Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему
Раннепротерозойские вулканогенные формации Печенгско-Варзугского пояса как индикаторы геодинамических режимов
ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология
Автореферат диссертации по теме "Раннепротерозойские вулканогенные формации Печенгско-Варзугского пояса как индикаторы геодинамических режимов"
московский ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ
<—» ч/
На правах рукописи
СКУФЬИН Петр Константинович
РАННЕПРОТЕРОЗОЙСКИЕ ВУЛКАНОГЕННЫЕ ФОРМАЦИИ
ПЕЧЕНГСК0-ВАРЗУГСК0Г0 ПОЯСА КАК ИНДИКАТОРЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ РЕЖИМОВ (СЕВЕРО-ВОСТОК БАЛТИЙСКОГО ЩИТА)
Специальность - 04.00.08 - петрология, вулканология
АВТОРЕФЕРАТ
диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук
МОСКОВСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ
На правах рукописи
СКУФЬИН Петр Константинович
^ПРОТЕРОЗОЙСКИЕ ВУЛКАНОГЕННЫЕ ФОРМАЦИИ
ПЕЧЕП0-ВАРЗШ0Г0 ПОЯСА КАК ИНДИКАТОРЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКИК РЕЖИМОВ [СЕВЕРО-ВОСТОК БАЛТИЙСКОГО ЩИТА)
Специштюстъ - 04.00.08 - петрология, вулканология
АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук
Работа выполнена в Геологическом институте Кольского научного центра РАН
Официальные оппоненты:
доктор геолого-минералогических наук Т.И.Фролова (МГУ) доктор геолого-минералогических наук М.В.Минц (ГИН РАН) доктор геолого-минералогических наукЕ-В- Шарков (ИГЕМ)
Ведущая организация
Институт литосферы РАН
Защита диссертации состоится октября 1998 г. в ауд. _
в _ часов на заседании специализированного совета п
Московском государственном университете по адресу: 1198! Москва, 234 ГСП, МГУ, Воробьевы Горы, Геологический факульте
Автореферат разослан " // " /¿-/Г_ 1998 г.
Ученый секретарь специализированного совета
В-И- Фельдмз
ВЕДЕНИЕ
Северо-восточная часть Балтийского щита (Кольско-Лапландская ¡провинция), является уникальным по значимости полигоном для лгения масштабных проявлений раннепротерозойских тектоно-гматических процессов, формировавших континентальную злическую кору этого региона. В фанерозое сиалическая кора в рамках травленного процесса преобразования океанической коры в чтинентальнуго "формируется в линейно-поясовых структурах вдоль шергентных фаниц литосферных плит" (Эндогенные режимы..., 1991). статочно актуальным представляется вопрос - насколько соответствует | определение корообразующим процессам в архее и раннем ггерозое.
Следует сказать, что в последние годы в трудах :ледователей свекокарелид Балтийского щита (Bowes et al., 1984; al, Gorbatschev, 1987; Эндогенные режимы..., 1991; Park, 1991; lezhik, Sturt, 1994; Смолькин, 1997; и др.) всесторонне >сновывается идея, что аналогичный механизм генерации ггинентальной коры вполне актуален и для докембрия, включая [ний протерозой и, возможно, поздний архей. Процесс эмирования сиалической коры в раннем докембрии можно :дставить как историю направленного развития ранне- и днеархейских зеленокаменных поясов, а также [непротерозойских интракратонных подвижных поясов, ледовательно проходивших стадии заложения, развития и [ирания и закономерно сменявших друг друга в цепи циклических динамических и геотектонических событий.
Понятие об интраконтинентальных подвижных поясах 7П) эволюционировало во времени. Еще недавно ИПП считался онимом интраконтинентальной геосинклинали и воспринимался "пояс глобального масштаба, длительно служащий местом енсивного магматизма и осадконакопления, превращающийся в ге своего развития в складчатые или складчато-надвиговые ные сооружения с мощной новообразованной корой" (Хаин, 5). Уходя от попыток прямого сопоставления ИПП с синклиналями, мы можем несколько упрощенно определить эту /ктуру как "сублинейную область циклической концентрации и ьема эндогенной мантийной энергии и вещества, что является в тектонической активности, интенсивном магматизме и зморфизме" (Фролова, Бурикова, 1997).
Успешные геолого-геофизические исследования послед} лет усложняют привычные парадигмы и заставляют рассматрив крупные ИПП как длительно развивавшиеся линейные структурь: многостадийным, нередко циклическим развитн
Полициклические ИПП в своем эволюционном развитии прохо, один или несколько этапов (тектоно-магматических, или эндогенн циклов) продолжительностью в сотни миллионов лет, причем пределах каждого цикла можно выделить определена унаследованные стадии, закономерно сменявшие друг друга, длительно развивавшихся ИПП каждый крупный пояс состоит более мелких структурных единиц с различным временем заложег и с варьирующей историей развития, причем максимумы эндогенг активности мигрируют во времени и в прострастве, перерабатыва: созидая целые горизонты континентальной коры.
Для отдельных структурно-формационных зон ИПП типи1 начальный рифтогенный тектонический режим, характеризующш высокой проницаемостью деструктированной континентальь коры, заложением глубоководных прогибов с некомпенсированн осадконакоплением, развитием мощного недифференцированн* базит-гипербазитового магматизма и флишоидных осадочн формаций; с течением времени в результате наращивания мощно! коры и продолжительного магматизма, блокировавшего п миграции магматических расплавов, проницаемость ко прогрессивно уменьшалась, возникали промежуточные коро мантийные и коровые магматические очаги; интенсивно эндогенных процессов постепенно затухала в условиях сме рифтогенного режима орогенным; геодинамические обстано! преобладающего сжатия обусловили максимальное разви' фельзического вулканизма и гранитоидного магматизма известко щелочного типа, а также молассоидных осадочных формаций. ' несколько упрощенная схема развития относится к полно развит участкам подвижных поясов с изначально высокопроницаек корой и гомодромной направленностью магматизма; другие участки ИПП с малодеструктированной и малопроницаемой мопц сиалической корой, изначально характеризовались редуцированн инициальным базит-гипербазитовым магматизмом, формирован! малоглубинных прогибов с компенсированным осадконакоплени развитием красноцветных и эвапоритовых формаций, сл: проявленным магматизмом субщелочной или известково-щелочг серий и нередко антидромной тенденцией магматизма.
Естественно, теоретические основы подобных геотектонических лроений были разработаны, в основном, для кайнозойского этапа 1вития Земли и встречают определенные ограничения при попытках вменить их для исследования аналогичных процессов в раннем сембрии. Эволюционное необратимое развитие Земли препятствует оглядному применению принципа актуализма для решения подобных ач. В настоящее время доказано (Милановский, 1995), что тектоно-т^атические процессы в кайнозое характеризовались определенной :цификой, по сравнению с палеозоем, и тем более докембрием. В шозое заметно возросли процессы океанизации, произошла чительная активизация континентального рифтогенеза, сократилось [ичество внутриконтинентальных подвижных поясов и складчатых истей, сократился объем и в особенности состав магматических >явлений. В целом для кайнозойского этапа эволюции планеты актерно преобладание геодинамических обстановок растяжения.
В результате многолетних исследований отечественных и убежных геологов (Загородный, Радченко, 1983; Эволюция [ной..., 1987; Вревский, 1989; Эндогенные режимы..., 1991; 1егЫк, 8ШП, 1994; Смолькин, 1997) были получены убедительные :азательства того, что в длительно и унаследованно развивавшихся ейских зеленокаменных и раннепротерозойских подвижных [сах циклические геодинамические процессы приводили к Трации раннедокембрийских поясов во времени и в пространстве с циклической смене рифтогенных и орогенных режимов для ельных звеньев этих поясов, что в конце концов привело к [тинентализации земной коры в позднем архее и в раннем (терозое.
Исключительное значение для расшифровки сложной, эгостадийной истории раннедокембрийских корообразующих |цессов в северо-восточной части Балтийского щита имеет чение крупнейшей раннепротерозойской мегаструктуры этого иона, формировавшейся на протяжении почти миллиарда лет -[енгско-Варзугского интракратонного подвижного пояса (ПВП), в бенности, двух его главных фрагментов - Печенгской и Имандра-аугской структур. На протяжении многих лет занимаясь чением магматизма ПВП, автор всегда придерживался достаточно щционного убеждения, что ключом к познанию щнамической истории становления раннепротерозойских ИПП [ьского региона является магматизм, который был индикатором щнамических процессов в различных горизонтах коры Кольского
геоблока и сопровождал все этапы эволюции ИПП - от заложения, через начальные, зрелые и заключительные стад развития, вплоть до полного отмирания этих дол гожи вуц структур. Вопросам всестороннего, системного изучения магматиэ раннепротерозойского ПВП и его ведущего звена - Печенгск структуры, посвящена данная работа.
В настоящее время Печенгская структура, видимо, является о;п из наиболее изученных раннедокембрийских структур мира, 1 обусловлено наличием связанных с этой структурой крут месторождений медно-никелевых руд, своеобразием ее геологичесю строения, обеспечившим ей приоритет перед остальны раннепротерозойскими структурами региона, а также доступностью неплохой обнаженностью. Наличие сверхглубокой скважины СГ позволившей расшифровать особенности глубинного строе? Печенгской структуры и архейского фундамента, а также совремеш комплексные геофизические исследования стали основой для изучен земной коры этого региона. Большие мощности Печенгского осадоч] вулканогенного комплекса позволили составить наибо. представительные разрезы, послужившие основой для расчленеЕ комплекса и для региональной корреляции; особую роль игр значительный по масштабам вулканизм, сформировавший на протяжен всего карельского мегацикла мощные толщи вулканогенных пород, обеспечило возможность проведения детального фациалы палеовулканологического и формационного анализа, а также петро-геохимических исследований, позволивших составить вертикалы (временные) и латеральные (пространственные) формационные р; вулканитов, выяснить их состав, тенденции петрохимической эволюц генетический сериальный тип и, наконец, найти место вулканиз интрузивному магматизму и метаморфизму в цепи геодинамическго геотектонических событий раннего протерозоя.
АКТУАЛЬНОСТЬ ПРОБЛЕМЫ. Актуальность решаемых диссертационной работе задач определяется исключительной рол формационного анализа магматизма в расшифровке сложк геодинамической и геотектонической истории становлег раннепротерозойских ИПП северо-восточной части Балтийск« щита. Цикличность магматических проявлений была отражени цикличности геодинамических событий, формировавших разрушавших сиалическую кору, что приводило к изменению сост: и объема земных оболочек и обусловливало круговорот мантийж
корового вещества. Вулканические и магматические формации ределенного генетического типа являются надежными цикаторами эндогенных геотектонических режимов ^угогенных, существовавших в условиях преобладающего ггяжения и высокой проницаемости земной коры; и орогенных, рмировавшихся в условиях сжатия и низкой проницаемости коры разных ее уровнях; проблемы эволюции эндогенных режимов в шем докембрии выделяются сейчас в число наиболее актуальных докембрийской геологии. Прямая связь рудогенерирующих и юлокализующих процессов с рифтогенными и орогенными кимами также обусловливает актуальность настоящей проблемы.
ЦЕЛЬ И ОСНОВНЫЕ ЗАДАЧИ ИССЛЕДОВАНИЙ. Главная ть настоящей работы, для достижения которой был выполнен рмационный анализ магматизма крупнейших
1непротерозойских структур региона, состояла в установлении шоционной направленности и цикличности магматизма этих >уктур, а также в выработке шкалы главнейших шепротерозойских тектоно-магматических событий и составлении дели формирования подобных структур в северо-восточной части птийского щита. Для достижения поставленной цели автором следовательно решались следующие задачи:
1. Комплексное геолого-палеовулканологическое и грогеохимическое изучение всех разновидностей вулканитов ченгской и Имандра-Варзугской структур как главных фрагментов Щ, с целью составления достоверных разрезов пород по 1ельным сериям, свитам и горизонтам;
2. Детальный фациальный анализ вулканических пород ПВП целью установления и последующего комплексного изучения 1,ельных эруптивных центров и их систем, а также комплексов их юлнения.
3. Тонкие геохимические исследования отдельных типов и шп вулканитов ПВП для выявления и корреляции магматических рмаций, установления их строения, специфических особенностей, акже абсолютного возраста.
4. Построение общей геодинамической модели развития ченгской и Имандра-Варзугской структур как фрагментов всего Щ, установление цикличности и периодичности тектоно-гматических событий в раннем протерозое Кольско-Лапландской ^провинции.
НАУЧНАЯ НОВИЗНА настоящей работы заключаете прежде всего, в том, что на базе системного изучения магматиз] Печенгско-Варзугского пояса, как основного звена масштабы! системы раннепротерозойских поясов этого региона, удало показать, что мощные разрезы вулканогенных пород Печенгско Имандра-Варзугской и других структур представляют собой : только совокупности различных формационных, фациальных генетических типов вулканитов, но формируют вертикальные латеральные циклические ряды формаций вулканогенных поре отражавших циклические геодинамические процессы становлеш этих структур, а также фиксировавших основные этаг коросозидания и короразрушения в раннем протерозое Балтийско щита. Решены были также и не столь всеобъемлющие вопросы проблемы - расширены и уточнены формационные ряды ПВ установлены типы эруптивных центров и вулканоструктур, а таю лавовых, пирокластических и корневых генетических типе характерных для рифтогенных и орогенных тектонических режиме Для Печенгской структуры показана роль отдельных эруптивш центров ферропикритового вулканизма для генерации рудоносш габбро-верлитовых интрузий. Доказана гетерогенность состава структурной позиции амфиболитов Комплекса сланцевая амфиболитов (КСА), формирующих синклинальные складки южном обрамлении Печенги, которые являются реликтовыь фрагментами формаций Южнопеченгского прогиба. Южнопеченгской структуре выделена ассоциация субвулканичесю интрузий вепсийского возраста (1710 Ма), включающая те. лампрофиров, а также трахидацитов, трахитов и ультракремнисть феррориолитов; эти породы являются самыми молоды;*, магматическими образованиями в Печенгской структуре, да и ] всем ПВП, завершая развитие раннепротерозойского магматизм учитывая генетические связи лампрофиров с алмазоносны?, лампроитами, в том числе и с таковыми в Кандалакшско-Колвицкс поясе, целесообразно поставить вопрос о разработке ново: направления в поисках полезных ископаемых в Южнопеченгскс структурно-формационной зоне.
ФАКТИЧЕСКИЙ МАТЕРИАЛ, использованный в работе, собрг автором в ходе исследований 1966-1996 г.г. рааличнь раннепротерозойских структур на территории Кольского полуострова, также в процессе экскурсий на аналогичные структуры Норвегии. \
¡енгской структуре автор непосредственно принимал участие во всех иных научно-производственных проектах ее изучения, в частности, в екте 1968-71 г.г. на поиски медно-никелевых руд в малоисследованной кнопеченгской структурно-формационной зоне. Затем автор ществлял научное руководство при проведении в 1974-77 г.г. шлексных геолого-геофизических и картировочных работ масштаба Ю00 в ядерной части структуры; результатом этих работ было тавление первой палеовулканологической карты Печенгской структуры ¡штаба 1:50000. Наконец, в 1987-95 г.г. автор проводил еовулканологические и геолого-геохимические исследования в рамках чно-производственной программы ГДП-50. В рамках российско->вежской программы "Северный проект" автор в 1989-93 г.г. принимал стие в реализации проекта "Зеленокаменный пояс Печенга-Пасвик-имак"; результатом этих исследований было составление первой эвежско-Российской геологической карты пояса Печенга-Полмак штаба 1:100000, а также литолого-геологической карты масштаба 5000 приграничной территории. С помощью д-ра Г. Бругманна из [ела геологии Университета г. Торонто (Канада) и д-ра Э. Хански из [ела Геологической службы Финляндии в г. Рованиеми автор в 1989-91 провел совместные работы по определению тонких геохимических эктеристик печенгских вулканитов. В результате этих исследований в поряжении автора оказалось более 1600 оригинальных полных мческих анализов вулканитов региона и 211 спектров РЗЭ, а также ее 5000 анализов рудных, редких и рассеянных элементов. В последние колько лет автор совместно с коллегами из ГИ КНЦ Ю.А. Балашовым .Б. Баяновой участвовал в исследованиях по изотопно-геохимическому 4ению вулканитов, в особенности вулканитов Южнопеченгской зоны, кже их геохронологическому датированию ЯЬ-Бг и и/РЬ изохронными эдами.
Весь этот фактический материал, включающий также ериал наблюдений, накопленных за 30 полевых сезонов, положен :нову работы.
Полные силикатные химические анализы, а также ггеноспектральные анализы выполнены в лабораториях иогического института КНЦ РАН. Изотопные анализы (КЬ-Зг, 11-РЬ) олнены в Геологическом институте КНЦ РАН, инструментальные гронно-активационные анализы - в Геологической службе Финляндии Отаниеми) и в аналитическом центре Университета г. Торонто нада).
МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ. Основу исследовани результатом которых является настоящая работа, состави. достаточно традиционные методические приемы, обеспечивш комплексное изучение состава и строения вулканогенных толщ ПЕ и других раннепротерозойских структур северо-восточной час Балтийского щита. Эта исследовательская работа включа составление детальных геологических разрезов, а так "петрохимических разрезов" (при их составлении кажд! отобранный образец получал детальную петрохимическую петрографическую характеристики), схематических и детальн] палеовулканологических карт различного масштаба, детальн опробование, фациальный, формационный и палевулканологичесю анализы разрезов вулканитов ПВП, проведение реконструкщ первичных петрографического и петрохимического состав вулканитов, а также расшифровку местоположения, морфологии строения древних вулканических центров. При изучении вещееп наряду с петрографическими и петрохимическими методам большое внимание уделялось геохимическим и изотопн геохимическим исследованиям вулканогенных пород.
ПРАКТИЧЕСКАЯ ЗНАЧИМОСТЬ выполненных исследован] заключается в том, что они развивают теоретическую базу и открыва] новые методологические подходы к изучению вулканогенных формат раннепротерозойских супракрустальных комплексов, специфика металлогенические особенности которых зависят от геодинамичесю обстановки того времени. Автор на протяжении многих лет актив участвовал в комплексных научно-производственных работах геологическому, палеовулканологическому и петрогеохимическо] картированию Печенгской и частично Имандра-Варзугской структур, созданию объемной модели Печенгской структуры, а также выработ рекомендаций по направлению поисковых работ на сульфидные медн никелевые руды и другие типы оруденения; за выработку, на осно палеовулканологических исследований, рекомендаций по поиску Си-руд на Печенге, автор в 1981 году был отмечен медалью ВДНХ. Авт отмечает факт использования производственными геологически организациями его материалов по палеовулканологическз реконструкциям в отрисовке геологических карт Печенгской и Имандр Варзугской структур.
АПРОБАЦИЯ РАБОТЫ. Отдельные выводы и некоторые ложения работы неоднократно докладывались автором на ) Всесоюзных палеовулканологических симпозиумах в Москве (1973), ;трозаводске (1975), Черкассах (1977), Новосибирске (1979), Киеве >81), Иркутске (1983), на IV региональном петрографическом зещании по Европейской части СССР в Петрозаводске (1987), на есоюзном петрологическом симпозиуме в Ленинграде (1988), на есоюзной геологической конференции по Европейскому Северо-стоку в Сыктывкаре (1988). Материалы исследований были приняты и убликованы в трудах международных совещаний - 29-го сждународного геологического конгресса в Киото (1992), Совещания по вероатлантическому региону в Ноттингеме (1994), Симпозиума по :кофеннским доменам в Турку (1993), 16-го Совещания :ждународной минералогической ассоциации в Пизе (1994). Основные ¡ультаты исследований были доложены и обсуждены в серии докладов Международном Баренц-Симпозиуме по геологии и минералам в :ркенесе (1993).
ПУБЛИКАЦИИ. По теме диссертации опубликовано 60 зот, в том числе главы в трех коллективных монографиях, юмежуточные результаты исследований последовательно тагались, начиная с 1971, в серии научных отчетов, в том числе в 77 и в 1985 г.г. - совместно с Мурманской ГРЭ, в отчетах по оектам, связанным с крупномасштабным картированием ченгской структуры, а в 1995 г. - в совместном с Центрально-льской комплексной ГРЭ отчете по проекту геологического «учения ГДП-50.
СТРУКТУРА И ОБЪЕМ РАБОТЫ. Диссертация состоит из щения, трех основных глав, заключения и списка использованной гературы из 435 наименований, 90 рисунков и 39 таблиц. <стовая часть изложена на 420 машинописных страницах.
БЛАГОДАРНОСТИ. Диссертация, в основном, построена на гериалах наблюдений автора. В диссертации, с соответствующими шками, учтены данные коллег по исследованиям Е>. Смолькина, Ж.А. Федотова, H.A. Кравцова, Б.В. Гавриленко, Радченко, В.И. Пожиленко и др.
Осуществлению настоящего исследования способствовала ггоянная и активная поддержка со стороны академика РАН
A.A. Маракушева, члена-корреспондента РАН Ф.П. Митрофанова, также директора ГИ КНЦ в 60-70 г.г. И.В. Белькова и заведуюхи лабораториями А.Н. Виноградова, В.Г. Загородного и A.A. Предовского.
При написании работы автор пользовался советами содействием сотрудников института В.В. Балаганско: Ю.А. Балашова, O.A. Беляева, Б.В. Гавриленко, В.Н. Глазне! П.М. Горяинова, М.И. Дубровского, Н.Е. Козлова, В.А. Мележи]
B.З. Негруцы, В.И. Пожиленко, В.А. Припачкина, А.Т. Радчеш Н.В. Шарова.
Весьма полезными были дискуссии и консультации сотрудниками МГУ Т.И. Фроловой, В.Т. Фроловым., ИЛ О И.В. Лучицким, В.Н. Шиловым, А.Е. Романько, E.H. Савочкинс ВНИИЯГ В.Я. Элевичем, ИГЕМ РАН В.И. Казанским, ИЭМ / РАН Н.И. Безменом, ВГУ Н.М. Чернышевым.
Автор особенно признателен зарубежным коллегам Б. Стур В.А. Мележику, Л.П. Нильсону, Г. Юве (Норвегия), К. Гиллену П. Трелору (Великобритания), Э. Хански (Финляндия) Г. Бругманну (ФРГ) за организацию зарубежных экскурсий и непосредственную помощь в проведении исследований.
Особую благодарность автор выражает своим коллегам сотрудникам ГИ РАН и геологам-производственник; непосредственным участникам совместных работ по исследован] Печенгской структуры и других фрагментов ПВП - А.Е. Борисо Б.В. Гавриленко, Н.И. Захаровой, H.A. Кравцову,
В.А. Мокроусову, В.З. Негруце, И.В. Никитш Л.П. Николаевой, Т.В. Петровой, В.И. Пожилен)
A.A. Предовскому, Г.Ю. Пушкину, А.Т. Радченко, В.Ф. Смольки!
B.А. Тельнову, Л.И. Увадьеву, Ж.А. Федотову.
ЗАЩИЩАЕМЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ.
Еще в начале XIX века было отмечено, что горные поро формируют закономерно повторяющиеся сообщества и ассоциащ которые получили название геологических формаций и котор являются таксономическими единицами более высокого порядка, сравнению с горными породами.
Под геологической формацией автор понимает конкреп геологическое тело, представляющее собой естественное сообщес (парагенезис) осадочных или магматических пород, имеющее чел латеральные и вертикальные границы и проявляющееся в определен* геологической обстановке. Магматические формации, разделяющиеся
каногенные и интрузивные, являются частным случаем формаций логических. Однако вулканогенные формации, по сравнению с рузивными, обладают рядом преимуществ, поскольку более надежно ажают первичный состав мантийных и коровых расплавов; породы каногенных формаций обычно лучше обнажены и шире пространены, более равномерно и представительно распределены по растной шкале, а также слабее затронуты процессами контаминации, трикамерной дифференциации и т.д.
Формационный анализ служит методом исследования логических, в том числе и вулканогенных формаций, и включает в я два этапа - выделение формаций и их типизацию. Вулканогенные рмации, как конкретные геологические тела, устанавливаются путем логического картирования. Они представляют собой части атифицированных разрезов, причем границы формаций обычно цадают с фаницами свит или даже серий, поскольку и атиграфические, и формационные подразделения отражают основные тоно-магматические этапы развития территории. В то же время рмации могут быть мельче или крупнее свит, и их границы могут вдаться по возрастной шкале, ибо, если в основе стратиграфического членения разрезов лежит выделение ОДНОВОЗРАСТНЫХ >азований, то цель формационного анализа - выделение ЩЕСТВЕННО ЕДИНЫХ образований.
Следующий этап формационного анализа - типизация рмаций, включающая в себя сравнение выделенных формаций с лонными образцами. Если на первом этапе, при выделении [каногенных формаций, принимаются во внимание характерные щвидуальные особенности, выделяющие ее из общего рмационного ряда, то при типизации, наоборот, учитываются цие черты строения и состава формаций, устойчиво ^производимые в геологической истории и в геологическом зстранстве. Именно типизация конкретной вулканогенной рмации, отнесение её к эталонному генетическому типу дает ¡можность использовать эту формацию как индикатор динамических режимов и геотектонических обстановок. Еще })ективнее типизация не отдельных формаций, а вулканогенных рмационных рядов, как вертикальных (временных), так и еральных (пространственных). При этом под генетическим типом каногенной породы понимается порода, возникшая при эеделенных физико-химических условиях и в определенной тектонической и геодинамической обстановке.
Детальные палеовулканологические и петрогеохимичес* исследования, проведенные автором в различных структур: формационных зонах Печенгско-Варзугского пояса, позволи существенно расширить и обновить латеральные и вертикальн формационные ряды вулканитов Печенгской и в меньшей степе Имандра-Варзугской структур, а также структуры Пасвик. Автор установлена, с одной стороны, унаследованность состава преемственность развития формаций и отдельных фрагмент формационных рядов в различных структурно-формационных зон и даже в отдельных тектонических блоках этих зон, а с друг стороны, - доказаны автономные условия формирования мно1 латеральных формаций и формационных рядов. Типизаи формационных рядов ПВП позволила установить их цикличность.
Результаты авторских исследований всесторонне рассмотрень главе II, следствием чего является следующее защищаемое положение:
I. Интракратонный Печенгско-Варзугский подвижный п< (ПВП) в рамках карельского эндогенного мегацикла (2540-1700 Л прошел четыре полных (главных) эндогенных цикла развил продолжительностью около 200 Ма каждый: сумийский (2540-2325 № сариолийско-ятулийский (2325-2115 Ма), людиковий-калевийский (21 1905 Ма) и свекофенно-вепсийский (1905-1700 Ма).
В целом каждому эндогенному циклу присуща гомодром! тенденция развития магматизма, особенно отчетливая в сумийском сариолийско-ятулийском циклах, нечетко проявленная в свекофеш вепсийском и слабо ощутимая в людиковий-калевийском. В преде, каждого из главных циклов выделяется ряд малых эндогенных циклов.
В Печенгской и Пасвикской структурах магматизм развивш лишь на протяжении трех последних циклов; в Имандра-Варзугск структуре, напротив, в полном объеме представлены формац сумийского и сариолийско-ятулийского циклов, в то время ь формационный ряд двух последних циклов редуцирован.
Формировавшиеся вертикальные (временные) и латеральн (пространственные) вулканогенные формационные ря Пасвикской, Печенгской и Имандра-Варзугской структур так цикличны(' С ¡и/, ГСК'дл.
II. В основании вулканогенных формационных рядов главных, и второстепенных циклов находятся вулканогенн формации или (для малых циклов) вулканогенные толщи, связанн с инициальным энергетическим импульсом при циклическ
гьеме мантийного диапира в обстановке сильно труктированной (высокопроницаемой) коры; эти однородные [еит-базальтовые, иногда подщелоченные базальтовые формации, шчные для рифтогенных структур, являются индикаторами динамических режимов растяжения. Для раннепротерозойского >П таков ранний инициальный магматизм сумийского, диковий-калевийского и свекофенно-вепсийского циклов.
Базит-ультрабазитовые вулканиты рифтогенных обстановок ютвуют в формировании крупных кальдеройодобных структур, а же локальных эруптивных аппаратов различной формы -1изометричных, дайкоподобных, кольцевых и т.д.; эти [каноструктуры сложены вулканитами различных фациальных и [етических типов, характерных для толеит-базальтовых [каногенных формаций.
III. Прогрессивно уменьшающаяся проницаемость коры /словливает смену рифтогенных базальтоидных формаций |>ференцированными формациями толеитового и известково-лочного типов; эти формации являются индикаторами или )генных обстановок сжатия, или же обстановок тектонического соя; таковы заключительные стадии развития сумийского, диковий-калевийского и отчасти свекофенно-вепсийского циклов, также начальная стадия развития на Печенге и в Пасвике и «чные стадии на Печенге, в Пасвике и в ИБС сариолийско-лийского цикла.
Фельзические вулканиты, идентифицирующие или орогенные дии развития ПВП, или же периоды тектонической стабильности слабо проявленными деструктивными процессами, формируют шчные для подобных обстановок эруптивные центры; в их числе 5рвые установлены вулкано-тектонические кальдероподобные уктуры многоярусного строения, вулкано-купольные эруптивные 1тры, а также вулканические купола и разнообразные ¡трузивные постройки; эти вулканические сооружения сложены юром вулканитов специфических лавовых, пирокластических и зневых генетических типов, характерных для фельзических [каногенных формаций.
Эти защищаемые положения всесторонне рассмотрены и юнованы автором в главах II и III.
Следует подчеркнуть, что авторские разработки цикличности [непротерозойских текгоно-магматических процессов, основанные на змационном анализе магматизма ПВП, представляют собой одну из
сторон системного изучения геодинамических и геотектоничеа процессов в раннем протерозое региона; в этом смысле исследовав автора в известной степени учитывают уже достигнутые результаты установлению такой цикличности другими методами, но по мно: параметрам дополняют и уточняют построения предшественников. В а время цикличность тектогенеза в раннем протерозое региона бь обоснована В.Г. Загородным и А.Т. Радченко (1983) на основан геолого-структурных данных; В.З. Негруца (1984), на ост стратиграфических построений, выделил в рамках раннепротерозойсю мегацикла семь главных циклов развития; различные вариан циклического развития региона в раннем докембрии предложили таг А.А. Предовский с сотрудниками (1987); И.Д. Батиева и А.Н. Виногрщ (1991); ВА. Мележик и Б. Стюрг (Ме1егЫк, Бшп, 1994); В.П. Пег (Петров, 1995), установивший периодичность метаморфических собьп в регионе; Ю.А. Балашов (1996), автор геохронологической шкалы , протерозоя Балтийского щита.
Таким образом, история изучения периодизации цикличности раннепротерозойских событий в регионе изобил; различными концепциями и моделями, опирающимися исследования в различных областях геологии. По достоинст оценив богатую историю изучения этого вопроса и учитьн достижения коллег, автор считает себя вправе, на основе детальнс формационного анализа магматитов региона, пытаться и да; развивать системное изучение раннепротерозойского магмо-тектогенеза.
ГЛАВА I
ПОЛОЖЕНИЕ ПЕЧЕНГСКО-ВАРЗУГСКОГО ПОЯСА (ПВП) В ЭВОЛЮЦИОННОМ РЯДУ
РАННЕДОКЕМБРИЙСКИХ ПОДВИЖНЫХ ПОЯСОВ
В 70-80-х годах нашего века во всем мире произои заметная активизация исследований, посвященных особенност геологии, петрологии и геохимии древних зеленокаменных пояс (ЗП), которые играли роль важного звена в глобальн корообразующих процессах в раннем докембрии.
Анализ большого фактического материала по ЗП мира (Грач Федоровский, 1980; Конди, 1983; Ранняя история Земли, 1980 и д показывает, что ЗП широко представлены на всех континентах
яются важнейшими геологическими структурами древних щитов. В дах зарубежных и некоторых отечественных исследователей, ютавших в классических областях распространения раннеархейских , достаточно подробно рассмотрен процесс формирования самых 1них, так называемых, "нижних" (Гликсон, 1980) зеленокаменных icoB (НЗП), закладывавшихся на первичной коре коматиитового тава и характеризовавшихся дугообразной и линзовидной формами; динамический режим формирования НЗП понимается большинством ¡ледователей с позиции тектоники "плюмов" (Glikson, 1976; Гликсон, ¡0; Archibald et al., 1981; Крёнер, 1984; Моралев, Глуховский, 1997). [еются, однако, сторонники достаточно масштабного проявления тоники плит в раннем архее, включая механизм субдукции (Борукаев, ¡4; Конди, 1983; Goodwin, 1981; и др.). Однако преобладает мнение об 'аниченной применимости тектоники плит для объяснения механизма рмирования раннеархейской литосферы. В частности, признается рокое развитие спрединговых процессов в раннем архее, но без 1стия субдукции (Богатиков и др., 1984; Мусатов и др., 1984; Green, ¡1 и др.). Многолетние попытки установить в Кольско-Карельском ионе признаки раннеархейских НЗП не увенчались пока успехом.
Совершенно иначе трактуется геодинамический режим новления позднеархейских, "верхних" зеленокаменных поясов Ш). В 70-80-х годах в трудах геологов был детально обсужден трос о применимости концепций плейт-тектоники и, прежде :го, механизма интракратонного рифтогенеза и субдукции к их гезису (Glikson, Lambert, 1976; Condie, 1976; Naldrett, Turner, 1977; een, 1981; Грачев, Федоровский, 1980; Рыбаков и др., 1981; ;бовицкий, Другова, 1984; Милановский, 1985; Вревский, 1985; ин, 1985). Для большинства позднеархейских зеленокаменных чсов начальные, рифтогенные геотектонические режимы снялись орогенными режимами. Эволюция магматизма ВЗП чаще еет гомодромную направленность, причем нижние части разрезов >жены толеитовыми базальтами и коматиитами, сменяющимися ;рх по разрезу ассоциациями андезибазальтов, андезитов и Na-эдацитов известково-щелочной серии. В Карело-Кольской эвинции в результате сумийского рифтогенеза континентальная ита была расколота по субпараллельной сети глубинных разломов [ад-северо-западного простирания, и по границам тектонических жов были заложены крупные рифтогенные подвижные пояса -верокарельский, а также ПВП.
