Стратиграфия. Геологическая корреляция, 2020, T. 28, № 1, стр. 3-40

Вулканогенные образования Печенгской структуры

Согласно данным (Предовский и др., 1987; Смолькин, 1992, 1997; Смолькин и др., 1995, 1996; Skuf’in, Theart, 2005; Скуфьин, Баянова, 2006; Melezhik et al., 2012), вулканиты возраста 2.06–1.86 млрд лет, переслаивающиеся с туфогенно-осадочными толщами, формируют основной объем Печенгской структуры, где людиковийские породы пильгуярвинской свиты залегают на вулканитах колосйокской свиты, перекрывающих, в свою очередь, вулканогенные образования куэтсярвинской свиты. Разрез надстраивают более молодые вулканиты южнопеченгской серии калевия (рис. 2, 3).

Рис. 3.

Схема геологического строения Печенгской структуры и основные стратиграфические подразделения (по данным Смолькин, 1992, 1997; Melezhik et al., 2012; Скуфьин, 2014, 2018а; с дополнениями и изменениями). 1 – гранитоиды Лицко-Арагубского комплекса; 2 – перидотит, пироксенит нясюккского дайкового комплекса; 3‒10 – южнопеченгская серия: 3 – метаандезит, метадацит Порьиташского вулканического центра; 4 – туффитовый песчаник кассесйокской свиты; 5 – андезит и дацит каплинской свиты; 6 – пикробазальт и пикрит меннельской свиты; 7 – туф и вулканиты андезит-базальт-пикритового состава брагинской свиты; 8 – туффиты каллояврской свиты; 9 – гранитоиды Каскельяврского комплекса; 10 – аналоги пород пильгуярвинской свиты в южнопеченгской серии; 11–15 – северопеченгская серия: 11 – пильгуярвинская свита: а – толеитовый базальт, ферропикрит, риолит, б – метаосадки ламмасской и ждановской подсвит; 12 – колосйокская свита: а – толеитовый базальт, туф, вулканокластическая граувакка, б – конгломераты, песчаники, яшмы; 13 – куэтсярвинская свита: а – базальт, трахидацит, трахиандезит, б – кварциты и доломиты; 14 – ахмалахтинская свита: андезибазальт и андезит; 15 – базальные конгломераты и реголитовые брекчии; 16 – габбро-нориты г. Генеральской; 17 – гнейсы верхнеархейского комплекса; 18 – тектонические нарушения; 19 – места отбора проб и номера скважин/обнажений.

Куэтсярвинская свита. Нижний возрастной предел пород свиты не установлен. Единственное геохронологическое определение (2058 ± 6 млн лет) было получено для циркона из вулканокластического материала, залегающего в верхней части разреза вулканогенной толщи (табл. 1). Эти данные согласуются с возрастом циркона из силла риодацитового порфира, подсеченного Кольской сверхглубокой скважиной вблизи контакта с вышележащими колосйокскими осадками (Митрофанов и др., 2001), что позволяет зафиксировать верхнюю границу свиты на рубеже 2040–2060 млн лет назад. Низы разреза куэтсярвинской свиты формируют осадочные породы с примесью пирокластики базитового состава, залегающие на сариолийских миндалекаменных андезибазальтах. Состав осадочных пород свидетельствует об их образовании в субаэральных условиях (Предовский и др., 1987; Skuf’in, Theart, 2005; Melezhik et al., 2012). В основании вулканогенной части разреза залегают туфы и лавы пикритов и ферробазальтов, постепенно сменяющиеся вверх по разрезу муджиеритами, субщелочными ферроандезибазальтами, андезитами, трахиандезитами и железистыми трахидацитами и дацитами. Залегающие выше покровы лав сложены преимущественно ферробазальтами с небольшими прослоями туфов среднекислого состава.

Колосйокская свита. Метаосадочные породы свиты весьма контрастны по составу и отражают переход от терригенных условий осадконакопления к субокеаническим обстановкам. Если нижняя возрастная граница пород колосйокской свиты определена в интервале 2040–2060 млн лет, то их верхняя возрастная граница может быть косвенно оценена только на основании стратиграфических наблюдений и с учетом результатов датирования вышележащих сланцев пильгуярвинской свиты. Вулканиты, формирующие верхнюю часть разреза свиты, представлены покровами массивных и шаровых лав ферропикритов и базальтов, чередующихся с прослоями туфов, туфосланцев и гиалокластитов базальтового состава, а также с пластовыми телами габбро-долеритов. Наиболее полный разрез свиты мощностью более 1800 м вскрыт Кольской сверхглубокой скважиной (СГ-3). В основании разреза залегает горизонт ферропикритовых лав, превращенных в тальк-тремолит-хлоритовые сланцы, которые сменяются базальтовыми покровами мощностью до десятков метров, а также силлами аналогичного состава мощностью до 10–15 м.

Пильгуярвинская свита. Нижняя часть разреза свиты, включающая рудоносные интрузии габбро-верлитов, представлена ритмически переслаивающимися слоями граувакк, черных углеродистых и сульфидсодержащих сланцев. Максимальная оценка возраста сланцев, полученная Re–Os методом, составляет 2004 ± 9 млн лет и совпадает со временем формирования интрузий (табл. 1). В верхней части разреза свиты преобладают вулканические покровы, представленные туфами ферропикритов, массивными и шаровыми лавами ферробазальтового состава, прослоями туфо- и лавобрекчий (Предовский и др., 1974). Среди лав присутствует тонкая пачка, сложенная туфами и игнимбритами кислого и средне-кислого состава, субщелочными пикритами и базальтовыми лавами (Скуфьин, 2014).

