами, некоторых случаях они тесно ассоциируют с ультрабазитами, слагая краевые части тел.

Помимо вышеупомянутых пород базит-гипербазитового комплекса, были закартирован более поздние секущие их габбро и габбро-нориты раннспротерозойского комплекса лерцолито габбро-норитов [Степанов, 1981]. Эти породы (друзиты) хорошо изученные и описанные многочисленных публикациях, начиная с работ Е.С. Федорова [1893], не являются предмете нашего исследования.

I - амфиболшнровашше мелано] аббро (клинонироксемиты), 2- мезократовые габбро-амфиболиты, 3- метаанортозиты (илагяоамфиболигы), 4- лачка вкрапленных Мд1-Нт руд, 5- интрузии комплексы дерцолитов-габброиоритов (—2,440а), 6- жила керамического пегматита, 7- данковый комплекс габбро-долеригов (коронитовый, —2?12С>а), гран и го-гнейсы Вк 9- мезократовые гран иго-гнейсы В(-Ат{" с прослоями амфиболитов. 10- разломы, в т.ч. а- достоверные, Ь- предполагаемые, 11а- структурные линии (полосчатость, сланцеватость и др.), ИЬ- предполагаемая граница между толщами, 12- элементы залегания.

1 Рис. 1. Схема геологического строения базитовых тел Пуэта (А) и Сумашевскос (В)

Ксмского массива

20 т

Условные обозначения:

1- горнблендит гранатовый,

2- габбро амфиболовое,

3- метаанортознт, 4- метаанортозит амфиболовьш, 5- горнблендит, 6- метагориблен. (амфиболит), 7- метагаббро агтопироксенитовое транатовое, 8- массивные (вкрапленные, жильные) М^-Пт руды, 9- гнейсо- граниты В1

При изучении геологического строения отдельных фрагментов комплекса древних базитов-гипербазитов было установлено, что для них характерна ритмичная расслоснность с общей тенденцией смены прослоев метапироксснитов, габбро-амфиболитовыми, которые, в сво очередь, сменяются анортозитовыми. Для всего комплекса этих пород характерно присутстви железо-титанового окисного орудснсния. Перечисленные признаки указывают на принадлсжност изученных фрагментов к типу расслоенных интрузий. При изучении отдельных фрагментов сопоставлении их между собой выяснилось, что они представляют собой части некогда сдиног массива, разобщенного в результате тектонического разлинзования и гранитизации, который п географической принадлежности был назван нами Кемским массивом (КМ).

Всего на рассматриваемой территории было выявлено более 10 фрагменте предполагаемого дифференцированного массива, мстаморфизованного и тектоничсск разобщенного. Размер выявленных фрагментов от 50 - до более чем 300 м в крест и от 100 - д 2000 м по простиранию. Как правило, фрагменты представлены субвсртикально залегающим! телами интенсивно амфиболизированного меланократового габбро и плагиоамфиболитам (апоанортозитами), переходящими в гранатовые амфиболиты. Породы рамы, вмещающи фрагменты КМ, представлены, главным образом, мстаморфизованными разностями гранитов i гранито-гнейсов тонапит-трондьемитовой ассоциации.

Наибольшей обнаженностью характеризуются два тела - фрагмента единого Ксмског массива: юго-западный (Пуэта) и центральный (Сумашсвскос).

Юго-западное тело (Пуэта), находится вблизи р. Пуэта (к С-3 от г. Кемь). Это наиболс протяженное по простиранию тело прослеживается в СВ направлении на 1-1.5 км, при мощност до 400 м. Породы представлены метамеланогаббро, габбро-амфиболитами, метаанортозитами гранатовыми и плагиоамфиболитами (рис. 1а). Габбро и габбро-анортозиты подвержень интенсивной линейной мигматизации по сланцеватости с образованием плагиоклаз-кварцевы прожилков. В северо-восточном обрамлении фрагмента вмещающие гнейсы и плагиогнсйс подвергаются интенсивной гранитизации и рассланцсванию, вплоть до образования гранито гнейсов. Наиболее меланократовыс разности в массиве представлены мсланогаббро (иногд гранатовым), черным, иногда с зеленым отгенком, массивным, крупнозернистым. Мощность это пачки более 230 м. На границе меланогаббро с мезократовой пачкой наблюдаются проело вкрапленных магнстит-ильмснитовых руд. Выше обнажается мезократовая часть разрез мощностью до 200 м, граница с меланогаббро нечёткая в интервале 2-3 м. Пачка представлен темно-серыми и серыми габбро-амфиболитами, нередко с гранатом. Породы массивные, средне крупнозернистые, амфибол-плагиоклазового состава. В них встречаются линзовидны обособления более мсланократовых пород, до 2-3 м по простиранию и до 20 см по мощност Границы с матриксом резкие. Меланократовыс минералы, присутствующие в породе образую слойки, трассирующие сланцеватость. В пределах фрагмента «Пуэта» наблюдаются сскущи контакты габбро-анортозитов с лерцолит-габбро-норитовым и дайковым коронитовы комплексами, а также с пегматитовыми жилами. Эти геологические соотношения свидетельствую о том, что комплекс габбро-анортозитов (КМ) имеет более древний возраст.

Центральный фрагмент (Сумашевское) обнажается в виде мелких, изолированных выходов, в 5 км севернее г. Ксми. Наиболее мсланократовые разности представлены амфиболизированными пироксснитами. Эти тела имеют облик «будин», располагающихся в гранито-гнсйсовом матриксс. Наблюдаются постепенные переходы габбро-анортозитов в амфиболиты, плагиогнсйсы, и в случаях наиболее интенсивных проявлений гранитизации - в гранито-гнсйсы (рис. 1Ь). Это свидетельствует о значительной переработке габбро-анортозитовых комплексов вследствие наложенных тсктоно-мстаморфичсских и мстасоматичсских преобразований. Неоднократные проявления процессов метаморфизма, гранитизации и метасоматоза в пределах БПП были установлены и отражены в многочисленных трудах исследователей [Володичев, 1990, Миллер и др., 1997]. Эти преобразования происходили в течение трех крупных доксмбрийских деформационных циклов: добсломорского (>2800 Ма), беломорского (2800-1800 Ма) и свскофеннского (1800-1700 Ма). Каждый из этих циклов нашел отражение в особенностях ориентировки элементов складчатых структур, покровов и зон разломов.

Общий структурный план характеризуется обычным для второго цикла деформаций субмсридиональным простиранием пород Хстоламбинского покрова и наложенной на него более молодой системой разломов СВ простирания (свекофсннская Подужсмская зона разломов). Фрагменты выделены как в зонах развития структур свскофеннского цикла (ПЗР), так и в зонах олсс раннего Беломорского цикла.

Структуры добсломорского этапа отсутствуют на данной территории. Кроме того, •кладчатостью и формированием покровных структур этого цикла определяется размещение тел ротсрозойских интрузий лерцолитов-габбро-норитов. Наложение позднего, свскофеннского этапа 3 было проявлено преимущественно в Подужсмской зоне разломов и характеризуется частичным роблением фрагментов КМ с наложением процессов гранитизации. Таким образом, разобщение будинаж) КМ произошел на ранних этапах беломорского цикла.

2. По пстролого-геохимическим особенностям фрагменты массива относятся к ормации габбро-анортозитов (ГА) и являются аналогами архейских ГА Кольско-орвежской провинции Балтийского щита.

Породы Беломорского подвижного пояса, в частности базитовыс интрузии Подужсмской труктурной зоны в процессе геологической эволюции (как в архсс, так и протерозое) подверглись ютаморфическим преобразованиям и гранитизации. Известно, что в условиях гранитизации роисходит существенное изменение состава пород, охватывающее, при интенсивном развитии фоцессов, практически все петрогенные и редкие элементы [Судовиков, 1964; Коржинский, 1968 I др.], поэтому гранитизированные образования, как правило, непригодны для восстановления их ервичного состава. Эта проблема решается с помощью петрогеохимичсских методов изучения етаморфизованных пород, не затронутых гранитизацией и другими метасоматичсскими реобразованиями.

В разные годы было предложено множество петрохимичееких диаграмм, имеющих лассификационнос значение для распознавания генетической природы изменённых пород.

F=FeO'

A=NaO+K О

2 2

Важным предварительным этапом отбора материала для применения1 петрогсохимических методов'

реконструкции состава пород Кемского массива явился поиск их наименее^ изменённых мстасоматичсскими|

процессами разновидностей н^ основании полевых и

микроскопических исследований.1

Помимо выяснения первичного состава пород КМ с помощькг петрохимичсских методов было! необходимо выяснить и^

формационную принадлежность и

- поле пород габбро-анортшптов PR (Боярский п-кс.)

- поле пород габбро-знортсчитов AR (Коттаерскнй п-кс ) { - поле пород интруиш Скаергаард

- граница толептовой (Т) и швеепдаво-щелочной (СА) серий пород д ш - породы фрагментов Кемского палеомасснва

Рис.2. Диаграмма AFM для пород КМ

М=МдО

провести сравнение :

разновозрастными и разнотипными комплексами основных пород Карсло Кольского региона.