Таблица
Вертикальные (временные) и латеральные формационные ряды Пасвикской, Печенгской Имандра-Варзугской структур Печенгско-Варзугского пояса
Главные эндогенные циклы ПАСВИКСКАЯ СТРУКТУРА ПЕЧЕНГСКАЯ СТРУКТУРА
Северо- и Южнопеченгская зоны
Свекофенно-вепсийский (19051700 Ма) Протяж. Базальт- андезит-дацит- риолитовая Укороченная пикрит-пикробаз.-базальтовая (Группа Лангваннет) Укороченная ферробазальт-ферроандезитовая (кассесйокская) Контрастная лампрофир-трахидашпова (ассоциация субвулканических пород) Протяженная базальт-андезит-дацит-риолитовая (каплинская) Укороченная пикрит-пикробазальт-базальтовая (менельская) Протяженная пикрит-базальт-андезитовая (брагинская)
Людиковий-калевийсюш (2115-1905 Ма) Однородная ферропикрит толеитбазальтовая (Кшпъёрнан) Однородная толеитбазальтовая (Скъельваннет) Однородная андезитовая (каллояврская) Однородная толетбазальтовая (пилыуярвинская/^ Однородная ферропикрит-толетбазальтовая (гшльгуярвинская/2) Однородная толетбазальтовая (калосйокская)
Сарисшийсо-ятулийский цикл (2325-2115 Ма) Протяж. Пикробазальт- ферробазальт- муджиерит- трахиандезит- трахидацитовая (Скогфосс) Протяж. Базальт-андезибазальт-андезиг-дацитовая (Бетгьёрна) Кот. ферробазальт-трахитовая (куэтсярвинская/! Н-ферробазальт-трахибазальт-муджиерит- трахитовая Ш-ферробазальт-трахибазальт-муджиер.-трахито1 1У-ферробазальт-трахибазальт-муджиерит- трахитовая V - ферробазальтовая Протяж. пикробазальт-ферробазальт-муджиерит- трахиандезит-трахидацитовая (куэтсярвинская/1) 1-базальт-трахиандезитовая; П-ферробаз.-мудж.-трахиа1щезит-трахидацитовая; III - ФБ-МД-ТрА-ТрД IV- ФБ-МД-ТрА-ТрД; V - муцж.-ТрА- трахидацитовая Прспяж. меланобаз.-базальт-андезибаз.-андезит-дацитовая (ахмалахгинская); I- МБ-БЗ-АБ-АН-ДЦ; П-базальт-андезибаз.-андезит-дацитовая; Ш-БЗ-АБ-АН-ДЦ; ГУ-меланобаз.-базальт-андезибаз. андезитовая; V - баз.-андезибазальт-авдезитовая
Сумийский цикл (2540-2325 Ма)
Таблица 1.2
Главные щогенные циклы ИМАНДРА-ВАРЗУГСКАЯ СТРУКТУРА
Западная часть структуры Центральная часть структуры Восточная часть структуры
:крфенно-сийский 35-1700 ) Укорочен, трахибазальт-трахиандезит-трахитовая (субщелочная) Протаж. Трахиандезит- дацит-риолитовая (самингская) Однор. Толеитбазальтовая (панареченская)
циковий-евийский 15-1905 ) Однородная ферропикритшлеитбазальтов ая (митгриярвинская) Протаж. Меланобазальт-андезибаз.-андезитовая (ильмозерская)
1ИОЛИЙСО- тийский я (23255 Ма) Протяжен. Пикробазальт- ферробазальт- муджиерит- трахиандезит- трахидацитовая (умбинская) Укорочен. Меланобазальт- андезибаз.-андезшовая (патисарская). 1-меланобаз- андезитбазальт- авдезитовая; Н-МБ- андезибаз. Протяжен. Пикробазальт-ферробазальт-муджиерит-трахиандезит- трахидацитовая (умбинская) Укорочен. Меланобазальт-андезибаз.-андезитовая (полисарская). 111 - меланобазальтовая
1ИЙСКИЙ л(2540-5 Ма) Однородная риодашповая (сейдореченская/2) Контраст. Меяанобазальт- андезибазальт-дацитовая (сейдореченская/1) Однородная толеит- базальтовая (кукшинская) Однородная риодашповая (сейдореченская/2) Контраст. Меланобазальт-андезибазальт-дацитовая (сейдореченская/1) Однородная толеит-базальтовая (кукшинская) Однородная тодеит-базальтовая (пурначская) Контраст. Меланобазальт- андезибазальт- дацитовая (сейдореченская/1) Однородная толеит- базальтовая (кугашшская) Однородная тсшеит- базальтовая (пурначская)
шечания. 1. Формации Пасвикской структуры - по данным В А. Мележика (\1eleztiik & а1., 1); 2. Названия свит, соответствующих вулканогенным формациям, даны в скобках, [умерация разрезов вулканитов сариолийско-ятулийского цикла дана с запада на восток.
За время многолетней истории изучения Печенгской струкг последовательно изменялись взгляды на ее геотектоническое положен Фенноскавдинавские геологи X. Хаузен и X. Вейринен (Hausen H., 19 Vayrynen H., 1938) считали эту структуру, соответственно, i докембрийским грабеном, или складчато-надвиговым сооружением, послевоенные годы в основу всех схем становления Печенгс* структуры была положена гипотеза ее геосинклинального разви (В.Г. Загородный (1964); Г.И. Горбунов (1968); М.А. Гилярова (1974; др.). В дальнейшем результатом труда большого коллектива геоло Кольского научного центра АН СССР стала гипотеза ее интракратонн рифтогенного происхождения (Загородный, Радченко, 1983; Предовс! и др., 1987; Смолькин, 1992, 1997).
В конце 80-х годов за рубежом и в нашей стране появшп сложные, нередко взаимоисключающие гипотезы становлен Печенгской структуры и всего ПВП в процессе реализаи геодинамических обстановок растяжения (рифтогенез, времена переходящий в спрединг) и сжатия (коллизия или же субдукш (Barbey et al., 1984; Krill, 1985; Marker, 1985; Berthelsen, Marker, 19 Gaal, Gorbatschev, 1987; Балаганский и др., 1997 и др.); при эт одни исследователи (Barbey et al., 1984; Шарков, Смолькин, 19' помещали зону субдукции в пределах палеобассейна Лапландск( пояса; другие (Krill, 1985; Daly et al., 1996; Балаганский и др., 1997 в пределах Лапландского "океана", наконец, третьи (Berthelsen, 19 Marker, 1985; Berthelsen, Marker, 1986; Melezhik, Sturt, 19' связывали всю сложную конфигурацию Печенгско-Варзугской зо ("Кольской сутуры") с явлениями субдукции в её пределах.
ГЛАВА II
ВУЛКАНИЗМ КАРЕЛЬСКОГО (РАННЕПРОТЕРОЗОЙСКОГО) КОМПЛЕКСА (ГЕОЛОГИЯ, ПАЛЕОВУЛКАНОЛОГИЯ, ПЕТРОГЕОХИМИЯ, ФОРМАЦИОННЫЙ АНАЛИЗ)
Печенгско-Варзугский пояс (ПВП) был заложен на гетерогенн нижне-верхнеархейском (саамско-лопийском) фундаменте. Это сложнопосгроенная мегаструктура, развивавшаяся на протяжении 25 1700 Ма. ПВП в виде прерывистой цепи отдельных структур-фрагмен протягивается в северо-западном направлении через весь Кольсг полуостров. Крупнейшие из структур ПВП - Печенгская и Иманд Варзугская; к западу от последней в пределах Норвегии расположе
иктовые фрагменты более мелких редуцированных структур - Пасвик 1олмак. Печенгская и Имандра-Варзугская структуры (ПС и ИБС) жены породами одноименных структурно-формационных комплексов, цносги которых достигают, соответственно, 16 и 21 км. Между этими зными структурами прослеживаются реликтовые фрагменты более :ких и однородных по составу структур простого строения - структуры 1выд, Кеулик, Кинирим, а также раннепротерозойские интрузии 5ро-анортозитов и расслоенных габбро-норитов Мончегорского она, которые трассируют реликтовое положение непрерывного ного зеленокаменного пояса раннего протерозоя. Мощность земной ы в пределах Печенгской структуры уменьшается; изогипсы раздела идентифицируют подъем границы Мохоровичича до глубин 37-38 км, сравнению с 40-42 км в блоках архейского фундамента йсмогеологическая модель..., 1997).
Печенгская структура относится к числу хорошо изученных югических объектов (Загородный и др. 1964; Предовский и др., 1974; фьин, 1993; Смолькин и др., 1995) и представляет собой мметричный синклинорий площадью более 2000 км2, северная часть эрого (Северопеченгская структурно-формационная зона) является гментом вулкано-тектонической палеодепрессии, заполненной (аногенно-осадочными породами Северопеченгского подкомплекса щостыо около 11 км; юго-западная часть палеодепрессии срезана иопеченгской структурно-формационной зоной - сублинейным 1ным прогибом (Рис. 1); мощность разреза супракрустальных пород иопеченгского подкомплекса достигает 5 км. На протяжении 800 Ма еро- и Южнопеченгская структурно-формационные зоны были той проявления мощного эффузивного и интрузивного магматизма; зая при этом формировалась в интервале 2540-1905 Ма, вторая - в ;рвале 1905-1700 Ма.
Разрез супракрустальных пород Северопеченгского подкомплекса кен вулканогенными и осадочными образованиями пяти горизонтов - сариолия, нижнего ятулия, верхнего ятулия, людиковия и :вия. Супракрустальные породы подкомплекса с размывом и угловым )гласием залегают на архейских гнейсах фундамента и снизу вверх .еляются на четыре мегаритма; в основании каждого мегаритма -;очная свита, а в кровле - вулканогенная (Табл. 1). Разрез сомплекса формируют (снизу вверх): ахмалахтинская осадочная и шахтинская вулканогенная свиты сариолия (I ОС и I ВС), сярвинская осадочная и куэтсярвинская вулканогенная свиты него ятулия (II ОС и II ВС), колосйокская осадочная свита верхнего
ятулия и колосйокская вулканогенная свиты людиковия (III ОС и III В пилыуярвинская осадочная и пилыуярвинская вулканогенная cbi калевия (IV ОС и IV ВС); кроме того, в состав Северопеченгсю подкомплекса включена каллояврская туфогенно-осадочная св калевия, формирование которой тесно связано с развита Северопеченгской структурно-формационной зоны. Близкие по состав; условиям образования вулканогенно-осадочные породы ахмалахтинск< и куэтсярвинского мегаритмов объединены в луостарскую серию, колосйокского и пильгуярвинского - в никельскую. В свою очер< отдельные осадочные и вулканогенные свиты подкомплекса разделяю-на подсвиты (Табл. 1).
Рис. 1. Схематическая геологическая карта Печенгской Южнопеченгской структур.
Условные обозначения: 1 - вулканогенно-осадочные породы ююпеченгского подкомплекса (1905-1700 Мв); 2-6: вулканогенно-осадочные юды Северопеченгского подкомплекса (2500-1905 Ма): 2 - вулканиты ГУ ' (пильгуярвинской ВС) (1980±34 Ма): а - шаровые и массивные лавы альтового, реже пикритового состава; б - шаровые и массивные лавы альтового состава; в - лавы и туфы кислого состава; 3 - продуктивная ща (IV ОС): а - туфогенно-осадочные породы; б - породы габбро-питовои ассоциации; 4 - породы III ОС и III ВС (колосйокской ОС и !осйокской ВС) (2114±52 Ма): а - осадки, б — вулканиты; 5 - породы II ОС U ВС (куэтсярвинской ОС и куэтсярвинской ВС) (2214±54 Ма): а — дки, б - вулканиты; 6 - породы I ОС и I ВС ( ахмалахтинской ОС и юлахтинской ВС) (2324+28 Ма): а — осадки, б - вулканиты; 7 -ракрустальные породы неясного стратиграфического положения: а -йсо-сланцы, б - сланцеватые амфиболиты; 8 - гнейсо-гранитный комплекс ейского фундамента; 9 - плагиограниты и гранодиориты Каскельяврского Луонияврского массивов (1940 Ма); 10 - микроклиновые граниты лицко-губского комплекса (1840 Ма); 11 - габброиды каскамско-шуортинского прузивного комплекса; 12 - оливиниты, гарцбургиты и бронзититы ареченского комплекса; 13 - локальные вулканические центры в кнопеченгской структуре: 1- Северопороярвинский, 2 — кнопороярвинский, 3 — Каплинский, 4 - Порьиташский, 5 - Брагинский; 14 юкальные вулканические центры в Северопеченгской структуре: 1 -юнийокский, 2 - Камагайокскии, 3 - Форельноозерский, 4 - Соваярвинский, Матертский; 15 -дизъюнктивные нарушения- I - Северная мульда, II -кная мульда- Вертикальной штриховкой отмечен Лороярвинский разломный Троговый прогиб, контролировавший локализацию автономных киноцентров в Южнопеченгской структуре.
Как было установлено ранее (Загородный и др., 1964; Дук, 1977), юды Печенгской структуры метаморфизованы в условиях от пренит-птеллиитовой до амфиболитовой фаций, причем границы аморфических зон пересекают стратиграфические границы. Степень [енения пород увеличивается с глубиной и по направлению к флангам утсгуры. Чтобы доказать изохимичносгь состава вулканитов, аморфизованных в широком интервале фаций метаморфизма, были голнены специальные исследования (Предовский и др., 1974), которые азали, что в интервале от пренит-пумпеллиитовой до амфиболитовой (ий содержание породообразующих и рудогенных элементов в канитах практически не изменяется, за исключением С02 и Н2О.
Таблиц
Схема стратиграфического расчленения раннепротерозойского (карельского) Печенгского комплекса
Комплекс Подкомплекс Надго-ризонт Литостраггиграфическое подразделение Вулканическая, осадочная формации
Южно-печенг-ский Вепсий Кассесйскская свита Каплинская свита Менельская свита Верхняя модассовая Ферробазальт-ферроандезито Базальт-а>щезит-дацит-риолитовая Пикрит-пшсробазальт-базальтовая
Свеко-фешшй Брагинская свита Гуфогенная Пикрит-базальт-андезтовая
П Е Ч Е Н С К и С Е В Е Р О Калевий Кашюяврская свита НИКЕЛЬСКАЯ СЕРИЯ Пильгуярвинская ВС: Суппваарская подсвита Матертская подсвита Пильгуярвинская ОС: Ламмасская подсвита Жпдновская подсвита Туфогенно-терригенная Авдезитовая Толеит-базальтовая Ферропикркт-базальтовая Туфогенная Флишоидная, терригенная
й П Е Люди-ковий Колосйокская ВС Толеит-базальтовая
Ч Е Н Верх, ятулий ЛУОСГАРСКАЯ СЕРИЯ Колосйокская ОС Терригенно-туфо-карбонатна красноцветная
С К И й Ниж. ятулий Куэтсярвинская ВС: Оршоайвинская подсвита Пиртшярвинская подсвита Куэтсярвинская ОС Ферробазальт-трахитовая Ферробазальт-муджиерит-грахиандезит-трахидацитовая Кварцит-карбонатная красноцветная, эвапортовая
Сарио-лий Ахмалахтинская ВС Ахмалахтинская ОС Базальт-андезибазальт-андези дациговая Конгломерато-брекчиевая, нижняя модассовая
Примечание. В основе стратиграфического расчленения Печенгск< комплекса - составленная Ю.А. Балашовым (Балашов, 19: геохронологическая шкала "палеопротерозоя" Балтийского щита.
