Опыт формационного анализа вулканогенных пород раннепротерозойского Печенгско-Варзугского зеленокаменного пояса (северо-восток Балтийского щита)

Опыт формационного анализа вулканогенных пород раннепротерозойского Печенгско-Варзугского зеленокаменного пояса

П.К. Скуфьин

Геологический институт КНЦ РАН, Апатиты

Аннотация. На основании палеовулканологических, петрогеохимических и изотопно-геохимических исследований в различных структурно-формационных зонах Печенгской структуры выполнен формационный анализ вулканогенных пород этой структуры; при этом были расширены и обновлены латеральные и вертикальные вулканические формационные ряды. Установлена, с одной стороны, унаследованность состава и преемственность развития формаций и отдельных фрагментов формационных рядов в различных структурно-формационных зонах, а с другой стороны, доказаны автономные условия формирования многих латеральных формаций и формационных рядов. Типизация формационных рядов Печенгской структуры как части Печенгско-Варзугского зеленокаменного пояса позволила установить их цикличность. В рамках раннепротерозойского (карельского) мегацикла продолжительностью около 800 млн лет установлено четыре главных эндогенных тектоно-магматических цикла продолжительностью около 200 млн лет каждый: сумийский (2550-2325 млн лет), сариолийско-ятулийский (2325-2115 млн лет), людиковий-калевийский (2115-1905 млн лет) и свекофенно-вепсийский (1905-1700 млн лет). В пределах каждого из главных циклов выделяется ряд второстепенных эндогенных циклов.

Abstract. The formation analysis of the Pechenga volcanic rocks fulfilled in the paper has been based on the paleovolcanological, petrogeochemical and isotopic geochemical investigations. As a result of formation analysis, the new volcanic formations and formation sets have been found. And as a result of typification of volcanic formations and formation sets, the cyclic development of tectono-magmatic processes in the Early Proterozoic of the Baltic Shield has been established. The Karelian Endogenic Megacycle (pre-2550-1700 Ma) consists of four main tectono-magmatic cycles: Lapponian (pre-2550-2325 Ma), Sariolan-Jatulian (23252115 Ma), Ludicovi-Kalevian (2115-1905 Ma) and Svecofenno-Vepsian (1905-1700 Ma). Within the framework of each main endogenic cycle there are separate secondary endogenic cycles.

1. Введение

Исключительное значение для расшифровки сложной, многостадийной истории раннедокембрийских корообразующих процессов в восточной части Балтийского щита имеет изучение крупнейшей раннепротерозойской мегаструктуры Кольской субпровинции, формировавшейся на протяжении почти миллиарда лет - Печенгско-Варзугского зеленокаменного пояса (ПВП), в особенности его главного фрагмента -Печенгской структуры. На протяжении многих лет занимаясь изучением магматизма Печенги, автор всегда придерживался достаточно традиционного убеждения, что ключом к познанию геодинамической истории становления раннепротерозойских подвижных поясов Кольского региона является магматизм, который был индикатором геодинамических процессов в верхне-, средне- и нижнекоровых частях Кольского геоблока и сопровождал все этапы эволюции раннепротерозойских поясов - от их заложения, через начальные, зрелые и заключительные стадии развития, вплоть до полного отмирания этих долгоживущих структур.

2. Геология Печенгской структуры

В настоящее время Печенгская структура, видимо, является одной из наиболее изученных раннедокембрийских структур мира, что обусловлено наличием связанных с этой структурой крупных месторождений медно-никелевых руд, своеобразием ее геологического строения, обеспечившим ей приоритет перед остальными раннепротерозойскими структурами региона, а также доступностью и неплохой обнаженностью. Кроме того, Печенгская структура широко известна в геологических кругах благодаря заложению и проходке Кольской сверхглубокой скважины (СГ-3), которая по-прежнему остается самой глубокой в мире (12261 м) (Кольская сверхглубокая, 1984). Значительный вклад в изучение Печенгской структуры внесли В.Г. Загородный (1964), Г.И. Горбунов (1968), А.А. Предовский (1974), В.З. Негруца (1984), П.К. Скуфьин (1993), Ю.А. Балашов (1996) и др. В последние годы результатом труда большого коллектива геологов Кольского научного центра АН было утверждение гипотезы о ее интракратонном рифтогенном происхождении (Предовский и др., 1987; Эндогенные режимы..., 1991; Смолъкин, 1997).

Рис. 1. Схематическая геологическая карта Северопеченгской и Южнопеченгской структурно-формационных зон. Условные обозначения. 1 - вулканогенно-осадочные породы Южнопеченгского комплекса (1905-1700 млн лет); 2-6: вулканогенно-осадочные породы Северопеченгского комплекса (2550-1905 млн лет): 2 - вулканиты калевия (суппваарская и матертская вулканогенные свиты) (1980 ± 34 млн лет): а - шаровые и массивные лавы базальтового, реже пикритового состава; б - шаровые и массивные лавы базальтового состава; в - лавы и туфы кислого состава; 3

- продуктивная толща (ламмасская и ждановская туфогенно-осадочные свиты): а - туфогенно-осадочные породы; б

- породы габбро-верлитовой ассоциации; 4 - породы заполярнинской вулканогенной и лучломпольской осадочной свит (2114 ± 52 млн лет): а - осадки, б - вулканиты; 5 - породы оршоайвинской и пирттиярвинской вулканогенных свит, а также кувернеринйокской осадочной свиты (2214 ± 54 млн лет): а - осадки, б - вулканиты; 6 - породы маярвинской вулканогенной и телевинской осадочной свит (2324 ± 28 млн лет): а - осадки, б - вулканиты; 7 -супракрустальные породы неясного стратиграфического положения: а - гнейсо-сланцы, б - сланцеватые амфиболиты; 8 - гнейсо-гранитный комплекс архейского фундамента; 9 - плагиограниты и гранодиориты Каскельяврского и Шуонияврского массивов (1940 млн лет); 10 - микроклиновые граниты лицко-арагубского комплекса (1840 млн лет); 11 - габброиды каскамско-шуортинского интрузивного комплекса; 12 - оливиниты, гарцбургиты и бронзититы аллареченского комплекса; 13 - локальные вулканические центры в Южнопеченгской зоне: 1 - Северопороярвинский, 2 - Южнопороярвинский, 3 - Каплинский, 4 - Порьиташский, 5 - Брагинский; 14 -локальные вулканические центры в Северопеченгской зоне: 1 - Шуонийокский, 2 - Камагайокский, 3 -Форельноозерский, 4 - Соваярвинский, 5 - Матертский. I - Северная мульда, II - Южная мульда. Вертикальной штриховкой отмечен Пороярвинский приразломный троговый прогиб, контролировавший локализацию автономных вулканоцентров в Южнопеченгской зоне.

В левом верхнем углу - схемы расположения петрогеохимических разрезов для различных вулканогенных свит Северопеченгского комплекса: a - для маярвинской свиты; Ь - для оршоайвинской и пирттиярвинской свит; c - для заполярнинской свиты; d - для матертской и суппваарской свит.

Звездочкой на схемах отмечено положение Кольской сверхглубокой скважины (СГ-3).

Печенгская структура представляет собой асимметричный синклинорий площадью более 2000 км2, северная часть которого (Северопеченгская структурно-формационная зона) является фрагментом вулкано-тектонической палеодепрессии, заполненной вулканогенно-осадочными породами Северопеченгского комплекса мощностью около 11 км; юго-западная часть палеодепрессии срезана Южнопеченгской сгруктурно-формационной зоной - сублинейным шовным прогибом (рис. 1); мощность разреза супракрустальных пород Южнопеченгского комплекса достигает 5 км. На протяжении 850 млн лет Северо- и Южнопеченгская зоны были ареной проявления мощного эффузивного и интрузивного магматизма; первая при этом формировалась в интервале 2550-1905 млн лет, вторая - в интервале 1905-1700 млн лет. Разрез супракрустальных пород Северопеченгского комплекса сложен вулканогенными и осадочными образованиями пяти надгоризонтов: сариолия, нижнего ятулия, верхнего ятулия, людиковия и калевия. Вулканогенные и туфогенно-осадочные породы комплекса с размывом и угловым несогласием залегают на архейских гнейсах фундамента и снизу вверх разделяются на четыре мегаритма; в основании каждого мегаритма - осадочная свита, а в кровле -одна или две вулканогенные. Разрез комплекса формируют (снизу вверх): телевинская осадочная и маярвинская вулканогенная свиты сариолия, кувернеринйокская осадочная, пирттиярвинская и оршоайвинская вулканогенные свиты нижнего ятулия, лучломпольская туфогенно-осадочная и заполярнинская вулканогенная свиты людиковия, ждановская и ламмасская туфогенно-осадочные и матертская и суппваарская вулканогенные свиты калевия. В разрезе пород Северопеченгского комплекса отсутствуют образования сумийского возраста, столь распространенные в Имандра-Варзугской структуре. Однако вулканиты толеит-базальтового состава широко представлены в разрезе предположительно сумийской структуры Кеулик к юго-востоку от Печенги (Смолъкин и др., 1995); сумийский возраст (2500 млн лет) имеют и породы габбро-норитовой интрузии г. Генеральской в фундаменте Печенгской структуры (Bayanova, Smolkin, 1996). Как было установлено ранее (Загородный и др., 1964; Дук, 1977), породы Печенгской структуры метаморфизованы в условиях от пренит-пумпеллиитовой до амфиболитовой фаций, причем границы метаморфических зон пересекают стратиграфические границы. Степень изменения пород увеличивается с глубиной и по направлению к флангам структуры.