На диаграмме TAS обще^ систематики магматических поро,в фигуративные точки образований Ксмского массива соответствуют породам нормальной или слегка повышенной щёлочности и образуют два изолированных поля, одно из которых соответствует ультрабазитам, дифференцированным от перидотитов до пироксенитов, а другое - габбро с нспрсрывным трендом до анортозитов. В петрохимичсских параметрах диаграммы А-:. [Богатиков, ¡981] породы Ксмского массива образуют единый дугообразный тренд от анортозитоЕ до рудных мстапироксснитов и сплошных магнстит-ильмснитовых руд. Этот тренд, по-видимому, свидетельствует о процессах дифференциации первичного расплава в пределах однородного пс^ составу магматического резервуара. На этой же диаграмме сравнивались тренды дифференциации архейских и протерозойских габбро-анортозитов (друзитов) Беломорского пояса. Тренд габбро анортозитов КМ лишь частично совпадает с трендом друзитов. Сходство пстрохимически; особенностей пород КМ с образованиями основных комплексов архейских гранит-зеленокаменны: областей еще более чётко проявляется на диаграмме AFM (рис. 2), а также на диаграммах Харкерг (на которых габбро-анортозиты архся классифицируются как фсрротолситы натровой серии) i Йенсена, где они находятся в поле железистых толеитов, в то время как протерозойские габбро1 анортозиты обособились в поле пород известково-щслочной серии с алюмо-магнезиальны^ трендом.

Эти отличия архейских и протерозойских габбро анортозитов проявляются также при обработке данных методом факторного анализа в пространстве I-II факторов по породообразующим и редким элементам. На факторной диаграмме фигуративные точки пород Ксмского массива перекрываются полями расслоенных комплексов архейских зеленокаменных поясов Кольского полуострова, Сибири и Гренландии.

Об этом же свидетельствует сравнительный анализ характера распределения спектров REE (рис. 3). Сохранение общей формы спектра при изменении уровня накопления REE в породах Ксмского массива типично для расслоенных комплексов. Похожий характер распределения имеют архейские габбро-анортозиты БПП (Нигрозерский [Корпечков, 2008], Котозсрский массивы) - по положительной величине Eu-аномалии (Eu/Eu*=1.2-2.7) и сопоставимым уровнем обогащения REE, отличаясь этим от протерозойских габбро-анортозитов БПП (Боярский, Псжостровский массивы), спектр распределения REE которых характеризуется отсутствием положительной Eu-аномалии (Eu/Eu*=0.2-0.9) при более высоком уровне обогащения REE. Спектры пород Ксмского массива с «плоским» характером распределения REE могут сопоставляться с породами Центрально-Беломорского зеленокаменного пояса (ЦБЗП) [Слабуное, 2005] и, в целом, базальтами архейских зеленокаменных поясов. Таким образом, характер распределения REE в породах Ксмского массива позволяет достаточно уверенно сопоставлять их с архейскими габбро-анортозитами БПП и некоторыми базитами зеленокаменных поясов. Об этом же свидетельствуют полиметаморфические преобразования пород и изотопно-гсохронологичсские данные.

Для оценок Р-Т параметров метаморфизма были использованы программные продукты «PctroExplorer 1.2» (Е. Корнисвский, ИМ УрО РАН) и "PTMAF1C" [Soto, ¡995] с гранат-роговообманковым, амфибол-плагиоклаз-гранатовым, гранат-биотитовым гсотермомстрами и роговообманковым, гранат-амфиболовым гсобарометрами. Совокупностьь температур, рассчитанных Hbt-Grt [Ravna, 2000., Graham, 1984] и двуполевошпатовым [Stonner, 1975] термометром и методом TWQ [Вегтап, 1992] распадается на 2 дискретные группы: 730-860°С, 710-500°С. С этими температурными группами корродируются 2 интервала установленных

значений давления метаморфизма: 8.514.5 кбар и 3.5-8 кбар, соответственно. Скорее всего, установленные Р-Т параметры соответствуют двум этапам метаморфизма с различными режимами давлений.

Для определения времени проявления этапов метаморфизма было применено датирование Sm-Nd методом по валу породы (+ плагиоклаз [Ashwal et al., 1985], Изохрона, построенная по валовым пробам пород КМ, соответствует изотопному

- AR габбро-анорточпты {Коточерский массив) PR габбро-анортошты (Ьоярскнп. 1 [ежостровскни массивы)-Kcmckoj

- породы Ксмскою массива

- мстабачалыы I (C'il I

Pr Nd Pm Sm Eu Gd Tb Dy Ho

Tm Yb t-u

Рис. 3. Спектры распределения REE для пород KM

возрасту 2728±46 Ма, что, по-видимому, указывает на возраст раннего высокотемпературного и высокобаричсского этапа метаморфизма. Этот возрастной этап метаморфизма отмечается в различных частях БПП [Володичев, 1990; и др.]. Возраст 2-го этапа метаморфизма устанавливается по Sm-Nd изохроне «плагиоклаз-вал» и соответствует 1703±83 Ма. По мстаморфогенным каймам обрастания цирконов из габбро-анортозитов КМ получен изотопный возраст 1815±67 Ма. Такие значения соответствуют возрасту свекофеннского метаморфизма, изотопные метки которого распространены в пределах БПП и Балтийского щита в целом [Ранний докембрий..., 2005].

Для того, чтобы приблизиться к оценке возраста становления КМ, для наименее измененных разновидностей пород Sm-Nd методом была построена эрохрона с Т = 3092±140 Ма. Этот возраст, возможно, соответствует времени кристаллизации массива. Однако по магматическим ядрам цирконов из габбро-анортозитов локальным U-Pb методом SHRIMP-II было получено значение 2817±17 Ма.. Несмотря на большую разницу полученных значений изотопного возраста, все они свидетельствуют об архейском возрасте КМ. Близкие значения возрастов аналогичными методами (для протолита и метаморфического события), а так же характеристик REE в цирконах были получены и для других базит-ультрабазитовых комплексов в пределах БПП - эклогитизированных базитов Салмы [Скублов и др., 2010а,б]. Можно предположить наличие в БПП ранних базитов со схожими изотопными метками, обусловленное, субсинхронным этапом магматической активности.

3. Ведущая роль при становлении массива принадлежала кристаллизационной дифференциации, а внутреннее строение было обусловлено гравитационной дифференциацией. Средневзвешенный состав КМ был близок высокожелезистому базальту.

Для определения термодинамических параметров (Р, Т, ГСЬ) формирования Ксмского массива было выбрано несколько образцов главных его разновидностей.

При петрографическом изучении были выявлены реликтовые магматические ассоциации минералов - клинопирокссн, титаномагнетит и плагиоклаз, отличающиеся от метаморфических по морфологии и составу. Валовые химические составы пород были пересчитаны (оптимизированный МНК) на модальный с использованием составов реликтовых минералов, что позволило оценить первичный минеральный состав пород КМ. Расчеты так же свидетельствуют о том, что ассоциация минералов должна была включать оливин в количестве не более 10%.

Температуры кристаллизации пород оценивались по вкрапленникам

титаномагнетита и реликтам

клинопирокссна.. Титаномагнетит

представлен каплевидными вкрапленниками до 200 мкм с проявленными структурами распада твердого раствора магнетит-ильменит. Для определения температуры и фугитивности кислорода были применены 2

Таблица 1. Температура и фугитивность кислорода для магматического титаномагнетита Кемского массива

Окситермометр Т, °С Log ГО2

Stornier, Lindsley, 1981 1380±80 -7.3±0.8

Ghiorso, 2008 1210±40 -8.8±0.6

окситсрмомстра, основанных на Fc-Ti равновесии пары ильменит-магнетит [Stornier, Lindsley, 1981 ] и [Ghiorso, 2008]. Использованные окситсрмомстсры позволили получить оценкн температур и фугитивности кислорода, отражённые в табл. 1.

Клинопирокссн представлен реликтовыми зернами до 1-2 мм. По оптическим и определениям и составу он соответствует ряду диопсид-авгит. Термометрия с использованием клинопирокссна [Перчук, 1977] даст интервал значений Т=1200-1300°С.

Другой независимый метод определения Р-Т условий кристаллизации главных пстрохимических разновидностей пород массива основан на составлении уравнений регрессии по экспериментальным данным. Автором были использованы как опубликованные в литературе уравнения, так и оригинальные уравнения, выведенные с учётом новых экспериментальных данных. Для построения моделей использовались данные по плавлению Fc-толеитов нормального ряда, лунных ферробазальтов и расслоенных комплексов [Thy et al., 2006, Putirka et al., 1996, Longhi et al„ 1999, 2005].

Таким образом, расчёты по различным минералогическим термометрам и уравнениям рсфсссии показывают удовлетворительную сходимость результатов в интервале от 1200 до 1300°С. На основании этих данных величины в пределах данного интервала можно принять в качестве оценки диапазона температур начальных стадий кристаллизации расплава КМ. Давление при кристаллизации было рассчитано по регрессионным уравнениям, методика построения которых аналогична регрессиям для температуры. Значения, давления, полученные для средневзвешенного состава Кемского массива, соответствуют ~9 кбар, что не противоречит литературным данным по кристаллизации габбро-анортозитов, аналогичных по составу породам KM [IПарков, 1984].