Вулканогенные образования Южнопеченгской зоны. Они связаны с функционированием нескольких автономных вулканических центров, продуцировавших вулканиты бимодальной пикрит-андезитовой серии. Для меннельской свиты характерно сочетание пикритов, щелочных и магнезиальных базальтов с ультракремнистыми феррориолитами, которые рассматриваются в качестве аналогов вулканогенных серий пильгуярвинской свиты (Skuf’in, Theart, 2005; Скуфьин, 2018а). В составе каплинской свиты доминируют субщелочные и щелочные низкотитанистые базальты и андезибазальты. Субвулканические тела андезитов и дацитов Порьиташского центра, располагающиеся вдоль контакта южной и северной частей Печенгской структуры, могли быть сформированы одновременно с вулканитами каплинской свиты (Смолькин и др., 1995; Skuf’in, Theart, 2005). Минимальный возраст вулканитов Южнопеченгской зоны косвенно оценивается в 1940–1950 млн лет (Скуфьин и др., 2000; Ветрин и др., 2008). В качестве геохронологических маркеров, свидетельствующих о завершении магматических событий в Печенгской структуре, принят возраст вулканитов Южнопеченгской зоны (Скуфьин и др., 1999; Скуфьин, 2018а).

Вулканогенные образования Имандра-Варзугской структуры

Осадочно-вулканогенные образования ятулия, людиковия и калевия располагаются в западной и юго-западной частях Имандра-Варзугской структуры, где образуют серию невыдержанных горизонтов суммарной мощностью до 6 км (рис. 4).

Рис. 4.

Схема геологического строения западной части Имандра-Варзугской структуры и основные стратиграфические подразделения (по данным Федотов, 1985; Скуфьин и др., 2006; Melezhik et al., 2012; с дополнениями и изменениями). 1 – палеозой: нефелиновые сиениты, фоидолиты Хибинского и Ловозерского массивов; 2–18 – протерозой: 2 – щелочные сиениты Соустовского массива; 3 – панареченская свита; 4, 5 – томингская свита нерасчлененная (4) и вулканогенная (5); 6, 7 – ильмозерская свита вулканогенная (6) и осадочная (7); 8, 9 – умбинская свита вулканогенная (8) и осадочная (9); 10, 11 – полисарская свита вулканогенная (10) и осадочная (11); 12, 13 – сейдореченская свита вулканогенная (12) и осадочная (13); 14 – кукшинская свита: кварцит, зеленый сланец, граувакка, известняк; 15 – гранофир (имандрит); 16 – перидотит, пироксенит, габбро Имандровского интрузива; 17 – перидотит, пироксенит, габбро Мончегорского и Федорово-Панского массивов; 18 – габбро-анортозиты Мончетундровского массива; 19 – гнейсы верхнеархейского комплекса; 20 – несогласное залегание (а), тектонические нарушения (б).

Умбинская свита. Метаосадочные породы, слагающие низы свиты, представлены красноцветными доломитами с примесью пикритовой пирокластики, аркозовыми алевролитами и кварцевыми песчаниками. Они перекрыты субщелочными базальтами, ферробазальтами, трахиандезитами и пикробазальтами, которые сменяются горизонтом пикробазальтовых туфов и лавобрекчий (Скуфьин, 2014). В.А. Мележиком (Melezhik et al., 2012) установлена закономерная смена слагающих свиту литофаций, свидетельствующая о погружении области осадконакопления и повышении роли морских осадков в восточной части Имандра-Варзугской структуры. В качестве аналогов пород умбинской свиты в Печенгской структуре рассматриваются вулканиты куэтсярвинской свиты (рис. 2) (Смолькин, 1997; Melezhik et al., 2012).

Ильмозерская свита. Осадочные породы представлены углеродистыми и сульфидно-углеродистыми сланцами, алевритами, силицитами и сульфидно-углеродистыми туффитовыми песчаниками, что является свидетельством резкой смены условий осадконакопления и, соответственно, климатической и палеогеографической обстановок (Предовский и др., 1974; Melezhik et al., 2012; Скуфьин, 2014). Вулканиты свиты, имеющие ограниченное распространение и локализованные в центральной части Имандра-Варзугской структуры (рис. 3), образуют однородные покровы андезибазальтов с признаками субаэральных условий излияния. В основании разреза свиты установлен горизонт агломератовых туфов, имеющих состав субщелочных Mg-базальтов.

Томингская свита. Относительный возраст вулканитов свиты установлен на основе геологического положения даек ферродолеритов, аналогичных по химическому составу вулканитам, прорывающим породы ильмозерской свиты (Предовский и др., 1987). Среди вулканитов преобладают субщелочные толеитовые базальты и титанистые и умеренно-титанистые ферробазальты. В разрезе встречены шаровые и массивные лавы и силлы ферропикритового состава, а также маломощные покровы лав и туфолав дацитового состава.

Панареченская кальдера (рис. 4). Представляет собой дискордантное тело, залегающее в вулканогенно-осадочных породах ильмозерской и томингской свит. Осадочно-вулканогенные породы с центриклинальным концентрическим залеганием формируют периферическую часть, окружающую ядро структуры, сложенное кислыми вулканитами с более пологими, местами субгоризонтальными углами падения. Среди вулканитов преобладают базальты, габбро-долериты и долериты (панареченская свита), породы монцонит-трахиандезитовой вулканоплутонической ассоциации зоны кольцевого разлома, а также известково-щелочной дацит-риолитовой ассоциации самингской свиты. Возраст циркона из плагиомикроклинового гранита из внутренней части кальдеры составляет 1940 ± 5 млн лет, возраст трахидацита из этой же структуры составляет 1907 ± ± 18 млн лет (Скуфьин и др., 2006).

Проявления дайкового магматизма

Имеющаяся информация по проявлениям базитового магматизма с возрастом 2.06–1.86 млрд лет в Кольском регионе ограничивается в основном данными по вулканогенным образованиям и комплементарным с ними плутоническим аналогам, которые располагаются в пределах Полмак-Печенгско-Имандра-Варзугского пояса, а также установлены на юго-восточном продолжении Печенгской структуры, в районах Кеулик-Кенирим и Тюльпвыд (Смолькин и др., 2014, 2018).

Вместе с тем имеются основания полагать, что проявления магматизма с возрастом 2.06–1.86 млрд лет имеют значительно более широкое распространение в северо-восточной части Фенноскандинавского щита. Прямым свидетельством этого являются подтвержденные геохронологическими данными находки даек ферропикритов в центральной части Кольско-Норвежского террейна, а также силлоподобных тел долеритов в Мурманском террейне (Арзамасцев и др., 2009).