Таблица 2
редние составы и нормы С1Р\У основных типов вулканитов ахмалвхтинской (I ВС) и куэтсярвинской (II ВС) вулканогенных свит Северопеченгского подкомплекса (пересчитаны на 100% безводного остатка)
1 п = 3 2 п= 12 3 п = 40 4 п=21 5 п= 13 6 п = 5 7 п = 4 8 п= 10 9 п = 24
32 54,38 52.77 56.24 59.78 85.62 47.43 47.50 53.50 51.91
Э2 0.87 1.09 1.00 1.07 0.93 3.55 1.98 1.58 1.94
203 12.16 14.48 14.31 13.40 14.67 8.50 14.40 12.91 13.96
А 0.49 2.38 2.99 2.90 4.85 5.60 6.75 6.53 8.99
0 10.37 9.97 7.96 7.33 3.19 11.64 12.32 6.19 7.18
10 0.16 0.19 0.16 0.18 0.08 0.23 0.26 0.18 0.17
?0 8.74 8.11 4.63 3.19 0.84 13.83 6.46 5.27 4.82
о 8.86 8.34 7.43 6.47 1.42 8.57 5.87 6.17 4.48
,20 2.00 3.29 3.35 3.23 5.52 0.24 2.75 4.82 4.23
0 1.63 1.03 1.49 1.80 2.55 0.02 0.93 1.09 1.72
0.14 0.17 0.17 0.22 0.19 0.24 0.23 0.26 0.30
ь 0.20 0.07 0.16 0.23 0.10 0.13 0.44 1.47 0.30
0.00 0.11 0.11 0.10 0.04 0.02 0.11 0.03 0.04
1.15 — 6.78 14.46 18.84 4.09 0.88 3.89 3.20
9.62 6.08 8.79 10.62 15.05 0.12 5.49 6.02 10.15
16.90 27.81 28.32 27.30 46.66 2.03 23.24 40.74 35.75
18.84 21.04 18.92 15.82 5.17 22.05 22.83 10.04 13.48
29.92 21.12 15.81 11.79 2.46 34.31 27.32 12.63 13.45
18.80 14.64 13.01 11.11 — 14.58 1.64 7.48 3.81
— 0.67 — — — — — — —
0.45 0.16 0.36 0.52 0.23 0.23 1.00 3.41 0.68
0.33 0.40 0.40 0.52 0.45 0.57 0.54 0.62 0.71
1 1.66 2.07 1.90 2.04 1.77 6.75 3.77 3.01 3.69
0.71 3.46 4.34 4.21 7.05 8.11 9.81 9.49 12.06
— — — — 0.78 — — — —
Мощность вулканитов сариолийской ахмалахтинской <аногенной свиты (I ВС) достигает 1600 м. Сложена она однородными ровами андезибазальтов, андезитов и дацитов, с признаками тральных условий излияния. Андезитоиды свиты относятся к кварц-мативным гиперстен-авгитовым породам. Это магаезиально-езисгые и низкоглиноземистые разновидности андезитов - содержание Э в них колеблется в пределах 3-6%, суммарное содержание Ре - 9-
12%, а глинозема - 12-15%; в среднекислых и кислых породах свш отмечается повышенное содержание ТЮ2 (около 1%), не зависящее I содержания крсмнекислоты (Табл. 2). По критерию Ирвина и Барагар 45% андезитоидов свиты относятся к андезитам толеитовой серии и 55% к известково-щелочным андезитам.
Окончание таблицы
10 11 12 13 14 15 16
п = 10 п = 20 п = 20 п= 4 п = 19 п = 2 п =
ЗЮ2 59.58 58.92 66.62 51.74 51.92 50.10 63.31
ТЮ2 1.61 1.42 0.90 1.06 1.98 2.59 1.23
А1203 13.64 15.47 14.17 13.57 14.00 14.90 14.31
Ре203 6.71 6.12 4.14 5.21 6.80 13.39 5.24
РеО 6.70 4.14 3.00 8.40 9.01 7.11 4.05
МпО 0.14 0.11 0.07 0.19 0.20 0.08 0.07
Г^О 2.79 2.18 0.70 5.65 4.96 2.41 0.51
СаО 2.43 2.28 1.28 9.39 6.28 2.68 1.13
№20 4.30 5.97 5.21 2.41 3.12 1.19 8.01
К20 1.61 2.84 3.39 0.36 0.99 4.77 3.66
Р205 0.26 0.32 0.20 0.15 0.20 0.16 0.26
со2 0.19 0.42 0.31 1.83 0.51 0.80 0.07
0.04 0.01 0.01 0.04 0.03 0.02 0.03
15.75 6.83 19.40 8.28 6.34 12.51 п.2:
Ог 9.50 15.58 20.01 2.12 5.84 28.15 21.61
АЬ 36.35 50.46 44.04 20.37 26.37 10.06 50.7
Ап 9.15 6.69 3.08 22.93 19.90 8.45 1.18
Ну 10.93 5.78 2.44 19.22 17.59 5.95 1.50
- — - 9.04 5.46 — 1.83
01 — — — — — — —
Сс 0.43 0.91 0.71 4.16 1.16 1.38 0.16
Ар 0.62 0.76 0.47 0.36 0.47 0.38 0.64
Иш 3.06 2.70 1.71 2.02 3.77 4.93 2.34
ЛИ 9.39 8.89 6.02 7.57 9.88 15.57 7.61
Ак 1.54 — 0.72 — — 7.27 —
Примечание. Северопеченгский подкомплекс, луостарская серия (1-16), Ахмалахшнская ВС) свита (1-5): I - базальт магнезиальный, основание разреза свиты, 2 - базал субщелочной, 3 - андезибазальт, 4 - андезит, 5 - дацит. Куэтсярвинская (И ВС) свита (6-11 Пиртшярвинская подсети (6-12): 6 - ферропикрит, основание разреза подсвиты, 7 ферробазальт, 8 - базальт субщелочной, 9 - муджиерит, 10 - ферроандезит, 11 - трахиандез железистый, 12 - трахидацит железистый. Оршоайвинская подсвита (13-16): 13 - базальт, V ферробазальт, 15 - муджиерит калиевый, 16 - трахит железистый.
\ л '"V
ü о на м tu » er г» и
3
Ct Nd 5« £« Т» lr 1t ь
ч 1 _ 4.
Ч -Ч
и «
la Cl м im tu Tb
U Ca Ki] Sm £u Tb
La Ct Nd Sn t« Г* tr Yb Lu
u Ct M fc, i„ H
Рис. 2 . Спектры РЗЭ, нормированных к хондриту. для хканитов Северопеченгского подкомплекса. 1 - андезибазальты I ВС; вулканиты II ВС: пикробазальты, муджиериты и трахиандезиты; 3 'азальты III ВС; 4-5 - вулканиты матертской подсвиты IU ВС: 4 -юльты: 5 - ферропикриты нижних частей разреза; точками показано ге ферропикритов верхних частей разреза; 6 - базальты суппваарской Левиты IU ВС.
На спайдеграмме микроэлементов, нормализованных по МСЖВ (Рис. 3/А), для андезитоидов ахмалахтинской свиты, вид что, в сравнении с примитивными океаническими базальтами, : породы обогащены легкими крупноионными литофильны элементами (КДЬ,Ва,ТЬ,8г), имеют небольшой избы ЫЬ,Се,Р,гг,8ш, а по содержанию Щ'П.У и \Ъ они близки N-N401 характерна отрицательная Та-аномалия. В целом спайдеграь/ андезитоидов близка таковым для вулканитов активк континентальных окраин и островных дуг (Фролова, Бурикова, 19 и мало напоминает спайдеграммы современных континентальи рифтов, одна из которых приведена на рисунке.
В различных структурно-формационных зонах име различный состав, объем и фациальные характеристики. Это д. возможность автору составить латеральный ряд формаций, уточн! их содержание и принять усредненную характеристику сост отдельных формаций, наиболее адекватно отражающую раз вулканитов ахмалахтинской ВС (I ВС) (Табл. 3).
Рис. 3. Спайдеграммы микроэлементов, нормализованных по УУ-1ЯВ, для вулканитов ахмалахтинской ВС (А) и куэтоярвинской ВС (Б):
А. 1, 2 - ахмалахтинская ВС (I ВС): 1 - андезибазальт; 2 - андезит, правом углу - спайдеграмма микроэлементов, нормализованных по /V-?ЯВ, для базальтов современного континентального рифта Рио-Гранде оолова, Бурикова, 1997).
Б. 1-4 - кчэтсярвинская ВС (II ВС): 1 - пикробазалът; 2 -джиерит; 3 — трахиандезит, 4 - дацит. В правом углу - спайдеграмма сроэлементов, нормализованных по Ы-МОЯВ, для четвертичных базальтов ндезибазальтов вулканического пояса Анд (Фролова, Бурикова, 1997).
Таблиц
Соотношение вулканитов различного состава (%) в разрезах пород ахмалахтинской ВС (I ВС).
№ разрезов Базальты Андезибазальты Андезиты Дацить
1 20 15 15 65
2 30 45 45 25
3 30 20 20 50
4 30 40 40 30
с 20 65 65 15
Примечание. Разрез № 1 занимает самое западное положение в структур« разрез №5 - самое восточное; остальные разрезы занимг промежуточное положение.
В целом вулканиты ахмалахтинской ВС формируют протяженн мелано-базальт-базальт-андезибазальт-андезит-дацитовую формацию.
Нижнеятулийские породы в разрезе Северопеченгск подкомплекса представлены осадками и вулканитами кузтсярвинск мегаритма (И ОС и II ВС). Наибольшей мощности (порядка 2000 вулканиты II ВС достигают в центральной части структуры; раз вулканитов здесь представлен двумя приблизительно равными мощности подсвитами (пиртгиярвинской в основании разреза оршоайвинской в его кровельной части), разделенными горизонт туфоконгломератов и туфосланцев. Пиртгиярвинская подсвита слож< чередующимися покровами ферропикритов, муджиеритов, трахиандези и трахидацитов, причем основность пород вверх по разрезу уменьшает Оршоайвинская подсвита сложена мощными (до 50 м) покрова массивных, реже пиллоу-лав ферробазальтового состава, с неболыпя прослоями туфов среднекислого состава; помимо лавовых покровов также пластов пирокластолитов, среди вулканических образова! оршоайвинской подсвиты были зафиксированы субизометричг вулканические купола поперечником в десятки и первые сотни метр сложенные железистыми трахитами и трахидацитами.
по химизму (Табл. 2) вулканиты пиртткярБИКской отчасти оршоайвинской подсвит куэтсярвинской относятся к субщелочной серии, что определяет своеобразие эволюг этих пород, приводящей на ранних этапах формирования разр вулканитов свиты к появлению Ре-трахибазальтов (муджиеритов)
трахиандезитов, а на заключительных этапах - к образованию Fe-хитов, Fe-трахидацитов и Fe-дацитов.
На спайдеграмме микроэлементов, нормализованных по N-)RB (Рис. 3/Б), для субщелочных пород куэтсярвинской свиты, видно, эти породы во многом близки андезитовдам I ВС; в сравнении с [митивными океаническими базальтами, вулканиты свиты, в бенносги муджиериты, обогащены легкими крупноионными офильными элементами (K,Rb,Ba,Th,Sr), заметно обогащены ,Ce,P,Zr,Hf,Ti,Sm, а содержания Y и Yb резко колеблются; ицательная Та-аномалия слабее проявлена, чем в ахмалахтинских езитоидах. В целом спайдеграмма пород свиты близка некоторым канитам активных континентальных окраин и островных дуг эолова, Бурикова, 1997). Вулканиты свиты, по сравнению с [алахтинскими андезитоидами, сильнее обогащены лантаноидами и актеризуются стабильными спектрами REE, сходными со спектрами галахтинских пород, и слабо проявленной отрицательной Еи->малией (Рис. 2). По критерию Ирвина и Барагара 90% вулканических юд II ВС относятся к вулканитам толеитовой серии и лишь 10% - к ;естково-щелочной. На диаграммах точки составов обеих подсвит рмируют два частично перекрывающихся поля - более щелочных и iee железистых пород. Точки более щелочных базальтов нижней ювиты попадают в поля щелочных базальтов, а также базальтов шизионных обстановок, в то время как базальты оршоайвинской ювиты попадают в поля внутриплитных базальтов. Подобная >йственность петрохимических характеристик базальтов верхней и жней подсвет отражает постепенное изменение геодинамической ггановки в связи с переходом от орогенного дифференцированного щелочного вулканизма ятулийского времени к рифтогенному шитивному базит-гипербазитовому вулканизму начальных стадий диковий-калевийского эндогенного цикла. Rb-Sr изохрона вулканитов ггы отвечает возрасту 2214±54 Ма; IR = 0.7035 (Балашов, 1996).
Детальные петрогеохимические исследования позволили составить ■еральный ряд формаций и для вулканитов II ВС (Табл. 4).
В целом вулканиты свить; формируют протяженную кробазальт-ферробазальт-муджиерит-трахиандезит-трахидацитовую и прастнуга ферробазальт-трахитовую формации (соответственно, ртгиярвинская и оршоайвинская нодевиты).
Порода/N-MORB 10
OS Q7 ОБ 0.5
ал-
\ // \ Г.л
// \ /f V
Д/ , ■ , \ , //. , -
к- Rb В& Th * та. /' Wh г.* I» т- «irw T«
Th * Та //«b ci p- zr "sm 11 -i
V
/ТУ \ // \\N\
/
>, I
4
V
Рис. 4. Спайдеграммы микроэлементов, нормализованных N-MORB, для вулканитов колосйокской ВС (А) и пильгуярвинской ВС (Б).
А. 1, 2 - колосйокская ВС (III ВС): 1 - базальт; 2 - подщелочены базальт.
Б. i - 5 - пильгурярвинская ВС (IV ВС): 1 - базальт низов тертской подсвиты; 2 - базальт верхов матертской подсвиты; 3 -зальт суппваарской подсвиты; 4 - ферропикрит низов матертской дсвиты; 5 - ферропикрит верхов матертской подсвиты.
Таблица 4.
Соотношение вулканитов различного состава (%) в разрезах пород 1рттиярвинской и оршоайвинской подсвит куэтсярвинской ВС (II ВС).
fe№ Пирггиярвинская подсвита Оршоайвинская подсвита
>аз- Fe-баз. и Муд- Трахи- Трахи- Fe-база- Щел. Муджи- Тра-
;зов пикро- жие- андез. дациты льты база- ериты хиты
баз. риты льты
1 10 0 90 0 - - - -
2 35 45 5 15 55 30 5 10
3 5 70 20 5 20 60 10 10
4 25 50 15 10 20 55 15 10
5 0 10 45 45 100 0 0 0
имечание. Разрез №1 занимает самое западное положение в >уктуре, а разрез №5 - самое восточное; остальные разрезы ¡имают промежуточное положение.
По общему химизму породы ахмалахтинской и куэтсярвинской ' (I ВС и II ВС), имеющие по всем признакам мантийно-коровый [езис, близки среднекалиевым андезитам фанерозоя и более всего томинают авдезиты толеитовых островодужных серий (Jakes, Gill, '2). Бесспорно, геотектонические обстановки современных островных весьма далеки от геотектонических обстановок, характерных для шепротерозойских подвижных поясов; однако геодинамические эцессы сжатия, типичные на определенных этапах эволюции и для ОД, для ПВП, обусловили выплавление близких по составу мантийно-ювых пород. По данным Т. Бревера и Д. Дэли (Brewer, Daly, 1997), чение eNd для вулканитов I и II ВС колеблется в пределах от -3 до -6, эквивалентно значению этого показателя в архейском фундаменте о времени; это указывает на непосредственное участие корового триала в формировании разреза вулканитов сариолийско-ятулийского мени. В то же время в основании разреза вулканитов II ВС »бходимо отметить присутствие примитивных пикробазальтов с ержанием MgO в пределах 11-13%, с высоким содержанием Ni
(300-350 г/т) и Сг (1200-1500 г/т); подобные пикробазальты, котор. могут быть непосредственными выплавками из мантии (\Vilkinson, 198 возможно, представляют собой исходные материнские расплавы д вулканитов II ВС, относительно быстро проникшие на поверхность условиях высокой проницаемости сиалической коры в моме инициального энергетического импульса.
Интенсивные процессы рифтогенеза на границе ятулия людиковий-калевия связаны с заложением крупного людикови калевийского прогиба. Базит-гипербазитовый вулканизм рифтогеннс этапа развития калевийского прогиба зафиксирован в мощных разре: базит-шпербазитовых пород вулканических формаций никельской сер (III и IV ВС).
Людиковийские породы колосйокской ВС (III ВС) формиру толщу вулканитов мощностью до 1600 м, сложенную покрова толеитовых базальтов с прослоями туфосланцев и гиалокластит Базальты свиты относятся к малощелочным умереннотитанистым умеренножелезистым кварц- и оливин-нормативньш двупироксенов; толеитам (Табл. 5). Известно, что примитивные океанические базаль содержат 10-11% МбО и 14-15% А1203, а значение РеО/МяО в них превышает 0.7-0.9. В колосйокских базальтах баланс Ре и М§ ре: сдвинут в сторону Ре: Ре0/М£0 = 2, что говорит в пользу широк» фракционирования в промежуточных камерах. Содержание та! когерентных элементов, как N1 и Сг, также невелико и колеблет соответственно, в пределах 30-70 и 60-90 г/т, по сравнению с 200 и 500 в примитивных океанических базальтах.
На спайдеграмме микроэлементов, нормализованных по МСЖВ (Рис. 4/А), для базальтов колосйокской свиты, видно, что сравнении с примитивными океаническими базальтами, эти толе! обогащены легкими крупноионными литофильными элемента (Шэ,Ва,5г), имеют небольшой избыток №>,Се и Т1, а по содержан К,Р,2г,ЩУ и УЬ они близки И-МСЖВ; для них характе] отрицательная Та-аномалия. Спектры РЗЭ характеризуются плосв характером распределения редких земель (Рис. 2), с некотор обогащением лантаноидами, подобным спектрам редких земель базаль переходного типа Т-МОКВ; Ьа/УЪ отношение б них колеблется пределах 3.3-4.6, что на порядок превосходит аналогичное значение , базальтов М-МСЖВ. Вулканиты колосйокской ВС представле однородной толеит-базальтовой формацией, относящейся недифференцированному толеитовому генетическому типу. Эти толе! относятся к наименее глубинным малощелочным продук
етированной мантии, контаминированным коровым материалом, ¡г изохрона вулканитов свиты отвечает возрасту 2114+52 Ма; -- 0.7025 (Балашов, 1996).