Рассчитанный средневзвешенный состав КМ соответствует высокожелсзистому базальту, аналоги которых известны на Луне [Lunar sample..., 1977., Meyer, 2006] и в зонах СОХ [Coogan, 2001, Iyer et al, 1999J. Данные Sm-Nd систематики для разностей пород КМ свидетельствует об отсутствии коровой контаминации (eNd2goo=+3.6). В современной литературе отсутствуют результаты экспериментальных работ с высожелезистыми базальтами, поэтому было применено численное моделирование в программе «КОМАГМАТ 3.59» [Арискин, Бармина, 2000], которое позволило построить РТ- диаграмму «ликвидус-солидус» для соотношения расплава и сосуществующих минералов. Как видно из рис. 4, смоделированная диаграмма хорошо согласуется с Р-Т параметрами, полученными по реликтовым ассоциациям минералов.

Данные по (Р, Т, Юг) были использованы при выяснении особенностей кристаллизации изначального расплава рассчитанных в пакете «КОМАГМАТ 3.59», в котором реализованы термометры минерал-расплав и метод геохимической термометрии, позволяющий уточнить состав исходной магмы, а также Т начала кристаллизации и соотношения минеральных фаз в расплаве.

Так как одним из определяющих факторов кристаллизации является фугитивность кислорода, полученные значения фугитивности кислорода по минеральным окситсрмомстрам (табл. I) использовались при моделировании и составляли 7-9 единиц, что соответствовало при данной температуре условиям буфера кварц-фаялит-магнетит (QFM).

С учетом установленных термодинамических параметров для пробы средневзвешенного состава КМ были рассчитаны температуры появления первых и конечных ликвидусных фаз. По этим данным для средневзвешенного состава были рассчитаны интервалы температур кристаллизации породообразующих минералов КМ. Как видно из рис. 5, плагиоклаз является первой ликвидусной фазой и сквозным минералом магматической стадии, обособлявшейся в результате гравитационной дифференциации в верхней части магматического резервуара, что находит подтверждение в широком развитии плагиоклазеодержащих пород на верхних уровнях пссвдостратифицированного КМ. В дальнейшем по ходу эволюции магматического резервуара в его придонной части в результате ликвации обособляются глобули титаномагнетита, о чём свидетельствуют данные по морфологии и температуре кристаллизации первой генерации этого минерала. Примерно в это же время в процессе кристаллизации в придонной части обособились оруденслые пирокссниты. а на заключительной стадии консолидации массива кристаллизовались относительно безрудные габбро и габбро-анортозиты. В рамках моделирования были рассчитаны вариации плотности кристаллизующегося расплава (3.0-2.8 г/см3), которые так же свидетельствуют (рСрх=3.25-3.55 г/см3, рР1=2.60-2.70 г/см3) о том, что одним из механизмов формирования интрузива являлась гравитационная дифференциация.

1100

1200

1300 Т°С

Рис. 4 РТ диаграмма модели кристаллизации ферробазальта

(1- диапазон давлений полученный по уравнениям регрессий (См. текст), 2- поле температур кристаллизации реликтовых титаномагнетита и клинопирокссна (Stornier, Lindslcy, 1981,1982))

Рис. 5. Последовательность кристаллизации минералов из изначального расплава пород КМ

4. Установленное в породах массива магистит-ильменитовое оруденение связано с ликвацией, сопровождавшей кристаллизационную стадию формирования интрузива. Золото, первично сосредоточенное в ильмените, перераспределялось в рудах массива при метаморфических преобразованиях.

В нескольких фрагментах (рудопроявление Сумашсвскос и др.) выявленное Рс-ТьУ оруденение приурочено преимущественно к мсланократовым дифференциатам комплекса. Вкрапленные руды характерны для мстапироксснитов и реже - мстагаббро, сплошные руды встречаются, как правило, на границах слоев и иногда в метаанортозитах

Рудная минерализация представлена первичным каплевидным титаномагнетитом, ильменитом, магнетитом, пиритом и редкими зернами халькопирита. Каплевидный титаномагнетит, как правило, включен в зерна пироксена. Он сохраняется редко, так как при перекристаллизации распадается на ильменит и магнетит. Ильменит присутствует в двух генерациях: мелковкрапленный (100-200 мкм) со структурами распада в пироксене и амфиболе; в срастаниях с магнетитом (до 2-3 мм). Магнетит присутствует также в двух генерациях: в виде первичных обособлений при распаде титаномагнстита и в виде вторичных зерен с включениями нерудных метаморфических минералов. Эти генерации отличаются по составу: для вторичного магнетита характерна более высокая желсзистость и сравнительно низкая титанистость.

Все титаномагнетитовые руды КМ были прсрскристаллизованы при метаморфических процессах с образованием ильмснит-магнститовых агрегатов. Методами окситсрмомстрии (сосуществующие ильменит-магнетит) фиксируются 2 интервала температур: 900-700°С для первой генерации титаномагнстита и 500-370°С - для второй. Процессы вторичной перекристаллизации сопровождались «очищением» руд от примесей и повышением их качества (V до 1%). Так, по данным микрозондового и 1.А-1СР анализа в первичных титаномагнетитах содержится 300-600 ррт Со, Си, 2п; при перекристаллизации эти концентрации снижаются в 36 раз. На этой стадии в породах и рудах формируется рассеянная сульфидная минерализация (до 0.3% от общего объема пород - пирит с содержаниями Со и № до 1%, а также пирротин и халькопирит). Сульфиды встречаются в виде единичных зерен (200-700 мкм), на пиритах развиваются каемки замещения, представленные гематитом.

В нескольких пробах пород КМ было обнаружено золото до 0.02 ррт. Непосредственно в породах Кемского массива пока не установлено собственных минеральных фаз золота и ЭПГ, что, скорее всего, связано с мелкодисперсным характером их нахождения в породах. [Смагунов, Таусон, 2003]. При изучении железистых разностей Котозсрского массива и массива губы Травяной, аналогичных КМ, установлены благородномсталльные фазы в окисных рудах, представленные изомсртьситом, арсснопалладинитом, палладоарсснидом. ([Кулешевич, 2007] и данные автора).

При изучении аншлифов из рудной зоны КМ выяснилось, что Аи и ЭПГ концентрируются в магнетите и ильмените, в мстаморфогснных сульфидах концентрации благородных металлов не установлены (ниже 0.01 ррт - метод ЬА-ГСР-МБ). Максимальные концентрации золота до 1.6 ррт приурочены к зернам ильменита, частично замещенного титанитом. Вероятнее всего, золото

присутствует в виде субмикроскопических фаз в ильмените, не устанавливаемых при микрозондовом исследовании.

Металлы платиновой группы (П+Рё+Яи+Гг), имеют концентрации до 1.5 ррш в симплектитовых срастаниях ильменит-титанит, однако максимальные концентрации до 3 ррш приурочены к ильменит-магнетитовым агрегатам, сформировавшимся в результате распада титаномагнетита. Положительные корреляции с Тс (г-0.77) и 8е (г=0.64) позволяют предположить, что ЭПГ, высвобождаясь из оксидных минералов при метаморфических процессах, образуют собственные фазы в виде теллуридов и селенидов.

Серебро, установленное в пробах рудных пород КМ, достигает концентраций от 0.3 ррш в породе до 94 ррш, но локально. При изучении аншлифов была обнаружена минеральная фаза, представленная гесситом (АсгТе), в многочисленных агрегатах не превышающих размера 10 мкм и развитых по трещинам в амфиболе. Положительные корреляции с Шэ, РЬ, Эг, Ва , В1 (г>0.8) находят свое подтверждение в минеральной ассоциации гсссита с кальцитом, галенитом, баритом и самородным висмутом (данные микрозондового анализа). Этот наиболее низкотемпературной минеральный парагенезис образовался на заключительной стадии диафторичсских преобразований пород при Т 110-270°С.

Таким образом, формирование пород КМ и рудной минерализации в них проходило в несколько этапов:

1. Образование оливинсодсржащих пироксснитов и анортозитов в следующей последовательности: кристаллизация ранней фазы с каплеобразным мелковкрапленным титаномагнетитом со структурами распада; кристаллизация обогащенного Рс-Т1-У расплава -образование вкрапленных ильмснит-магнститовых руд; кристаллизация основной силикатной фазы с остаточными порциями рудного вещества.

2. Метаморфизм на границе амфиболитовой и гранулитовой фаций - перекристаллизация основной массы руд с распадом титаномагнетита на магнетит и ильменит (~810-860°С); появление пирита как результат гидротермально-мстасоматичсских преобразований пород и руд.

3. Разобщение Кемского массива на обособленные фрагменты в результате тектоно-метаморфичсских и ультрамстаморфичсских процессов. Преобразование руд в условиях гранитизации. Свскофеннский метаморфизм (до ~1.7 Оа) на границе амфиболитовой и зеленослаицевой фации: распад второй генерации титаномагнетита, хлоритизация амфибола, образование гсссита в ассоциации с галенитом и баритом.

Заключение

На основании проведенных исследований можно сделать следующие выводы:

1. Фрагменты базит-ультрабазитов Подужсмской структурной зоны относятся к единому расслоенному массиву (КМ), разобщенному в результате тсктоно-мстаморфичсских преобразований. Возраст становления массива древнее 2820 Ма. Время раннего высокотемпературного и высокобаричсского метаморфизма пород массива 2728 ± 46 Ма . Поздний метаморфизм с относительно низкими Т-Р параметрами проявился около 1815 Ма назад.