В пределах кольской части Фенноскандинавского щита субвулканические интрузии и дайки с возрастом 2.06–1.86 млн лет локализованы преимущественно в северной части Полмак-Печенгско-Имандра-Варзугского пояса. К югу от этого пояса дайки аналогичного возраста были обнаружены в железорудных карьерах Оленегорского месторождения (Нерович и др., 2014) и в районе Аллареченской структуры, где они образуют рой тел субмеридионального простирания (Яковлев, Яковлева, 1989) (рис. 1). В примыкающих к поясу с юга террейнах, включая Беломорский мобильный пояс, среди раннепротерозойских даек преобладают тела с возрастом 2.5–2.3 млрд лет, которые, как правило, смяты в складки и будинированы (Балаганский и др., 1986; Арзамасцев и др., 2009). К северу от пояса в разной степени метаморфизованные дайковые тела долеритов и ферропикритов наиболее широко распространены в пределах Мурманского террейна (рис. 1), а также в сопредельном Кольско-Норвежском террейне, где они трассируют зону сочленения Печенгской и Имандра-Варзугской структур.

Имеющиеся на сегодня геохронологические данные (U–Pb по бадделеиту и циркону) позволяют выделить следующие группы субвулканических тел в интервале 2.06–1.86 млрд лет.

Дайки долеритов с возрастом 2.06 млрд лет. Недавно обнаружены в северо-западной части Кольско-Норвежского террейна, в окрестностях г. Киркенес и поселка Бугайнес (Степанова и др., 2018). Эти дайки образуют 2 разобщенных роя северо-западного простирания. Центральные зоны отдельных даек сложены габбро-долеритом, краевые – тонкозернистым сильно измененным долеритом. Для наиболее раскристаллизованных разновидностей характерна офитовая структура, образованная плагиоклазом; клинопироксен и кварц присутствуют в интерстициях. В породах идентифицированы также амфибол, биотит, серицит (Степанова и др., 2018).

Дайки габбро-норитов с возрастом 1.98 млрд лет. Эти дайки были установлены авторами настоящей работы. Они образуют несколько роев, наиболее крупный из которых расположен к востоку от Печенгской структуры в широкой полосе в пределах Кольско-Норвежского террейна (рис. 1). Среди даек преобладают крутопадающие тела, имеющие преимущественно меридиональное простирание. В отдельных наиболее крупных наклонных дайках, состав которых в центральных частях отвечает габбро-нориту, наблюдалась дифференциация с образованием лейкократовой и меланократовой зон. Помимо породообразующих плагиоклаза и клинопироксена (авгита), в породах может присутствовать оливин, титаномагнетит, кварц, калиевый полевой шпат, биотит, апатит. Ортопироксен присутствует в отдельных дайках в виде фенокристов. Породы, как правило, сильно амфиболизированы.

Дайки ферропикритов и ферродолеритов с возрастом 1.98 млрд лет. Известны в северном обрамлении Печенгской структуры и в ее восточном продолжении (Федотов и др., 2012; Smolkin et al., 2015), в прибрежной зоне к западу от Кольского залива, а также в нижнем течении р. Тулома (Борисова, 1989). В ходе проведенных исследований ареал распространения даек этой группы был расширен (рис. 1); новые геохронологические, изотопные и геохимические данные по дайкам ферропикритов района поселка Лиинахамари приведены в этой статье.

Наиболее крупные тела мощностью более 100 м, прослеженные на расстоянии более 20 км, присутствуют в составе Нясюккского роя даек. Они сложены полнокристаллическим керсутитовым плагиоперидотитом, оливиновым плагиопироксенитом либо оливиновым габбро. Ферропикриты и их более лейкократовые разности слагают более мелкие тела, которые часто полностью амфиболизированы. В слабоизмененных разностях микропорфировая структура образована фенокристами оливина и авгита, заключенными в матриксе, состоящем из микролитов авгита, плагиоклаза, магнетита, ильменита.

Силлы пойкилоофитовых долеритов с возрастом 1.86 млрд лет. Распространены в пределах Мурманского террейна, в полосе от р. Воронья до губы Савиха (рис. 1), и имеют близкие возрасты по бадделеиту в районе пос. Дальние Зеленцы (1860 ± 4 млн лет) и в районе горы Дворовая (1863 ± 7 млн лет) (Самсонов и др., 2018). Силлы образуют субгоризонтальные тела мощностью более 50 м, их кровля часто эродирована, нижний контакт нередко расположен ниже уровня эрозионного среза. В районе губ Дроздовка, Ивановка и Савиха пойкилоофитовые долериты, наряду с силлами, образуют рой субвертикальных даек ССВ простирания (Федотов и др., 2012). Силлы слабо дифференцированы, верхний эндоконтакт крупных тел иногда сложен крупнозернистым кварцевым габбро-долеритом. Характерной особенностью пород является пойкилоофитовая структура, образованная округлыми ойкокристами пироксена, интерстиции между которыми заполнены более мелкими кристаллами плагиоклаза, биотита и титаномагнетита.

