Изотопные исследования возраста пород архейской части разреза Кольской сверхглубокой скважины, протерозойской Печенгской структуры и ее обрамления

Изотопные исследования возраста пород архейской части разреза Кольской сверхглубокой скважины, протерозойской Печенгской структуры и ее обрамления

13 2 2 2

Т.Б. Баянова ' , Ю.Н. Яковлев , Д.М. Губерман , А.К. Яковлева , П.К. Скуфьин1,3

1 Геологический институт, Кольский научный центр РАН, Апатиты Научно-производственный центр "Кольская сверхглубокая ", Заполярный Апатитский филиал МГТУ

Аннотация. Представлены результаты новых изотопных исследований пород из архейской части разреза Кольской сверхглубокой скважины (СГ-3) - гнейсов U-Pb методом по цирконам и амфиболитов Sm-Nd модельным методом в целом по породе. Кроме того, датированы U-Pb методом по циркону, бадделеиту и другим акцессорным минералам некоторые породы протерозойской Печенгской структуры и ее архейского обрамления. Наиболее древний возраст установлен для тоналитовых гнейсов из II толщи разреза СГ-3 -2814±17 млн лет. Возраст цирконов из остальных гнейсовых толщ разреза составляет 2.78-2.55 млрд лет и в значительной мере фиксирует метаморфические события архейского времени. Модельные значения возрастов протолитов амфиболовых пород разделяются на три группы: 2.50-2.25, 2.79-2.65 и 3.15-2.89 млрд лет. Амфиболиты первой группы комагматичны протерозойским базит-гипербазитовым дайкам северного обрамления и вулканитам нижних свит Печенгской структуры. Амфиболиты второй группы соответствуют базитам позднеархейских зеленокаменных поясов, широко распространенных в северо-восточной части Балтийского щита. Амфиболиты с наиболее древними значениями возраста протолитов являются, вероятно, реликтами раннеархейского зеленокаменного пояса, заложенного на энсиматическом основании. Все возрастные данные пород разреза СГ-3 не коррелируются с его глубиной, что, по-видимому, отражает пластинчато-блоковое строение разреза. Новые геохронологические данные по Печенгской структуре свидетельствуют о наличии нескольких ранее неизвестных магматических импульсов в ее формировании, а результаты датирования гранитоидов архейского обрамления фиксируют их протерозойский возраст и метаморфические изменения на заключительном этапе свекофеннской орогении.

Abstract. The results of new isotopic investigations of the Archaean rocks from the Kola Superdeep Borehole (SG-3) - gneisses by the U-Pb method on zircon and amphibolites by the Sm-Nd model method on the whole rock have been presented. Besides, some rocks of the Proterozoic Pechenga structure and its Archaean framing have been dated by the U-Pb method on zircon, baddeleyite and other accessory minerals. Tonalite gneisses from SG-3 unit II yielded the oldest age of 2814±17 Ma. Zircon from the rest gneiss units in the section yielded an age of 2.78-2.55 Ga. This age fixes metamorphic events of the Archaean. Model ages of protolith from amphibole rocks are divided into three groups: 2.50-2.25, 2.79-2.65 and 3.15-2.89 Ga. Amphibolites from the first group are comagmatic to basic-ultrabasic dykes of the northern framing and to volcanites from the lower formations of the Pechenga structure. Amphibolites from the second group correspond to the basic rocks of the Late Archaean greenstone belts that are very common in the NE Baltic shield. Amphibolites with the oldest protolith are likely to be relics of the Early Archaean greenstone belt on the enzymatic base. All the ages obtained on the rocks from SG-3 do not correlate with depth which is likely to reflect lamellar-block structure of the section. New geochronological data on the Pechenga structure are evidence of a few previously unknown magmatic impulses in its formation. The dating results for granitoids from the Archaean framing fix their Proterozoic age and metamorphic changes at the final stage of the Svecofennian orogeny.

1. Введение

Кольская сверхглубокая скважина (СГ-3) пробурена в центральной части Северной зоны Печенгской рифтогенной структуры до глубины 12262 м. Верхняя часть ее разреза от поверхности до глубины 6842 м сложена раннепротерозойскими осадочно-вулканогенными породами. Архейский амфиболит-гнейсовый комплекс (интервал 6842-12262 м) имеет слоистое строение и является фундаментом протерозойского комплекса Печенгской структуры (Кольская сверхглубокая, 1984; 1998). Вулканогенные свиты печенгского протерозойского комплекса, исследованные ранее Rb-Sr методом по породам, имеют возраст от 2.32 (нижняя часть) до 1.97 млрд лет (верхняя часть разреза) (Магматизм..., 1995). Архейская часть разреза СГ-3 включает 10 толщ. Нечетные толщи - I, III, V, VII и IX сложены гнейсами с высокоглиноземистыми минералами (гранат, андалузит и силлиманит). Самые мощные четные толщи - II, IV,

VI, VIII и X содержат гнейсы с высококальциевыми минералами (эпидот, амфибол и титанит); эти гнейсы называют тоналитами. Все архейские толщи содержат также амфиболиты, граниты, мигматиты, пегматиты и полосчатые железисто-кремнистые породы. Амфиболиты составляют более 30 % архейской части разреза. Классификация пород, их минералогический и химический составы описаны в литературе (Кольская сверхглубокая, 1984; 1998; Магматические..., 1986; Кременецкий, Овчинников, 1986; Архейский комплекс, 1991; Ветрин и др., 2002; Яковлев и др., 2000; Яковлев, Яковлева, 2000).

В настоящей работе приведены новые результаты комплексного изотопного исследования возраста гнейсов и амфиболитов - двух главных типов пород архейской части разреза СГ-3, а также некоторых пород из протерозойской Печенгской структуры и ее архейского обрамления.

Датирование гнейсов разреза СГ-3 проводилось классическим изохронным U-Pb методом по цирконам. Для определения возраста амфиболитов (вернее, их протолитов), содержащих незначительное количество циркона и других акцессорных минералов, использовался модельный Sm-Nd метод по породе в целом.

Возраст пород Печенгской структуры и ее обрамления датировался U-Pb методом по циркону, бадделеиту и другим акцессорным минералам.