2. По пстрохимичсским особенностям породы КМ относятся к габбро-анортозитам расслоенных интрузий, и аналогичны Травяногубскому и Котозсрскому массивам БПП. Такие геохимические показатели как высокие содержания Fe и Ti, наличие Eu-аномалии и др. отличают их от протерозойских габбро-анортозитов БПП.

3. Главными процессами, обусловившими расслоснность КМ, являлись кристаллизационная и гравитационная дифференциация минералов с явлениями ликвации на ранних стадиях. Рассчитанный средневзвешенный состав КМ соответствует высокожелезистому базальту. Данные Sm-Nd систематики для пород КМ свидетельствует об отсутствии коровой контаминации (eNd2800=+3.6).

4. Окиснос ильмснит-магнститовос орудснснис КМ связано с ликвационным (до 1200-1300°С), кристаллизационным и метаморфическим (до 400°С) этапами эволюции. Большая часть руд имеет раннсмагматичсскую природу и была псрекристаллизована при наложенном метаморфизме. Доля руд, образовавшихся на метаморфическом этапе, не превышает 10-15%. Основная часть богатых руд приурочена к мсланократовым разностям пород -метаклинопироксснитам и метагаббро. Повышенные концентрации золота в породах КМ связаны с его перераспределением из ильменита, замещаемого титанитом при метаморфизме. Наиболее низкотемпературные рудные минералы (110-270°С) представлены гесситом (Ag2Tc).

Установленные пегрогсохимичсскис тенденции формирования массива и его оруденсния указывают на перспективность поисков новых расслоенных массивов габбро-анортозитовой формации и их фрагментов, продуктивных на Ti-Fc-V и благородномсталльнос орудсненис [Кулешевич, 2007] в Западном Бсломорьс.

Список работ по теме диссертации

1. Бсрсзин A.B. Новые перспективы минерагсничсского районирования Беломорского подвижного пояса // В сб.: Беломорский подвижный пояс: геология, геохронология, минерагсния (путеводитель и материалы конференции). Тезисы конференции. Петрозаводск: ИГ Кар НЦ РАН, 2005. С. 108-110.

2. Бсрсзин A.B. Титаноносность габбро-амфиболитов Кемской разломной зоны. (Карелия, Западное Бсломорье) // Метаморфизм и геодинамика. Материалы международной научной конференции (И чтения памяти С.Н. Иванова). Екатеринбург: ИГ УрО РАН, 2006. С. 8-10.

3. Бсрсзин A.B. Базитовыс комплексы Подужемской зоны разломов и их рудная специализация (Карелия, Западное Бсломорье) // Геология, полезные ископаемые и геоэкология Северо-Запада России. Материалы XVII молодежной конференции, посвященной памяти К.О. Кратца, Петрозаводск: ИГ Кар НЦ РАН, 2006. С. 13-16.

4. Бсрезин A.B. Геология и рудная минерализация габбро-анортозитового комплекса Подужемской зоны разломов (Западное Беломорье) // Ультрабазит-базитовыс комплексы складчатых областей. Материалы международной конференции. Иркутск: ИркГТУ, 2007.

5. Бсрсзин A.B. Геология и рудоносность габбро-анортозитов Подужемской структурной зоны. (Карелия, Западное Бсломорье) // Геодинамика, магматизм, ссдимснтогснсз и минерагсния Северо-Запада России. Петрозаводск: ИГ Кар НЦ РАН, 2007. С. 43-46.

6. Бсрсзин A.B. Архейские габбро-анортозиты беломорского подвижного пояса (БПП): геология и металлогения // Региональная геология и металлогения. 2009. № 39. С. 100109.

7. Бсрсзин A.B. Рудоносность габбро-анортозитов Подужемской структурной зоны (Карелия, Западное Беломорье) // Сборник трудов молодых ученых ИГДЦ РАН. СПб.: ИГГД РАН, 2010. С. 83-100.

8. Скублов С.Г., Балашов Ю.А., Марин Ю.Б., Бсрсзин A.B., Мельник А.Е., Падерин И.П. U-Pb возраст и геохимия цирконов из салминских эклогитов (месторождение Куру-Ваара, Беломорский пояс) // Доклады АН. 2010. Т. 432. № 5. С. 668-675. Вклад A.B. Березина 20%.

9. Скублов С.Г., Бсрсзин A.B., Марин Ю.Б., Ризванова Н.Г., Богомолов Е.С., Сергеева H.A., Васильева И.М. Комплексное изотопно-геохимическое (Sm-Nd, U-Pb) исследование салминских эклогитов // Доклады АН. 2010. Т. 434. № 6. С. 802-806. Вклад A.B. Березина 30%.

Лицензия ЛР № 020593 от 07.08.97

Подписано в печать 07.02.2011. Формат 60x84/16. Печать цифровая. Усл. печ. л. 1,0. Уч.-изд. л. 1,0. Тираж 100. Заказ 7154Ь.

Отпечатано с готового оригинал-макета, предоставленного автором, в Цифровом типографском центре Издательства Политехнического университета. 195251, Санкт-Петербург, Политехническая ул., 29. Тел.: (812) 550-40-14 Тел./факс: (812) 297-57-76

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Березин, Алексей Васильевич

Введение.

Глава 1. Главные периоды геологического изучения и современные представления о геологии Западного Беломорья.

Глава 2. Геологическое строение Подужемской структурной зоны и Кемского массива.

Глава 3. Изотопно-геохимическое датирование пород Кемского массива.

Глава 4. Пстрогеохимичсские особенности пород Кемского массива и его аналогов.

Глава 5. Моделирование петрологических условий формирования Кемского массива.

Глава 6. Рудоносность и металлогенические особенности Кемского массива.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Геология и петрология рудоносных базитовых интрузий Подужемской структурной зоны"

Актуальность темы

Дифференцированные ультрабазит-базитовые интрузивные комплексы развиты во всех докембрийских щитах мира: на Канадском щите (провинция Сьюпериор), в Гренландии (комплексы Скаергаард, Фисскансент), на Балтийском, Алданском и Аиабарском щитах. С большинством этих интрузии связаны магматогенные месторождения железа, титана, хрома, меди, никеля и сопутствующих им элементов платиновой группы (ЭПГ), а также золота.

Исследование интрузивных комплексов этого типа, помимо практического значения, представляет большой научный интерес. Это обусловлено тем, что проявления докембрийского интрузивного основного-ультраосновного магматизма охватывают огромный временной интервал - от раннего архея по рифей включительно, что позволяет на основе геолого-петрологических реконструкций проследить эволюцию состава мантии, начиная с первых этапов геологической истории Земли. Изучение расслоенных комплексов основного состава помогает раскрыть сущность процессов магматической дифференциации мантийных расплавов и оцепить их роль в рудообразовании. Важно также и то обстоятельство, что интрузивные базитовые комплексы являются рсперными образованиями при разделении разновозрастных и разнотипных тсктоно-магматичсских циклов, в связи с чем результаты их петролого-геохимической типизации используются при геологическом картировании и выборе направления поисков оруденения.

Цель работы

Реконструкция геологического строения, условий образования и генетических особенностей базит-ультрабазитов Подужсмской структурной зоны (ПСЗ) и связанного с ними орудепения.

Задачи работы

- изучение геологического строения и структурной позиции базитовых интрузий ПСЗ;

- анализ условий метаморфизма и его роли в преобразовании пород и руд;

- определение главных петролого-геохпмичсскпх параметров и формационной принадлежности базитовых интрузий ПСЗ;

- определение возрастного интервала формирования интрузий;

- изучение титано-магнетитового и сопутствующего орудепения, создание модели образования и преобразования руд.

Фактический материал

В основу работы положен материал, собранный автором в ходе полевых работ 2002-2008гг. в пределах ПСЗ Беломорского подвижного пояса (БПП). Полевые исследования включали детальное геологическое картирование и геохимическое опробование участков с телами интрузий базитов ПСЗ. В процессе камеральных исследований изучено более 300 шлифов и 30 ан шлифов, выполнено более 150 микрозондовых анализов породообразующих и рудных минералов. Использованы 103 оригинальных силикатных анализа, 140 определений (в т.ч. REE) методами РФА и 1CP-MS, 11 определений серы (в рудных образцах), 20 определений благородных металлов (Au, Pt, Pd) методом ICP- AES, 25 определений главных и редких элементов методом LA-1CP-MS в рудных минералах. Проведено датирование шести проб Sm-Nd методом по валу породы и плагиоклазу, в десяти точках локальным U-Pb методом по цирконам из метабазитов Г1СЗ (SHR1MP-I1). Определены содержания REE и редких элементов в цирконах на ионном микрозонде Cameca IMS-4f (ЯФ ФТИАН). Аналитические исследования проводились в лабораториях ВСЕГЕИ и ИГ КарНЦ РАН. Кроме оригинальных аналитических данных, в работе были иснользованы материалы и данные сотрудников ИГ КарНЦ РАН - B.C. Степанова, A.B. Степановой, Л.И. Слабупова, а также литературные данные из отечественных и зарубежных источников.

Научная новизна

1. По отдельным фрагментам произведена реконсфукция строения ранее неизученного Кемского дифференцированного массива габбро-анортозитов.

2. Установлен архейский возраст образования Кемского массива (КМ) и протерозойский возраст его метаморфических преобразований.

3. Обоснован формационный тин массива как аналога расслоенных интрузивных архейских комплексов докембрийских щитов.