Вулканиты Печенгской структуры

Вулканиты куэтсярвинской свиты. Главной особенностью пород свиты является преобладающий салический характер магматизма, с отчетливо выраженным щелочным трендом (рис. 5). В наиболее дифференцированных разностях сумма щелочей (Na₂O + K₂O) достигает 9.5 мас. %. Субщелочная специфика определяла своеобразие эволюции этих пород, приводившее к появлению на ранних этапах Fe-трахибазальтов (муджиеритов) и Fe-трахиандезитов, а на заключительных этапах – к образованию Fe-трахитов, Fe-трахидацитов и Fe-дацитов. Вулканиты верхней части разреза представлены ферробазальт-трахитовой серией. Среди наиболее примитивных членов серии преобладают ферробазальты – высокотитанистые и высокожелезистые кварц- и гиперстеннормативные породы, содержание Fe₂O_{3 общ} в которых может достигать 20 мас. %, а TiO₂ – до 3.2 мас. % (рис. 5). Для пород свиты характерны повышенные концентрации крупноионных литофильных (LILE) и высокозарядных (HFSE) элементов, близкие к таковым в обогащенных разновидностях океанических базальтов. Нормализованные к примитивной мантии распределения элементов-примесей (рис. 6а) характеризуются наличием отрицательных минимумов U, Sr и Zr. Отношение Nb/Nb* = Nb_N/[(Th_N)(La_N)]^1/2, характеризующее степень контаминации расплавов коровым компонентом, варьирует в пределах 0.5–1.5. Распределение REE показывает значимое фракционирование редких земель ((La/Sm)_N = 2.1–4.9, (Gd/Yb)_N = = 2.2–2.9) и отсутствие Eu-аномалии (Eu/Eu* = = 0.91–1.09). Высокие отношения (Gd/Yb)_N в этой группе пород указывают на то, что их формирование происходило в результате плавления гранатсодержащего источника. Химические составы представительных образцов приведены в табл. 2.

Рис. 5.

Диаграммы MgO–оксид (мас. %) для раннепротерозойских вулканитов Печенгской структуры на основе оригинальных и опубликованных данных (Предовский и др., 1974; Смолькин, 1992; Skuf’in, Theart, 2005). Значения N-MORB по (Hart et al., 1999).

Рис. 6.

Нормализованные к примитивной мантии содержания элементов-примесей в вулканитах куэтсярвинской (а), колосйокской (б), пильгуярвинской свит (в), в риодацитах из силла в разрезе Кольской сверхглубокой скважины (г), в породах меннельской свиты (д), каплинской свиты и Порьиташской структуры (е). Здесь и далее на диаграммах (рис. 6, 8, 13–15) нормализующие факторы и значения E-MORB и OIB по (McDonough, Sun, 1995).

Вулканиты колосйокской свиты. Представлены преимущественно базальтоидами толеитовой серии и существенно отличаются по петрогеохимическим характеристикам от субщелочных вулканитов куэтсярвинской свиты. Слагающие свиту породы принадлежат к умеренно-титанистым (0.9–2.0 мас. % TiO₂) и железистым толеитам с двупироксеннормативным минеральным составом. На диаграммах MgO–оксид (рис. 5) фигуративные точки составов базальтоидов образуют тренд, свидетельствующий о фракционной дифференциации высокомагнезиального базальтового расплава, с ранней отсадкой оливина и клинопироксена и накоплением в остаточной жидкости плагиоклаза. Для базальтов колосйокской свиты характерны сравнительно низкие концентрации Ni, Co, Cr, не превышающие 70 мкг/г, отсутствие Nb-минимума и отрицательные аномалии Sr (Sr/Sr* ~ 0.45) и Zr (Zr/Zr* ~ 0.75) на диаграммах, нормированных к примитивной мантии (рис. 6б, табл. 3). Слабовыраженное фракционирование редких земель ((La/Sm)_N = 1.3–1.7, (Gd/Yb)_N = = 1.2–1.6) и наличие незначительной аномалии Eu (Eu/Eu* = 0.8–1.1) отличает вулканиты колосйокской свиты от базальтоидов куэтсярвинской свиты. Среди наиболее дифференцированных пород, залегающих в зоне контакта колосйокской свиты с нижележащей куэтсярвинской, присутствует силл риодацитовых порфиров, являющийся возрастным маркером (табл. 2, обр. RIOD) (Митрофанов и др., 2001). Породы имеют нормальную щелочность, пересыщены глиноземом и обогащены железом и магнием. По петрохимическому составу риодациты относятся к гиперстеннормативным разновидностям. Несмотря на различия в составах, близкие по возрасту метадолериты и риодациты обнаруживают сходство таких геохимических характеристик, как наличие отрицательных аномалий Nb (Nb/Nb* ~ 0.15), Sr (Sr/Sr* ~ 0.15) и Eu (Eu/Eu* ~ 0.45) (рис. 6г).

Вулканиты пильгуярвинской свиты. В пильгуярвинской свите среди вулканогенных образований выделяют базальт-толеитовую и ферропикритовую серии, с последней из которых связаны рудоносные интрузии габбро-верлитов (Смолькин, 1992; Hanski, 1992; Melezhik et al., 2012). Высокие вариации петрогенных элементов и присутствие гибридных разностей затушевывают петрохимические характеристики пород обеих серий (рис. 5), однако анализ распределения элементов-примесей выявляет их дискриминирующие геохимические различия (табл. 4). Так, на диаграмме распределения микроэлементов (рис. 6в) базальты толеитовой серии по концентрациям большинства элементов сопоставимы с базальтами OIB-типа, отличаясь слабо фракционированными спектрами тяжелых REE.

Основным отличием пород ферропикритовой серии, в составе которой преобладают пикриты и пикробазальты, является высокое содержание TiO₂ (более 2 мас. %) и Fe₂O_{3 общ} (более 14 мас. %) (рис. 5). Для всех дифференциатов характерны концентрации LILE, HFSE и REE, значительно превышающие таковые в базальтоидах OIB- и E‑MORB-типа (рис. 6в); наличие отрицательной аномалии Sr (Sr/Sr* ~ 0.16), а также отрицательных аномалий Ba и Ti в наиболее эволюционированных феррориолитах. Спектры REE этих пород сильно фракционированы как в легкой ((La/Sm)_N ~ 3.2), так и в тяжелой ((Gd/Yb)_N ~ 3.0) частях, а также имеют небольшие отрицательные Eu-аномалии (Eu/Eu* ~ 0.8), достигающие в феррориолитах значений 0.6.