3. Формационный анализ вулканогенных пород Печенгской структуры

Формационный анализ как метод исследования геологических, в том числе и вулканических, формаций включает в себя два этапа - выделение формаций и их типизацию. Вулканические формации, как конкретные геологические тела, устанавливаются путем геологического картирования. Они представляют собой части стратифицированных разрезов, причем границы формаций обычно совпадают с границами конкретных свит или даже серий, поскольку и стратиграфические, и формационные подразделения отражают основные тектоно-магматические этапы развития территории.

Следующий этап формационного анализа - типизация формаций, включающая в себя сравнение выделенных формаций с образцами эталонных магматических серий. Если на первом этапе, при выделении вулканогенных формаций, принимаются во внимание характерные индивидуальные особенности, выделяющие ее из общего формационного ряда, то при типизации, наоборот, учитываются общие черты строения и состава формаций, устойчиво воспроизводимые в геологической истории и в геологическом пространстве. Именно типизация конкретной вулканогенной формации, отнесение её к эталонному генетическому типу дает возможность использовать эту формацию как индикатор геодинамических режимов и геотектонических обстановок. Еще эффективнее типизация не отдельных формаций, а вулканогенных формационных рядов, как вертикальных (временных), так и латеральных (пространственных).

На основании соотношения щелочей и кремнезема (Магматические горные..., 1987) выделяются магматические серии нормальной щелочности с гиперстен- и кварц-нормативными породами (толеитовая и известково-щелочная), субщелочная серия без модальных фельдшпатоидов и щелочная серия с модальными фельдшпатоидами. Обычно выделяют четыре генетических типа базальтов: толеитовые, известково-щелочные, субщелочные и щелочные; некоторые исследователи добавляют сюда еще пятый генетический тип - бонинитовые базальты. Кварц-нормативные фельзические породы также подразделяются на аналогичные четыре генетических типа: толеитовые, известково-щелочные, субщелочные и щелочные.

Детальные палеовулканологические и петрогеохимические исследования, проведенные автором в различных структурно-формационных зонах Печенгско-Варзугского пояса, а также исследования коллег (Предовский и др., 1987; Melezhik et al, 1994; Смолъкин и др., 1995) позволили на новом качественном уровне провести формационный анализ вулканогенных пород Печенгской структуры; при этом были существенно расширены и обновлены латеральные и вертикальные формационные ряды вулканитов Печенги. Для достижения поставленной цели последовательно решались следующие задачи:

1. Был выполнен литолого-фациальный анализ вулканогенных пород главных структурно-формационных зон Печенгской структуры, что позволило установить в пределах этих зон как отдельные

вулканические эруптивные центры, так и их системы, а также сформировавшие их комплексы заполнения. В процессе картирования выявленных эруптивных центров были установлены и расшифрованы элементы петрологического, стратиграфического и тектонического контроля, ответственные за их локализацию.

2. Комплексные геолого-палеовулканологические, петрогеохимические и изотопно-геохимические исследования вулканитов различных вулканических центров, вулканических областей и структурно-формационных зон Печенги позволили составить достоверные разрезы пород по отдельным комплексам, свитам и горизонтам в различных вулканических центрах и вулканических областях, в результате чего были установлены и охарактеризованы вулканические формации и формационные ряды, уточнены детали их строения в различных вулканических областях и зонах, составлены вертикальные и латеральные ряды формаций для Печенгской структуры. Всего в процессе исследований составлено 210 км детальных петрогеохимических разрезов, в результате чего в распоряжении автора оказалось более 1600 оригинальных полных химических анализов вулканитов региона и 211 спектров РЗЭ, а также около 3000 определений Си, N1, Со, Сг, V и других рудных элементов и более 1500 определений ЯЪ, 8г, Ва, У, 2г и №. Кроме того, совместно с коллегами из ГИ КНЦ Ю.А. Балашовым и Т.Б. Баяновой было проведено изотопно-геохимическое изучение, а также геохронологическое датирование ЯЪ-8г и и-РЪ изохронными методами печенгских вулканитов важнейших реперных уровней разреза Северопеченгского и Южнопеченгского комплексов.

3. Формационный анализ устанавливает связи между составом магматических формаций и геотектоническими обстановками (геодинамическими режимами) региона. Однако этим не исчерпывается информация, которую можно почерпнуть из анализа формаций и формационных рядов. Петрологические исследования магматитов, установление роли корового и мантийного материала в их образовании позволяют судить о сопутствующих преобразованиях в различных горизонтах земной коры. Прецизионные геохимические, изотопно-геохимические и геохронологические исследования важнейших типов и групп вулканических пород позволили типизировать и коррелировать отдельные вулканические формации и формационные ряды, установить их сериальный тип, типоморфные характеристики и специфические особенности, а также абсолютный возраст, в целях составления возрастных формационных рядов.

Рассмотрим характерные особенности выделенных формаций и формационных рядов вулканитов, а также проблемы их типизации, начиная с пород самой древней сариолийской маярвинской свиты.

Мощность вулканитов сариолия на Печенге достигает 1600 м. Представлены они породами маярвинской свиты, формирующими однородные покровы андезибазальтов, андезитов и дацитов, с признаками субаэральных условий излияния. Андезитоиды свиты относятся к кварц-нормативным гиперстен-авгитовым породам. Это магнезиально-железистые и низкоглиноземистые разновидности андезитов: содержание М^О в них колеблется в пределах 3-6 %, суммарное содержание Бе - 9-12 %, а глинозема - 12-15 %; в среднекислых и кислых породах свиты отмечается повышенное содержание ТЮ2 (около 1 %), не зависящее от содержания кремнекислоты (табл. 1). По критерию Ирвина и Барагара, 45 % андезитоидов свиты относятся к андезитам толеитовой серии и 55 % - к известково-щелочным андезитам. На спайдеграмме микроэлементов, нормализованных по ^МОЯВ (рис. 2А), для андезитоидов свиты видно, что, в сравнении с примитивными океаническими базальтами, эти породы обогащены легкими крупноионными литофильными элементами (К, ЯЪ, Ва, ТЬ, 8г), имеют небольшой избыток Се, Р, 2г, 8ш, а по содержанию Н, Т1, У и УЪ они близки ^МОЯВ; характерна отрицательная Та-аномалия. В целом спайдеграмма андезитоидов близка таковым для вулканитов активных континентальных окраин и островных дуг (Фролова, Бурикова, 1997) и мало напоминает спайдеграммы современных континентальных рифтов, одна из которых для сравнения приведена на рис.2А. Вулканиты свиты обогащены лантаноидами и характеризуются стабильными спектрами ЯЕЕ и слабо проявленной отрицательной Би-аномалией (рис. 3). На петрохимических диаграммах базальты и андезибазальты свиты попадают в поле известково-щелочных пород субдукционных обстановок юных островных дуг и коллизионных обстановок. Согласно диаграммам, для вулканитов нижней части разреза свиты характерны относительно высокие содержания М^ и Р205 при меняющихся соотношениях МпО и Т1О2. В вулканитах средней и верхней частей разреза, представленных более кислыми разновидностями пород, содержания М^, Т1О2 и Р205 падают при заметном росте содержаний А12О3; вероятно, это отражает растущую степень контаминации расплава материалом коры. ЯЪ-8г изохронный возраст андезитоидов свиты - 2324±28 млн лет; Ш. = 0.7042 (Ба^Иоу а1., 1990).

Таблица 2. Соотношение вулканитов различного состава (%) в разрезах пород маярвинской свиты

№ разрезов 1 2 3 4 5

Базальты 20 30 30 30 20

Андезибазальты 15 45 20 40 65

Андезиты и дациты 65 25 50 30 15

Примечание. Разрез №1 является самым западным, а №5 - самым восточным; остальные занимают промежуточное положение.