4. Определен состав начального расплава и термодинамические условия формирования КМ.

5. Выявлено и изучено Fe-Ti-V оруденение массива, а также сопровождающее его повышенное содержание Au и намечены критерии рудоносности.

Практическая значимость

1. Впервые обоснован архейский возраст КМ, что может быть использовано при региональных работах.

2. Полученные данные целесообразно применять при определении поисковых перспектив на Fe-Ti-V и Au-ЭПГ орудепение базит-ультрабазитовых комплексов БПП, при построении модели эволюции БПП на ранних этапах развития, формационной типизации базит-ультрабазитовых интрузии.

3. Новые изотопно-геохимические данные являются реперпыми для геологии региона и позволяют уточнить некоторые аспекты архейской эволюции БПП.

Объем и структура работы

Работа состоит из 6 глав, введения и заключения. Общий объем работы составляет 221 стр., включая 41 рис., 16 табл., список литературы из 154 наименований.

Защищаемые положения

1. Тела пород ультрабазит-базптового состава Подужемской структурной зоны (ПСЗ) Западного Бсломорья являются тектонически разобщенными фрагментами крупной архейской, первично расслоенной интрузии (Кемского массива - КМ).

2. По петролого-геохимичсским особенностям фрагменты массива относятся к формации габбро-анортозитов (ГА) и являются аналогами архейских ГА Кольско-Норвсжской провинции Балтийского щита.

3. Ведущая роль при становлении массива принадлежала кристаллизационной дифференциации, а внутреннее строение было обусловлено процессом гравитационной дифференциации. Средневзвешенный состав КМ отвечает высокожслсшстому базальту.

4. Установленное в породах массива магнетит-ил ьменитовос оруденение связано с ликвацией, сопровождавшей кристаллизационную стадию формирования интрузива. Золою, первично сосредоточенное в ильмените, перераспределялось в рудах массива при метаморфических преобразова11 ] 1ях.

Апробация работы и публикации

Результаты исследований представлялись автором на международных конференциях «Геодинамика, магмашзм, седпментогенез и минерагешш Северо-Запада России» (2007 г.), «Беломорский подвижный пояс: геология, геодинамика, геохронология» (2005г.), молодежных конференциях, посвященных намят К.О. Кратца (2005, 2006, 2007 гг.). и ряде других совещаний. По теме диссертации опубликовано 9 печатных работ, включая 3 статьи в журналах из списка ВАК.

Содержание работы

Во введении кратко охарактеризовано состояние проблемы, определены цели и задачи исследования.

В главе 1 «Главные периоды геологического изучения и современные представления о геологии Западного Беломорья» кратко рассмотрена история исследования БПП, приводятся данные о доксмбрпйских тектоно-магматичсских циклах и обсуждаются вопросы геологии базитов ПСЗ.

Глава 2 «Геологическое строение Поджемскоп структурной зоны п Кемского массива». В пей подробно рассмотрены морфология, строение и петрографические особенности тел основных пород ПСЗ, их взаимоотношения между собой и с вмещающими породами рамы.

В главе 3 «Изотопно-геохронологическое датирование пород Кемского массива» приводятся результаты определения возраста становления массива и его метаморфических преобразований па основании Бт-Ыё и локального У-РЬ (БНШМР-Н) методов.

Глава 4 «Пе1рогеохпмические особенности пород Кемского массива и его аналогов» содержит петрогеохимичеекпе характеристики пород комплекса габбро-анортозитов ПСЗ, относимых к Кемскому массиву и их сравнение с аналогичными комплексами БПП и мира.

В главе 5 «Моделирование петрологических условий формирования Кемского массива» приведены результаты исследования термодинамических условий петрогеттезиса и петрологического моделирования (с применением программного комплекса «Комагмат-3.59»У

В главе «Рудоносность и металлогсническис особенности Кемского массива» приведены мпнераграфичеекпе и геохимические характеристики установленного окисного и благороднометалльного оруденения массива, а таюке данные по составу ассоциаций рудных минералов и предложена модель формирования и преобразования руд.

В заключении обобщены результаты исследовании и сформулированы главные выводы.

Благодарности

Настоящее исследование проводилось под руководством Сергея Геннадьевича Скублова в Лаборатории геологии и геодинамики (ИГГД РАН). Всестороннюю поддержку на всех этапах автору оказал директор ИГГД РАН А.Б. Вревский, а гакже сотрудники лаборатории В.А. и A.B. Матреничевы и H.A. Алфимова. Значительный вклад внесло плодотворное обсуждение работы с В.Е. Рудепко (ВСЕГЕИ). Вопросы геологии и петрологии базитовых магматических комплексов БПЛ неоднократно обсуждались с B.C. и A.B. Степановыми, В.В. Травиньтм (ИГ КарНЦ РАН), A.B. Мокрушииьтм (ГИ КолНЦ РАН) и Д.И. Корпсчковым (ИГЕМ РАН). Автор благодарен за консультации Г.М. Беляеву, Л.И. Лукьяновой и Ю.Ю. Юрченко (ВСЕГЕИ). Существенную помощь была оказана сотрудниками геологического факультета СПбГУ А.К. Худолеем, PI.А. Алексеевым, Ю.С. Шелухиной и А.П. Бороздиным.

Автор глубоко признателен |А.М. Ахмедону|, под руководством которого была выполнена часть исследования.

Заключение Диссертация по теме "Петрология, вулканология", Березин, Алексей Васильевич

Выводы:

По петрогеохимпчским параметрам породы Кемского массива показывают сходство с породами Котозерского подкомплекса габбро-анортозитов и позволяют классифицировать их как аналоги ферротолеитов натровой серии.

Породы Кемского массива (как и массивы губы Травяной, Котозера и др.), отличаются от пород боярского подкомплекса повышенным содержанием ТЮ2, Ре203, СаО, К20, и пониженным содержанием М§0. Перекрытие полей составов областью пород Скасргаарда на различных диаграммах большей частью проб Кемского массива может юворпть о сходном характере магматической эволюции пород.

На диаграмме значений 1 и 2 факторов сосгавы пород Кемского массива находятся в поле Котозерского подкомплекса габбро-анортозит ов (ОГГ=4ЛО), с существенно феннеровским трендом развития и степенью дифференциации (ВГГ=4.08) характерной для расслоенных комплексов Кольского полуострова, Сибири (Анабарский и Каларский массивы) и интрузии Скаергаард (ОГГ=3.61).

Часть микроэлементов в породах Кемского массива, подвержена (N1, Со, Ва, Шэ и др.) влиянию вторичных процессов (метаморфизм, метасоматоз и др.). Другие - же (Т1, V. Ст, N1}) достаточно стабильны. Распределение микроэлементов в породах по совокупности параметров породы близки к Котзерскому подкомплексу габбро - анортозитов и мстабазальтам Центрально-Беломорской мафической зоны (зеленокаменпого пояса).

Распределение REE в породах Ксмского массива характерно для расслоенных комплексов, различаясь только уровненм концентраций отр ранних к поздним дифференциатам, аналогичный характер распределения имеют породы Нигрозерского (Корпечков, 2008) и Котозерского массивов, что говорит об их сходстве.

Глава 5. Моделирование петрологических условий формирования Кемского массива

Одним из ключевых вопросов петрологии базитов раннего этапа развития БПП являются условия их формирования и составы исходных магм. В работах Е.В. Шаркова (1994, 2002) достаточно подробно описаны петрологические особенности протерозойских (2440-2460 Ма) габбро-анортозитов БПП. Состав исходного расплава для них предполагается как бонинитоподобный, что оспаривается некоторыми исследователями (Ранний докембрий., 2005). Формирование этих базитов связывается с «рассеянным рифтогенезом» или «диспергироваипоым магматизмом» (Шарков, 2004). В тех же работах Е.В. Шарковым показывается, что составы родопачальных расплавов протерозойских габбро-анортозитов и ряда расслоенных комплексов (Бураковский, Мончегорский) весьма похожи.

Для определения термодинамических параметров (Р, Т, Г02) формирования пород Кемского массива было выбрано несколько образцов (Табл. 5.4), удовлетворяющих следующим требованиям:

Минимальные гидротсрмально-метасоматические изменения

Контрастность пстрографо-гсохимичсского состава (например анортозиты и рудные габбро)

Поскольку в большинстве случаев у подобных интрузий первпчпомагматические контакты с вмещающими породами не сохранились и являются сорванными (тектоническими) в качестве первого приближения состава расплава было решено использовать средневзвешенный состав Кемского массива (проба «КсшАу»). Этот подход является корректным в предположении, что тела имеют пластипообразпуго форму и все разности пород равнообнажены и опробованы. Первое требование всегда соблюдается, так как интрузия является псевдостратифицированной, второе условие, как будет показано далее, было условно выполнено.