Следует отметить, что изотопные исследования U-Pb, Sm-Nd (модельными) и Rb-Sr методами разреза СГ-3 для пород и минералов выполнялись и ранее в различных лабораториях: в Канаде (T. Krogh,

A. Chen), Ирландии (S. Daly), Москве (Е. Бибикова) и С.-Петербурге (Г. Дук), Апатитах (Ю. Балашов,

B. Смолькин). Обзор полученных данных представлен в ряде публикаций (Кольская сверхглубокая, 1984; 1998; Ветрин и др., 2002; Баянова и др., 2002).

2. Методы изотопного датирования

U-Pb метод. Согласно методике Т. Krogh (1973), пробы цирконов подвергались гидротермальному разложению в концентрированной (48 %-ной) кислоте HF при температуре 205-210°C в течение 1-10 дней для древних цирконов и 1-3 месяцев для молодых. Затем добавляли 3.1N HCl для растворения фторидов при температуре 130° C в течение 8-10 ч. Навеску разделяли на две аликвоты в 3.1N HCl для определения изотопного состава свинца и концентраций свинца и урана в присутствии

208 235

смешанного трассера Pb + U. Выделение свинца и урана проводили с использованием анионита AG 1 х 8, 200-400 меш. на колонках из фторопласта. Холостое внутрилабораторное загрязнение полного анализа составляло менее 0.1 нг для свинца и 0.01-0.04 нг для урана. U-Pb исследования осуществлялись на масс-спектрометре МИ-1201-Т. В изотопном анализе свинца погрешность определений составляла 0.15 %, в качестве эмиттера ионов применяли силикагель; погрешность определений концентрации урана и свинца была равна 0.5 %. Все изотопные соотношения исправляли с учетом масс-дискриминации, полученной при изучении параллельных анализов стандартов SRM-981 и SRM-982 и равной 0.17±0.05 %. Погрешность в U-Pb отношениях вычисляли путем статистического обсчета результатов параллельных анализов стандартов ИГФМ-87 и принимали равной 0.7 %. Расчет координат точек и обсчет параметров изохрон проводили по программам К. Ludwig (1991a,b; 1999). Возраст пород вычисляли с использованием принятых величин констант распада урана (Steiger, Jäger, 1977), ошибки не превышали 2а. Была проведена коррекция на примесь обыкновенного свинца по модели G. Stacey and G. Kramers (1975), а также коррекция изотопного состава когенетичных плагиоклазов в тех случаях, когда примесь обыкновенного свинца составляла более 10 % от его общего количества, а величина изотопных соотношений 206Pb/204Pb была меньше 1000.

Sm-Nd метод. Для определения содержаний Sm и Nd методом изотопного разбавления перед гидротермальным разложением проб к навеске анализируемого образца добавляли смешанный трассер 149Sm/150Nd. Образцы выдерживали в смеси HF + HNO3 (или + HClO4) в тефлоновых бюксах при температуре 100° С в термостате до полного растворения. Дальнейшее выделение Sm и Nd проводили по стандартной методике двухступенчатого ионообменного и экстракционно-хроматографического разделения с использованием ионообменной смолы "Dowex" 50 х 8 на хроматографических колонках, в которых в качестве элюента применяли 2.3 N и 4.5 N HCl. Отобранные фракции Sm и Nd переводили в нитратную форму, после чего препараты были готовы к масс-спектрометрическому анализу. Изотопный состав Nd и концентрации Sm и Nd определяли методом изотопного разбавления на семиканальном твердофазном масс-спектрометре Finnigan-MAT 262 в статическом двухленточном режиме на коллекторах с использованием Re+Re и Ta+Re лент. Погрешность воспроизводимости результатов десяти параллельных анализов изотопного состава Nd стандарта La Jolla = 0.511833±6 (№ 11) не превышала 0.0024 % (2а). Такая же погрешность получена при проведении одиннадцати параллельных анализов по новому японскому стандарту Ji Nd1= 0.512078±5 (№ 24). Ошибка в определении отношений 147Sm/144Nd принята при статистическом обсчете концентраций Sm и Nd в стандарте BCR, равной 0.2 % (2а) -среднее значение из семи измерений. Холостое внутрилабораторное загрязнение составляло по Nd 0.3 нг и по Sm - 0.06 нг. Параметры изохрон рассчитывали с использованием программ K. Ludwig (1991; 1999).

Вычисление модельных Sm-Nd возрастов для протолитов пород проводилось по одностадийной модели согласно работам (De Paolo, 1981; Jacobsen, Wasserburg, 1984). Изотопный состав Nd во всех образцах был нормализован к величине La Jolla, равной 0.511860. Эти и другие методы изотопного датирования подробно рассмотрены в работах (Баянова и др., 2002; Баянова, 2004).

3. Датирование гнейсов архейской части разреза СГ-3

Для U-Pb датирования по цирконам были отобраны пробы гнейсов из всех десяти толщ архейской части разреза. Как правило, пробы гнейсов с высокоглиноземистыми минералами содержали меньше циркона, чем пробы тоналитовых гнейсов с высококальциевыми минералами. Для выделенных цирконов составлялись морфологические характеристики (рис. 1) и отбирались навески для изотопного анализа, результаты которого представлены в табл. 1. Установлено что, самый древний возраст по цирконам, равный 2814±17 млн лет, СКВО = 1, имеют тоналитовые гнейсы из толщи II (рис. 3). Прозрачные, светло-розового цвета цирконы размером 80-100 мкм характеризуются наличием тонкой зональности в иммерсионной среде (рис. 1а). Низкие концентрации свинца и урана (табл. 1), а также наличие полизональности позволяют предположить магматическую природу этих цирконов. Нижнее пересечение дискордии с конкордией на изотопной диаграмме (рис. 3) указывает на возраст циркона, равный 1132±359 млн лет и отражает, по-видимому, события, связанные с распадом суперконтинента Родиния (Buchan et al, 2000; 2001). Цирконы из гнейсов I и III толщ (рис. 1б) имеют более высокие концентрации урана и свинца (табл. 1). Это овальные кристаллы крупных размеров, характеризующиеся наличием трещиноватости, большим количеством включений и грубой зональности (2-3 зоны).