Таблица 1. Средние составы и нормы CIPW вулканитов Северопеченгского комплекса

1 п = 12 2 п = 13 3 п = 40 4 п = 21 5 п = 13 6 п = 5 7 п = 10 8 п = 24 9 п = 20 10 п = 20 11 п = 4 12 п = 19 13 п = 2

БЮ2 52.77 54.38 56.24 59.88 64.62 47.43 53.50 51.91 58.72 66.62 51.74 51.92 50.10

ТЮ2 1.09 0.87 1.00 1.07 0.93 3.55 1.58 1.94 1.42 0.90 1.06 1.98 2.59

А1203 14.48 12.16 14.31 13.40 14.67 8.50 12.91 13.92 15.47 14.17 13.57 14.00 14.70

Ре20з 2.38 0.49 2.99 2.90 4.85 5.60 6.53 8.99 6.12 4.14 5.21 6.80 13.39

БеО 9.97 10.37 7.96 7.33 3.19 11.64 6.19 7.18 4.14 3.00 8.40 9.01 7.11

МпО 0.19 0.16 0.16 0.18 0.08 0.23 0.18 0.17 0.11 0.07 0.19 0.20 0.08

Ы^О 8.11 8.74 4.63 3.19 0.84 13.83 5.27 4.82 2.18 0.70 5.65 4.96 2.41

СаО 6.34 8.86 7.43 6.47 1.42 8.57 6.17 4.48 2.28 1.28 9.39 6.28 2.68

^О 3.29 2.00 3.35 3.23 5.52 0.24 4.82 4.23 5.97 5.21 2.41 3.12 1.19

К2О 1.03 1.63 1.49 1.80 2.55 0.02 1.09 1.72 2.84 3.39 0.36 0.99 4.77

Р2О5 0.17 0.14 0.17 0.22 0.19 0.24 0.26 0.30 0.32 0.20 0.15 0.20 0.16

СО2 0.07 0.20 0.16 0.23 0.10 0.13 1.47 0.30 0.42 0.31 1.83 0.51 0.80

0.11 0.00 0.11 0.10 0.04 0.02 0.03 0.04 0.01 0.01 0.04 0.03 0.02

ТоМ 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00

- 1.15 6.78 14.86 18.88 4.09 3.89 3.20 6.83 19.40 8.28 6.34 12.51

Ог 6.08 9.62 8.79 10.62 15.55 0.12 6.02 10.15 15.98 21.01 2.12 5.84 28.15

АЬ 28.81 17.52 29.52 28.70 47.66 2.03 42.74 37.77 51.46 44.44 21.37 28.37 27.68

Ап 22.54 19.84 19.92 15.82 5.17 24.05 10.71 13.48 6.69 3.08 23.93 20.90 8.45

Ну 21.12 29.92 15.89 11.79 2.46 37.31 12.63 13.45 5.78 2.44 20.22 17.81 5.95

14.69 18.80 13.01 11.12 - 16.58 7.48 3.81 - - 9.97 5.46 -

О1 0.67 - - - - - - - - - - - -

Сс 0.16 0.45 0.16 0.52 0.23 0.23 3.41 0.68 0.91 0.71 4.16 1.16 1.38

Ар 0.40 0.33 0.40 0.52 0.45 0.57 0.62 0.71 0.76 0.47 0.36 0.47 0.38

11т 2.07 1.66 2.07 2.04 1.77 6.75 3.01 3.69 2.70 1.71 2.02 3.77 4.93

мг 3.46 0.71 3.46 4.21 7.05 8.27 9.49 12.06 8.89 6.02 7.57 9.88 15.57

Ак - - - - 0.78 - - - - 0.72 - - -

14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26

п = 2 п = 6 п = 39 п = 32 п = 16 п = 14 п = 20 п = 6 п = 15 п = 8 п = 31 п = 9 п = 2

БЮ2 63.36 44.30 50.24 50.03 48.99 50.60 50.17 45.84 45.60 45.85 52.59 51.93 48.56

ТЮ2 1.23 2.56 1.25 1.53 1.88 1.82 1.43 2.08 2.20 2.04 1.17 1.01 1.47

АЪОэ 14.38 8.93 15.08 14.36 13.50 13.38 13.55 8.80 7.39 8.92 13.73 14.28 16.43

Ре2Оэ 5.24 6.27 3.48 2.98 4.43 2.98 2.08 4.00 3.67 3.57 3.61 3.47 1.69

БеО 4.05 11.67 10.23 12.01 11.45 12.32 11.48 11.64 13.01 11.09 8.99 7.39 13.54

МпО 0.07 0.22 0.19 0.14 0.17 0.23 0.21 0.19 0.19 0.18 0.16 0.16 0.24

Ы^О 0.51 18.38 7.18 8.39 8.02 5.85 8.28 12.81 17.29 13.85 6.32 7.33 6.88

СаО 1.13 2.58 9.35 7.39 8.14 9.80 9.50 10.32 9.53 10.26 9.95 10.97 5.03

^О 6.01 0.11 2.24 2.09 3.04 2.74 2.88 0.13 0.51 0.15 2.29 2.03 2.58

К2О 3.66 0.21 0.30 0.34 0.20 0.15 0.28 0.12 0.09 0.10 0.42 0.53 3.58

Р2О5 0.26 0.27 0.13 0.10 0.18 0.13 0.14 0.22 0.26 0.20 0.12 0.11 0.00

СО2 0.07 4.40 0.29 0.52 0.00 0.00 0.00 3.45 0.18 3.55 0.55 0.68 0.00

^ 0.03 0.10 0.04 0.12 0.00 0.00 0.00 0.40 0.08 0.24 0.10 0.11 0.00

ТоМ 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00

11.22 6.46 1.42 3.72 - - 0.48 9.84 - 7.29 6.18 5.27 -

Ог 22.60 1.24 1.77 2.01 1.18 0.89 1.53 0.71 0.53 0.59 2.48 3.13 23.73

АЬ 50.91 - 18.93 17.87 26.70 24.18 25.17 1.10 4.31 1.27 20.36 17.66 13.84

Ап 1.18 - 29.48 28.27 22.97 23.34 23.35 18.08 17.80 17.90 25.27 30.22 23.74

Ну 1.50 47.31 26.79 30.85 21.43 23.57 23.56 42.72 31.95 44.94 18.59 18.75 -

1.83 - 12.96 8.66 14.99 20.33 19.73 8.74 21.99 10.27 18.02 15.83 2.88

О1 - 12.61 - - 0.71 0.10 - - 12.83 - - - 30.55

Сс 0.16 3.93 0.88 1.14 - - - 7.85 0.45 7.98 1.25 1.59 -

Ар 0.64 0.64 0.31 0.24 0.38 0.31 0.33 0.52 0.62 0.47 0.28 0.24 -

11т 2.34 4.87 2.38 2.91 3.20 3.08 2.83 3.92 4.19 3.88 2.23 1.92 2.80

мг 7.61 9.11 5.08 4.33 8.44 4.30 3.02 6.52 5.33 5.41 5.24 5.39 2.46

Ак - 13.83 - - - - - - - - - - -

Вулканические свиты: 1-5 - маярвинская: 1 - магнезиальный субщелочной базальт; 2 - магнезиальный андезибазальт; 3 - андезибазальт; 4 - андезит; 5 -дацит; 6 -10 - пирттиярвинская: 6 - ферропикрит; 7 - субщелочной базальт; 8 - муджиерит; 9 - железистый трахиандезит; 10 - железистый дацит; 11-14 -оршоайвинская: 11 - базальт; 12 - ферробазальт; 13 - муджиерит; 14 - железистый трахит; 15-17 - заполярнинская: 15 - ферропикрит; 16,17 - базальты, соответственно, нижней и верхней частей свиты; 18-23 - матертская: 18,19,20 - базальты, соответственно, нижней, средней и верхней частей свиты; 21,22,23 - ферропикриты, соответственно, нижней, средней и верхней частей свиты; 24-26 - суппваарская: 24,25 - базальты, соответственно, нижней и верхней частей свиты; 26 - эссекситовый габбро-долерит

1  0.7: 0А

!

/ГЧ ,Гч> // Ъ Ал

V. и \ >

У

3] к (

№ Ва ТГ.

'N1) Се

НГ Эт "?ЦУ УЬ

Рис. 2. Спайдеграммы микроэлементов, нормализованных по М-МОИБ, для вулканитов маярвинской (А) и пирттиярвинской (Б) вулканогенных свит. А. 1,2 - маярвинская свита: 1 - андезибазальт; 2 - андезит. Врезка - спайдеграмма микроэлементов, нормализованных по К-МОКБ, для базальтов современного континентального рифта Рио-Гранде (Фролова, Бурикова, 1997).

Б. 1-4 - пирттиярвинская свита: 1 - пикробазальт; 2 -муджиерит; 3 - трахиандезит; 4 - дацит. Врезка -спайдеграмма микроэлементов, нормализованных по N МОКБ, для четвертичных базальтов и андезибазальтов вулканического пояса Анд (Фролова, Бурикова, 1997).

ч^Л

Рис. 3. Спектры РЗЭ, нормированных к хондриту,

для вулканитов Северопеченгского комплекса. I - андезибазальты маярвинской свиты; II -пикробазальты, муджиериты и трахиандезиты пирттиярвинской свиты; III - базальты заполярнинской свиты; IV-VIII - вулканиты матертской свиты: IV -базальты; V - ферропикриты нижних частей разреза; контуром обведено поле ферропикритов средних частей разреза; VI - ферропикриты верхних частей разреза; контуром обведено поле ферропикритов средних частей разреза; VII - обломки вулканитов из спекшегося туфоагломерата Горизонта

дифференцированных пород (ГДП): эвкрит, феррориолит, кагусит, щелочной ферробазальт титанистый; VIII - базальты суппваарской свиты.