Определение температуры кристаллизации породпроизводилость несколькими методами:

По вкрапленному первичномагматическому титапомагттетиту (Stormer, Lindsley. 1983) и магматическому клиноппрокссну (Lindsley, 1982, Псрчук, 1977)

С помощью уравнений регрессий с петрогеиными оксидами, выведенных на основе экспериментальных данных (Кутолип, 1985, Арестова, 2004)

Термометрией «минерал-расплав», учитывающий равновесия и фазовые пропорции минералов в расплаве (Арискин, Френкель, 1982 и полседующие)

Вследствии того что первичиомагматические ассоциации минералов представлены вкрапленниками титаномагнетита и реликтами клинопироксена именно по ним оценивались температуры кристаллизации пород. Титаномагнетит представлен каплевидными вкрапленниками до 200 мк, с проявленным распадом твердого раствора магнетит - ильменит. Для определиния температуры и фугитивности кислорода были применены 2 окситермометра,

Заключение

На основании проведенных исследовании можно сделать следующие выводы:

1. Фрагменты базит-ультрабазитов Подужемской структурной зоны относятся к единому расслоенному массиву (КМ), разобщенному в результате тектоно-метаморфических преобразований. Возраст становления массива древнее 2820 Ма. Время раннего высокотемпературного и высокобаричсского метаморфизма пород массива 2728 ± 46 Ма . Поздний метаморфизм с относительно низкими Т-Р параметрами проявился около 1815 Ма назад.

2. По пстрохимическнм особенностям породы КМ относятся к габбро-анортозитам расслоенных интрузий, и аналогичны Травяногубскому и Котозерскому массивам БПП. Такие геохимические показатели как высокие содержания Ре и Тк наличие Еи-апомалии и др. отличают их от протерозойских габбро-анортозитов БПП.

3. Главными процессами, обусловившими расслоепность КМ, являлись кристаллизационная и гравитационная дифференциация минералов с явлениями ликвации на ранних стадиях. Рассчитанный средневзвешенный состав КМ соответствует высокожслезистому базальту. Данные 8т^с1 систематики для пород КМ свидетельствует об отсутствии коровой контаминации (еЫс128оо~+3.6).

4. Окисное ильменит-магнетитовое орудененне КМ связано с ликвационным (до 1200-1300°С), кристаллизационным и метаморфическим (до 400°С) этапами эволюции. Большая часть руд имеет раннемагматическую природу и была перекристаллизована при наложенном метаморфизме. Доля руд, образовавшихся на метаморфическом этапе, не превышает 10-15%.

Основная часть богатых руд приурочена к меланократовым разностям пород -метаклинопироксснитам и метагаббро. Повышенные концентрации золота в породах КМ связаны с его перераспределением из ильменита, замещаемого титанитом при метаморфизме. Наиболее низкотемпературные рудные минералы (110-270°С) представлены гесситом (Ag2Te). Установленные иетрогеохимические тенденции формирования массива и его оруденения указывают на перспективность поисков новых расслоенных массивов габбро-апортозитовой формации и их фрагментов, продуктивных на Тл-Рс-У и благороднометалльное орудснснис (Кулешевич, 2007) в Западном Беломорье.

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Березин, Алексей Васильевич, Санкт-Петербург

1. Арискин A.A., Бармина Г.С. Моделирование фазовых равновесий при кристаллизации базальтовых магм (Ред. И.Д.Рябчиков). М.: Наука. 2000ю 363 с.

2. Арискин A.A., Френкель М.Я. Моделирование фракционной кристаллизации основных силикатных расплавов на ЭВМ// Геохимия № 3. 1982 с. 338339.

3. Белоиип М.Д., Голубева В.А., Скублов Г.Т. Факторный анализ в геологии. М. 1982. 289с.

4. Березин A.B., Архейские габбро-анортозиты беломорского подвижного пояса (БПП): геология и металлогения.// Региональная геология и металлогения, Спб, ФГУП ВСЕГЕИ. №39. 2009. clOO-110

5. Борисенко Л.Ф. и др., О распределении La, Се, Sm, Eu, Tb, Yb и Lu в ильмените различных магматических формаций. ДАН СССР, том 251. №2. 1980. с. 454

6. Борисов A.A. Растворимость благородных металлов в силикатных расплавах: экспериментальные исследования и космохимическпе следствия, автореферат докторской диссертации. ИГЕМ РАН. Москва. 2001

7. Вахрушев В.А. Рудные минералы изверженных и метаморфических пород., М, Недра, 1988

8. Володичев О.И. Беломорский комплекс Карелии. Геология и петрология, М, Л, 1990

9. Володичев О.И. Метаморфизм фации дистсновых гнейсов Л. Наука. 1975

10. Володичсв О.И., Беломорский комплекс Карелии: геология и петрология, J1, 1990

11. Геология и псгматигоносность Беломорпд Под ред. Кратца К.О. Л.: Наука, 1985. 248с.

12. Дубровский М.И CIPWD повый алгоритм пересчета результатов химического анализа на миналы.// Вестник Воронежского университета. Сер. 3, Геология. Вып. 5. 2000г. С. 98-114

13. Ефремова C.B. и др. Пегрохимические методы исследования горных пород. М. Недра. 1985

14. Иберла К. Факторный анализ (перевод с нем.) Москва. 1980. 398с.

15. Иванов В.В. и др. Геохимия рения. М. Наука. 1969. с.27

16. Йодер Х.С, Тилли С.Е, Происхождение базальтовых магм. М. Мир. 1965

17. Каулина Т.В., Капитонов И.В., Жавков В.А. Образование циркона при гранулитовом метаморфизме. Ст. в сб. "Петрология и минерагения кольского региона" (тезисы V Всероссийской (Ферсмановской) научной сессии), Апатиты, КНЦ, 2008

18. Кожевников В.Н., Термальная история архейской мантии — к оценке перспектив алмазоносностн кратонов. Ст. в сб. «Геодинамика, магматизм, седиментогенез и минерагения Северо-Запада России», КарНЦ РАН, Петрозаводск, 2008

19. Коробейников А.Ф., Золото в акцессорных минералахинтрузивных пород//Геохимия, №8, 1980, с. 1180

20. Король ILE. Особенности гранулитовой амфиболизации в гранулит-эндербит-чарнокитовых комплексах Карелии. В сб. Минералогия, петрология и мпнерагения докембрнйекпх комплексов Карелии, Петрозаводск, 2007, с41-46.

21. Кратц К.О. О генезисе магматических титаномагнетитовых месторождений// Труды лаборатории геологии докембрия АН.,Вып.7, 1957. с.5

22. Кратц К.О., Глебовицкий В.А. и др., Земная кора восточной части Балтийского щига. J1, 1978

23. Кулешевич Л.В., Земцов В.А., Слюсарев В.Д., "Минералогия и локализация блаороднометалльного оруденения в Северной Карелии по геолого-геофизическнм данным", в кн. Геология и мииерагения Кольского региона, Апатиты, КНЦ, 2007

24. Кулешевич JI.B., Земцов В.А., Слюсарев В.Д., Минералогия и локализация блаороднометалльного оруденения в Северной Карелии по гсолого-геофизическим данным, в кн. Геология и минерагения Кольского региона, Апатиты, КНЦ, 2007

25. Кутолин В.А. и др. Петрохимичсскис методы определения некоторых условий образования вулканических пород// Труды ИГиГ СО РАН СССР, вып. 625, 1985

26. Кутолпн В.А. и др. Петрохимичсскис методы определения некоторых условий образования вулканических пород. //Труды ИГиГ СО РАН СССР, вып. 625, 1985

27. Леонтьев А.Г. и др. Отчет по теме:"Сосгавление карты полезных ископаемых Республики Карелия масштаба 1:500 ООО". 2003 г.

28. Масленников В.А. К вопросу о генезисе сегрегационно-магматическтго титаномагнетитоваго оруденения.// Труды лаборатории геологии докембрия АН.,Вып.7, 1957, с.23

29. Металлогения Карелин (ред. Рыбаков С.И.) ИГ КарНЦ РАН. Петрозаводск, 1999

30. Миллер Ю. В., Позднеархейская покровная структура Беломорского подвижного пояса// Вестник СПбГУ. 1997, Сер. 7, вып. 3(№21). с. 28 -40

31. Миллер Ю.В., Милькевич Р. П., Покровно-складчагая структура беломорской зоны и ее соотношение с карельской гранит -зелеиокамепной областью// Геотектоника, 1995, № 6, с. 80 — 92

32. Минералогическое и петрографическое описание берегов Белого моря // Горн. журн. 1904. № 11. С. 3.