Суммированный возраст цирконов из толщ I, III и IV показан на рис. 3, где координаты всех точек в пределах ошибки находятся на конкордии с возрастом около 2.76 млрд лет. Новый U-Pb возраст получен для цирконов из гнейсов толщ IX и X.

Таблица 1. и-РЬ изотопные данные для цирконов из гнейсов архейской части разреза СГ-3

№ Навеска, Конце] Р нтрация, pm Pb изотопный состав* Изотопные отношения и возраст, ** млн лет Rho

п/п мг Pb U Pb 204Pb Pb 207Pb Pb 208Pb 2Pb 235U Pb 238U 2Pb 206Pb

Толща I

1 0.85 264.2 462.1 11300 5.441 10.181 13.0383 0.51758 2678 0.94

Толща II

2 0.70 89.8 152.8 21870 5.065 11.137 14.3992 0.53045 2801 0.91

3 0.30 103.5 177.4 6290 5.061 11.579 14.2277 0.52728 2791 0.86

4 0.60 72.0 130.0 12510 5.168 10.977 13.2946 0.50074 2764 0.67

Толща III

5 0.45 204.4 356.7 1380 4.838 4.647 10.8310 0.45040 2600 0.66

Толща IV

6 0.60 71.0 123.8 13540 5.226 9.450 13.5605 0.51426 2753 0.93

Толща VI

7 1.10 124.3 223.4 11340 5.293 16.034 13.3712 0.51621 2723 0.96

8 0.54 129.3 233.7 2130 5.171 12.844 13.0041 0.50238 2722 0.92

Толща VII

9 0.45 174.5 339.1 2330 5.691 11.631 11.0639 0.47106 2561 0.45

10 0.70 58.5 112.0 2860 5.735 10.753 11.1784 0.47685 2558 1.00

Толща VIII

11 1.00 165.4 341.6 52420 5.897 26.520 10.8828 0.46610 2551 0.89

12 1.90 261.9 504.8 4780 5.958 5.820 10.2183 0.44853 2510 0.95

13 0.50 107.4 200.6 1410 5.552 15.087 11.6793 0.49445 2571 0.95

14 0.60 114.5 220.6 2790 5.700 17.551 11.4875 0.48692 2569 0.91

Толща IX

15 0.60 137.8 295.0 6650 6.166 10.499 9.5253 0.43098 2459 0.72

16 0.55 279.2 639.1 13450 7.070 5.511 7.4237 0.38329 2233 0.81

17 1.00 433.5 1132.1 18090 7.482 12.748 6.7262 0.36700 2137 0.92

Толща X

18 0.35 145.6 248.9 1650 4.998 14.148 14.1011 0.53050 2766 0.75

19 0.80 155.7 276.1 20580 5.128 18.175 14.0484 0.52401 2780 0.70

20 0.50 46.8 151.0 3660 5.097 15.422 7.5726 0.28467 2767 0.95

* Все отношения скорректированы на холостое загрязнение 0.1 нг для Pb и 0.04 нг для U и масс-дискриминацию 0.17±0.05 %.

* *Коррекция на примесь обыкновенного свинца определена по модели Стейси и Крамерса (Stacey, Kramers, 1975).

Рис. 1. Морфологические особенности цирконов из 1-Ш толщ архейской части разреза

Рис. 2. Морфологические особенности цирконов из IX (а) и X (б) толщ архейской части разреза

Рис. 3. и-РЬ диаграмма с конкордией для цирконов из 1-1У толщ архейской части разреза

Рис. 4. И-РЬ диаграмма с конкордией для цирконов из IX толщи архейской части разреза

Рис. 5. И-РЬ диаграмма с конкордией для цирконов из X толщи архейской части разреза

На рис. 2 показаны разновидности цирконов из этих гнейсов. Цирконы представляют собой прозрачные кристаллы, размером 80-100 мкм, окатанные, слабо трещиноватые, в иммерсионной среде наблюдается грубая редкая зональность, газово-жидкие включения. Возраст цирконов из гнейсов толщи IX равен 2737±62 млн лет, СКВО = 0.1 % (рис. 4). Нижнее пересечение дискордии с конкордией равно 1843±38 млн лет и отражает время регионального метаморфизма пород СГ-3 (Кольская сверхглубокая, 1998).

Цирконы из гнейсов толщи X по морфологии очень похожи на цирконы из гнейсов толщи IX (рис. 2), возраст цирконов по трем разновидностям равен 2771±18 млн лет, СКВО = 3 (рис. 5), нижнее пересечение дискордии с конкордией равно нулю и отражает современные потери свинца. Можно отметить, что И-РЬ координаты двух точек из трех изученных находятся на конкордии в пределах ошибок измерений.

Количество цирконов, полученных из пробы гнейсов толщи V, оказалось недостаточным для полноценного изотопного анализа, ориентировочные данные возраста составили около 2550 млн лет.

4. Датирование амфиболитов архейской части разреза СГ-3

Амфиболиты (базиты) в архейской части разреза СГ-3 образуют тела различной мощности (от 0.1-0.2 до 50-60 м) и распределены среди гнейсовых толщ очень неравномерно, составляя на отдельных протяженных интервалах до 50-55 % мощности. По минеральному и химическому составам они разделяются на ряд групп. Многие исследователи считают, что подавляющая часть амфиболитов (более 80 %) являются протерозойскими образованиями, комагматичными вулканогенным свитам Печенгской структуры (Кольская сверхглубокая, 1984; Виноградова, Смирнов, 2000; Ветрин и др., 2002). По нашему мнению, значительная часть амфиболитов разреза относится к архейским образованиям, особенно те из них, которые имеют согласные контакты и постепенные переходы с вмещающими гнейсами (Архейский комплекс..., 1991; Яковлев, Яковлева, 2000).

Для датирования из семи гнейсовых толщ (I-IV, VIII-X) были отобраны 18 проб амфиболитов различного состава. Результаты изотопного анализа представлены в табл. 2 и на рис. 6.