Детальные петрогеохимические исследования показали, что вулканические формации маярвинского времени в различных структурно-формационных зонах имеют различный состав, объем и фациальные характеристики. Это дало возможность автору составить латеральный ряд формаций (табл. 2, рис. 1а), уточнить их содержание и принять усредненную характеристику состава отдельных формаций, наиболее адекватно отражающую разрез вулканитов маярвинской вулканогенной свиты. Так, на западе структуры маярвинская свита сложена вулканитами базальт-андезит-дацитовой формации (рис. 1а, разрез 1), в центральной части - породами базальт-андезибазальт-андезитовой (рис. 1а, разрезы 2,3), а на востоке -вулканитами базальт-андезибазальтовой формации (рис. 1а, разрезы 4,5). В целом вулканиты маярвинской свиты сариолия представлены породами нормальной щелочности и относятся к дифференцированному, непрерывному по кремнекислотности формационному типу; вулканиты свиты формируют протяженную бонинитовую пикpoбaзaльт-Mg-бaзaльт-aндeзибaзaльт-aндeзит-дaцитoвyю формацию. Породы этой формации идентифицируют низкую проницаемость коры в период заложения сариолийско-ятулийского прогиба; лишь в основании разреза свиты установлены покровы подщелоченных Mg-бaзaльтoв с содержанием Mg0 14-15 % и с суммарным содержанием щелочей 1-3 % (содержание К20 - до 1.6 %); этот горизонт субщелочных пород идентифицирует редуцированную рифтогенную стадию субщелочного глубинного магматизма; субщелочные породы сменились вверх по разрезу не менее глубинными

низкотитанистыми и высококремнеземистыми производными примитивной магмы, обогащенными некогерентными элементами и относящимися к продуктам дифференцированной бонинитовой серии.

Нижнеятулийские породы в разрезе Северопеченгского подкомплекса представлены осадками кувернеринйокской и вулканитами пирттиярвинской, а также оршоайвинской свит. Наибольшей мощности (порядка 2000 м) вулканиты обеих вулканогенных свит достигают в центральной части структуры (рис. 1); разрезы вулканитов пирттиярвинской и оршоайвинской свит здесь приблизительно равны по мощности и разделены горизонтом туфоконгломератов и туфосланцев. Наиболее представительный разрез вулканитов пирттиярвинской свиты в районе г. Оршо-айви (рис. 1b, разрез 2) имеет следующие соотношения пород (%): ферропикриты (2), муджиериты (45), трахиандезиты (25), Fe-трахиты (10), трахидациты (15), дациты (3). Оршоайвинская свита сложена мощными (до 50 м) покровами массивных, реже пиллоу-лав ферробазальтового состава, с небольшими прослоями туфов среднекислого состава; помимо лавовых покровов, а также пластов пирокластолитов, среди вулканических образований оршоайвинской свиты были зафиксированы субизометричные вулканические купола поперечником в десятки и первые сотни метров, сложенные железистыми трахитами и трахидацитами. Усредненный разрез вулканитов оршоайвинской свиты в районе г. Оршо-айви (рис. 1b, разрез 2) имеет следующие соотношения пород (%): ферробазальты (65), щелочные базальты (5), муджиериты (10), трахиандезиты (5), Fe-трахиты (15).

По химизму (табл. 1) вулканиты пирттиярвинской и отчасти оршоайвинской свит относятся к субщелочной серии, что определяет своеобразие эволюции этих пород, приводящей на ранних этапах формирования разреза вулканитов к появлению ферротрахибазальтов (муджиеритов) и ферротрахиандезитов, а на заключительных этапах - к образованию ферротрахитов, ферротрахидацитов и ферродацитов.

На спайдеграмме микроэлементов, нормализованных по N-MORB (рис. 2Б), для субщелочных пород пирттиярвинской свиты видно, что эти породы во многом близки андезитоидам маярвинской свиты. В сравнении с примитивными океаническими базальтами, вулканиты свиты, в особенности муджиериты, обогащены легкими крупноионными литофильными элементами (К, Rb, Ba, Th, Sr), заметно обогащены Nb, Ce, P, Zr, Hf, Ti, Sm, а содержания Y и Yb резко колеблются; отрицательная Та-аномалия слабее проявлена, чем в маярвинских андезитоидах. В целом спайдеграмма пород свиты близка некоторым вулканитам активных континентальных окраин и островных дуг (Фролова, Бурикова, 1997). Вулканиты свиты, по сравнению с маярвинскими андезитоидами, сильнее обогащены лантаноидами и характеризуются стабильными спектрами REE, сходными со спектрами маярвинских пород, и слабо проявленной отрицательной Eu-аномалией (рис. 3). На петрохимических диаграммах фигуративные точки средних составов вулканитов пирттиярвинской свиты попадают в поля пикритов, базальтов, гавайитов, муджиеритов, андезитов, дацитов и трахиандезитов. При этом характерно, что каждой петрохимической разновидности пород с нормальным содержанием щелочей соответствует примерно равный по кремнекислотности аналог с повышенной щелочностью. Составы базальтоидов оршоайвинской свиты попадают в поля базальтов, субщелочных базальтов и гавайитов, а составы фельзических пород - в поле трахитов. По критерию Ирвина и Барагара 90 % вулканических пород этих свит относятся к вулканитам толеитовой серии и лишь 10 % - к известково-щелочной. На диаграммах точки составов обеих свит формируют два частично перекрывающихся поля: более щелочных и более железистых пород. Точки более щелочных базальтов нижней пирттиярвинской свиты попадают в поля щелочных базальтов, а также базальтов коллизионных обстановок, в то время как базальты оршоайвинской свиты попадают в поля внутриплитных базальтов. Подобная двойственность петрохимических характеристик базальтов верхней и нижней вулканогенных свит нижнего ятулия отражает постепенное изменение геодинамической обстановки в связи с наступающим переходом от орогенного дифференцированного субщелочного вулканизма ятулийского времени к рифтогенному примитивному базит-гипербазитовому вулканизму начальных этапов заложения людиковий-калевийского прогиба (однородный толеит-базальтовый вулканизм заполярнинской и матертской вулканогенных свит). Rb-Sr изохрона вулканитов пирттиярвинской свиты отвечает возрасту 2214 ± 54 млн лет; IR = 0.7035 (Балашов, 1996). Детальные петрогеохимические исследования позволили составить латеральный ряд формаций и для нижнеятулийских вулканитов (табл. 3, рис. 1b). На западе Печенгской структуры (рис. 1b, разрез 1) вулканиты этого уровня представлены лишь пирттиярвинскими породами трахиандезитовой формации, на северо-западе (рис. 1b, разрезы 2) - породами ферробазальт-муджиерит-трахиандезит-трахидацитовой (пирттиярвинская свита) и ферробазальт-щелочной базальт-трахитовой формаций (оршоайвинская свита), в центре (рис. 1b, разрезы 3,4) - породами ферробазальт-муджиерит-трахиандезит-трахидацитовой (пирттиярвинская свита) и ферробазальт-щелочной базальт-муджиерит-трахитовой (оршоайвинская свита) формаций, и на востоке (рис. 1b, разрез 5) - вулканитами муджиерит-трахиандезит-трахидацитовой (пирттиярвинская свита) и ферробазальтовой (оршоайвинская свита) формаций.

Таблица 3. Соотношение вулканитов различного состава (%) в разрезах пород пирттиярвинской и оршоайвинской свит Северопеченгского комплекса

№ разрезов Пирттиярвинская свита Оршоайвинская свита

Ферробазальты и пикробазальты Муджи-ериты Трахи-андезиты Трахи-дациты Ферробазальты Щелочные базальты Муджи-ериты Трахиты

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

Примечание. Разрез № 1 занимает самое западное положение в структуре, а разрез № 5 - самое восточное; остальные разрезы занимают промежуточное положение.

В целом нижнеятулийские вулканиты формируют протяженную пикробазальт-ферробазальт-муджиерит-трахиандезит-трахидацитовую и контрастную ферробазальт-муджиерит-трахитовую формации (соответственно, пирттиярвинская и оршоайвинская свиты). По общему химизму вулканогенные породы сариолия и нижнего ятулия, имеющие, по всем признакам, мантийно-коровый генезис, близки среднекалиевым андезитам фанерозоя и более всего напоминают андезиты толеитовых островодужных серий (Jakes and Gill, 1972), в частности, породы базальт-андезитовых и андезито-базальтовых ассоциаций фанерозойских энсиматических дуг, таких, как дуга Тонга-Кермадек, Марианская и др., для которых в настоящее время доказывается влияние сиалического корового материала на генезис расплава. В разрезах этих островодужных серий наряду с андезитами толеитовой серии, отличающимися повышенной магнезиальностью, железистостью, избытком Ni, Cr и дефицитом щелочей, Ba, Zr, REE, отмечена солидная доля андезитов известково-щелочной серии, а также субщелочных и щелочных пород, обогащенных титаном, барием, цирконием и редкими землями, в особенности лантаноидами. По данным Т. Бревера и Д. Дэли (Brewer and Daly, 1997), значение .sNd для вулканитов сариолия и нижнего ятулия колеблется в пределах от -3 до -6, что эквивалентно значению этого показателя в архейском фундаменте того времени; это указывает на непосредственное участие корового материала в формировании разреза вулканитов сариолийско-нижнеятулийского времени. В то же время в основании разреза вулканитов пирттиярвинской свиты необходимо отметить присутствие примитивных пикробазальтов с содержанием MgO в пределах 11-13 %, с высоким содержанием Ni (300350 г/т) и Cr (1200-1500 г/т); подобные пикробазальты, которые могут быть непосредственными выплавками из мантии, возможно, представляют собой исходные материнские расплавы для вулканитов нижнего ятулия, относительно быстро проникшие на поверхность в условиях высокой проницаемости сиалической коры в момент инициального энергетического импульса.