Вулканиты южной части Печенгской структуры. Обнаруживают существенные различия по составу в разных вулканических центрах. Меннельскую свиту образуют вулканиты пикрит-пикробазальт-базальт-андезитовой серии, наиболее примитивные члены которой приближаются по составу к базальтам E-MORB-типа (рис. 6д, табл. 5). На фоне широких вариаций содержаний петрогенных элементов наиболее магнезиальные разности этой свиты характеризуются умеренными концентрациями TiO₂ и Fe₂O_{3 общ} (рис. 5), что отличает их от аналогов из пильгуярвинской свиты. Вместе с тем для меннельской свиты характерны отрицательные аномалии Sr и Zr и отсутствие Nb-аномалии, что сближает их с вулканитами колосйокской свиты. Следует отметить, что ферробазальтам меннельской свиты свойственны более фракционированные спектры тяжелых редких земель ((Gd/Yb)_N = 0.9–3.2), а также отсутствие аномалии Eu (Eu/Eu* = 0.90–1.09).

Вулканиты каплинской свиты представлены базальт-андезит-дацит-риолитовой ассоциацией, в которой доминируют кислые и средние разновидности с высокими содержаниями щелочей, низкой титанистостью и железистостью. Геохимические параметры пород свиты проявляют широкие вариации, причем большинство разновидностей обнаруживает отчетливую отрицательную аномалию Nb (Nb/Nb* ~ 0.35).

Среди вулканитов зоны Порьиташского разлома преобладают салические субщелочные андезибазальты, андезиты и дациты. Эти породы, имеющие геохимическое сходство с наиболее поздними дериватами каплинской серии (Скуфьин, 2018а), резко обогащены LILE, HFSE и REE, что сближает их с феррориолитами пильгуярвинской свиты.

Вулканиты Имандра-Варзугской структуры

Вулканиты умбинской свиты. Образуют пикробазальт-трахибазальт-трахиандезит-трахидацитовую серию, в которой преобладают существенно более мафитовые вариететы (табл. 6). Пикриты относятся к маложелезистым (Fe₂O_{3 общ} < 15 мас. %) умеренно-титанистым (TiО₂ < 1.4 мас. %) разновидностям. Базальтоиды в составе свиты соответствуют субщелочным базальтам (Na₂O + K₂O ~ 5 мас. %, Na₂O > K₂O) (рис. 7). Для Fe-трахиандезитов, содержащих в среднем 55–56 мас. % SiO₂, характерны повышенные содержания Fe₂O_{3 общ} и щелочей (12.68 и 7.9 мас. % соответственно). Единичные данные по содержаниям элементов-примесей (Минц и др., 1996) позволяют отнести их к базальтоидам OIB-типа, которые отличаются низкими концентрациями Ni (30–40 мгк/г), Cu (20–60 мгк/г) и Cr (100–150 мгк/г).

Рис. 7.

Диаграммы MgO–оксид (мас. %) для раннепротерозойских вулканитов Имандра-Варзугской структуры на основе оригинальных и опубликованных данных (Предовский и др., 1974; Загородный и др., 1982; Федотов, 1985; Смолькин, 1992). Полями показаны составы пород куэтсярвинской, колосйокской и пильгуярвинской свит Печенгской структуры.

Толеитовые лавы ильмозерской свиты представлены более эволюционированной по сравнению с аналогами из колосйокской свиты андезибазальт-андезит-дацитовой серией, характеризующейся отсутствием мафических членов ряда, более высокими содержаниями щелочей (в первую очередь K₂O), а также пониженными титанистостью и содержанием железа (рис. 7, табл. 6). Распределение элементов-примесей в опробованных образцах базальтов ильмозерской свиты также отличает эти породы от печенгских толеитов. В частности, базальты ильмозерской свиты характеризуются не только более высокими концентрациями LILE и HFSE, более фракционированными спектрами REE ((La/Yb)_N = 7.1–8.7), но и наличием, наряду со Sr- и Zr-минимумами, отрицательной Nb-аномалии (Nb/Nb* ~ 0.30).

Вулканиты томингской свиты. Не обнаруживают значимых отличий в распределении петрогенных компонентов от аналогов пильгуярвинской свиты Печенгской структуры, однако среди пород томингской свиты разновидности с содержаниями MgO > 9 мас. % имеют крайне ограниченное распространение (рис. 7). Данные по распределению элементов-примесей позволяют выделить среди базальтоидов свиты две группы. Умеренно обогащенные микроэлементами базальты, приближающиеся по составу к базальтам колосйокской свиты (рис. 8), характеризуются незначительной отрицательной аномалией Zr, а также низким коэффициентом разделения как легких, так и тяжелых REE ((La/Yb)_N = 0.62–0.89). Вторую группу, по большинству геохимических параметров отвечающую ферропикритам Печенгской структуры, отличает резкое обогащение LILE, HFSE и REE, отрицательная аномалия Sr (Sr/Sr* ~ 0.16), а также отрицательные аномалии Ba и Ti в феррориолитах, более фракционированные спектры в области легких ((La/Sm)_N = 3.7–4.6) и тяжелых ((Gd/Yb)_N = 3.3–3.6) REE и отсутствие европиевой аномалии (Eu/Eu* = 0.90–1.06).

Рис. 8.

Нормализованные к примитивной мантии содержания элементов-примесей в вулканитах умбинской и ильмозерской (а), томингской (б) свит и Панареченской структуры Имандра-Варзугской зоны (в). Полями показаны составы пород куэтсярвинской, колосйокской и пильгуярвинской свит Печенгской структуры, а также сиенитов массива Соустова по данным (Bea et al., 2001). Данные по умбинской свите из работы (Минц и др., 1996).

Вулканиты Панареченской кальдеры. Входят в состав вулканоплутонической ассоциации и относятся к субщелочной монцонит-трахиандезитовой серии, для которой характерно преобладание салических производных с повышенными содержаниями некогерентных элементов, сходными с таковыми базальтов OIB-типа (рис. 8в). Отмечается закономерное увеличение содержаний большинства микроэлементов от базальтов к трахиандезитам, риодацитам и монцонитам. Наиболее щелочные члены ряда приближаются по геохимическим характеристикам к породам массива Соустова (Bea et al., 2001), также расположенного в пределах томингской свиты, к западу от Панареченской структуры (рис. 4). В базальтах, имеющих ограниченное распространение, отмечаются отрицательные аномалии Ti и Nb (Nb/Nb* = 0.1–0.8) (рис. 8), а также закономерная смена положительной Sr- и отрицательной Zr-аномалий на обратные в пределах ряда базальт–трахиандезит–монцонит.