Полученные Sm-Nd изотопные данные, рассчитанные к началу формирования деплетированной мантии (DM) (De Paolo, 1981; Jacobsen, Wasserburg, 1984), позволяют возраст протолитов амфиболитов разделить на три интервала: 2.50-2.25, 2.79-2.65 и 3.15-2.89 млрд лет.

Интервал 2.50-2.25 млрд лет интерпретируется как возможный возраст протолитов, сходных с очагом формирования базит-гипербазитовых даек северного обрамления, нижних вулканогенных свит Печенгской структуры, а также ее никеленосных интрузий (возраст около 2.0 млрд лет).

Интервал 2.79-2.65 млрд лет отражает, по-видимому, формирование амфиболитов, которые являются частью разрезов зеленокаменных поясов протерозойского возраста. Примером может быть

Имандра-Варзугский пояс, в северном обрамлении которого расположены расслоенные интрузии с возрастом в 2.5 млрд лет (гора Генеральская, Мончеплутон). Самый древний интервал модельных значений амфиболитов 3.15-2.89 млрд лет характеризует, по-видимому, наиболее ранний протолит, из которого образовались породы архейского зеленокаменного пояса Колмозеро-Воронья (Кудряшов и др., 1999), находящегося к северо-востоку от СГ-3. Поскольку предельный возраст гнейсов из архейской части разреза СГ-3 (толща X) не превышает 2.9 млрд лет (Кольская сверхглубокая, 1998), то можно предположить отсутствие в этот период континентальной коры сиалического генезиса, а древний модельный возраст амфиболитов можно интерпретировать как результат присутствия энсиматической коры. Сходные зеленокаменные пояса, заложение которых происходило на океанической коре, -Остерский, Керетский, Хизоварский, Палаламбинский и другие широко известны в Карелии (южная часть Балтийского щита) (Лобач-Жученко и др., 2000).

I, III, V, VII, IX - гнейсы с высокоглиноземистыми минералами (гранат, андалузит, силлиманит);

II, IV, VI, VIII - гнейсы с высококальциевыми минералами (амфибол, эпидот, титанит); X - амфибол-тоналит-плагиогранитный комплекс и биотит-амфиболовые гнейсы.

Рис. 6. Изотопный модельный

протолитов амфиболитов архейского разреза СГ-3

Таблица 2. Бт-Щ изотопные данные для амфиболитов архейской части разреза СГ-3

№ Интервалы разреза, Концентрация, ррт Изотопные отношения Модельный возраст

м Бт Ш 14'8т/144Ш 143ка/144ш БМ, млн лет

Толща I

1 6950-6956 4.267 19.440 0.132682 0.511807 ± 9 2315

2 7499-7529 3.094 15.457 0.121002 0.511399 ± 11 2703

Толща II

3 7638-7656 4.850 19.420 0.152865 0.512015 ± 5 2499

4 7957-7967 1.230 6.527 0.113932 0.511152 ± 14 2894

5 8021-8035 1.532 7.057 0.131236 0.511352 ± 11 3148

6 8440-8452 1.260 5.910 0.129447 0.511554 ± 8 2702

7 8755-8767 3.760 18.640 0.122036 0.511453 ± 5 2648

8 8864-8881 3.269 12.285 0.160851 0.512133 ± 3 2631

9 9133-9145 4.161 18.953 0.132730 0.511743 ± 16 2440

10 9167-9174 2.707 11.170 0.146487 0.511968 ± 6 2431

11 9265-9271 6.550 30.583 0.129462 0.511793 ± 5 2250

Толща III

12 9524-9535 7.725 36.124 0.129268 0.511759 ± 6 2305

Толща IV

13 10098-10120 4.400 21.260 0.125270 0.511630 ± 3 2434

Толща VIII

14 11323-11337 2.917 12.431 0.141835 0.511893 ± 6 2432

15 11337-11351 2.663 12.743 0.126308 0.511444 ± 7 2793

Толща IX

16 11424-11433 5.509 23.377 0.142462 0.511883 ± 11 2477

17 11474-11499 4.460 21.200 0.127180 0.511385 ± 7 2938

Толща X

18 11708-11752 5.830 27.441 0.128441 0.511688 ± 12 2414

Примечание: за период работы средние значения величин по стандартам равны: Ьа Ы1а = 0.511833 ± 6 (№ 11), и новому японскому стандарту 1Ш1 = 0.512074 ± 8 (№ 24).

5. Датирование пород Печенгской структуры и ее обрамления

Для датирования И-РЬ методом по циркону, бадделеиту и другим акцессорным минералам были отобраны следующие группы пород протерозойской Печенгской структуры и ее архейского обрамления: две пробы крупнозернистого ортоклазового габбро из прикровельной части крупнейшего в Печенгском рудном поле Пильгуярвинского массива и одна - из гнезда габбро-пегматита в горизонте клинопироксенитов этого массива (Центральный карьер Ждановского месторождения, колл. В.Ф. Смолькина); габбро-долеритовая дайка сложного строения из эруптивной брекчии на контакте вулканогенных маярвинской и пирттиярвинской свит (восточная окраина г. Заполярного); лампрофировая дайка из Южнопеченгской зоны; гранитоиды Шуонинского массива (на контакте Южной зоны Печенгской структуры и архейского обрамления); граниты Лицко-Арагубского комплекса (восточная часть архейского обрамления, колл. В.Р. Ветрина). Кроме того, ранее был датирован И-РЬ методом по циркону силл риодацитовых порфиров, вскрытый СГ-3 на контакте заполярнинской и лучломпольской свит (Митрофанов и др., 2001). Морфологические особенности исследованных кристаллов акцессорных минералов из пород Печенгской структуры и ее обрамления показаны на рис. 7, изотопные И-РЬ данные - в табл. 3, а суммированные И-РЬ диаграммы - на рис. 8.