Интенсивные процессы рифтогенеза на границе ятулия и людиковий-калевия связаны с заложением крупного людиковий-калевийского прогиба, частично унаследовавшего положение более древнего сариолийско-ятулийского прогиба. Базит-гипербазитовый вулканизм рифтогенного этапа развития прогиба зафиксирован в мощных разрезах базит-гипербазитовых пород вулканических формаций заполярнинской, матертской и суппваарской вулканических свит.

Заполярнинская вулканическая свита сложена породами двух вулканогенных подсвит примерно равной мощности, которые разделены маломощным горизонтом (до 70 м) туфопесчаников и туфосланцев, имеющих примесь пирокластики основного и среднекислого состава. Разрез обеих подсвит суммарной мощностью до 1.6 км подсечен к востоку от оз. Лучломполо структурными буровыми скважинами. В основании первой подсвиты залегают 3 маломощных покрова рассланцованных ферропикритовых лав, превращенных в хлорит-актинолитовые сланцы. Породы эти представляют первый уровень проявления продуктов людиковий-калевийского ферропикритового вулканизма.

Наиболее полный разрез свиты вскрыт скважиной СГ-3; здесь ее разрез мощностью более 1800 м представлен вулканитами нижней и верхней подсвит. В основании разреза нижней подсвиты в интервале 4647-4616 м залегает горизонт интенсивно рассланцованных лав и пирокластолитов ферропикритового состава, превращенных в тальк-тремолит-хлоритовые сланцы. Далее в интервале 4615-3765 м скважиной вскрыт однообразный по строению разрез вулканитов, сформированный базальтовыми лавовыми покровами мощностью от единиц до десятков метров, а также силлами аналогичного состава мощностью до 10-15 м. Горизонт туфогенно-осадочных углеродистых сланцев в интервале 3764-3682 м сложен многочисленными часто переслаивающимися слойками алевропелитовых и алевролитовых углеродистых туфосланцев, алевритовых и псаммит-алевритовых туфопесчаников, с обломками вулканитов основного

и среднекислого состава, причем туфопесчаники основного состава приурочены к основанию горизонта. Далее в интервале 3681-2822 м разрез верхней подсвиты сложен покровами массивных и шаровых лав

г з §2

мощностью до 50 м, а также прослоями гиалокластитов приуроченными к верхним частям разреза подсвиты.

Средние химические и нормативные минеральные составы основных типов вулканитов приведены в табл. 1. Из таблицы видно, что ферропикриты в разрезе свиты (табл. 1, кол. 15) отличаются пониженной кремнекислотностью, высокой титанистостью и железистостью и чрезвычайно низким содержанием щелочей (Ыа20+К20 = 0.32 %). По нормативному минеральному составу ферропикриты свиты относятся к гиперстен- и кварц-нормативным разновидностям пород. Базальты свиты относятся к малощелочным умереннотитанистым и

умеренножелезистым кварц- и оливин-нормативным двупироксеновым толеитам (табл. 1). Базальты верхней подсвиты несколько обогащены, по сравнению со своими аналогами из нижней подсвиты, титаном и железом, но обеднены кремнекислотой, алюминием и щелочными землями (табл. 1, кол. 16,17). Известно, что примитивные океанические базальты содержат 10-11 % М^0 и 14-15 % А1203, а значение Fe0/Mg0 в них не превышает 0.7-0.9. В базальтах свиты баланс Fe и Mg резко сдвинут в сторону Fe: Fe0/Mg0 = 2, что говорит в пользу широкого фракционирования в промежуточных камерах. Спектры РЗЭ характеризуются плоским характером распределения редких земель (рис. 3), с некоторым обогащением лантаноидами, подобным спектрам редких земель базальтов переходного типа Т-М0ЯВ; Ьа/УЪ отношение в них колеблется в пределах 3.3-4.6, что на порядок превосходит аналогичное значение для базальтов №М0ЯВ. На спайдеграмме микроэлементов, нормализованных по N М0ЯВ (рис. 4А), для базальтов заполярнинской свиты видно, что, в сравнении с примитивными океаническими базальтами, эти толеиты обогащены легкими крупноионными литофильными элементами (ЯЪ, Ва, 8г), имеют небольшой избыток Ce и 14, а по содержанию К, Р, 2г, Щ У и УЪ они близки №М0ЯВ; для них характерна отрицательная Та-аномалия. На петрохимических диаграммах фигуративные точки вулканитов сконцентрированы в пределах

туфоаггломератов и лавобрекчий,

л

I /Ч

I/

Л

// \чь--

. , \ I ъ^^'-учу уь

Эг К РЬ Ва ТЬ Та ¡ЫЬ Се Р 1 г НГ Бт Т1 С=3

Рис. 4. Спайдеграммы микроэлементов, нормализованных по М-М0ЯВ, для вулканитов заполярнинской свиты (А) и матертской свиты (Б). А. 1,2 - базальты заполярнинской свиты: 1 -базальт; 2 - подщелоченный базальт. В правом углу - спайдеграмма микроэлементов, нормализованных по Ы-М0ЯВ, для базальтов современного континентального рифта Рио-Гранде (Фролова, Бурикова, 1997). Б. 1-5 - вулканиты матертской и суппваарской свит: 1 - базальт низов матертской свиты; 2 - базальт верхов матертской свиты; 3 - базальт суппваарской свиты; 4 -ферропикрит низов матертской свиты; 5 -ферропикрит верхов матертской свиты.

полей внутриконтинентальных базальтов. Основной эволюционный тренд базальтов - изменение соотношений Mg0 и Fe0 при относительной стабильности щелочей. Это отражает типичный для толеитовых расплавов процесс внутрикамерной кристаллизационной дифференциации. Вулканиты заполярнинской свиты представлены однородной толеит-базальтовой формацией, относящейся к недифференцированному толеитовому генетическому типу. Эти толеиты относятся к наименее глубинным малощелочным продуктам деплетированной мантии, контаминированным коровым материалом. ЯЪ-8г изохрона вулканитов свиты отвечает возрасту 2114±52 млн лет; 1Я = 0.7025 (Балашов, 1996).

К калевию на Печенге относится мощный разрез туфогенно-осадочных пород ждановской и ламмасской осадочных свит (суммарная мощность до 1100 м), а также вулканиты матертской и суппваарской вулканогенных свит (мощность этих свит составляет около 5500 м).

При формировании туфогенно-осадочных толщ, слагающих ждановскую и ламмасскую свиты, сохраняется наметившийся ранее состав ферропикрит-толеитбазальтового вулканизма, однако меняется характер генетических типов вулканитов: в разрезе значительную роль начинают играть пирокластолиты ферропикритового, и в меньшей степени толеит-базальтового состава. Помимо этого, в разрезе широко представлены гипабиссальные интрузии аналогичного состава: феррогаббро-долериты, габбро-долериты, ферробазальты, ферропикриты. Фельзический материал в матертских туфогенно-осадочных породах в виде многочисленных обломков пирокластики среднекислого и кислого состава, был отмечен автором в граувакковых псаммитовых песчаниках и гравелитах, приуроченных к нижним горизонтам

ждановской свиты. Этот факт свидетельствует в пользу значительных по масштабам проявлений фельзического вулканизма, синхронного времени отложения пород ждановской свиты. Туфы ламмасской свиты представлены титанистыми и малотитанистыми ферропикритами. Обе эти разновидности относятся к кварц-нормативным гиперстеновым породам, с заметной ролью ортоклаза в нормативном наборе полевых шпатов.

В результате анализа материалов, полученных в последние годы, в разрезе вулканитов калевия нами были выделены два крупных стратиграфических подразделения в ранге свит: матертская мощностью 3700 м и суппваарская мощностью 1700 м. В свою очередь матертская свита расчленяется на две вулканогенные толщи: нижнематертскую (ш^), мощностью 1600 м, и верхнематертскую (ш12), мощностью 2000 м; эти толщи разделены Горизонтом дифференцированных пород (ГДП) мощностью до 200 м. Наиболее представительный разрез вулканитов калевия приурочен к центральной, ядерной части структуры, где они согласно, с постепенным контактом залегают на осадочных породах ждановской и ламмасской свит; на западном фланге структуры вулканиты с угловым и стратиграфическим несогласием залегают на вулканитах нижнего ятулия. Площадь распространения вулканитов разделена крупными конседиментационными разломами на два блока синклинального строения: Северную мульду и Южную мульду (рис. 1). В направлении фланговых частей структуры мощности матертской и суппваарской свит постепенно сокращаются, однако на юго-восточном фланге структуры, в районе г. Тюльпвыд и оз. Песчаного, вулканиты суппваарской свиты прослеживаются в полосе развития пород так называемого Комплекса сланцеватых амфиболитов (КСА), уже в пределах Южнопеченгской структуры.