Породы пилыуярвинского мегаритма (IV ОС и IV ВС) ¡носгью до 6500 м, из которых на долю так называемой продуктивной ци (IV ОС) приходится 1100 м, выполняют ядерную часть Печенгской ктуры. Осадочные породы продуктивной толщи вмещают гочисленные тела никеленосной габбро-верлитовой ассоциации. В льтате палеовулканологических исследований в разрезе вулканитов IV были выделены два крупных стратиграфических подразделения в е подсвит - матертская мощностью 3800 м и суппваарская мощностью I м. В свою очередь матертская подсвета расчленяется на две :аногенные толщи - нижнематертскую (пК1), мощностью 1600 м, и кематертскую (тИ), мощностью 2000 м; эти толщи разделены Iзонтом дифференцированных пород (ГДП) мощностью до 200 м. более представительный разрез вулканитов свиты приурочен к гральной, ядерной части структуры, где они согласно, с постепенным тактом залегают на осадочных породах ждановской и ламмасской звит IV ОС; на западном фланге структуры вулканиты свиты с >вым и стратиграфическим несогласием залегают на вулканитах II ВС. >щадь распространения пилыуярвинских вулканитов разделена тными конседиментационными разломами на два блока клинального строения: Северную мульду (I) и Южную мульду (II) с. 1). В направлении фланговых частей структуры мощности гртской и суппваарской подсвит постепенно сокращаются, однако на -восточном фланге структуры, в районе г. Тюльпвыд и оз. Песчаного, ланиты суппваарской подсвиты прослеживаются в полосе развития од так называемого Комплекса сланцеватых амфиболитов (КСА), уже [ределах Южнопеченгской структуры. В разрезе пород матертской свиты преобладают покровы шаровых и массивных базальтовых, а же ферропикритовых лав, прослои туфов аналогичного состава, а же силлоподобные тела гипабиссальных габбро-долеритов. Разрез од суппваарской подсвиты отличается однообразием строения и жен мощными покровами шаровых и массивных лав толеит-шьтового состава.
Горизонт ГДП сложен вулканитами широкого спектра составов -ритами, субщелочными титанистыми базальтами, лавами и юкластолитами риолитового состава. Химические и нормативные теральные составы пород матертской и суппваарской подсвит IV ВС
приведены в табл. 5. Из таблицы видно, что базальты матертс подсвиты относятся к малощелочным умереннотитанис толеитам. При этом матертские толеиты представлены и кве нормативными, и оливин-нормативными разновидностями, в время как суппваарские толеитовые базальты являются кве нормативными. Базальты суппваарской подсвиты обеднены, сравнению со своими аналогами из нижней, матертской подсвг титаном и железом, но обогащены кремнекислотой, алюминие] щелочными землями. Отношение FeO/MgO в матертских базал] достигает 2-2.8%, снижаясь в суппваарских базальтах до 1.4-1.7, говорит в пользу более значительного фракционирования промежуточных камерах в матертское время. Содержание та рудных элементов, как Ni и Сг, в базальтах матертской подсв: невелико и колеблется в пределах 30-70 и 40-90 г/т, заме возрастая в породах суппваарской подсвиты, соответственно, до 140 и 160-180 г/т, что приближается к содержаниям Ni и С базальтах N-MORB (Ni более 200 г/т и Cr - более 500 г/т).
На спайдеграмме микроэлементов, нормализованных по MORB (Рис. 4/Б), для базальтов пильгуярвинской свиты, видно, чт< сравнении с примитивными океаническими базальтами, эти пор обогащены легкими крупноионными литофильными элементами (Rb, Th, Sr), имеют некоторый избыток Nb, Се, Р и Ti, но заметно обед» калием, танталом и иттербием. Спайдеграммы базальтов III и IV аналогичны, однако более молодые породы пильгуярвинской свить сравнении с колосйокскими образцами, обеднены калием и тантало! также иттербием; характерна отрицательная Та-аномалия толеито базальтов (но не ферропикритов).
Базальты матертской подсвиты имеют плоские спек распределения REE (Рис. 2), аналогичные спектрам базал! переходного типа T-MORB, причем базальты верхних частей раз! подсвиты, по сравнению со своими аналогами из её низов, обедн< REE, особенно LREE. В то же время суппваарские базальты, сохра дефицит HREE, обогащены лантаноидами, подобно спектрам ред земель базальтов E-MORB; La/Yb отношение в толеитовых базал! матертской подсвиты колеблется в пределах 2-2.2, что отражает дефи калия в породах и заметно ниже, чем в толеитах колосйокской свиты ( 4.6); в ферропикритах и ферропикробазальтах матертской подсвиты отношение увеличивается до 7-35, подтверждая относительное увеличе: роли калия в резко обедненных щелочами породах (Na20+K2C
ропикритах едва достигает 0.2-0.4%); в толеитах суппваарской свиты La/Yb отношение стабильно высокое (4.5-5). На диаграмме УЪ и Ta/Yb толеитовые базальты и ферропикриты хорошо [ичаются по типу мантийного источника - деплетированного для битовых базальтов и обогащенного для ферропикритов.
Таблица 5
Средние составы и нормы CIPW основных типов вулканитов колосйокской (III ВС) и пильгуярвлнской (IV ВС) вулканогенных свит и кадлояврской свшы Северопеченгского подкомплекса
1 2 3 4 5 6 7 8
44,32 47.23 50.28 51.03 50.99 50.84 52.17 47.84
2.56 1.76 1.25 1.53 1.88 1.82 1.49 2.08
»3 8.93 9.94 15.08 14.58 13.72 13.38 13.55 8.80
3 6.27 6.70 3.48 2.98 4.43 2.98 2.08 4.00
11.67 7.48 10.23 12.01 11.45 12.32 11.48 11.86
1 0.22 0.20 0.19 0.14 0.17 0.23 0.21 0.19
18.38 13.32 7.18 8.89 8.02 5.85 8.28 12.81
2.58 7.74 9.35 7.89 8.14 980 9.50 10.32
> 0.11 2.85 2.24 2.09 3.04 2.74 2.88 0.13
0.21 0.80 0.30 0.34 0.20 0.15 0.28 0.12
0.27 0.27 0.13 0.10 0.18 0.13 0.14 0.22
4.40 1.70 0.29 0.52 0.00 0.00 0.00 3.45
0.10 0.03 0.04 0.12 0.00 0.00 0.00 0.40
6.46 — 1.42 3.72 — - 0.48 8.84
1.24 4.72 1.77 2.01 1.18 0.89 1.53 0.71
- 24.09 18.93 17.87 25.70 23.18 24.17 1.10
- 10.88 28.48 25.27 21.18 22.34 22.35 17.08
47.31 20.23 25.79 29.85 21.43 22.57 22.11 40.72
— 11.84 12.41 8.24 14.99 19.07 19.73 8.74
- 9.08 — — 0.71 0.10 - -
3.93 3.87 0.88 1.14 - - - 7.85
0.64 0.84 0.31 0.24 0.38 0.31 0.33 0.52
4.87 3.35 2.38 2,91 3.20 3.08 2.83 3.92
9.11 9.73 5.08 4.33 8.44 4.30 3.02 5.81
13.83 - — — — - — —
Окончание таблиц
9 10 11 12 13 14 15 16
Si02 45.82 47.85 75.74 83.70 52.59 51.95 48.56 62.82
тю2 2.20 2.04 0.40 0.19 1.17 1.01 1.47 0.81
Ah Oj 7.39 8.92 9.98 8.48 13.73 14.28 16.43 18.86
Fe203 3.67 3.57 1.14 0.49 3.61 3.47 1.69 1.10
FeO 13.01 11.09 4.54 2.83 8.99 7.39 13.54 5.39
MnO 0.19 0.18 0.07 0.03 0.16 0.16 0.24 0.09
MgO 17.29 13.85 0.75 0.30 6.32 7.33 6.88 2.86
CaO 9.53 10.88 1.19 1.20 9.95 10.97 5.03 2.31
Na,0 0.51 0.15 2.87 0.83 2.29 2.03 2.58 4.78
к2о 0.09 0.10 2.89 3.89 0.42 0.53 3.58 3.18
p2O5 0.26 0.20 0.03 0.02 0.12 0.11 0.00 0.00
C02 0.18 3.55 0.20 0.35 0.55 0.68 0.00 0.00
S 0.08 0.24 0.20 0.09 0.10 0.11 0.00 0.00
Q — 7.29 40.95 80.73 6.18 5.27 - 8.10
Or 0.53 0.59 17.08 22.96 2.48 3.13 21.13 18.77
Ab 4.31 1.27 24.28 5.33 19.36 ¡7.16 11.84 39.58
An 17.80 17.90 4.44 3.09 24.27 28.22 21.74 11.45
Ну 31.95 41.94 831 4.49 17.59 18,25 — 14.28
Di 21.46 7.27 - 0.45 16.23 15.83 2.88 —
Ol 12.83 - - — - - 27.55 -
Cc 0.45 7.98 0.45 0.80 1.25 1.59 — -
Ap 0.62 0.47 0.07 0.05 0.28 0.24 — —
Ilm 4.19 3.88 0.76 0.38 2.23 1.92 2.80 1.54
Mt 5.33 5.19 1.66 0.71 5.24 5.04 2.46 1.80
Als - - 0.21 - — - - 1,31
Примечание. Северопеченгский подкомплекс, никельская серия 15). Колосйокская (III ВС) вулканогенная свита (1-4):
1 - ферропикрит, основание разреза свиты, 2 - пикробаз! железистый, 3 - базальт нижней части разреза свиты, 4 - баз; верхней части разреза свиты. Пильгуярвинская (IU вулканогенная свита (5-15). Матертская подсвита (5-12); 5,6, базальт, соответственно, первой, низов второй и верхов втс вулканогенных толщ подсвиты; 8,9,10 - ферропик;
ветственно, нижней, средней и верхней частей разреза подсвиты; дзонт дифференцированных пород (ГДП)(11,12); 11 - риолит, 12 -рориолит ультракремнистый (кагусит). Суппваарская подсвита (13-15): базальт нижней и средней частей подсвиты, 14 - базальт верхней и подсвиты, 15 - габбро-долерит эссекситовый. Каллояврская свита : 16 - андезит глиноземистый, калиевый.
В целом вулканиты пильгуярвинской ВС формируют юченную ферропикрит-базальтовую (матертская подсвита) и эродную толеит-базальтовую (суппваарская подсвита) формации мальной щелочности, относящиеся к недифференцированноми :ит-базальтовому генетическому типу. Rb-Sr изохрона вулканитов гы отвечает возрасту 1980+34 Ма; IR =: 0.7021 (Балашов, 1996).
Вулканиты деструктивных рифтогенных обстановок более зобразны по составу и фациальным характеристикам и не энстрируют столь значимых автономных черт развития в различных тсгурно-фациальных зонах, как орогскнне вулканиты. Поэтому старые иния вулканических формаций никельской серии (HI и IV ВС) лись практически без изменений.
Из вулканических сооружений деструктивных рифтогенных гановок наиболее интересна группа крупных кальдерсподобных тсгур субизометричкой формы размером 1-5 км в поперечнике, уроченных к ядерной части Северспеченгской зоны (Рис. 1); эти наноструктуры сложены породами матергской подсвиты IV ВС, эрые представлены концентрически и центриклинально залегающими дными покровами шаровых и массивных толеитовых лав, а также товидными и кольцевыми дайкам субвулканических габбро-гритов и жерловых туфоагломератов; кроме того, базит-грбазитовые вулканиты формируют локальные эруптивные аппараты 1Ичной формы - субизометричные, дайкоподобные, кольцевые и т.д.;
вулканоструктуры сложены вулканитами различных фациальных ов, характерных для инициального магматизма рифтогенных структур.
В основании разрезов обеих вулканогенных свит, мируюших никельскую серию, присутствует горизонт вулканитов ропикритового состава с содержанием MgO 17-17.8% рропикриты колосйокской ВС) и 12-13% (ферропикриты ьгуярвинской ВС). В целом их роль увеличивается вверх по >езу от 3% в III ВС до 10% в IV ВС. Характерно повышенное гржание в этих породах Р, Ti, Zr, Nb - элементов, свойственных
субщелочным сериям изверженных пород. Эти подщелоченные пор идентифицирует собственно рифтогенную стадию субщелочг магматизма; вверх по разрезу ферропикриты сменяются малоглубинш и малощелочными, однако попрежнему высокотитанистыми высокожелезистыми толеитами.
Табли]
Средние составы и нормы С1Р\У основных типов вулканитов Южнопеченгского подкомплекса (пересчитаны на 100% безводного остатка)
1 п = 2 2 п = 5 3 п= 10 4 п = 6 5 п= 19 6 п = 3 7 п = 4 $ п =
8Ю2 52,28 60.59 50.71 50.47 60.57 68.22 52.94 55.
ТЮ2 1,20 1.67 1.57 2.24 0.76 0.47 0.83 о:
А1203 14.98 13.90 6.28 11.02 15.08 13.79 14.99 12.
Ре203 2.19 5.25 2.70 3.61 1.65 2.04 2.24 1.:
РеО 8.25 7.07 9.44 9.53 4.19 2.55 8.19 7.1
МпО 0.12 0.19 0.16 0.16 0.09 0.07 0.16 0.,
мео 10.65 3.00 19.54 9.63 3.91 2.15 5.96 9/
СаО 5.27 2.92 8.07 6.44 4.89 3.35 9.73 7.!
N330 3.58 3.96 0.45 3.36 3.82 4.22 2.90 2.<
к2о 0.13 0.15 0.04 0.17 3.24 2.53 1.56 1.:
р2о5 0.34 0.37 0.12 0.21 0.26 0.22 0.25 о.:
со2 1.01 0.90 0.83 3.01 1.51 0.19 2.23 о.:
5 0.02 0.03 0.09 0.15 0.03 0.20 0.02 о.<
0 — 21.88 0.47 3.08 10.31 22.78 3.63 7.(
Ог 0.77 0.89 0.24 1.00 19.18 14.99 9.21 9.:
АЬ 30.09 33.47 3.80 28.40 32.29 35.67 24.51 16.
Ап 17.59 6.37 14.23 11.67 12 90 9.85 22.48 21.
Ну 32.12 13.20 51.62 34.00 14.54 5.71 19.44 31.
К — — 14.63 0.12 3.25 7.74 5.:
01 4.20 — — — — -
Сс 2.27 2.05 1.89 6.82 3 43 0.45 5.07 I.:
Ар 0.80 0.88 0.28 0.47 0.62 0.52 0.59 о.:
11т 2.28 3.18 2.99 4.26 1.45 0.89 1.58
3.18 7.05 3.92 5.24 2.40 2.96 3.24 2.:
АЬ - 6.18 - 0.85 — — - -
Окончание таблицы 6
9 п = 12 10 п = 6 11 п = 7 12 п = 5 13 п = 4 14 п = 4 15 п = 2
1 59.22 67.92 88.70 73.86 53.88 69.41 69.07
} 0.87 0.72 0.83 0.42 1.22 0.21 0.24
14.87 13.50 13.88 11.54 14.65 16.99 17.30
>3 1.54 1.12 2.28 0.67 2.31 0.36 0.30
5.57 3.03 3.94 2.67 5.62 1.56 0.88
5 0.10 0.07 0.07 0.04 0.09 0.02 0.02
) 3.87 1.73 2.15 0.65 5.60 0.73 0.86
1 5.21 4.12 1.97 2.73 5.72 1.90 0.93
Э 4.43 5.53 3.58 1.17 3.77 5.85 9.93
2.41 1.16 2.44 5.78 3.22 2.17 0.12
5 0.29 0.23 0.20 0.12 0.49 0.06 0.10
1.80 0.85 0.14 0.06 3.32 0.69 0.40
0.02 0.02 0.08 0.29 0.13 0.05 0.07
7.35 21.80 27.52 36.98 3.97 19.82 7.81
14.22 6.85 14.40 34.12 19.01 12.81 0.71
37.44 46.74 30.26 9.89 31.87 49.45 83.93 .
12.35 7.50 7.58 8.81 4.18 4.67 1.43
16.66 5.38 9.33 3.17 19.70 3.96 2.46
1.21 4.97 — 3.06 — — —
— — — — — —
3.64 1.93 0.32 0.11 7.55 1.57 0.91
0.69 0.54 0.47 0.28 1.18 0.14 0.24
1.66 1.37 1.58 0.80 2,32 0.40 0.46
2.24 1.83 3.28 0.97 3.38 0.52 0.44
— — — — —
шечание. Южнопеченгский подкомплекс (1-15). Брагинская свита !): 1 - базальт магнезиальный, 2 - андезит гранофировый. вельская свита (3-4): 3 - пикрит, 4 - базальт магнезиальный анистый, субщелочной. Каплинская свита (5-12): 5 - андезит, 6 -ит (Северопороярвинский ВЦ): 7 - базальт субщелочной, 8 -езибазальт магнезиальный (Южноярвинский ВЦ): 9 - андезит, 10 щит (Кашинский ВЦ): 11 - дацит, 12 - риолит (Порьиташский ) Ассоциация субвулканических пород (13-15): 13 - лампрофир зсантит), 14 - трахидацит, 15 - трахидацит натровый.