Согласно литературным данным (Магматизм..., 1995; Кольская сверхглубокая, 1998 и др.), формирование медно-никелевых месторождений Печенгской структуры связано с главным этапом свекофеннского орогенеза (1950-2000 млн лет). Результаты новых изотопных исследований позволяют уточнить возраст рудоносных массивов. Так, возраст ортоклазового габбро из Пильгуярвинского массива, определенный по бадделеиту (табл. 3, пр. 448), составил 1982±8 млн лет (рис. 8). Возраст ксеногенных цирконов из тех же пород (табл. 3, пр. 444) равен 2270 и 2190 млн лет, что отражает сильные процессы контаминации первичной базитовой магмы вмещающими породами Печенгского зеленокаменного пояса. Возраст цирконов из гнезда габбро-пегматита в клинопироксенитовом горизонте Пильгуярвинского массива равен 1987±5 млн лет. Возраст цирконов из габбро-долеритовой дайки составил 1918±3 млн лет (рис. 8), а из лампрофировой дайки Южной зоны - 1711±12 млн лет (рис. 8). Возраст риодацитовых порфиров из разреза СГ-3, определенный по циркону, составляет 2043±18 млн лет (Митрофанов и др., 2001). Возраст гранитоидов Шуонинского массива, на основании анализа циркона и титанита, равен 1939±7 млн лет (рис. 8). Поздний этап свекофеннской орогении

фиксируется метаморфическими преобразованиями Шуонинских гранитоидов, для которых возраст метаморфогенного циркона составляет 1735±24 млн лет (рис. 8). Несколько ранее образовались граниты Лицко-Арагубского комплекса, возраст которых определен по монациту, титаниту и циркону и равен 1763±7 млн лет (рис. 8).

Рис. 7. Морфологические особенности кристаллов циркона, бадделеита, монацита и титанита из пород Печенгской структуры и ее обрамления.

I - ксеногенные цирконы (а) и

магматические бадделеиты (б) ортоклазового габбро из верхней части Пильгуярвинского массива, средний размер 70-100 мкм;

II - цирконы габбро-долеритовой дайки

Печенгской структуры, средний размер 75-175 мкм;

III - акцессорные цирконы размером

125 мкм из лампрофировой дайки Печенгской структуры;

IV - цирконы метаморфического (а),

магматического (б, в) генезиса и титанит (г) из гранитоидов Шуонинского массива, средний размер цирконов 120 мкм (а), 80 мкм (б); 80-100 мкм (в - РЭМ фото), титанита -100 мкм (г);

V - цирконы (а) и монацит (б) размером до

120 мкм из гранитов Лицко-Арагубского комплекса.

Рис. 8. Суммированные

И-РЬ диаграммы для акцессорных минералов из пород Печенгской структуры и ее обрамления

Таблица 3. Изотопные и-РЬ данные для акцессорных минералов из пород Печенгской структуры и ее обрамления

Проба № Навеска, мг Содержание, ppm Изотопный состав свинца 1 2 Изотопные отношения Возраст, млн лет Rho

Pb U 206Pb 204Pb 206Pb 207Pb 206Pb 208Pb 2Pb 235U 206Pb 238U 207Pb 206Pb

Ортоклазовое габбро

ca444 0.35 51.9 131.8 1220 6.539 7.485 6.891 0.3511 2256 0.53

ca444,23 0.20 43.0 98.4 670 6.383 5.267 6.962 0.3680 2192 063

са4483 0.35 20.2 47.9 440 5.782 5.609 6.918 0.3501 2268 0.65

448, бд1 0.90 74.1 211.2 5070 8.041 52.83 5.974 0.3559 1982 0.75

448, бд2 0.90 16.5 46.8 2230 7.824 35.32 5.941 0.3536 1983 0.65

Габбро-долеритовая дайка

1 1.60 44.5 118.1 9631 8.4213 6.0914 5.5117 0.3406 1916 0.89

2 0.50 171.4 532.2 9372 8.4030 6.0812 4.7192 0.2911 1920 0.96

3 0.55 245.1 829.2 3647 8.6265 11.1350 4.5901 0.2838 1835 0.31

4 0.60 74.2 478.8 8234 8.7355 10.7350 2.4160 0.1489 1846 0.59

Лампрофировая дайка

89/81-1 1.39 171.3 821.4 3483 9.67 2.120 2.100 0.1528 1618

89/8-2 1.16 116.3 561.8 2218 9.46 2.118 2.078 0.1512 1619

89/81-3 1.70 77.5 281.5 3506 9.44 2.154 2.849 0.2022 1665

Шуонинские гранитоиды

13 0.35 94.5 484.1 501 7.677 5.712 2.388 0.1667 1695 0.68

23 1.10 290.1 1462.2 364 7.132 4.448 2.285 0.1595 1695 0.92

33 0.90 410.8 1869.1 520 7.689 5.479 2.699 0.1870 1709 0.73

43 0.55 268.2 1587.7 270 6.550 3.896 1.860 0.1310 1694 0.53

54 1.10 408.3 869.9 1315 7.972 5.568 3.120 0.1916 1928 0.61

64 1.90 117.6 156.9 94 3.911 1.406 5.713 0.3486 1939 0.71

74 2.90 68.6 121.5 185 5.305 1.857 5.548 0.3385 1939 0.98

Лицко-Арагубские граниты

13 1.15 7929.1 4099.6 789 7.995 0.171 4.675 0.3144 1763 0.99

23 1.00 202.5 109.6 30 1.765 0.576 4.594 0.3099 1758 0.83

33 0.65 83.8 136.6 185 5.515 1.068 4.570 0.3073 1764 0.54

43 0.95 5038.5 2809.7 642 7.745 0.161 4.105 0.2758 1766 1.00

53 0.30 4292.0 2805.3 385 6.975 0.193 3.997 0.2682 1767 0.95

6 1.15 63.5 192.5 1010 8.300 3.381 3.929 0.2660 1750 0.53

Примечания: 1) отношения скорректированы на холостое загрязнение 0.1 нг по Pb и 0.01 нг по U, и на масс-дискриминацию 0.17±0.05 %; 2) коррекция на примесь обыкновенного свинца определена на возраст по модели Стейси и Крамерса (Stacey, Kramers, 1975); 3) ортоклазовое габбро - 3введена поправка на изотопный состав рудосодержащей породы (метагаббро): 206Pb/204Pb = 21.39±0.02; 207Pb/204Pb = 15.93±0.01; 208Pb/204Pb=40.66±0.02 (Пушкарев, 1990); 4) габбро-долеритовая дайка - 'отношения скорректированы на холостое загрязнение 0.08 нг по Pb и 0.04 нг по U, и на масс-дискриминацию 0.12±0.04 %; 5) Шуонинские гранитоиды - 3введена поправка на изотопный состав легкого плагиоклаза: 206Pb/204Pb = 19.5±0.02; 207Pb/204Pb = 15.22±0.03; 208Pb/204Pb = 34.8±0.02; 4введена поправка на изотопный состав тяжелого плагиоклаза: 206Pb/204Pb = 15.32±0.01; 207Pb/204Pb = 15.23±0.03; 208Pb/204Pb = 34.96±0.04; 6) Лицко-Арагубские граниты - 3введена поправка на изотопный состав плагиоклаза: 206Pb/204Pb = 15.27; 207Pb/204Pb = 15.22; 208Pb/204Pb = 35.58