33. Минц М.В. и др., Коллизионные структуры раппедокембрийской коры восточной части Балтийского Щита: геологическая интерпретация сейсморазведочиых данных по профилю 4В// ДАН, 2001, том 379, № 1, с. 83-89

34. Минц М.В. и др., Палсопротсрозойскпс коллизионные структуры в глубинном строении коры карельского крагопа по результатам сейсмопрофилирования МОГТ//ДАН, 2002, том 385, № 5. с. 648-654

35. Орлов Д.М.,Орлова М.П. Петрохимическая систематизация магматических юриых пород и их природных ассоциаций // Региональная геология и металлогения, Спб, ФГУП ВСЕГЕИ. №39. 2009. с69-85

36. Петров О.В. и др. Новые промышленные типы комплексных руд благородных и цветных металлов в докембрии восточной части Балтийского щита. Тезисы докладов в сб. Геодинамика, магматизм, седименгогепез и минерагеппя С-3 России. Петрозаводск, КарНЦ, 2007

37. Петрова М.А. и др., О надежности петрологических выводов в связи с особенностями метода нормативных пересчетов. В кн. «Современные методики петрологических исследований», ред. Маракушев A.A., М, «Наука», 1976

38. Пугин В.А. и др. Экспериментальная петрология глубинного магматизма., М. "Наука", 1978

39. Ранний докембрий Балтийского щита. ред. В.А.Глсбовицкий, СПб, "Наука", 2005

40. Российский металлогенический словарь., ред. А.PI.Кривцов., Спб, Изд-во ВСЕГЕИ,, 2003 (МПР РФ ВСЕГЕИ), с.30-33

41. Саватенков В.М., Особенности поведения Rb-Si- и Sm-Nd изотопных систем в условиях регионального и контактового метаморфизма (Беломорский складчатый пояс, Кольский полуостров) автореф. Канд. Дисс., Спб, ИГГД, 2001

42. Савичева O.A. Геохимические индикаторы золоторудных проявлений и потенциально золотоносных участков Янисъярвпнской и Чупино-Лоухской площадей Карелии. Автореф. Канд. Дисс., СпбГГИ (ТУ), 2007

43. Слабунов А.И. и др. Мезоархсйский фрагмент океанической коры// Граннт-зелепокамеипые системы архея и их поздние аналоги. Материалы научной конференции и путеводитель экскурсий. Петрозаводск. КарНЦ РАН. 2009. С. 154-156

44. Слабунов A.PI. Геология и геодинамика Беломорского подвижного пояса Фенпоскандинавского щита в архее, докт дисс. Петрозаводск. 2005

45. Слабунов А.И. Геология и геодинамика беломорского подвижного пояса фенпоскандинавского щита в архее. Докторская диссертация, Петрозаводск, 2005

46. Слюсарев В.Д и др., Новый генетический тип железных руд в выгозерском зеленокамепном поясе Юго-Восточной Карелии, ст. в сб. Геология месторождений полезных ископаемых докембрия, ред. К.О. Кратц., Л, Наука, 1981, с. 39

47. Слюсарев В.Д, Голубев А.И. "Элементы платиновой группы в породах Южгто-Выгозерского зелепокамештого пояса", в сборнике "Геология и полезные ископаемые Карелии". №6, КарНЦ РАН. Петрозаводск. 2003

48. Слюсарев В.Д, Голубев А.И. «Элементы платиновой группы в породах Южно-Выгозерского зелепокаменного пояса», в сборнике «Геология и полезные ископаемые Карелии». №6. КарНЦ РАН, Петрозаводск, 2003

49. Смагунов Н.В., Таусон В.Л., Пределы вхождения золота в магнетит и пирротин. Вестник отделения наук о Земле РАН, №1 (21), 2003

50. Смолькнн В.Ф. Коматиитовый и пикриговый магматизм раннего докембрия Балтийского щита. Л.: Наука. 1992. 272 с.

51. Соболев Р.Н. и др. Методы нейрохимических пересчетов горных пород и минералов., М, Недра, 1984

52. Стенарь М.М. и др. Этапы тектонического развития докембрия Карелии (Л., 1973);

53. Степанов B.C. Благороднометальнос рудопроявление Травяная губа и возможная генетическая связь его с комплексом габбро-апортозитов Западного Беломорья в сборнике Геология и полезные ископаемые Карелии, №4, КарНЦ РАН, Петрозаводск, 200 J

54. Степанов B.C. и др., Отчет Летнереченской партии по съемке 1:50 ООО, 19641966. с. 254-259

55. Степанов B.C. Основной магматизм докембрия Западного беломорья, Л, 1981

56. Степанов B.C., Слабунов А.И. "Амфиболиты и ранние базит-ультрабазиты Северной Карелии", Л, 1989

57. Сыстра Ю.И. Структурная эволюция Бсломорид Западного Беломорья (Л., 1978)

58. Ткачев Ю.А. и др. Оптимальный пересчет химического состава горной породы на минеральный. КомиНЦ АН СССР, Сыктывкар, 1980

59. Точность (правильность и прецизионность) методов и результатов измерений (Части 1-6). ГОСТ Р ИСО 5725-2002 Госстандарт России. // Москва. 2002.

60. Фации метаморфизма восточной части Балтийского щита, ред.В.А. Глсбовицкий, Л, Наука, 1990

61. Харитонов Л.Я. Структура и стратиграфия карел ид восточной части Балтийского щита, М, Недра, 1966

62. Харман Г. Современный факторный анализ (перевод с англ.) Москва. 1972. 487с.

63. Ходоревская Л.И. Экспериментальное исследованиегранитообразования по породам основного состава. Докторская .диссертация., 2006, МГУ, Москва

64. Шарапов И.П. Применение математической статистики в геологии. // Москва. 1971. 248с.

65. Шарков Е.В. Петрология раннепротсрозойского друзптового комплекса, п-ва Пежостров, С.Карелия// Петрология, 1994, т.2, с 511 -53 1

66. Шарков Е.В., Красивская Е.С., Чистяков A.B., Диспергированный мафит-ультрамафитовый интрузивный магматизм подвижных зон раннего палеопротерозоя Балтийского щита па примере друзптового комплекса Беломорья// Петрология, 2004, т. 12, №10

67. Шаров Н.В. ред., Глубинное строение и сейсмичность Карельского региона и его обрамления, Петрозаводск, 2004

68. Шахтыров В.Г., Методические рекомендации по изечению сдвигов при поисково съемочных и разведочных работах, Магадан. 1987

69. Шуркип К. А. Беломориды, геология, петрология, ист ория развит ия. Автореф. Докт.дисс., М, 1964

70. Щербакова Т. Ф. Амфиболиты беломорского комплекса и их гранитизация. М, Наука, 1988

71. Щербакова Т. Ф. и др. Амфиболиты и основные мстасоматиты беломорского пояса: Черты сходства и различия// Геохимия, 2008, № 3, с. 302-322

72. Юдин Б.А., Окиспые железо-титановые и железные руды магматических формаций Карелии и Кольского полуострова., ИГ Кар НЦ АН СССР, Петрозаводск, 1987

73. Andersen, D.J., Lindsley, D.H. 1985. New (and final!) models for the Ti-magnetite/ilmenite geothermometer and oxygen barometer. Abstract for the AGU 1985 spring meeting, Eos Transactions, American Geophysical Union, 66 (18), 416.

74. Andersen, D.J., Lindsley, D.H. 1988. Internally consistent solution models for Fe-Mg-Mn-Ti oxides; Fe-Ti oxides// American Mineralogist 73, 714-726.

75. Andersen, D.J., Lindsley, D.H., Davidson, P.M. 1993. QUILF: A PASCAL program to assess equilibria among Fc-Mg-Ti oxides, pyroxenes, olivine, and quartz// Computers & Geosciences 19 (9), 1333-1350.

76. Anderson Don L. , New Theory of the Earth // Cambridge University Press 2007, p405

77. Ashwal L. et al. Sm-Nd age of the Fiskenesset Anorthosite Complex. West Greenland// Earth and Planetary Science Letters, 91 (1989) 261-270

78. Ashwal L.D. et al. Sm-Nd and Rb-Sr isotope systematics of an Archcan anorthosite and related rock from the Superior province of the Canadian Shield// Earth and Planetary Science, 74 (1985), p.338-346

79. Bau M. The lanthanide tetrad effect in highly evolved felsic igneous rocks a reply to the comment by Y. Pan // Contribution Mineralogy and Pertrology, 1997, v.128, p.409-412

80. Belousova E. A. et al. Zircon Crystal Morphology, Trace Element Signatures and Hf Isotope Composition as a Tool for Petrogenetic Modeling: Examples From Eastern Australian Granitoids// Journal of Petrology v.47, № 2, p.329-353, 2006

81. Berman R.G. (1991) Thcrmobaromctry using multicquilibrium calculations: a new technique with petrologic applications// Canadian Mineralogist, v. 29, 833-855.

82. Buddington, A.F., Lindslcy, D. H. 1964. Iron-titanium oxide minerals and synthetic equivalents// Journal of Petiology 5 (2), 3 10-357.

83. Casey, J.F., and Miller, D.J. (Eds.), 2003, Proceedings of the Ocean Drilling Program, Scientific Results Volume 179

84. Cattell, R. B. (1966). The scree test for the number of factors// Multivariate Behavioral Research, 1, 245-276

85. Cavosiea A. et al., Internal zoning and U-Th-Pb chemistry of Jack Hills detritalzircons: a mineral record of early Archean to Mesoproterozoic(4348-1576Ma) magmatism// Precambrian Research 135 (2004), p251-279

86. Cervantes P. et al. Role of H20 in subduction-zonc magmatism: New insights from melt inclusions in high-Mg basalts from central Mexico// Geology; 2003; v. 31; no. 3: p. 235-238

87. Coogan, L.A; et al., Whole-rock geochemistry of gabbros from the southwest indian ridge: constraints on geochemical fractionations between the upper and lower oceanic crust and magma chamber processes at (very) slow-spreading ridges//Chem Geol; 2001

88. De La Rochc H.et al., (1980) A classification of volcanic and plutonic rocks using R1-R2- diagram and major element analyses its relationships with current nomenclature// Chemical Geology 29: 183-210

89. Drake M.J. Evolution of major mineral element abundances during fractional crystallization of a model lunar composition// Geochim. Cosmochim. Acta. V. 40. p. 401-411, 1976

90. Duchesne J-C. (ed.) The Rogaland Intrusive Massifs an excursion guide //Geological Survey of Norway. Sokndal, Lund, Eigcrsund. 2001. pi 39

91. Ewing, M., Miyashiro. A Crystallization and differentiation in abyssal tholeiites andgabbros from mid-oceanic ridges// Earth Planet Sci Lett; 1970

92. French W.J., Cameron E.P., Calculation of the temperature of crystallization of silicates from basaltic melts //Mineralogical Magazine, 1981. VOL. 44. PP. 19-26

93. Frost C. et al., Single-crystal U-Pb zircon age determination of the Red Mountain pluton, Laramie Anorthosite Complex, Wyoming.// American Mineralogist, Volume 75, pages 21-26, 1990

94. GEOROC (MP1 fur Chcmie, Mainz, Germany) база пстрохимпческих данных пород - http://georoc.mpch-mainz.gwdg.de/georoc/Start.asp

95. Ghiorso, M.S. Sack, R.O. 1991. Fe-Ti oxide geothermometry: thermodynamic formulation and the estimation of intensive variables in silicic magmas. //Contributions to Mineralogy and Petrology 108 (4), 485-510.