U–Pb геохронология и Sm–Nd изотопная геохимия

Дайка габбро-норита. Выделенный бадделеит (обр. Са-539-5) представлен пластинчатыми и псевдопризматическими, прозрачными, редко полупрозрачными кристаллами коричневого и темно-коричневого цвета с однородным внутренним строением и гладкой поверхностью граней. U–Pb изотопные исследования выполнены для одного зерна размером 50–60 мкм и двух микронавесок (8–10 наиболее прозрачных кристаллов) бадделеита размером 30–40 мкм (табл. 7). Изученный бадделеит характеризуется незначительной возрастной дискордантностью (<1%) или конкордантен (табл. 7, № 3). Точки изотопного состава аппроксимируются дискордией (рис. 9), верхнее пересечение которой с конкордией соответствует возрасту 1981 ± 4 млн лет (СКВО = 0.02), а нижнее пересечение отвечает возрасту 390 ± 460 млн лет. Значение конкордантного возраста восьми темно-коричневых кристаллов составляет 1983 ± 5 млн лет (СКВО = 0.47, вероятность = 0.49) и совпадает с возрастом, определяемым верхним пересечением дискордии, и со средним значением возраста, рассчитанным по отношению ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb для проанализированного бадделеита (1981 ± 3 млн лет, СКВО = 0.64). Полученное значение возраста 1981 ± 3 млн лет можно рассматривать в качестве наиболее точной оценки времени кристаллизации расплавов, родоначальных для габбро-норитов.

Рис. 9.

Диаграмма с конкордией для бадделеита из дайки габбро-норита, проба Са-539-5. Номера точек соответствуют порядковым номерам в табл. 7.

Дайка ферропикрита. Выделенные зерна циркона имеют необычную пластинчатую морфологию, кристаллографическая огранка отсутствует. Проведенные исследования в обратно-рассеянных электронах (BSE) (рис. 10) и катодолюминесценции (рис. 11а) показали, что нетипичная пластинчатая морфология циркона образована в результате псевдоморфного замещения первично-магматического бадделеита, реликты которого диагностированы при микрозондовом изучении зерен.

Рис. 10.

Фотографии цирконов из метаморфизованного ферропикрита (обр. Са-516-14) в обратно отраженных электронах (BSE). Точки на фото показывают места локальных U–Pb изотопных анализов.

Рис. 11.

(а) Контрастное катодолюминесцентное изображение цирконов из метаморфизованного ферропикрита (обр. Са-516-14); (б) диаграмма с конкордией для цирконов; (в) оценка средневзвешенного ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраста бадделеита из метаморфизованного ферропикрита (обр. Са-516-14). На рис. 11а: Zr – циркон, Bd – бадделеит. Черные квадраты показывают места микрозондового анализа.

U–Pb изотопное исследование зерен пластинчатого циркона показало разную степень дискордантности, которая аппроксимируется одной линией, верхнее пересечение которой с конкордией отвечает возрасту 1786 ± 14 млн лет, а нижнее пересечение соответствует возрасту 362 ± 70 млн лет (рис. 11б). Оценка возраста бадделеита, сохранившегося в виде реликтов в цирконе, выполнена по величине изотопного отношения ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb и составляет около 1970 млн лет (рис. 11в). Таким образом, возраст циркона из ферропикрита (1786 ± ± 14 млн лет) интерпретируется как время метаморфического преобразования породы, а нарушение изотопной системы в цирконе около 360 млн лет, отражает, по-видимому, влияние девонского магматического события, масштабно проявленного на Кольском полуострове. Оценка 1970 млн лет, определенная по реликтовому бадделеиту, вследствие недостаточного количества материала может лишь приближенно отражать время кристаллизации ферропикрита.

Sm–Nd изотопная геохимия субвулканических пород. Изотопные характеристики Nd базитов из даек Мурманского террейна (табл. 8) и сопоставляемых с ними вулканитов в составе Печенгской и Имандра-Варзугской структур, по данным (Hanski, 1992; Hanski et al., 2014; Смолькин, 1992; Скуфьин, Баянова, 2006; Галимзянова и др., 2006), демонстрируют существенный разброс значений ε_Nd(T) (от +3.9 до –7.1, что, очевидно, обусловлено различной долей участия древнекорового вещества в их составе. Максимальные отрицательные значения ε_Nd(T), зафиксированные в породах куэтсярвинской свиты, отражают вклад континентальных осадков при внедрении базитовых расплавов в субаэральных условиях. Значения ε_Nd(T) для метадолеритов из района Киркенеса, имеющих возраст 2.06 млрд лет, составляют +1.7, что указывает на близкий изотопный состав всей серии базитовых расплавов куэтсярвинской свиты и более поздних вулканитов толеитовой серии, присутствующих в составе колосйокской и пильгуярвинской свит. Отметим, что положительные значения ε_Nd, скорректированные для возраста 1983 млн лет, установлены и в габбро-норите из дайки в районе Мурманска, а также в дайках Нясюккского роя северного обрамления Печенгской структуры (Smolkin et al., 2015).

Геохимия даек и силлов

Метадолериты даек в районе Киркенеса характеризуются невысокими содержаниями Fe₂O_{3 общ}, TiO₂ и умеренной щелочностью, соответствующими средним составам базальтоидов описанных выше вулканогенно-осадочных свит (рис. 12, табл. 9). В породах установлены сравнительно низкие концентрации Ni, Cr, V и Cu, что сближает их с вулканитами колосйокской свиты. Вместе с тем следует отметить отсутствие в метадолеритах Zr-минимума, а также наличие отрицательной аномалии Nb (Nb/Nb* ~ 0.6) (рис. 13а), которая отличает их от вулканитов колосйокской и куэтсярвинской свит. По характеру распределения элементов-примесей ((La/Sm)_N = 1.6–2.2, (Gd/Yb)_N = 1.2–1.7) метадолериты отвечают базальтам E-MORB-типа.