Палеовулканологический анализ пород этого уровня особенно результативен вследстие хорошей сохранности текстурно-структурных признаков вулканогенных пород. Если породы трех нижних вулканогенных свит печенгской серии метаморфизованы в фации зеленых сланцев, то степень метаморфизма матертских и суппваарских вулканитов не поднимается обычно выше пренит-пумпеллиитовой фации, усиливаясь лишь на флангах структуры; в связи с низкой степенью метаморфизма в породах сохраняется слабо измененное вулканическое стекло, а также первично-магматические титан-авгит, ромбический пироксен, керсутит, сфен, иногда реликтовые средне- и высокоосновные плагиоклазы.

Первая (нижняя) вулканогенная толща матертской свиты (ш^) сложена переслаивающимися покровами массивных и шаровых базальтовых лав, прослоями туфо- и лавобрекчий, туфоагломератов, туфов и гиалокластитов основного состава, а также туффитов, представляющих собой сульфидно-углеродистые сланцы различной степени зернистости. Среди базальтов широко распространены малокремнистые титанистые ферробазальты (эвкриты), в которых суммарное содержание железа достигает 20-22 %. К нижней и верхней частям разреза толщи приурочены расслоенные покровы и силлоподобные тела ферропикритового состава, нередко с вариолитовыми, глобулярными и закалочными текстурами и структурами, в том числе и со структурами типа спинифекс. Вулканогенные породы нижней толщи перекрываются маркирующим ГДП, который сложен высококремнеземистыми фельзическими пирокластолитами и палеоигнимбритами, а также покровами вариолитовых базальтов и пикробазальтов.

Вторая (верхняя) вулканогенная толща матертской свиты (ш12) сложена относительно однообразным набором генетических типов вулканитов; они представлены шаровыми и массивными базальтовыми лавами, гиалокластитами, редкими прослоями туфов и туффитов, а также пиллоу-лавами, туфолавами и пирокластолитами ферропикритового состава. Вулканизм времени формирования верхней толщи характеризовался автономными проявлениями в пределах Северной и Южной мульд, с образованием серии локальных субизометричных вулкано-тектонических (кальдероподобных) структур размером 0.5-4 км (рис. 1). Кальдероподобные структуры выполнены шаровыми и массивными базальтовыми лавами, пронизанными центриклинально залегающими коническими и серповидными гипабиссальными телами габбро-долеритов, а также эруптивных брекчий и туфоагломератов базальтового состава. По данным автора (Скуфъин, 1980), разрез свиты матерт на 93 % сложен базальтами и ферробазальтами, на 6 % - ферропикритами (1 % - пиллоу-лавы и 5 % - массивные лавы и гипабиссальные силлоподобные тела) и на 1 % - фельзическими пирокластолитами. По результатам палеовулканологического анализа, учитывавшего площадное распространение различных генетических типов вулканитов, в матертской подсвите на долю базальтовых пиллоу-лав приходится 35 %, а на долю массивных лав - 30 % мощности разреза, что корректирует данные М.С. Русанова (1981), считавшего, что базальтовые пиллоу-лавы слагают 40 % его мощности, а массивные - 47 %.

К концу матертского времени произошла резкая активизация движений по синвулканическим конседиментационным разломам, с преобладанием тангенциальных перемещений взбросо-надвигового характера, что привело к деформации пород матертской свиты и к приразломной складчатости. Вышележащие вулканиты суппваарской подсвиты почти не затронуты приразломной складчатостью. Разрез суппваарских пород отличается однообразным строением; на 60 % он сложен покровами базальтовых пиллоу-лав, а также покровами массивных лав, силлами габбро-долеритов и в незначительной степени прослоями и субвулканическими телами базальтовых лавокластитов и пирокластолитов.

Проведенные палеовулканологические исследования показали, что наибольшее развитие шаровых базальтовых лав в разрезе вулканитов матертской свиты приходится на центральную часть структуры, а к флангам их количество заметно сокращается. Лавовые покровы и гипабиссальные силлоподобные тела ферропикритового состава тяготеют к флангам структуры, к двум крупным эруптивным центрам пикритового вулканизма: Западному и Восточному.

Наконец, главнейшим и важнейшим проявлением магматизма в матертское время было внедрение более чем 206 дифференцированных интрузий так называемой габбро-верлитовой ассоциации, приуроченных почти исключительно к породам ждановской свиты. Среди этих интрузий 25 содержат промышленное Си-№ оруденение, 68 содержат значительные рудопроявления Си-№ руд, и 113 считаются безрудными (Зак и др., 1982).

Химические и нормативные минеральные составы пород матертской и суппваарской свит приведены в табл. 1. Из таблицы видно, что базальты матертской свиты (табл. 1, кол. 18-20) относятся к малощелочным умереннотитанистым и умеренножелезистым толеитам. При этом матертские толеиты имеют в своем составе и кварц-нормативные, и оливин-нормативные разновидности, в то время как суппваарские толеитовые базальты являются кварц-нормативными. Базальты суппваарской свиты (табл. 1, кол. 24-25) заметно обеднены, по сравнению со своими аналогами из нижней, матертской свиты, титаном и железом, но обогащены кремнекислотой, алюминием и щелочными землями. Отношение Fe0/Mg0 в матертских базальтах достигает 2-2.8, снижаясь в суппваарских базальтах до 1.4-1.7, что говорит в пользу более значительного фракционирования в промежуточных камерах в матертское время. Содержание таких когерентных элементов, как N1 и Сг, в базальтах матертской свиты невелико и колеблется, соответственно, в пределах 30-70 и 40-90 г/т, заметно возрастая в породах суппваарской свиты, соответственно, до 70-140 и 160-180 г/т, что приближается к содержаниям N1 и Сг в базальтах №М0ЯВ (N1 более 200 г/т и Сг - более 500 г/т). На спайдеграмме микроэлементов, нормализованных по ^М0ЯВ (рис. 4Б), для базальтов калевия видно, что, в сравнении с примитивными океаническими базальтами, эти породы обогащены легкими крупноионными литофильными элементами (ЯЪ, Ва, ТЬ, 8г), имеют некоторый избыток Ce, Р, Т1, но заметно обеднены калием, танталом и иттербием. Спайдеграммы базальтов людиковия и калевия аналогичны, однако более молодые породы матертской свиты, в сравнении с вулканитами заполярнинской свиты, заметно обеднены калием и танталом, а также иттербием; характерна отрицательная Та-аномалия толеитовых базальтов (но не ферропикритов).

Базальты матертской свиты имеют плоские спектры распределения ЯЕЕ (рис. 3), аналогичные спектрам базальтов переходного типа Т-М0ЯВ, причем базальты верхних частей разреза свиты, по сравнению со своими аналогами из её низов, обеднены ЯЕЕ, особенно ЬЯЕЕ. В то же время суппваарские базальты, сохраняя дефицит НЯЕЕ, заметно обогащены лантаноидами, подобно спектрам редких земель базальтов Е-М0ЯВ.

На петрохимических диаграммах вулканиты матертской свиты соответствуют базальтам, пикробазальтам и пикритам, в то время как породы суппваарской свиты представлены исключительно базальтами. Точки составов пород попадают в поля базальтов М0ЯВ, однако породы суппваарской свиты имеют характеристики базальтов океанических островов. В целом вулканиты калевия формируют укороченную ферропикрит - базальтовую (матертская свита) и однородную толеит-базальтовую (суппваарская свита) формации нормальной щелочности, относящиеся к недифференцированному толеит-базальтовому генетическому типу. ЯЪ-8г изохрона вулканитов матертской свиты отвечает возрасту 1980 ± 34 млн лет; 1Я = 0.7021 (Балашов, 1996).

Имеется существенное различие между оливин-нормативными титанистыми ферробазальтами и базальтами матертской свиты и кварц-нормативными, маложелезистыми, обогащенными основаниями, калием и ЬЯЕЕ двупироксеновыми базальтами суппваарской свиты. Формируя верхнюю часть разреза инициальных вулканитов людиковий-калевийского цикла, суппваарские базальты намечают переход к радикальной смене тектонического режима и к появлению мощных толщ малотитанистых пикритоидов, магнезиальных андезитоидов и фельзических пород сложного по составу вулканизма свекофенно-вепсийского возраста (Южнопеченгский осадочно-вулканогенный комплекс).

4. Обсуждение результатов

Таким образом, комплексные геолого-палеовулканологические, петрогеохимические и изотопно-геохимические исследования вулканитов различных вулканических областей и структурно-формационных зон Печенгской структуры позволили составить достоверные разрезы пород по отдельным комплексам, свитам и горизонтам, в результате чего были установлены и охарактеризованы новые вулканические формации и формационные ряды, уточнены детали строения ранее выделенных вулканических формаций, составлены вертикальные и латеральные ряды формаций.