Становление Печенгской структуры характеризовалось ря специфических особенностей, определивших ее особую роль в качес центра локализации крупных медно-никеленосных габбро-верлито интрузивов. Промышленное медно-никелевое оруденение в Печенгс: районе сконцентрировано в пределах двух рудных районов - ПеченгсI-и Аллареченского (Рис. 1), причем ранее считалась бесспорной с] рудоносных интрузий с раннепротерозойскими тектоно-магматичесю процессами (Горбунов и др., 1978; Минц и др., 1987). В то же время I Смолькин (Смолькин, 1992) считает, что медно-никелевые р Аллареченского района связаны с аллареченским никеленос* интрузивным комплексом, относящимся к гарцбургитовой форма! генезис которой определяется глубинной дифференциац коматиитовой магмы.
Интрузивы Печенгского комплекса относятся к габ£ верлитовой формации, связанной с дифференциатами ферропикрито магмы - одной из ветвей толеит-базальтового магматизма. Дифферен рованные массивы сложены оливинитами, верлитами, клинопироксе тами, габбро, ортоклазовыми габбро, а также титаномагнетитов! перидотитами. Первичный парагенезис этих пород: Ол (16-25% фаял 0.3 мас.% СаО) + "П-авгит + керсутит + Пл + Орт + Тьхромит + магнетит + ильменит + сульфиды N1 и Си. Для этих пород обы высокое содержание "Л, Бе, Сг, Со, Р2О5, Б, ЬЯЕЕ, но низке элементов платиновой группы. О генетическом родстве интрузив пород и ферропикритовых вулканитов свидетельствует близость закалок и средневзвешенных составов расслоенных массивов и покро аналогичный набор первичных минералов, близкие спектры РЗЭ и Э однотипная дифференциация расплавов, а также соотношение изотс Бт-Ш, РЬ-РЬ и ЯЬ-Бг систем (Смолькин и др., 1990).
Оценивая в целом геотектоническую и геодинамичес обстановки формирования никеленосных интрузий Печенги, мо. констатировать, что их возникновение было обусловлено сочетай исключительно благоприятных факторов, которые совокупно оказаг налицо в нужное время и в нужном месте. К этим факторам относя продолжительность развития магматизма, его вулкано-плутоничес характер, а также наличие в определенный период, связанны! рифгогенными геодинамическими обстановками, мощного вулканиз\ магматизма подщелоченного ферропикритового состава. Высс железистосгь ферропикритовой магмы обусловила её лег сульфуризацию под воздействием трансмагматических флюидов, чт
делило потенциальную сульфидную рудоносность внедрявшихся узивов. Резкое изменение палеогеографических и эклиматических условий на границе ятулия и людиковий-калевия говило возникновение черносланцевой продуктивной осадочной (и, обогащенной ювенильными серой и углеродом. В момент рения значительных объемов богатой медью и никелем опикритовой магмы, содержавшей повышенные концентрации ильной серы, она была дополнительно контаминирована серой из )чных пород продуктивной толщи; благоприятная структурно-«ическая обстановка способствовала локализации синхронных влений ферропикритовош вулканизма и габбро-верлитового атизма, формировавших единую вулкано-плугоническую даацию, в немногих эруптивных центрах, приуроченных к узлам :ечения глубинных конседиментационных разломов. Последующие л метаморфизма, многостадийных деформаций, складчатости и ¡анцевания не привели к значительному диспергированию руд. И, нец, уровень эрозионного среза благоприятствовал сохранению го ряда крупных месторождений сульфидных Си-№ руд.
Разрез пород Северопеченгского подкомплекса венчается генно-осадочными породами каллояврской свиты мощностью до м, представленными ритмично-слоистыми серицит-углеродистыми дами, туфосланцами и туфопесчаниками среднекислого состава, ем андезитовый вулканизм этого уровня относится к известково-1Чному генетическому типу. Каллояврские вулканиты обогащены шнием и щелочами, особенно калием (Табл. 5) и формируют родную андезитовую формацию, относящуюся к известково->чному генетическому типу.
Разрез супракрустальных пород Южнопеченгского подкомплекса ен вулканогенными и осадочными образованиями двух )ризонтов - свекофенния и вепсия. Супракрустальные породы омплекса локализованы в рамках протяженной, но сравнительно I (1-9 км) шовной структуры северо-западного простирания (Рис. 1). еверо-востоке южнопеченгские породы контактируют с базальтами ропеченгского подкомплекса, в то время как юго-восточный контакт ггавлен несколькими фестончатыми отрезками, повторяющими /ры синкинематических диорит-плагиогранитных куполов с 1СТОМ около 1940 Ма (Ветрин и др., 1987).
Свекофеннские породы подкомплекса представлены <ами и вулканитами брагинской свиты, достигающей в
центральных частях структуры мощности 2500 м. В разрезе cbi вулканиты представлены покровами пикробазальтовых, ферробазальто: и базальтовых лав, а также силлоподобными телами габбро-долери-гранофировых андезибазальтов и андезитов мощностью до 50-80 м. составу вулканиты брагинской свиты - чрезвычайно малокалие: породы (даже в андезитах содержание К20 не превышает 0.05-0.15% дефицитом алюминия (Табл. 6), обогащенные железом, фосфором, инс магнием, с низкими содержаниями Rb, Ва, Zr, Та, REE. На спайдеграг микроэлементов, нормализованных по N-MORB (Рис. 6/А), вулканитов брагинской свиты, отчетливо виден "примитивный" харак этих малокалиевых пород, из которых пикробазальт даже "примитива базальтов N-MORB, поскольку, по сравнению с ними, обеднен и легга-крупноионными литофилами, и HRJEE, и высокозарядными элемента однако и в этих примитивных дифференциатах толеит-базальтовой маг имеются отрицательные аномалии Nb и в особенности Та. В uej спайдеграммы пород этого уровня во многом аналогичны спайдеграш инициальных вулканитов внугриконтинентальных подвижных поясов.
Субгоризонтальные спектры REE брагинских пород, близ! спектрам толеитовых базальтов IV ВС, отличаются сла( обогащенностью лантаноидами и близки переходному типу базаль' T-MORB (Рис. 5). Породы брагинской свиты формир> укороченную пикрит-базальт-андезитовую формацию, относящук к дифференцированному толеитовому типу.
Средняя часть разреза Южнопеченгского подкомпле) сложена вулканитами двух субизохронных формаций вепсийсю возраста - пикрит-пикробазальт-базальтовой (менельская свита) базальт-андезит-дацит-риолитовой (каплинская свита).
Возрастные соотношения пород менельской и каплинской ci неопределенны, поскольку вулканиты обеих формаций залегают пределах одного узкого приразломного Пороярвинского трога (Рис. который несогласен по отношению к более ранним структур Южнопеченгской зоны, срезая их по простиранию. Эта трого структура включает в себя ряд крупных автономных эруптивных центр формировавших разрезы вулканитов пикрит-андезитового состава, преимущественным развитием в каждом вулканоцентре пород i андезитовой, или пикритовой ветвей бимодального вулканизма. С зап; на восток в пределах Пороярвинского трогового прогиба можно выдел г Пасвикский вулканоцентр (ПВД), разрез которого мощностью оке
) м сложен породами укороченной пикрит-пикробазальтовой мации (менельская свита); Северопороярвинский ВЦ (СПВЦ), разрез эрого мощностью 2200 м представлен вулканитами укороченной гзит-дацитовой формации (каплинская свита); Южнопороярвинский (ЮПВЦ), разрез которого мощностью 600 м сложен породами дьт-андезибазальт-андезитовой формации (каплинская свита); линский ВЦ (КВЦ), разрез которою мощностью до 2700 м сложен, в овном, экструзивными туфолавами андезибазальт-андезит-дацитовой мации (каплинская свита); Пороярвинский ВЦ (ПорВЦ), разрез эрого представлен серией экструзивных линзовидных тел мощностью 1000 м, сложенных породами ацдезит-дацит-риолитовой формации шинская свита); и, наконец, Брагинский ВЦ (БВЦ), разрез которого тностью до 2000 м сложен вулканитами пикрит-пикробазальт-льтовой формации (менельская свита).
Средние химические и нормативные составы пикритов и робазальтов менельской свиты даны в табл. 6. Это - породы, умеренно пащенные титаном и железом; суммарное содержание щелочей в робазальтах возрастает до 3-5%, да и в пикритах обычно не :кается ниже
0.5-0.6%, что заметно выше, чем в ферропикритах Северной зоны; | же время содержание калия в этих породах ничтожно - 0.1-0.2% в робазальтах и 0.03-0.05% в пикритах. На спайдеграмме роэлементов, нормализованных по Й-МСЖВ (Рис. 6/А), для отитов менельской свиты, отчетливо виден "примитивный" характер ритов и пикробазальтов этой свиты. В сравнении с океаническими льтами Ы-МОЯВ, породы менельской свиты характеризуются в [ем повышенным содержанием некоторых высокозарядных тентов СП1,М),Се,_П), близкими к И-МОЛВ содержаниями :,НГ,8гп и значительным дефицитом У и УЬ. Характерен >пхж №, а также не столь значительная, как в брагинских породах, палия Та.
Эти породы умеренно обогащены LR.EE (Рис. 5); Ьа/УЬ зшение в них также в повышенное (4-7.5). На петрохимических раммах породы свиты попадают в поля внутриплитных толеитов и целочных базальтов. По своим петрогеохимическим особенностям саниты близки слабо дифференцированным породам толеитового тического типа; они формируют укороченную пикрит-пикробазальт-льтовую формацию. КЬ-Бг возраст пикритов менельской свиты ¡+/-58 Ма; Ж = 0.7029 (Балашов, 1996).
Рис. 5. Спектры РЗЭ, нормированных к хондриту, вулканитов Южнопеченгского подкомплекса. Породы каплинской сви (1-2), менельской свиты (3-4) и субвулканических пород (5-6). породы СПВЦ: андезиты (вверху) и риолит (внизу), 2 - породы ЮПВ
андезиты, субщелочные магнезиальные андезибазальты и гпьты. Точками отмечено поле СПВЦ, 3 - пикриты ВВЦ, 4 -риты и пикробазальты ПВЦ. Заштриховано поле пород ВВЦ, 5 -\хидациты и натриевые трахидациты, б - лампрофиры: а -:-антиты, б - одинит, в - камптонит.
Андезитоидные и фельзические породы каплинской свиты осятся к кварц- и гиперстен-нормативным разновидностям, гащенным калием, иногда щелочными землями, но с дефицитом Табл. 6).
Пород«/Н -MORB
>00-eo-
7060-BO-10-
/А / ii
¡
/ *\ 11 1 /V л
)l I /A\\ / П / //Д\ \/
11 / /// Y ^
11/ Я /
Л/с. (5. Спайдеграммы микроэлементов, нормализованных по МОКВ, для вулканитов Южнопеченгского подкомплекса (А - поре брагинской и менельской свит; Б - породы каплинской свиты лампрофиры субвулканической ассоциации).
А. 1-3 - брагинская свита: 1 - пикробазальт; 2 - гранофироь андезибазальт; 3 - гранофировый андезит; 4-6 - Менельская свита: титанистый пикробазальт; 5 - пикробазальт; 6 - пикрит.
Б. 1-4 - каплинская свита: 1 - андезит Северопороярвинсю вулканоцентра; 2 - Магнезиальный андезибазальт Южнопороярвинск> вулканоцентра; 3 - субщелочной базальт ЮжнопороярвинскI вулканоцентра; 4 - дацит Порьиташского вулканоцентра; 5 лампрофир (керсантит) субвулканической ассоциации. В правом угл_ спайдеграмма микроэлементов, нормализованных по АТ-МОКВ, < четвертичных базальтов Кавказского сегмента Средиземноморец орогенного пояса (Фролова, Бурикова, 1997).
На спайдеграмме микроэлементов, нормализованных по ЛОЯВ (Рис. 6/Б), для вулканитов каплинской свиты, отчетливо видна ш конфигурация фафиков содержаний элементов-примесей для санитов различных вулканоцентров, за исключением большого Зроса по содержаниям ИЬДЪ и НГ, а также разной степени дефицита и ытка Та и №. В сравнении с примитивными океаническими шьтами М-М(ЖВ, базальты и фельзические породы свиты исгеризуются в общем повышенным содержанием высокозарядных тентов, кроме Т1,У и \Ъ, и повышенными значениями легких пноионных литофильных элементов (К,ИЬ,Ва,5г). В целом Гщеграммы пород этого уровня во многом аналогичны спайдефаммам од внутриконтинентальных подвижных поясов, одна из которых шозойские вулканиты Кавказа) приведена на рисунке 6/Б. [х}>еренцированные вулканиты свиты формируют родственную фуппу гаточно крутых спектров ЯЕЕ, указывающих на заметную гащенность пород лантаноидами (Рис. 5). Более меланократовые оды ЮПВЦ частично обеднены ЬЯЕЕ и особенно НЯЕЕ, а дациты )ВЦ характеризуются устойчивой отрицательной Еи-аномалией. На эохимических диафаммах вулканиты свиты формируют автономные тпы точек в полях извесгково-щелочных пород. По своим юхимическим особенностям вулканиты свиты относятся к породам ференцированного известково-щелочного генетического типа, мируя слабо подщелоченную протяженную базальт-андезит-дацит-литовую формацию. Шэ-8г возраст авдезитов каплинской свиты 5±54 Ма; Ж = 0.7043 (Балашов, 1996).
Выше уже было отмечено, что дифференцированные породы :стково-щелочной серии формируют крупные вулканострукгуры, а ке локальные эруптивные центры, характерные для орогенного санизма. Это вулкано-текгонические кальдероподобные структуры 'гоэтажного строения, вулкано-купольные эруптивные центры, санические купола и разнообразные экструзивные постройки; санические сооружения сложены набором вулканитов специфических >вых, пирокласгических и корневых генетических типов, присущих генным вулканическим формациям. Большой интерес представляет шая вулкано-купольная Пороярвинская структура в нопеченгской; фрагмент этой структуры, сложенной вулканитами шнекой свиты и достигавшей первоначально не менее 12-15 км в еречнике, за картирован к востоку от оз. Поро-ярви зеропороярвинский эруптивный центр - рис. 1); ядерная часть
вулкан оструктуры сложена штоком субвулканических андези погруженным в пирокластическую мантию аналогичного состава.
Верхняя часть южнопеченгского разреза вулканоген пород представлена вулканитами кассесйокской свиты и пород ассоциации субвулканических интрузий.
Последние являются одними из самых моло вулканогенных пород Южнопеченгского подкомплекса. < представлены контрастными высокодифференцированш породами широкого спектра составов. Среди пород ассоциа можно выделить три группы: 1. Лампрофиры, 2. Трахидациты, трахидациты и титанистые №-трахиты, 3. Ультракремнис феррориолиты (кагуситы). В таблице 6 приведены составы пс ассоциации. Лампрофиры (керсантиты) характеризуются круп спектрами 11ЕЕ, указывающими на их обогащение LR.EE, некотором обеднении HR.EE (Рис. 5). Породы ассоциа формируют контрастную лампрофир-трахидацитовую формац относящуюся к дифференцированному известково-щелочн генетическому типу. и-РЬ возраст лампрофиров ассоциа составляет 1710±12 Ма.
Самыми молодыми породами вепсийского надгоризс Южнопеченгского подкомплекса являются осадки и вулкан кассесйокской свиты, мощнорсть которой достигает 500 м. Ра: свиты представлен ритмично-слоистыми алевритовыми алевропсаммитовыми граувакковыми песчаниками с приме туфогенного материала среднекислого состава. В основании св залегает пачка туфоконгломератов мощностью до 40 м; в сос обломков установлены дифференцированные вулканиты широь спектра составов - базальты, ферробазальты, гранофиро андезиты, трахиты, ультракремнистые феррориолиты (кагуситы] разрезе свиты вулканиты представлены телами ферробазальто ферроандезитов (гранофиров). Петрохимические и норматив составы пород свиты приведены в табл. 6. Вулканиты кассесйокс свиты формируют укороченную ферробазальт-ферроандезито формацию, относящуюся к слабо дифференцированному извести щелочному типу. Абсолютный позраст порол кассесйокской ст видимо, близок возрасту пород субвулканических интрузий (1 Ма), поскольку среди обломков туфоконгломерата в основа кассесйокского разреза отмечены некоторые из ; субвулканических пород.
Подводя итоги краткому обзору магматизма Южнопеченгской /ктуры, можно отметить, что в разрезе Южнопеченгского комплекса сосуществуют магматические формации различных ;тических типов - слабо дифференцированного толеит-шьтового (пикрит-базальт-андезитовая формация брагинской гы и пикрит-пикробазальт-базальтовая формация менельской гы); дифференцированного известково-щелочного типа (базальт-гзит-дацит-риолитовая формация каплинской свиты; сюда же эсятся и ферробазальт-ферроандезитовая формация ;есйокской свиты); дифференцированного субщелочного типа трофир-трахидацитовая формация субвулканических пород).
сосуществование формаций различных типов обусловлено эжением деструктивных рифтогенных обстановок с их толеит-льтовым магматизмом на орогенные обстановки развивавшегося зийского орогенного пояса, для которого были характерны :стково-щелочной и субщелочной вулканизм, интрузивный :стково-щелочной и субщелочной магматизм, складчатость и шорфизм нескольких фаз.