96. Ghiorso, M.S., Carmichael, I.S.E. 1981. A Fortran-lV computer program for evaluating temperatures and oxygen lugacities from the compositions of coexisting iron-titanium oxides// Computers & Geosciences 7 (1), 123-129.

97. Gorton M. ct al., From continents to island arcs: a geochcmical index of tectonic setting for arc-related and within-plate felsic to intermediate volcanic rocks// The Canadian Mineralogist. Vol. 38, pp. 1065-1073 (2000)

98. Granitic to ultramafic rock complexes of the indian ocean ridge system, Western Indian occan// Gcol Soc Amcr bull; Engcl, C G; Fisher, R L; 1975

99. Green D.H. ct al., Experimental petrology of Apollo 17 marc basalts, 6th Lunar Science Conference, Volume 1, p. 871-893, 1975

100. Griffin W.L. et al., The origin and evolution of Archean lithospheric mantle// Precambrian Research 127 (2003) 19-41

101. Guttman, L. (1954). A new approach to factor analysis: the radex. In P. F. Lazarsfeld (Ed.)// Mathematical thinking in the social sciences. New York: Columbia University Press

102. Halliday A.N. et al. Incompatible trace elements in OIB and MORB and source enrichment in the sub-oceanic mantle// Earth and Planetcry Science letters. V133, p379-395. 1995

103. Hanchar, J., Hoskin, P. (Eds.), Zircon. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, vol. 53, pp. 89-112

104. Harley S.L., Kelly N.M. Zircon Tiny but Timely // Elements. 2007. V. 3. N 1. P. 13-18

105. Hayton J. C. et al. Factor Retention Decisions in Exploratory Factor Analysis: a Tutorial on Parallel Analysis// Organizational Research Methods, 2004; 7; 191

106. Herrmann W., Berry R., MINSQ a least squares spreadsheet method for calculating mineral proportions from whole rock major element analyses//

107. Geochemistry: Exploration, Environment, Analysis; November2002; v. 2; no. 4; p. 361-368, Geological Socicty of London

108. Hoffman P.F., Archcan oceanic flake tectonics// Geophysical research letters, vol 15, №10, p. 1077-1080, 1988

109. Hofmann A.W. , K.P. Jochum, M. Seufcrt and W.M. White. Nb and Pb in oceanic basalts: new constraints on mantle evolution// Earth and Planetary Science Letters, 79 (1986) 33-45

110. Holm, P M; Sr, Nd and Pb isotopic composition of in situ lower crust at the southwest indian ridge: results from odp leg 176// Chem Geol; 2002

111. Khalil J.S., Lindslcy D.H. A solution model for coexisting iron-titanium oxides// American Mineralogist, vol. 66. p. 1189-1201, 1981

112. Korenaga J., Archean Geodynamics and the Thermal Evolution of Earth.// Archean Geodynamics and Environments, Geophysical Monograph Series 164, 2006

113. Korneliussen, A. (ed.) Abstracts GEODE field workshop 8-12th July 2001 on ilmenite deposits in the Rogaland anorthosite province, S. Norway.//GEODE / ESF /NGU. 2001. pi47

114. Mkaza M., Sm-Nd isotopic disequilibrium between minerals in Merensky Cyclic Units of the Bushveld Complex, South Africa., Dissertation on master in natural sciences., Rand Afrikaans University, 2005

115. Morimoto N. Nomenclature of Pyroxenes.// Canadian Mineralogist, 27, 143-156, 1989.

116. Muntcncr O. et al. Cooling History and Exhumation of Lowcr-Crustal Granulile and Upper Mantle// Journal of Petrology. Vol 41, №2,2000. p I 75-200

117. NAVDAT (North American Volcanic and Intrusive Rock Database) база пстрохимичсских данных пород - http://navdat.kgs.ku.edu/

118. Niggli P., 1931. Schweiz. //Min. Petr. Mitt., vol. 1 1, pp. 261 -364

119. Norman J. et al., Platinum, Palladium, and Rhodium in the Fiskenaesset Complex, Southwestern Greenland// Economic Geology, Vol. 75, 1980, pp. 907-915

120. Okudaira T. et al., Sm-Nd and Rb-Sr dating of amphibolitc from the Ncllore-Khammam schist belt, SE India: constraints on the collision of the Eastern Ghats terrane and Dharwar-Bastar craton.// Geol.Mag. 138 (4). 2001, pp. 495-498.

121. Palenik C. et al., "Invisible" gold revealed: Direct imaging of gold nanoparticles in a Carlin-type deposit // American Mineralogist, Volume 89, pages 13591366,2004

122. Pcarce, J. A., and Cann, ,T. R., 1973, Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analyses //Earth and Planetary Science Letters, v. 19, no. 2, p. 290-300.

123. Putirka K. et al. Thermobaromctry of mafic igneous rocks based on clinopyroxene-liquid equilibria, 0—30 kbar// Contrib. Mineral Petrol. №123:92—108, 1996

124. Rudniek R. L., S. Gao. Composition of the Continental Crust.// Treatise On Geochemistry.,2003, Elsevier. Volume 3; pp. 1-64

125. Saunders A.D. et al. Origin of MORB and Chemically-Dcplctcd Mantle Reservoirs: trace element constrains // Jour. Of Petrology. Special Lithospere Issue, p415-445, 1978

126. Serov P., Comparison between Sm-Nd rock-forming mineral and U-Pb zircon and baddeleyite data of the Fedorovo-Pansky Pt-bearing layered intrusion// Geophysical Research Abstracts, Vol. 9, 01156, 2007

127. Sharkov E.V. et al, Silicic Fe-Ti-oxide series of slow-spreading ridges: petrology, geochemistry, and genesis with reference to the Sierra Leone segment of the Mid-Atlantic Ridge axial zone at 6°2 N.// Russian journal of Earth Sciences, Vol. 7, 2005

128. Soto J.I. & Soto V.M "PTMAFIC" (1995): Instituto Andaluz de Ciencias de la Tierra C.S.I.C.-Granada University Campus Fuentenucva, 18008-Granada (SPAIN)

129. Stepanov V.S., Stepanova A.V., 2003. Prccambrian anorthositcs in the Bclomorian Mobile Belt, Eastern Fennoscandian Shield. Ilmenite deposits and their geological environment. Special publication 9. 102-104. Trondheim

130. Sun S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes./ Eds: A.D.Saunders, M.J.Norry // Magmatism in the ocean basins. Geol. Socicty, Spec. Publ. 1989. V. 42. P. 313-345.

131. Sun S., Nesbitt R.W. Petrogenesis of Archaean ultrabasic and basic volcanites evidence from rare earth elements.// Contrib. Miner. Petrol. 1978. V.65.№ 3. P. 3001-325.

132. Thy P. et ah, Experimental constraints on the Skaregaard liquid line of descent// Lithos 92, p. 154-180, 2006

133. Tribuzio R. et al. Rare earth element redistribution during high-prcssure-low-temperature metamorphism in ophiolitic Fe-gabbro (Liguria, NW Italy): Implications for light REE mobility in subduction zones// Geology, 1996, v. 24, № 8. p.71 1-714.

134. Verma S.P. S1NCLAS: standard igneous norm and volcanic rock classification system// Journal Computers & Gcoscicnccs Vol. 28 , Issue 5 (June 2002), p. 711 -715, 2002

135. Vermeesch P., Tectonic discrimination diagrams revisited.// Geochemistry, Geophysics, Geosystems (G3) manuscript 2005gc001092

136. Wang X. et ah, U-Pb and Sni-Nd dating of high-pressure granulite- and upper amphibolite facies rocks from SW Sweden.// Precambrian Research 92 (1998) 319-339

137. Watkins M W., Determining Parallel Analysis Criteria// Journal of Modern Applied Statistical Methods, November, 2006, Vol. 5, No. 2, 344-346

138. Watson E.B., Wark D.A., Thomas J.B. // Contribs. Mineral, and Petrol. 2006. V. 151. P. 413-433.

139. Westrum, Jr E. et al, Magnetite Heat capacity and thermodynamic properties from 5 to 350 K, low-temperature transition.// J. Chem. Thermodynamics 1969, Volume 1, 543-557

140. Whitchousc M., Combining in Situ Zircon REE and U-Th-Pb Gcochronoiogy: A Petrogenetic Dating Tool, Goldschmidt 2000 September 3rd-8th, 2000 Oxford, UK. Journal of Conference Abstracts Volume 5(2), 1086