6. Обсуждение результатов

В настоящее время нет надежного геохронологического свидетельства присутствия архейских пород древнее 3.1 млрд лет в докембрийских областях Кольского полуострова, что свидетельствует, по-видимому, о начале корообразующих процессов в этом районе лишь в позднем архее (Баянова и др., 2002).

Результаты всех новых геохронологических исследований пород разреза СГ-3 показаны на рис. 9, где приведены также данные по их гомологам на поверхности, полученные нами ранее (Баянова и др., 2002). Эти данные, а также опубликованные в литературе (Бибикова и др., 1993; Кольская сверхглубокая, 1998; Ветрин и др., 2002), подтверждают, что возраст гнейсов как в архейской части разреза СГ-3, так и в Печенгском геоблоке в целом, менее 3.0 млрд лет. Кроме того, возрастные характеристики гнейсов разреза СГ-3 не дают представления о его строении: в различных частях одних и тех же толщ (например, II, III, IV, VIII, X, см. рис. 9) возраст варьирует в значительных пределах. Возрастные характеристики не коррелируют и с глубиной разреза, т.е. не увеличиваются вниз по разрезу, что противоречит представлению о непрерывном ритмично-стратиграфическом его строении (Кольская сверхглубокая, 1998, гл. 2).

1 - U-Pb возраст гнейсов и гранитов (Кольская сверхглубокая, 1998).

2 - U-Pb возраст гнейсов, SHRIMP (Бибикова и др., 1993).

3 - Термоэмиссионный метод, ГИ КНЦ РАН.

Рис. 9. Сводные новые геохронологические данные для пород архейской части разреза СГ-3

и их гомологов на поверхности

Вероятно, это несоответствие может быть объяснено несколькими причинами. Во-первых, вполне вероятно присутствие нескольких разновидностей среди двух основных типов гнейсов (с высококальциевыми и с высокоглиноземистыми минералами), которые формировались в различных условиях и обстановках. В.Р. Ветрин и другие предполагают, что гнейсы с высококальциевыми минералами (тоналит-трондъемитовые гнейсы), имеют две разновидности, отличающиеся по минеральному и химическому составам (Ветрин и др., 2002).

Во-вторых, во всех толщах разреза СГ-3 установлены зоны рассланцевания, более часто встречающиеся в гнейсах с высокоглиноземистыми минералами. Элементы залегания пород (реликтовая слоистость, сланцеватость, полосчатость) в этих зонах различные, часто субгоризонтальные, что особенно характерно для интервала разреза 10000-10600 м (V, VI, VII толщи) (Кольская сверхглубокая, 1998). Вероятно, это свидетельствует о перемещении относительно друг друга блоков или пластин архейских пород, имеющих различный возраст и строение и совмещенных в разрезе СГ-3.

В целом новые геохронологические данные для гнейсов архейской части разреза СГ-3, с учетом литературных сведений (Бибикова и др., 1993; Кольская сверхглубокая, 1998; Ветрин и др., 2002), свидетельствуют о длительном, полихронном процессе его формирования. Временной интервал образования тоналитовых гнейсов составляет 2.93-2.81 млрд лет; события времени 2.77-2.55 млрд лет отражают архейский этап метаморфизма гнейсовых толщ и образование пегматитов; возрастной интервал 1.8-1.7 млрд лет характеризует региональный метаморфизм свекофеннского времени и образование гранитов Лицко-Арагубского комплекса, которые в архейской части разреза СГ-3 представлены небольшими секущими телами.

По нашему мнению, наличие в архейском комплексе разреза СГ-3 разноориентированных блоков (пластин) подтверждается и результатами изучения геодинамических параметров (элементов упругой анизотропии) пород, показывающими, что вся архейская часть разреза представлена пятью этажами (блоками), границы которых не совпадают с границами выделенных гнейсовых толщ (Кольская сверхглубокая, 1998).

Результаты изотопно-геохимических исследований амфиболитов СГ-3 меняют представление о времени и условиях формирования архейского фундамента Печенгской структуры. Согласно новым данным, протолиты амфиболитов можно разделить на три группы: одну раннепротерозойскую (2.50-2.25 млрд лет) и две архейские (2.79-2.65 и 3.15-2.89 млрд лет). Амфиболиты первой группы сходны по времени и условиям образования с основными дайками северного обрамления Печенгской структуры и вулканитами нижней части печенгского комплекса (Кольская сверхглубокая, 1998), а также, возможно, с никеленосными интрузивами ждановской свиты (1982±8 млн лет, см. рис. 8).

Амфиболиты с возрастом протолита 2.79-2.65 млрд лет отражают, по-видимому, возникновение зеленокаменных поясов в Центрально-Кольском мегаблоке. Материнские породы для них соответствуют основным эффузивным породам, габбро и габбро-порфирам, широко распространенным в Аллареченском, Оленегорском и других районах. Самая древняя группа протолитов амфиболитов (3.15-2.89 млрд лет), по-видимому, является реликтом более древнего зеленокаменного пояса с фундаментом из базитовых пород. Зеленокаменные пояса с возрастом 3.10-2.75 млрд лет имеются в Карелии и центральной Финляндии (Лобач-Жученко и др., 2000). Поскольку в разрезе СГ-3 и прилегающих породах отсутствуют тоналитовые гнейсы с возрастом протолита более 3.0 млрд лет (Кольская сверхглубокая, 1998), можно предположить, что некоторые ранние архейские зеленокаменные пояса образовались в другой геодинамической обстановке, т.е. в пределах не континентальной (сиалической), а океанической (энсиматической) коры, подобно зеленокаменным поясам Карелии.