ВАШ
>ТИКАЛЬНЫЕ РЯДЫ ВУЛКАНОГЕННЫХ ФОРМАЦИЙ : ИНДИКАТОРЫ РАННЕПРОТЕРОЗОЙСКНХ >ДИНАМИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ ОНТИНЕНТАЛЬНОЙ КОРЕ КОЛЬСКОГО ГЕОБЛОКА
Одним из достижений формационного анализа является новление связи между составом магматических VI осадочных маций и геотектоническими обстановками (геодинамическими ямами). Однако этим не исчерпывается информация, которую :но почерпнуть из анализа формаций и формационных рядов, в Ценности магматических. Петрологические исследования ¿атитов, установление роли корового и мантийного материала в •бразовании позволяет судить о сопутствующих преобразованиях зличных горизонтах земной коры.
В настоящее время считается установленным фактом, что жение и развитие отдельных геоструктур обусловлены >генной активизацией мантийных оболочек Земли и подъемом инных потоков энергии и вещества (плюмов), вызывающих в льтате декомпрессии частичное или полное плавление субстрата,
с образованием мантийных диапиров; об этом свидетельств] участки разуплотненной мантии под активными зонами плане высокий тепловой поток и нарушение изостатического равновеси этих зонах. Континентальный рифтинг происходит в резулы раскола сиалической коры под воздействием геодинамичес: процессов растяжения, связанных с подъемом разуплотненн вещества мантийных диапиров.
Характерно, что в развитии магматизма конкрет! геологических структур наблюдаются некоторые типичные призна такие, как длительная унаследованность петрохимичес особенностей, определенная консервативность в типе магмати отдельных структурно-формационных зон и, наконец, циклично« все эти явления обусловлены эндогенным процессом циклическ подъема глубинного вещества и энергии, отражением эволк» которого и является магматизм (Белоусов, 1982; Маракушев, 1979)
Выше уже говорилось о цикличности формационных ря карелид ПВП; было выделено четыре полных эндогенных ци развития продолжительностью около 200 Ма каждый: сумийск сариолийско-ятулийский, людиковий-калевийский и свекофен вепсийский. В пределах каждого из четырех крупных эндогеш циклов развития карелид выделяется по три малых текто магматических цикла.
Сумийский цикл, проявившийся в ИВС, включает пурначс (однородная толеит-базальтовая формация), кукшинский (однород толеит-базальтовая формация) и сейдореченский (контраст пикробазальт-андези-базальт-дацитовая формация и однород риодацитовая формация) малые циклы. Каждый малый цикл начина! с инициальных однородных базальтоидов толеит-базальтовой сери] отделяется от вулканогенных пород следующего цикла осадочной тол и Доля кислых пород возрастает в каждом последующем малом цикле их отсутствия в пурначском, заметного присутствия в кукшинско? значительного развития в сейдореченском. Вопрос о подводном наземном характере извержений сумия не решается однозначно. С вулканиты не несут явных признаков подводных извержений, но залег на осадочных породах удаленных от береговой линии бассейновых фа (Предовский и др., 1987). Состав сумийских осадочных по] представленных кварцевыми граувакками, субграувакками, аркозов! псаммитами и туфоконгломератами, свидетельствует о близс источников сноса и об осадконакоплении в условиях мелководь бассейна со спокойной гидродинамической обстановкой.
Вулканиты этого цикла относятся к трем различным рохимическим сериям (толеит-базальтовой - породы толеит-итьтовых формаций пурначской и кукшинской свит; атиитовой - породы пикробазальт-андезибазальт-дацитовой >мации сейдореченской свиты) и субщелочной (породы дацитовой формации сейдореченской свиты), что свидетельствует •азличных геодинамических обстановках, определявших состав □начальных магм и характер их последующей эволюции.
Сариолийско-ятулийский цикл для Печенги охватывает алахтинский (протяженная меланобазальт-базальт-андезибазальт-езит-дацитовая формация), нижнекуэтсярвинский (протяженная робазальт-муджиерит-трахиандезит-трахидацитовая формация) и шекуэтсярвинский (контрастная ферробазальт-трахитовая 1мация) малые циклы; для ИБС этот ряд редуцирован и включает исарский (укороченная меланобазальт-базальт-пикробазальт-гзибазальт-андезитовая формация) и умбинский (протяженная робазальт-трахибазальт-трахиандезит-трахидацитовая формация) ые циклы.
Сариолийские осадки, залегающие с размывом и структурным >гласием на вулканитах сумия или непосредственно на архейском ¡со-гранитном фундаменте, представлены молассоидными породами: шиктовыми конгломератами, фаувакковьгми фавелитами и шитами с примесью туфогенного материала.
В западной части ПВП, в условиях малопроницаемой коры, исходили наземные извержения дифференцированных андезитоидных ад ахмалахтинской ВС, во многом аналогичных меланобазальт-¡зитовым ассоциациям низов сейдореченской с виты в ИБС и >сящихся к той же коматиитовой серии. Меланобазальты этой серии в >льшом количестве установлены в основании разреза I ВС; в то же 1я базальты и андезитоиды этого уровня, обогащенные кремнеземом и шем, но обедненные титаном, железом и марганцем, практически не чаются по химизму от сейдореченских аналогов. На востоке ПВП, в ндра-Варзугской структуре, кора отличалась высокой гицаемостью, в связи с чем 80% разреза сариолийской полисарской ы составляют слабо дифференцированные примитивные Г^-базальты птштовой серии, содержание Т1 в которых составляет 0.59%, -5%, Ка20 - 2.17% и К20 - 0.74%. Лишь в верхних частях разреза ¡са рекой свиты, идентифицируя прогрессивно уменьшающуюся шцаемость коры, появляются дифференцированные продукты этой и - авдезибазальты, андезиты и дациты.
В Печенгской структуре нижнеятулийский магмат сариолийско-ятулийского цикла реализовывался на протяжении ^ малых циклов - нижнекуэтсярвинского и верхнекуэтсярвинского. течение более раннего малого цикла в условиях малой проницаемс коры был сформирован разрез пирггиярвинской подсвиты с горизон высокотитанистых субщелочных и калий-содержащих ферропикрито ферропикробазальтов в основании разреза, с гомодром: направленностью вулканизма субщелочной серии и с появлениен верхних частях разреза трахидацитов и дацитов; венчается ра; подсвиты горизонтом туфоконгломератов и вулканомиктовых песчанш Более поздний малый цикл обусловил формирование раз; оршоайвинской подсвиты, причем проницаемость коры существе: возросла, и разрез подсвиты сложен в основном базальта ферробазальтами и в меньшей степени трахитами; изверже происходили частично в наземных условиях, частично под водой формированием пиллоу-лав. В целом вулканиты обеих поде аналогичны породам умбинской свиты. Два тренда эволю: родоначальной толеит-базальтовой магмы, наметившиеся в умбинс свите ИВС, в Печенгской структуре проявились в образовании ^ самостоятельных ассоциаций вулканитов, локализованных в раз] частях разреза II ВС. Четкая гомодромная направленность магмати подтверждает связь трахитовой тенденции эволюции магмы фракционированием в промежуточном очаге.
Осадочные породы нижнего ятулия представл! континентальными отложениями с признаками аридности климат протоэвапоритами, красноцветными мартит- и гематит-содержацц кварцевыми и аркозовыми псаммитами, а также песчанистыми строматолитовыми доломитами. Верхнеятулийские поре перекрывающие вулканиты II ВС, практически воспроизвс нижнеягулийские - это красноцветные высокодифференцироваи терригенные и карбонатные отложения.
В рамках сариолийско-ятулийского цикла установлены два руб высокобарного метаморфизма, идентифицирующие, видя геодинамические обстановки сжатия в СВК Печенгско-Варзугского пс и в инфраструктуре - 2320 и 2220 Ма (Митрофанов, Баянова, 1997).
Людиковий-калевийский цикл развития для Печенги вклю1 колос- йокский (однородная толеит-базальтовая формац раннепильгуярвинский (однородная ферропикрит-базальтовая формаг и позднепильгуярвинско-каллояврский (однородная толеит-базальтовг
ородная андезитовая формации) малые циклы); для ИБС этот ряд /дарован и включает ильмозерский (протяженная меланобазальт-гзибазальт-андезит-дащгговая формация) и митгриярвинский юродная ферропикрит-базальтовая формация) малые циклы.
К этому циклу приурочено "максимальное раскрытие" Печенгско-зугского пояса, особенно в его западной части, в Печенгской тсгуре, где заложение глубоких некомпенсированных прошбов вело, по мнению некоторых исследователей (Melezhik, 1994;
Негруца, 1995), к деструкции сиалической коры, с появлением гпсов океанической коры.
Мощный недифференцированный толе ит-базальтовый подводный санизм людиковийского времени в Печенгской структуре указывает на окую проницаемость сиалической коры в западной части пояса; в это время на востоке пояса, в ИБС, проницаемость коры была гачительной, на что указывают наземные излияния с^днекислых лав мозерской свиты. Лишь в калевийское время (шише- и снепильгуярвинский малые циклы на Печенге и митгриярвинский ый цикл в ИБС) высокая проницаемость коры обусловила симальное "раскрытие" всей рифтовой системы ПВП, с заложением юких прошбов, заполнявшихся километровыми толщами толеит-льтовых пиллоу-лав. Анализ распределен™ REE в породах этого зня говорит в пользу существования двух независимых типов тлавов - толеит-базальтового, генезис которого связан с 1етированной мантией и с относительно малоглубинным очагом, и ропикритового, который генерировался на большей глубине и, судя обогащенности некогерентными элементами, из неистощенной гаи. В пилыуярвинское время произошло также внедрение еленосных габбро-верлитовых плутонов, генезис которых связан с ропикритовым вулканизмом. Локальный пароксизм сжатия в конце :вия привел к резкому уменьшению проницаемости сиалической коры эеделах ПВП, к возникновению промежуточных коровых очагов и к мированшо, с одной стороны, толщи углеродистых туффитов юяврской свиты, в которых установлена значительная примесь ¡зитовой пирокластики, а с другой - к началу формирования диорит-иогранитных интрузий каскельяврского комплекса.
На рубеже людиковия произошел первый достоверно [новленный в докембрии климатический перелом - смена 5ного климата на умерено-увлажненный, с резким усилением
биогенеза; не менее резко возрос объем дифференцировании? углеродистых терригенных отложений; результатом всех этих рез: изменений климата и тектоно-магматических обстановок 61 формирование мощных флишоидных толщ сульфидно-углеродис-песчано-глинистых осадков.
Свекофенно-вепсийский цикл развития для Печенги вклю1 брагинский (протяженная пикрит-базальт-андезитовая формат менельско-каплинский (укороченная пикрит-пикробазальт-базальтова протяженная базальт-андезит-дацит-риолитовая формации) кассесйокский (контрастная лампрофир-трахидацитовая и укорочен ферробазальт-ферроандезитовая формации) малые циклы; для ИБС : ряд редуцирован и включает лишь панареченско-самингский (однород толеит-базальтовая, протяженная трахиандезит-дацит-риолитовая укороченная трахибазальт-трахиандезит-трахитовая формации) ма) цикл.
Для свекофенно-вепсийского (заключительного) цикла разви ПВП характерно общее затухание эндогенной активности, инвер тектонического режима, синхронная инверсии свекофеннс геосинклинали; "закрытие" рифгогенной системы в результате мощ тангенциальных движений северо-восточной направленности. В то время проницаемость сиалической коры в пределах западной ветви П была значительной, в результате чего геодинамические обстано растяжения в целом не уступали обстановкам сжатия; в раз! Южнопеченгского подкомплекса происходила своего рода интерферен продуктов магматизма - индикаторов альтернативных режи растяжения и сжатия: недифференцированного толеит-базальто! магматизма, типичного для деструктивных рифтогенных обстановоь известково-щелочного фельзического магматизма, типичного орогенных режимов и обстановок тектонического покоя.
В целом для каждого из четырех эндогенных циклов характер! той или иной степени проявленная шмодромная тенденция разви магматизма. Постепенное затухание этой тенденции, а также отсутсп масштабных складчато-надвиговых сооружений, формируюц перерабатывающих и утолщающих верхние горизонты сиалической ко привело к тому, что в пределах ПВП происходило не наращивание наоборот, сокращение мощности континентальной к (Сейсмогеологическая модель..., 1997); в принципе затуха гомодромной тенденции эволюции магматизма и проявле антидромной указывает на начало разрушения и деструк] континентальной коры (Фролова, 1991)
Таким образом, для эволюционного развития ПВП типичен лично развивающийся разнообразный магматизм - от однородного 4фференцированного базальтового до фельзического известково-очного и субщелочного; сюда необходимо также добавить :нсивный метаморфизм и интрузивный магматизм, включая штоидный, в пределах отдельных структур ПВП и в инфраструктуре, пные вулканогенные формации или же фрагменты вертикальных мационных рядов, относящиеся к недифференцированному или недифференцированному толеит-базальтовому генетическому типу, исгерны для рифтогенных обсгановок растяжения, в то время как ференцированные формации среднекислых и фельзических пород :итового или известково-щелочного генетических типов характерны орогенных обсгановок сжатия.
В то же время подобная идентификация геодинамических имов сжатия и растяжения не является универсальной. Необязательно вдение в разрезе раннего протерозоя фельзических пород является азателем орогенных обсгановок сжатия. Идентифицирующая роль маций известково-щелочного типа как показателей режимов сжатия сет быть достаточно надежной лишь в сочетании с дополнительными торами, типичными для этих геодинамических обсгановок, такими, а) гранитизация и масштабный фельзический интрузивный чатизм аналогичного генетического типа; б) наличие вулканических эужений определенной морфологии, строения и состава; в) ;нсивное воздымание крупных геоблоков; г) резкое, но относительно альное увеличение мощности континентальной коры в связи с :сацией (геофизическими методами) крупных линз коромантийной :и; д) регрессивные условия осадконакопления; е) интенсивная щчатость и надвигообразование, в том числе складчатость основания; метаморфизм нескольких фаз, в том числе высокобарный; з) большая цолжительность этих тектоно-магматических событий.
Для деструктивных рифтогенных обсгановок дополнительными итифицирующими факторами являются: а) интенсивная блокировка юна по однонаправленным системам субпараллельных глубинных юмов; б) достаточно быстрая деструкция, с заложением Женоподобных структур, ограниченных по флангам продольными ¡инными разломами; в) быстрое опускание крупных геоблоков и |Мирование глубоководных некомпенсированных бассейнов цсонакопления с утоненной континентальной или же океанической
корой; г) базит-гипербазитовый интрузивный магматизм аналогии] толеит-базальтового генетического типа; д) наличие вулканиче( сооружений определенной морфологии, строения и состава; трансгрессивные условия осадконакопления; ж) боль продолжительность этих тектоно-магматических событий.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Основной задачей исследований было проведение, на оа геолого-палеовулканологических и петрогеохимических исследова) формационного анализа магматизма раннепротерозойских подвиж поясов Кольского региона, и прежде всего главной раннепротерозойс структуры региона - Печенгско-Варзугского пояса, с целью установлс эволюционной направленности развития магматизма, установления цикличности и периодичности, а также выработки шкалы главней раннепротерозойских тектоно-магматических событий.
Несмотря на то, что ряд вопросов в силу объектив причин нуждается в дальнейшем изучении, автор считает, формационный анализ магматитов ПВП выполнен на долж: уровне, особенно в отношении Печенгского фрагмента эт раннепротерозойского пояса, и основные выводы работы претерпят существенных изменений. Некоторые из них имеют только региональное, но и более общее значение для понима условий формирования земной коры в раннем докембрии. В э отношении на наш взгляд заслуживают внимания следующие 061 заключения:
1. Раннепротерозойский период может рассматриваться сложный тектоно-магматический мегацикл, начало которого дальнейшие стадии развития обусловлены эндогенной активизаи мантийных оболочек Земли. Внутренняя структура мегащ обуслоалена прерывисто-циклическим поступлением энергетичес импульсов (мантийных диапиров) в верхнюю кору; в рал раннепротерозойского (карельского) мегацикла продолжительное около 800 Ма установлено четыре главных эндогенных щ продолжительностью около 200 Ма каждый: сумийский, сариолис ятулийский, людиковий-калевийский и свекофенно-вепсийский. 1 этом сариолиско-ятулийский и людиковий-калевийский ци редуцированы, в то время как начальный сумийский и заюпочителы свекофенно-вепсийский являются полно развитыми циклами, орогенными окончаниями и магматическими интрузивш
явлениями. Людиковий-калевийский и свекофенно-вепсийскийи лы укладываются в более крупный цикл общепланетарной [визации корообразующих процессов (2110-1650 Ма).
2. Типизация формационных рядов ПВП позволила [новить два типа тектонических режимов: рифтогенный и генный. Редуцированные циклы характеризуются проявлениями 1Ь одного из этих режимов, в то время как полно развитые циклы ;зультате направленного эволюционного процесса проходят все ,ии от начальной рифтогенной вплоть до орогенной. Переход от ого цикла к другому отмечался фазой стабилизации. Карельскому щиклу предшествовал платформенный тектонический режим и ;льский мегацикл был увенчан платформенным тектоническим имом.