Таблица 4. Вертикальные (временные) и латеральные формационные ряды _Пасвикской и Печенгской структур_

Главные эндогенные циклы ПАСВПКСКАЯ СТРУКТУРА ПЕЧЕНГСКАЯ СТРУКТУРА

Южнопеченгская зона

Свекофенно-вепсийский

Северопеченгская зона

Людиковий-калевийский

Сариолийско -ятулийский (2325-2115 млн лет) Протяженная субщелочная пикробазальт- ферробазальт-муджиерит-трахиандезит-трахидацитовая (Скогфосс) Протяженная бонинитовая базальт-андезибазальт-андезит-дацитовая (Беттьёрна) Контрастная субщелочная ферробазальт-муджиерит-трахитовая (оршоайвинская) II - ферробазальт-трахибазальт-муджиерит-трахитовая III - ферробазальт-трахибазальт-муджиерит-трахитовая IV - ферробазальт-трахибазальт-муджиерит-трахитовая V - ферробазальтовая Протяженная субщелочная пикробазальт-ферробазальт-муджиерит-трахиандезит-трахидацитовая (пирттиярвинская) I - базальт-трахиандезитовая; II - ферробазальт-муджиерит-трахиандезит-трахидацитовая; III - ферробазальт-муджиерит-трахиандезит-трахидацитовая; IV- ферробазальт-муджиерит-трахиандезит-трахидацитовая; V - муджиерит-трахиандезит -трахидацитовая Протяженная бонинитовая пикpoбaзaльт-Mg-бaзaльт-андезибазальт-андезит-дацитовая (маярвинская); I - пикробазальт-Mg-бaзaльт-aндeзибaзaльт-aндeзит-дaцитoвaя; II -Mg-бaзaльт-андезибазальт-андезит-дацитовая; III - Mg-бaзaльт-aндeзибaзaльт-андезит-дацитовая; IV - пикpoбaзaльт-Mg-бaзaльт -андезибазальт-андезитовая; V - Mg-бaзaльт-aндeзибaзaльт-aндeзитoвaя

Сумийский

Примечания.

1) Формации Пасвикской структуры - по данным В.А. Мележика (Melezhik et al, 1994).

2) Названия свит, соответствующих вулканогенным формациям, даны в скобках.

3) Нумерация разрезов вулканитов сариолийско-ятулийского цикла дана с запада на восток.

В монографии (Смолъкин и др., 1995), посвященной геологии Печенгской структуры, дается следующий ряд вулканических формаций Северо- и Южнопеченгского структурно-формационных комплексов (СФК).

Южнопеченгский СФК: Андезит-дацит-риолитовая (каплинская свита) = пикрит-базальт-андезитовая (менельская свита).

Северопеченгский СФК: Ферропикрит-базальтовая (матертская свита) = толеит-базальтовая (заполярнинская свита) = трахибазальтовая (пирттиярвинская свита) = андезитобазальтовая (маярвинская свита).

В результате проведенного автором формационного анализа получены в значительной степени расширенные и обновленные формационные ряды вулканитов Северо- и Южнопеченгских зон.

Южнопеченгский СФК: Контрастная субщелочная лампрофир-трахидацитовая (южнопеченгская субвулканическая ассоциация) = укороченная толеитовая ферробазальт-ферроандезитовая (кассесйокская туфогенно-осадочная свита) = протяженная известково-щелочная базальт-андезит-дацит-риолитовая (каплинская вулканическая свита) = укороченная толеитовая пикрит-пикробазальт-базальтовая (менельская вулканическая свита) = укороченная толеитовая пикрит-базальт-андезитовая (брагинская туфогенно-осадочная свита) = однородная известково-щелочная андезитовая (каллояврская туфогенная свита).

Северопеченгский СФК: Однородная толеит-базальтовая (суппваарская вулканическая свита) = однородная толеитовая ферропикрит-базальтовая (матертская вулканическая свита) = однородная толеитовая пикробазальтовая (ламмасская туфогенная свита) = однородная толеит-базальтовая (ждановская туфогенно-осадочная свита) = однородная толеит-базальтовая (заполярнинская вулканическая свита) = контрастная субщелочная ферробазальт-муджиерит-трахитовая (оршоайвинская вулканическая свита) = протяженная субщелочная пикробазальт-ферробазальт-муджиерит-трахиандезит-трахидацитовая (пирттиярвинская вулканическая свита) = протяженная бонинитовая пикpoбaзaльт-Mg-базальт-андезибазальт-андезит-дацитовая (маярвинская вулканическая свита).

Автором установлена, с одной стороны, унаследованность состава и преемственность развития формаций и отдельных фрагментов формационных рядов в различных структурно-формационных зонах, и даже в отдельных тектонических блоках этих зон, а с другой стороны, доказаны автономные условия формирования многих латеральных формаций и формационных рядов. Выполненный формационный анализ позволил составить таблицу вертикальных (временных) и латеральных формационных рядов для Печенгской, а также для соседней Пасвикской структур (табл. 4).

Типизация формационных рядов, а также комплекс геохимических и изотопно-геохронологических исследований позволили установить цикличность тектоно-магматических событий в раннем протерозое восточной части Балтийского щита, поскольку главной целью проведенного нами формационного анализа вулканизма Печенгской структуры и всего Печенгско-Варзугского пояса было установление эволюционной направленности и цикличности магматических проявлений в этом регионе, что способствовало бы выработке шкалы главнейших раннепротерозойских тектоно-магматических событий и составлению модели формирования подобных структур в Кольско-Карельском геоблоке.

Тектоно-магматические события в раннем протерозое Кольского региона развивались в течение единого карельского эндогенного мегацикла, в котором выделены четыре полных (главных) эндогенных цикла развития продолжительностью около 200 млн лет каждый: сумийский (2550-2325 млн лет), сариолийско-ятулийский (2325-2115 млн лет), людиковий-калевийский (2115-1905 млн лет) и свекофенно-вепсийский (1905-1700 млн лет) (табл. 4). В пределах каждого из главных циклов выделяется ряд малых эндогенных циклов. В Печенгской и Пасвикской структурах карельский структурно-вещественный комплекс включает в себя вулканогенные формации трех последних циклов развития; в Имандра-Варзугском комплексе в полном объеме представлены формации сумийского и сариолийско-ятулийского циклов, в то время как формационный ряд двух последних циклов редуцирован. В целом каждому эндогенному циклу присуща гомодромная тенденция развития магматизма, особенно отчетливая в сумийском и сариолийско-ятулийском циклах, нечетко проявленная в свекофенно-вепсийском и слабо ощутимая в людиковий-калевийском, для которого характерен мощный базит-гипербазитовый вулканизм. Типизация формационных рядов раннепротерозойских ЗП позволила установить два типа тектонических режимов: рифтогенный и орогенный. Полно развитые циклы в результате направленного эволюционного процесса проходят все стадии развития - от начальной рифтогенной вплоть до орогенной; редуцированные циклы характеризуются отчетливыми проявлениями признаков лишь одного из тектонических режимов. В основании вулканогенных формационных рядов главных или второстепенных эндогенных циклов находятся формации, связанные с инициальным энергетическим импульсом при циклическом подъеме мантийного диапира в обстановке сильно деструктированной (высокопроницаемой) коры. Эти формации толеитовых и в меньшей степени бонинитовых базальтов идентифицируют начальные стадии формирования рифтогенных прогибов; формационные ряды подобного состава достаточно типичны для рифтогенных структур и являются индикаторами геодинамических режимов растяжения. Базит-ультрабазитовые вулканиты рифтогенных обстановок участвуют в формировании крупных кальдероподобных структур, а также локальных эруптивных аппаратов различной формы: субизометричных, дайкоподобных, кольцевых и т.д.; эти вулканоструктуры сложены вулканитами различных фациальных и генетических типов, характерных для толеит-базальтового вулканизма.

Уменьшающаяся проницаемость коры вела к развитию дифференцированного магматизма, разнообразного по источникам расплавов: от мантийного к корово-мантийному и коровому. Происходила смена рифтогенных базальтоидных формаций дифференцированными формациями бонинитового и известково-щелочного типов, являвшимися индикаторами или орогенных обстановок сжатия, или же

обстановок тектонического покоя. Фельзические вулканиты, идентифицирующие или орогенные стадии развития ПВП, или же периоды тектонической стабильности со слабо проявленными деструктивными процессами, формируют типичные для подобных обстановок эруптивные центры; в их числе вулкано-тектонические кальдероподобные структуры многоярусного строения, вулкано-купольные эруптивные центры, а также вулканические купола и разнообразные экструзивные постройки; эти вулканические сооружения сложены набором вулканитов специфических лавовых, пирокластических и корневых генетических типов, характерных для среднекислого и кислого магматизма.