Весьма интересны данные о величине характеризующие вклад различных типов мантии в формирование амфиболитов. В большей части проб (13 из 18) установлены отрицательные значения этой характеристики (от -0.30 до -5.50), что показывает преобладающую роль обогащенной литофильными компонентами мантии в образовании амфиболитов, распространенных во многих интервалах разреза (II, III, IV, IX и X толщи). В пяти пробах амфиболиты имеют положительные значения (от 0.59 до 5.88), отвечающие вкладу деплетированной мантии в их формирование; такие амфиболиты развиты в I, II и VIII толщах разреза СГ-3. Обе группы амфиболитов (т.е. с отрицательными или положительными значениями представлены как "пара-", так и "ортопородами" (Яковлев, Яковлева, 2000), что требует дополнительного исследования их геохимических особенностей.

Получены более точные данные о времени формирования протерозойских рудоносных габбро-верлитовых интрузивов Печенги, в особенности Ждановского месторождения: их и-РЬ возраст по бадделеиту, равный 1982±8 млн лет, близок ЯЬ-8г возрасту 1954±42 млн лет по породам (Кольская сверхглубокая, 1998). Важным для региональной геологии является геохронологическое изучение риодацитовых порфиров и эруптивных брекчий, которые принадлежат к новым объектам изучения Печенгской структуры. Силлоподобное тело риодацитовых порфиров залегает непосредственно в

основании вулканитов заполярнинской свиты и перекрывает осадочные породы лучломпольской свиты. Оно не имеет выходов на поверхность и пересечено Кольской сверхглубокой скважиной. Его U-Pb возраст по цирконам, равный 2043±18 млн лет (Митрофанов и др., 2001), меньше, чем возраст заполярнинской свиты, но древнее свиты матерт и габбро-верлитовых интрузий. Следовательно, риодацитовые порфиры характеризуют еще один импульс магматического очага, существовавшего в ограниченном масштабе в пределах Печенгской структуры.

В центральной части эруптивной брекчии Северо-Печенгской зоны базальтоидные породы сильно изменены и превращены в дацитовые порфириты с отдельными фрагментами переплавленных гранитов. В контактовой зоне изменения проявлены слабее, а в ядерной части крупнозернистой габбро-долеритовой дайки практически нет контаминации. U-Pb возраст цирконов из этой дайки меньше (1918±3 млн лет), чем возраст окружающих вулканитов маярвинской и пирттиярвинской свит и габбро-верлитовых интрузий. Он указывает на еще одно базальтоидное магматическое событие, имевшее место после внедрения вулканитов свиты матерт и габбро-верлитовых интрузий (см. рис. 8). Совокупность геохронологических данных по магматизму Печенгской структуры свидетельствует, вероятно, о существовании в глубинной части геоблока долгоживущего суперплюма (Казанский и др., 2002), воздействие которого фиксируется на протяжении более 500-600 млн лет - от субщелочных базальтоидов нижних вулканогенных свит (2.3-2.2 млрд лет) до лампрофировых даек (1.7 млрд лет).

7. Выводы

1) Изохронным U-Pb методом установлен длительный интервал формирования гнейсовых толщ из архейской части разреза СГ-3 (2.93-2.81 млрд лет), многократные метаморфические преобразования пород в интервале архейского времени (2.77-2.55 млрд лет), региональный метаморфизм свекофеннского времени и образование гранитов Лицко-Арагубского комплекса (1.9-1.7 млрд лет).

2) Изотопным Sm-Nd (DM) методом по породе в целом установлен наиболее древний возраст протолита архейских амфиболитов, равный 3.15 млрд лет. Выделены три возрастных группы протолитов амфиболитов архейской части разреза СГ-3: одна - раннепротерозойская и две - архейские, причем самая древняя группа амфиболитов (3.15-2.89 млрд лет) является, предположительно, реликтом зеленокаменного пояса, образованного на океанической (энсиматической) коре. Большая часть протолитов-амфиболитов характеризуется отрицательными значениями величины eNd (от -0.30 до -5.50) и значительно меньшая - положительными (от 0.59 до 5.88), что свидетельствует о преобладающей роли обогащенной литофильными компонентами мантии в их формировании.

3) Все геохронологические данные подтверждают полихронность образования архейского комплекса (фундамент Печенгской структуры) и, вероятно, отражают пластинчато-блоковое строение разреза, а не ритмостратиграфическое, как было принято ранее.

4) Новые результаты датирования U-Pb методом по акцессорным минералам пород Печенгской структуры расширяют представление об ее формировании, которое может быть результатом действия суперплюма (2.3-1.7 млрд лет), уточняют время образования рудоносных габбро-верлитовых массивов и фиксируют ранее неизвестные проявления магматической активности.

Благодарности. Авторы благодарят за помощь Ю.П. Смирнова, Ж.П. Солярчук, Н.И. Дергунову, Н.В. Левкович, Л.И. Коваль, Л.М. Федорову, Е.А. Апанасевич, Д.Ф. Сабурова и В.И. Хмелинского (НПЦ "Кольская сверхглубокая", Геологический институт) в подготовке каменного материала СГ-3 и признательны Ф. Ф. Горбацевичу (Геологический институт КНЦ РАН) за ценные советы и рекомендации.

Научные исследования проводились по проектам IGCP-408, INTAS-01-0314 и грантам РФФИ 04-0564179 и 04-05-65154 и НШ 2305.2003.5.

Литература

Buchan K.L., Ernst R.E., Hamilton M.A., Mertanen S., Pesonen L.J., Elming S.-A. Rodinia: The evidence

from integrated palaeomagnetism and U-Pb geochronology. Precambrian Res., v.110, p.9-32, 2001. Buchan K.L., Mertanen S., Park R.G., Pesonen L.J., Elming S.-A., Abrahamsen N., Bylund G. Comparing the drift of Laurentia and Baltica in the Proterozoic: The importance of key palaeomagnetic poles.