3. С деструктивно-конструктивными циклическими лтиями тесно связано и формирование рудопродуктивных сано-плутонических ассоциаций. Именно с краткими и шьными проявлениями режимов сжатия на фоне перманентного 1ития рифтогенных процессов растяжения связаны вспышки [но го вулканизма и интрузивного магматизма подщелоченного ропикритового состава в отдельных тектокически благоприятных :тках Печенгской структуры, где обособились локальные 1тивные центры, влиявшие на формирование крупных :орождений сульфидных Си->-Н руд. Палеовулканологические [едования помогли уточнить положение рудолокализующих гров ферропикритового вулканизма и интрузивного магматизма, :ледить все этапы становления этих структур и уточнить место юго процесса в общей цепи геодинамических событий того 1ени.
4. Дополнительным надежным фактором фиксации инамических деструктивных и конструктивных геодинамических ановок служат также и вулканические аппараты, характерные
для рифтогенных, или для инверсионно-орогенных этапов овления раннепротерозойских структур. Анализ морфологии, ава и строения вулканических сооружений, сложенных набором :анитов специфических лавовых, пирокластических и корневых тических типов, присущих этим альтернативным инамическим обстановкам, способствует надежной типизации сретных вулканогенных формаций и формационных рядов.
5. С учетом результатов палеовулканологичес* исследований было уточнено и строение всей Печенгской структу! в частности, решен многолетний спор о наличии так называем! "Южного крыла Печенги". Породы так называемого Компле] сланцеватых амфиболитов (КСА), участвующие в формирован синклинальных структур в южном обрамлении Печенги, гетероген по составу и структурной позиции. Значительная часть этих струкг сформирована базальтоидами - аналогами пород Северопеченгсю подкомплекса, в то время как другая часть сложена вулканита? близкими пикритоидам Южнопеченгского подкомплекса. 3 синклинали являются реликтовыми фрагментами формаций южн< крыла Северопеченгской вулкано-тектонической палеодепресо юго-западная часть которой была срезана шовной Южнопеченгск структурой. Отсюда следует вывод о длительном периоде развит Северопеченгской вулкано-тектонической палеодепрессии Южнопеченгского приразломного прогиба; южное крь палеодепрессии существовало на протяжении всего перш становления Южнопеченгского прогиба, вплоть до постменельск< времени, когда в результате скоротечного "схлопываш приразломного прогиба и опрокидывания пород южного крыла северо-восток структура приобрела современное асимметричг строение.
6. Наконец, решен вопрос о верхнем возрастном пред( становления Печенгской структуры. Установлен и-РЬ возр; посторогенной ассоциации субвулканических интрузий (1710 М включающей тела лампрофиров широкого спектра соста! (керсантиты, одиниты, камптониты), а также гипабиссальн интрузии трахидацитов, трахитов и ультракремнист феррориолитов (кагуситов). Ассоциация пород в составе триа (лампрофир - трахит - кагусит) характерна для всей систе] раннепротерозойских структур восточной части Балтийского щита целом можно констатировать, что появление этой ассоциации пор контрастного состава является не случайным эпизодом эволюционной истории раннепротерозойского магматизма регио] а фиксирует финальные стадии магматизма поздне-посторогенного этапов формирования Южнопеченгской структур* формационной зоны, как части всей Печенгской структуры и ¥ части всей масштабной системы раннепротерозойских структ Балтийского щита.
ЧСОК ОСНОВНЫХ ПУБЛИКАЦИЙ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ:
гографии:
1. Вулканиты раннего докембрия Кольского полуострова iac текстур и структур). JI.: Наука, 1980. 160 с. (в соавторстве с . Батиевой, А.П. Белолипецким, И.В.Бельковым и др.).
2. Вулканизм и седиментогенез докембрия северо-востока гийского щита. JI.: Наука, 1987, 185 с. (в соавторстве с
Предовским, В.А. Мележиком, В.И. Болотовым и др.).
3. Магматизм, седиментогенез и геодинамика Печенгской ¡рифтогенной структуры. Апатиты: изд. Кольского филиала РАН, >, 256 с. (в соавторстве с В.Ф. Смолькиным, [. Митрофановым, A.A. Аведисян и др.)
Другие публикации:
1. К геологии южной структурной зоны Печенгского <линория // Материалы по геологии и металлогении Кольского [. Апатиты: изд. Кольского филиала АН СССР, 1970. С. 60-66 (в ¡торстве с И.В. Никитиным, Л.И. Увадьевым и Штительманом).
2. О взаимоотношении древних и среднепротерозойских ктур в юго-западной части Печенгского синклинория // ериалы по геологии и металлогении Кольского п-ва. Апатиты:
Кольского филиала АН СССР, 1972, В. 3. С. 18-24 эавторстве с А.Т. Радченко, H.A. Кравцовым и В.Г. Загородным).
3. Проявления субсеквентного вулканизма умеренно-кислого ава на заключительных этапах развития Печенгской структурной ,1 // Материалы по геологии и металлогении Кольского п-ва. гиты: изд. Кольского филиала АН СССР, 1972, В. 4. С. 105-113.
4. Содержание рудных минералов и физические свойства ад продуктивной толщи печенгской серии // Материалы по огии и металлогении Кольского п-ва. Апатиты: изд. Кольского нала АН СССР, 1972, В. 4. С. 79-83 (в соавторстве с . Одинцом и В.А. Тюремновым).
5. Порьиташская вулканогенно-осадочная толща в разрезе >д печенгской серии // Литология и осадочная геология :мбрия. Труды X Всесоюз. Литол. Совещ., М.: изд. АН СССР, . С. 128-131.
6. Петрофизическая характеристика пород участка Paftcoai // Региональная геология, металлогения и геофизика. Апатиты: i Кольского филиала АН СССР, 1974. С. 118-122 (в соавторств' О.Г. Столовой и В.А. Тюремновым).
7. Карбонаты из вулканогенных и туфогенно-осадочь пород Печенгского синклинория // Материалы по минерало: Кольского полуострова. JI.: Наука, 1974. С. 46-54 (в соавторств В.Н. Макаровым).
8. Комплекс сланцеватых амфиболитов-метавулкани южной зоны Печенгской структуры // Петрология, минералоги; геохимия. Апатиты: изд. Кольского филиала АН СССР, 1974. С. 113 (в соавторстве с А.Т. Радченко и H.A. Кравцовым).
9. Кора выветривания и продукты ее переотложения основании Печенгского комплекса // Региональная геолог металлогения и геофизика. Апатиты: изд. Кольского филиала СССР, 1974. С. 36-44 (в соавторстве с H.A. Кравцовым).
10. Палеоигнимбриты Печенгского синклинория // Геоло и геохимия метаморфических комплексов. Апатиты: изд. Кольск филиала АН СССР, 1975. С. 85-94.
11. Специфические черты вулканизма заключительных эта] развития Печенгского синклинория // Вулканизм докембр Петрозаводск: изд. Карельского филиала АН СССР, 1976. С. 65-69
12. Петрофизическая характеристика пород Печенгс Аллареченского района // Петрофизическая характерист] советской части Балтийского щита. Апатиты: изд. Кольск филиала АН СССР, 1976. С. 70-75 (в соавторстве с О.Г. Столово:
B.А. Тюремновым).
13. Среднепротерозойский вулканизм Кольского полуостр // Глубинное строение, магматизм и металлогения Тихоокеанс] вулканических поясов. Владивосток: издание ДНЦ АН СССР, 1S
C. 252-253 (в соавторстве с М.Т. Козловым).
14. Некоторые особенности среднепротерозойск вулканизма на примере Печенгской вулкано-тектоничес! структуры // Глубинное строение, магматизм и металлоге] Тихоокеанских вулканических поясов. Владивосток: издание Д АН СССР, 1976. С. 338-340.
15. Разрезы вулканитов печенгской и южно-печенгской серий Стратиграфические подразделения докембрия Кольского
уострова и их корреляция. Апатиты: изд. Кольского филиала АН 2Р, 1978. С. 108-113 (в соавторстве с H.A. Кравцовым и Л.П. солаевой).
16. Базальты конечных этапов развития вулканизма .енгской структуры // Вулканология и сейсмология, 1979, N 6. 00-108 (в соавторстве с H.A. Кравцовым и Л.П. Николаевой).
17. Фациальные типы метавулканитов заключительных стадий 5ития Печенгского синклинория // Первичная природа и :имия метаморфических пород докембрия Кольского уострова. Апатиты: изд. Кольского филиала АН СССР, 1979. ¡2-63.
18. Особенности картирования среднепротерозойской енгской вулкано-тектонической структуры // Методы гавления палеовулканологических карт. Новосибирск. Наука, ). С. 96-103 (в соавторстве с H.A. Кравцовым и . Николаевой).
19. Контрастная пикрит-базатьт-риолитовая формация ночительных этапов формирования печенгской серии // Труды регионального петрографического совещания. Днепропетровск, ). С. 96-97.
20. Тектоника ядерной части Печенгской структуры // юнальная тектоника раннего докембрия СССР. Л. Наука, 1980.
0-87 (в соавторстве с Л.П. Николаевой).
21. Особенности вулканизма протерозойской Печенгской 'ктуры // Бюлл. МОИП, 1980, вып.1. С. 120-131.
22. Основные вулканиты Кольского полуострова. Печенгский саногенный комплекс // Магматические формации раннего змбрия, т. III. М.: Недра, 1980. С. 38-50 (в соавторстве с
Загородным и В.В. Сидоренко).
23. Опыт картирования раннепротерозойской кальдерной сано-тектонической структуры // ЭИ ВИЭМС, М., 1982, в. 2.
1-7 (в соавторстве с И.В. Давиденко, П.М. Горяиновым, I. Пушкиным и Л.С. Смольковым).
24. Влияние вулканизма на формирование осадков :непанареченской подсвиты // Бассейны седиментации и зоны санизма докембрия Кольского региона. Апатиты: изд. Кольского нала АН СССР, 1983. С. 39-60 (в соавторстве с . Атамановой).
25. Положение панареченской свиты в разрезе Печенгс Варзугского пояса // Геология докембрия Кольского полуостр Апатиты: изд. Кольского филиала АН СССР, 1984. С. 96-(в соавторстве с Г.Ю. Пушкиным и Н.Б. Бекасовой).
26. Расслоенные никеленосные интрузивы и вулканичес серии Печенги // Очерки физико-химической петрологии. Вып. М.: Наука, 1984. С. 39-63 (в соавторстве с A.A. Маракушев Н.И. Безменом и В.Ф. Смолькиным).
27. Генезис жерловых тел магмокластических пород контакте продуктивной толщи Печенги // Изменение напряжен деформрикованного состояния и свойств пород в массиве отработке месторождений полезных ископаемых. Апатиты: i Кольского филиала АН СССР, 1985. С. 74-82.
28. Вулканиты муджиерит-трахитовой формации Печенгской вулкано-тектонической палеодепрессии // Изв. СССР, сер. геол., 1986, N1. С. 18-29 (в соавторстве Ю.Д. Пушкаревым и М.П. Кравченко).
29. Раннедокембрийские инверсионные и ороген] формации среднекислого состава Карело-Кольского региона Формационный анализ метаморфических комплексов докембр Апатиты: изд. Кольского филиала АН СССР, 1986. С. 32 (в соавторстве с Б.В. Гавриленко).
30. Вулкано-тектоническая структура в центральной ча Печенгско-Варзугского вулканического пояса (Кольский полуостр // ДАН СССР, 1986, т. 287, N 6. С. 1461-1464 (в соавторств Г.Ю. Пушкиным).
31. The Petrology of nickel-bearing intrusion and volcanic serie Pechenga (the Kola Peninsula ) // Metallogeny of basic and ultrab rocks (regional presentations). Theophrastus publications S.A., Ath( 1986, p.359-389 (в соавторстве с A.A. Маракушевым, Н.И. Безме! и В.Ф. Смолькиным).
32. Формационная принадлежность ультрабазито) вулканитов докембрия // Магматизм, метаморфизм и геохроноло докембрия Восточно-Европейской платформы. Тезисы докл. регионального петрографического совещания по Европейской ча СССР. Петрозаводск, 1987. С. 98-99 (в соавторстве A.A. Предовским, A.A. Жангуровым и Ж.А. Федотовым).
33. Новое в изучении минерально-сырьевых ресурсов рманской области. Апатиты: Препринт, изд. Кольского филиала
СССР, 1988, 43 с. (в соавторстве с В.З. Негруцей, . Борисовым, В.Ф. Смолькиным и др.).
34. Пороярвинская вулканокупольная структура в снопеченгской зоне (Кольский полуостров // Бюлл. МОИП, 1988, 63, вып. 5. С. 98-107 (в соавторстве с Б.В. Гавриленко и
Федотовым).
35. Пикритовые шаровые лавы в разрезе раннедокебрийских канитов Печенгской структуры // ДАН СССР, 1989, 305, N 4. )56-962 (в соавторстве с Ж.А. Федотовым).
36. Ультракислые породы в разрезе вулканитов печенгской ии // БМОИП, отд. геол., 1989, т. 64, в. 4. С. 134.
37. Геология и геохимия интрузивных магмокластических к Печенги // БМОИП, отд. геол., 1990, т. 65, в. 5. С. 90-101.
38. Палеоигнимбриты и кагуситы в вулканических породах енгской формации // Известия выс. учеб. заведений (Геология и зедка), 1990, N 11. С. 26-33.
39. Возраст нижней вулканической свиты Печенгской /ктуры // Изотопное датирование эндогенных рудных формаций. :в, 1990. С. 92-94 (в соавторстве с Ю.А. Балашовым,
1. Митрофановым и Ж.А. Федотовым).
40. The lower volcanogenic sequence of the Pechenga structure // >chronology and genesis of layered basic intrusions, volcanites and lite-gneisses of the Kola Peninsula, Apatity. P. 21-24 (в соавторстве с К. Балашовым, Ф.П. Митрофановым и Ж.А. Федотовым).
41. Эруптивная брекчия кагусит-базальтового состава в (нем протерозое Печенги // Бюлл. МОИП, 1991, т. 66, вып. 5. 06-110 (в соавторстве с Ю.А. Астафьевым и Г.В. Козловой).
42. Proterozoic mafic and related rocks of the Eastern noscandia several tectonic settings. Abstracts. 29th IGC, Kyoto, Japan,
2, p. 98-99 (в соавторстве с A.E. Романько и Е.А. Тереховым).
43. Rb-Sr-датирование нижней вулканогенной толщи гнгского комплекса (Кольский полуостров) // Геохимия, 1993,
12. С. 1769-1774 (в соавторстве с Ю.А. Балашовым и l Федотовым).
44. Эволюция вулканизма рудоносной печенгской структуры льский полуостров) // Геол. рудн. месторожд., 1993, т. 35. С. 271-
45. Pechenga area, Russia - Part 1: geological setting comparison with Pasvik, Norway // Trans. Instn. Min. Metall. (Sect Appl. earth sci.), 1994, 103, p. 129-145 (в соавторстве с V.A. Ме1ег K.A.Hudson-Edwards, L.-P. Nilson).
46. Local level of unique volcanic rocks in the Pechenga vole succession and its significance in ore formation (Kola Peninsula, Russi Abstracts. 16th General Meeting of the International Mineraloj Association. Pisa, 1994, p. 380-381.
47. Geology of the Poritash volcanic Centre: new results Geology of the Eastern Finmark-Western Kola Peninsula region. Spe Publication 7. Special Publication 7. Trondheim, 1995, p. 111-116.
52. Stratigraphic position, geochemistry and genesis of vole; associations of the Early Proterozoic Pechenga area // Geology of Eastern Finmark-Western Kola Peninsula region. Special Publicatioi Trondheim, 1995, p. 93-110 (в соавторстве с В.Ф. Смолькины? В.А. Мокроусовым).
53. О пикритовом вулканизме в Южно-Печенгс структурно-формационной зоне (Кольский полуостров) // БМ01 1995, т. 70, в. 6. С. 28-38.
54. Стратиграфия и вулканизм раннепротерозойс Печенгской структуры (Кольский полуостров). // Стратигра4 Геологическая корреляция, 1996, т. 4, N 1. С. 82-100 (в соавторе со В.Ф. Смолькиным, Ф.П. Митрофановым и В.А. Мокроусовым)
55. Лампрофиры в раннепротерозойской Печенгс] структуре (Кольский полуостров) // ДАН, 1998 (в печа (в соавторстве с Ф.П. Митрофановым, Т.Б. Баяновой Н.В. Левкович).
56. О лампрофирах в раннепротерозойской Печенгс] структуре (Кольский полуостров) // Петрология, 1998 (в печа (в соавторстве с Т.Б. Баяновой и Н.В. Левкович).
57. Формационный анализ вулканогенных по; раннепротерозойской Печенгской структуры, Кольский полуост] // Проблемы магматической и метаморфической петрологии. 1 докл. на VIII научных чтениях памяти И.Ф. Трусовой, 14-16 а 1998 г. М.: МГГА, МОИП. С. 36.
-
Скуфьин, Петр Константинович
-
доктора геолого-минералогических наук
-
Москва, 1998
-
ВАК 04.00.08
- Раннепротерозойские вулканогенные формации Печенгско-Варгузского пояса как индикаторы геодинамических режимов
- Геология и золотоносность Южно-Печенгской структурной зоны
- Ранний докембрий северо-востока Балтийского щита
- Эволюция и эндогенные режимы метаморфизма раннего протерозоя
- Петрология и рудогенез коматиитовых и пикритовых ассоциаций раннего докембрия на примере северо-востока Балтийского щита