Рис. 12.

Диаграммы MgO–оксид (мас. %) для раннепротерозойских даек Кольско-Мурманского региона. Полями показаны составы пород куэтсярвинской, колосйокской и пильгуярвинской свит Печенгской структуры.

Рис. 13.

Нормализованные к примитивной мантии содержания элементов-примесей в дайках Кольско-Мурманского региона. Полями показаны составы пород куэтсярвинской, колосйокской и пильгуярвинской свит Печенгской структуры.

Для габбро-норитов, слагающих крупные дайки, характерна дифференциация in situ, на петрохимическом уровне проявляющаяся в образовании мафических кумулатов в подошве и сопровождающаяся накоплением некогерентных элементов в верхней части тела в шлировидных обособлениях (рис. 13в, табл. 9). Отсутствие значимых аномалий в распределении большинства элементов-примесей (за исключением Sr), а также характер распределения REE ((La/Sm)_N = 2.2–2.4, (Gd/Yb)_N = 1.3–1.4) и отсутствие Eu-аномалии (Eu/Eu* = 0.94–1.06) позволяют отнести габбро-нориты к обогащенным разновидностям базальтов типа E-MORB.

Ферропикриты из даек Мурманского и Кольско-Норвежского террейнов имеют высокие содержания Fe₂O_{3 общ} и TiО₂, достигающие соответственно 21 и 4.5 мас. %, что позволяет рассматривать их в качестве субвулканических аналогов пород пильгуярвинской свиты Печенгской структуры. Вместе с тем сравнительный анализ наиболее магнезиальных членов ферропикритовой серии обнаруживает значимое обогащение ферропикритов даек щелочами в сочетании с относительно пониженным содержанием в этих породах CaO. Для всех ферропикритов характерны высокие концентрации Ni, Co, Cr, причем положительная корреляция Ni и Cr с MgO свидетельствует об оливиновом и титаномагнетитовом контроле при их кристаллизации. Значительные и незакономерные колебания содержаний крупноионных литофильных элементов (LILE) в наибольшей степени проявлены в породах закалочных зон всех выделенных разновидностей даек, что связано, по-видимому, с наложенными метаморфическими преобразованиями. Наблюдаемые в отдельных телах максимумы концентраций U и Th в ферропикритах и габбро-норитах района Ура-губы (рис. 13в) обусловлены, по-видимому, наложенной U–Th минерализацией, установленной в пегматоидах и связанных с ними метасоматитах (Каулина и др., 2017).

Сходство ферропикритов из даек разных районов определяет отрицательная аномалия Sr (Sr/Sr* ~ 0.4) в сочетании с Ti-максимумом и незначительным Zr-минимумом (Zr/Zr* ~ 0.8), в наибольшей степени проявленным в дифференцированных телах Нясюккского роя (рис. 13б). Наличие четко выраженной отрицательной аномалии стронция является, по-видимому, первичной геохимической чертой ферропикритов и габбро-норитов, характеризующей особенности исходных базитовых расплавов. Отметим, что величина Sr-аномалии (Sr/Sr*) положительно коррелируется с валовым содержанием в породах CaO.

Пойкилоофитовые долериты, которые по возрасту могли бы рассматриваться в качестве аналогов описанных выше пород южной части Печенгской структуры и Панареченской кальдеры, отличаются повышенными содержаниями глинозема в сочетании с низкими концентрациями Fe₂O₃ и TiO₂ (рис. 12). Несмотря на относительно большую мощность силлов пойкилоофитовых долеритов, для этих пород характерна слабая дифференциация, проявляющаяся в незначительных вариациях содержаний большинства петрогенных элементов. Если по содержаниям петрогенных компонентов пойкилоофитовые долериты приближаются к породам каплинской свиты Печенгской структуры, то геохимические характеристики позволяют выделить их в отдельную группу, резко отличную от большинства описанных выше вулканитов. Главными чертами этих пород являются наличие отрицательной Nb-аномалии (Nb/Nb* = 0.22–0.46) (рис. 10г), пониженные относительно других дайковых пород концентрации редкоземельных элементов, сравнительно высокие отношения (La/Sm)_N = 2.0–3.2 при низких значениях (Gd/Yb)_N = 1.1–1.6, а также отсутствие Eu-аномалии (Eu/Eu* = 0.89–0.97). Следует также отметить однородность геохимического состава пойкилоофитовых долеритов: концентрации не только REE и HFSE, но и LILE варьируют весьма незначительно, что свидетельствует о минимальном воздействии на эти породы наложенных метаморфических процессов.

Корреляция вулканических серий Печенгской, Имандра-Варзугской структур и дайковых комплексов

Проведенные в последние годы комплексные исследования раннепротерозойских осадочных и вулканогенных пород северной части Печенгской структуры (Melezhik et al., 2012, Hanski et al., 2014) позволяют коррелировать эти образования с вулканогенно-осадочными комплексами Имандра-Варзугской структуры и проявлениями дайкового магматизма в обрамлении этих структур. Пространственная удаленность Печенгского и Имандра-Варзугского фрагментов единого Печенгско-Имандра-Варзугского пояса, сложная тектоническая обстановка зоны сочленения вулканогенно-осадочных толщ, а также ограниченность геохронологических данных приводят к неопределенности в геологической позиции выделенных свит, осложняют корреляцию образований южной и северной частей Печенгской структуры и, в большей степени, корреляцию пород последней с породами Имандра-Варзугской структуры. На основе полученных геохронологических и прецизионных геохимических данных нами выполнен сравнительный анализ вулканогенных образований Печенгской и Имандра-Варзугской структур.