Tectonophysics, v.319, p.167-198, 2000. De Paolo D.J. Neodymium isotopes in the Colorado Frout Range and crust-mantle evolution in the Proterozoic.

Nature, v.291, p.193-196, 1981. Jacobsen S.B., Wasserburg G.J. Sm-Nd isotopic evolution of chondrites achondrites, II. Earth and Planet. Sci. Lett., v.67, p.137-150, 1984.

Krogh T.E. A low-contamination method for hydrothermal dissolution of zircon and extraction of U and Pb for isotopic age determinations. Geochim. Cosmochim. Acta., v.37, p.485-494, 1973.

Ludwig K.R. ISOPLOT - A plotting and regression program for radiogenic - isotope data, version 2.56. Open-file report 91-445. US Geol. Surv., 40 p., 1991а.

Ludwig K.R. ISOPLOT/EX - a geochronological toolkit for Microsoft Excel, version 2.05. Berkeley geochronology center special publication, N 1a, 1999.

Ludwig K.R. PBDAT - A Computer Program for Processing Pb-U-Th isotope Data, version 1.22. Open-file report 88-542. US Geol. Surv., 38 p., 1991b.

Stacey J.S., Kramers J.D. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model. Earth and Planet. Sci. Lett, v.26, N 2, p.207-221, 1975.

Steiger R.H., Jäger E. Subcommission on geochronology: Convention on the use of decay constants in geo- and cosmochronology. Earth Planet. Sci. Lett., v.36, N 3, p.359-362, 1977.

Jacobsen S.B., Wasserburg G.J. Sm-Nd isotopic evolution of chondrites achondrites, II. Earth and Planet. Sci. Lett, v.67, p.137-150, 1984.

Архейский комплекс в разрезе СГ-3. Под ред. Ф.П. Митрофанова. Апатиты, КФАН СССР, 186 с., 1991.

Баянова Т.Б. Возраст реперных геологических комплексов Кольского региона и длительность процессов магматизма. Под ред. Ф.П. Митрофанова. СПб., Наука, 174 с., 2004.

Баянова Т.Б., Пожиленко В.И., Смолькин В.Ф., Кудряшов Н.М., Каулина Т.В., Ветрин В.Р. Каталог геохронологических данных по северо-восточной части Балтийского щита. Приложение № 3 к монографии "Геология рудных районов Мурманской области", 53 с., 2002.

Бибикова Е.В., Ветрин В.Р., Кирнозова Т.И. Геохронология и корреляция нижней части разреза Кольской сверхглубокой скважины. Доклады РАН, т.332, № 3, с.360-363, 1993.

Ветрин В.Р., Туркина О.М., Ладден Дж., Деленицин A.A. Корреляция и петрология пород основания Печенгского палеорифта. Геология и полезные ископаемые Кольского полуострова: Полезные ископаемые, минералогия, петрология, геофизика. Под ред. Ф.П. Митрофанова. Апатиты, Полиграф, т.2, с.208-230, 2002.

Виноградова Н.П., Смирнов Ю.П. Раннепротерозойские метабазитовые породы архейского основания Печенгской палеорифтогенной структуры (по разрезу СГ-3). Результаты исследования глубинного вещества и физических процессов в разрезе СГ-3 до глубины 12261 м. Апатиты, Полиграф, с.72-76, 2000.

Казанский В.И., Исанина Э.В., Лобанов К.В., Предовский А.А., Шаров Н.В. Геолого-геофизическая позиция, сейсмогеологические границы и металлогения Печенгского рудного района. Геология рудных месторождений, т.44, № 4, с.276-286, 2002.

Кольская сверхглубокая. Исследование глубинной структуры континентальной коры с помощью бурения Кольской сверхглубокой скважины. Под ред. E.A. Козловского. М., Недра, 490 с., 1984.

Кольская сверхглубокая. Результаты и опыт исследования. Под ред. В.П. Орлова, Н.П. Лаверова. М., Технонефтегаз, 260 с., 1998.

Кременецкий A.A., Овчинников Л.Н. Геохимия глубинных пород. М., Наука, 262 с., 1986.

Кудряшов Н.М., Гавриленко Б.В., Апанасевич Е.А. Возраст пород архейского зеленокаменного пояса Колмозеро-Воронья: новые U-Pb данные. Материалы конференции "Геология и полезные ископаемые северо-запад и центра России", Апатиты, КНЦРАН, с.66-70, 1999.

Лобач-Жученко С.Б., Чекулаев В.П., Арестова Н.А., Левский Л.К., Коваленко Л.К., Коваленко А.В. Архейские террейны Карелии, их геологическое и геохронологическое обоснование. Геотектоника, № 6, с.26-42, 2000.

Магматизм, седиментогенез и геодинамика Печенгской палеорифтогенной структуры. Апатиты, КНЦ РАН, 256 с., 1995.

Магматические и метаморфические комплексы пород Кольской сверхглубокой скважины. Доклады ВСЕГЕИ. Ленинград, Недра, т.335, 228 с., 1986.

Митрофанов Ф.П., Скуфьин П.К., Баянова Т.Б. Интрузивное тело риодацитовых порфиров в разрезе пород раннепротерозойского Печенгского комплекса Кольской сверхглубокой скважины. Докл. РАН, Геохимия, т.380, № 4, с.540-544, 2001.

Пушкарев Ю.Д. Мегациклы в эволюции системы кора - мантия. Л., Наука, 217 с., 1990.

Яковлев Ю.Н., Баянова Т.Б., Губерман Д.М. Геолого-геохронологическое расчленение архейского комплекса в разрезе СГ-3. Труды III всероссийского совещания "Основные проблемы расчленения докембрия", Апатиты, Полиграф, с.284-287, 2000.

Яковлев Ю.Н., Яковлева А.К. Амфиболиты архейского комплекса СГ-3. Результаты исследования глубинного вещества и физических процессов в разрезе СГ-3 до глубины 12261 м. Апатиты, Полиграф, с.77-81, 2000.