С деструктивно-конструктивными циклическими событиями тесно связано и формирование рудопродуктивных вулкано-плутонических ассоциаций Печенги. Именно с периодом локального сжатия и последующей эффективной разрядки напряжений вдоль Пильгуярвинского взбросо-сдвига связано внедрение по двум крупным эруптивным центрам пикритового вулканизма - Каульскому (Западному) и Пильгуярвинскому (Восточному) - подщелоченной и относительно обогащенной калием ферропикритовой магмы, сформировавшей ферропикрит-верлитовую рудоносную вулкано-плутоническую ассоциацию. Известно, что средний состав исходной магмы крупнейшей Пильгуярвинской интрузии габбро-верлитов соответствует подщелоченному ферропикриту (Смолъкин, 1992). Геодинамические условия внедрения ферропикритовой магмы в момент формирования габбро-верлитовых интрузий радикально отличались для Западной и Восточной интрузивных групп. Большинство так называемых "интрузий" западной группы настолько близки крупным покровам дифференцированных ферропикритовых лав, нередко содержащих рудопроявления Си-N1 руд (Киерджипорский покров дифференцированных ферропикритовых лав), что временами теряет смысл разделение этих геологических тел на эффузивные и интрузивные (Мг^Ык а1., 1994). Влияние Западного эруптивного центра локальное, покровы ферропикритовых лав удалены от него лишь на 1.5-2 км, хотя по субширотным взбросо-надвиговым тектоническим зонам "интрузии" габбро-верлитов проникают в слабо консолидированные осадки продуктивки на запад от центра до 6 км, а на восток - до 10 км. Более молодые интрузии восточной группы имеют значительно более сложную и многоэтапную историю становления, чем их западные аналоги. Эти интрузии, уже совершенно без кавычек, являются крупными дифференцированными интрузивными плутонами, внедрявшимися в консолидированные осадки продуктивной толщи и обогащенными вследствие этого утяжеленной серой диагенетически-катагенетических сульфидов.

5. Заключение

1. Комплексные палеовулканологические, петрогеохимические и изотопно-геохимические исследования в различных структурно-формационных зонах Печенгской структуры позволили на новом качественном уровне провести формационный анализ вулканогенных пород этой структуры; при этом были существенно расширены и обновлены латеральные и вертикальные формационные ряды вулканитов. Установлена, с одной стороны, унаследованность состава и преемственность развития формаций и отдельных фрагментов формационных рядов в различных структурно-формационных зонах, и даже в отдельных тектонических блоках этих зон, а с другой стороны, доказаны автономные условия формирования многих латеральных формаций и формационных рядов. Типизация формаций и формационных рядов Печенги позволила установить их цикличность.

2. Раннепротерозойский период может рассматриваться как сложный тектоно-магматический мегацикл, начало которого и дальнейшие стадии развития обусловлены эндогенной активизацией мантийных оболочек Земли. Внутренняя структура мегацикла обусловлена прерывисто-цикличным поступлением энергетических импульсов (мантийных диапиров) в верхнюю кору. В рамках раннепротерозойского (карельского) мегацикла продолжительностью около 800 млн лет установлено четыре главных эндогенных тектоно-магматических цикла продолжительностью около 200 млн лет каждый: сумийский (2550-2325 млн лет), сариолийско-ятулийский (2325-2115 млн лет), людиковий-калевийский (2115-1905 млн лет) и свекофенно-вепсийский (1905-1700 млн лет). В пределах каждого из главных циклов выделяется ряд второстепенных эндогенных циклов.

3. Формирование рудопродуктивных вулкано-плутонических ассоциаций Печенги также связано с деструктивно-конструктивными циклическими событиями, когда в людиковии краткие и локальные проявления режимов сжатия на фоне перманентного развития рифтогенных процессов растяжения сопровождались вспышками мощного вулканизма и интрузивного магматизма подщелоченного ферропикритового состава в отдельных тектонически благоприятных участках Печенгской структуры, где обособились Западный и Восточный рудолокализующие центры вулканизма и интрузивного магматизма, влиявшие на формирование крупных месторождений сульфидных Си-№ руд.

Автор выражает благодарность докторам Е. Хански из Геологической службы Финляндии и Г. Бругманну

(Институт им. Макса-Планка, Майнц, Германия) за выполнение геохимических анализов, Т.Б. Баяновой

за проведение изотопно-геохимических исследований, Ф.П. Митрофанову, А.Н. Виноградову, В.И.

Казанскому, Т.И. Фроловой, М.В. Минцу, Е.В. Шаркову, В.А. Мележику, В.П. Петрову, В.Ф.

Смолькину, В.В. Балаганскому за конструктивное обсуждение рассматриваемых проблем.

Исследования были завершены благодаря частичной поддержке Российского фонда фундаментальных

исследований (гранты 01-05-64218 и 01-05-64671) и проекта № 408 МПГК ЮНЕСКО.

Литература

Balashov Yu.A, Mitrofanov F.P. and Skuf'in P.K. The lower volcanogenic sequence of the Pechenga structure. Geochronology and genesis of layered basic intrusions, volcanites and granite-gneisses of the Kola Peninsula. Apatity, KSC RAS, p.21-24, 1990.

Bayanova T.B. and Smolkin V.F. U-Pb isotopic study of the layered intrusions of the Northern Pechenga Area, Kola Peninsula. IGCP Project 336 Symposium in Rovaniemi, Finland, August 21-23, Abstracts, p.49, 1996.

Brewer T.S. and Daly J.S. Lithosphere-activated palaeoproterozoic rifting in the Northern Baltic Shield: Evidence from the Pechenga series. Eug-9, 23-27March 1997, Abstracts, Strasbourg, p.128, 1997.

Jakes P. and Gill A.J.R. Major and trace element abundances in volcanic rocks of orogenic areas. Bull. Geol. Soc. Amer., v.83, N 1, p.123-149, 1972.

Melezhik V.A., Hudson-Edwards K.A., Skuf'in P.K. and Nilson L.-P. Pechenga area, Russia - Part 1: Geological setting and comparison with Pasvik, Norway. Trans. Instn. Min. Metall. (Sect. B: Appl. earth sci.), v.103, p.129-145, 1994.

Балашов Ю.А. Геохронология раннепротерозойских пород Печенгско-Варзугской структуры Кольского полуострова. Петрология, т.4, № 1, с.3-25, 1996.

Горбунов Г.И. Геология и генезис медно-никелевых месторождений Печенги. М., Недра, 352 е., 1968.

Дук Г.Г. Структурно-метаморфическая эволюция пород Печенгского комплекса. Л., Наука, 104 е., 1977.

Загородный В.Г., Мирская Д.Д., Суслова С.Н. Геологическое строение Печенгской осадочно-вулканогенной серии. М.-Л., Наука, 207 е., 1964.

Зак С.И., Макаров В.Н., Кочнев-Первухов В.И. Геология, магматизм и оруденение Печенгского рудного поля. Л., Недра, 112 е., 1982.

Кольская сверхглубокая (гл. ред. Козловский Е.А.). Исследование глубинного строения континентальной коры с помощью бурения сверхглубокой скважины. М., Недра, 490 е., 1984.

Магматические горные породы. Т. 6. Эволюция магматизма в истории Земли. М., Наука, 438 е., 1987.

Негруца В.З. Раннепротерозойские этапы развития восточной части Балтийского щита. Л., Недра, 270 е., 1984.

Предовский А.А., Мележик В.А., Болотов В.И., Скуфьин П.К. Вулканизм и седиментогенез докембрия северо-востока Балтийского щита. Л., Наука, 185 е., 1987.

Предовский А.А., Федотов Ж.А., Ахмедов А.М. Геохимия печенгского комплекса (метаморфизованные осадки и вулканиты). Л., Наука, 139 е., 1974.

Русанов М.С. Толеит-коматиитовая формация печенгского комплекса. Сов. геология, № 2, с.98-111, 1981.

Скуфьин П.К. Особенности вулканизма протерозойской Печенгской структуры. Бюлл. МОИП, вып.1, с.120-131, 1980.

Скуфьин П.К. Эволюция вулканизма рудоносной Печенгской структуры (Кольский полуостров). Геол. рудн. месторожд., т.35, с.271-283, 1993.

Смолькин В.Ф. Коматиитовый и пикритовый магматизм раннего докембрия Балтийского щита. СПб, Наука, 272 е., 1992.

Смолькин В.Ф. Магматизм раннепротерозойской (2.5-1.7 млрд лет) палеорифтогенной системы, северо-запад Балтийского щита. Петрология, т.5, № 4, с.394-411, 1997.

Смолькин В.Ф., Митрофанов Ф.П., Аведисян А.А., Балашов Ю.А., Балаганский В.В., Борисов А.Е., Козлова Н.Е., Кравцов Н.А., Негруца В.З., Мокроусов В.А., Петров В.П., Радченко А.Т., Скуфьин П.К., Федотов Ж.А. Магматизм, седиментогенез и геодинамика Печенгской палеорифтогенной структуры. Апатиты, КНЦРАН, 256 е., 1995.

Фролова Т.П., Бурикова И.А. Магматические формации современных геотектонических обстановок. М., МГУ, 319 е., 1997.

Эндогенные режимы и эволюция магматизма в раннем докембрии. СПб, Наука, 198 е., 1991.