Как показано (Hanski et al., 2014), важнейший рубеж, определяющий смену субконтинентальных обстановок на субокеанические, зафиксирован в изменении типа вулканогенно-осадочных образований при переходе от куэтсярвинской к колосйокской свите. Полученный В.А. Мележиком с соавторами (Melezhik et al., 2007) U–Pb возраст циркона из вулканокластических конгломератов верхней части разреза куэтсярвинской свиты (2058 ± 2 млн лет) интерпретирован как нижняя возрастная граница колосйокской осадочно-вулканогенной свиты. Эти данные согласуются с результатами U–Pb датирования циркона из силла риодацита на контакте пород куэтсярвинской и колосйокской свит (2043 ± 18 млн лет; Митрофанов и др., 2001), U–Pb определениями возраста бадделеита из даек метадолеритов района Киркенеса (2060 ± 5 млн лет) и возрастом аналогичных образований смежных регионов (Melezhik et al., 2012).

Можно предположить, что субаэральные условия осадконакопления и геохимические особенности магматизма, зафиксированные в породах куэтсярвинской свиты Печенгской структуры, прослеживаются и в Имандра-Варзугской структуре, умбинская свита в которой рассматривается в качестве возрастного аналога куэтсярвинской свиты (рис. 2). В отличие от этого, базальты как умбинской, так и вышележащей ильмозерской свиты более обогащены некогерентными элементами, имеют отчетливый Nb-минимум (рис. 8а), а также повышенные коэффициенты разделения легких REE ((La/Sm)_N = 2.5–3.1), что сближает эти вулканиты с более древними образованиями, представленными в полисарской свите.

В качестве субвулканических аналогов толеит-базальтовой серии колосйокской свиты, возраст которой приближенно оценивается в 2018 ± 54 млн лет (табл. 1), могут быть рассмотрены дайки метадолеритов района Киркенеса, также характеризующиеся слабым фракционированием REE и положительными значениями ε_Nd(T). Вместе с тем следует отметить наличие в метадолеритах отрицательной аномалии Nb (Nb/Nb* ~ 0.6), которая может быть результатом разной степени контаминации их коровым материалом.

Вулканиты, формирующие вышележащую часть разреза Имандра-Варзугской структуры, представлены ферробазальтами и ферропикритами томингской свиты, которые рассматриваются в качестве аналога пильгуярвинских вулканитов (Смолькин, 1997). Вместе с тем сравнительный анализ состава вулканитов показывает, что породы толеитовой серии томингской свиты, характеризующиеся слабым фракционированием как легких, так и тяжелых REE, в большей степени отвечают базальтам более древней колосйокской свиты. Следует также отметить геохимическое сходство пород колосйокской свиты с базальтоидами меннельской свиты южной зоны Печенгской структуры, что является указанием на формирование вулканогенных образований этих свит из близкого по составу исходного расплава в результате единого магматического цикла.

Проявления дайкового магматизма, синхронного с появлением расплавов E-MORB-типа за пределами Печенгской структуры представлены, как и в пильгуярвинской свите, двумя сериями. Габбро-нориты района Мурманска по геохимическим характеристикам отвечают ферробазальтовой серии пильгуярвинской свиты. Полученный нами возраст габбро-норитов составляет 1981 ± 3 млн лет, что указывает на синхронность толеитового и ферропикритового магматизма в Печенгской структуре. Широкое развитие пород ферробазальтовой серии установлено в юго-восточном обрамлении Имандра-Варзугской структуры. Возраст Ондомозерской интрузии (1974 ± 3 млн лет) отвечает главному этапу магматической активности в Печенгской структуре и указанному выше возрасту габбро-норитов (Галимзянова и др., 2006). Формирование Пялочноозерской интрузии (1936 ± ± 9 млн лет) и ультраосновных интрузий р. Усть-Пялка синхронно с образованием даек Нясюккского роя северного обрамления Печенгской структуры, возраст которых определен 1941 ± 3 млн лет (Smolkin et al., 2015).

Ферропикриты даек, распространенные в обрамлении Печенгской структуры, обычно рассматриваются как прямые аналоги ферропикритовой серии (Борисова, 1989; Smolkin et al., 2015). Вместе с тем анализ вещественного состава показывает, что субвулканические ферропикриты, включая дифференцированные тела Нясюккского роя, сформировавшиеся значительно позднее главной фазы ферропикритового магматизма, имеют более высокие, по сравнению с вулканитами, концентрации щелочей, а также отличаются соотношением HFSE и характером распределения REE (рис. 10). Кроме того, вулканогенные образования колосйокской и пильгуярвинской свит, заполнявшие осевые зоны структуры, имеют признаки в разной степени проявленной коровой контаминации, что отразилось в широких вариациях Nb/Nb* и ε_Nd(T) = –2.7…+3.3 (Hanski, 1992; Skuf’in, Theart, 2005). В отличие от этого, в дайковых ферропикритах контаминация проявлена в меньшей степени (ε_Nd(T) = +1.4…+ 3.2). В последовательном ряду производных ультраосновных расплавов с возрастом 1.98 млрд лет дайковый магматизм по геохимическим параметрам в наибольшей степени отвечает породам верхов разреза пильгуярвинской свиты.

Корреляция вулканогенных образований калевийского периода представляется наиболее сложной вследствие сближенной по времени активности разных вулканических центров, продуцировавших вулканогенные образования контрастного химического состава. Наиболее примитивные ультрабазиты в составе бимодальной вулканической серии меннельской и каплинской свит по ряду геохимических характеристик (Nb/Nb*, Sr/Sr*, (La/Sm)_N, (Gd/Yb)_N) могут быть сопоставлены с базитами и их дериватами Панареченской кальдеры Имандра-Варзугской структуры. Пойкилоофитовые долериты, которые слагают силлы в Мурманском террейне и могли бы рассматриваться как субвулканические аналоги заключительной стадии развития пояса, имеют геохимические черты, отличающие их от описанных выше протерозойских субвулканических образований. Сходные характеристики имеют близкие по возрасту вулканиты Порьиташского вулканического центра южной части Печенгской структуры, а также одновозрастной самингской свиты, представляющей наиболее поздние образования в Панареченской кальдере. Несмотря на ряд геохимических различий, общими чертами всех указанных пород являются высокая глиноземистость при низких содержаниях Ti и Fe и, главное, наличие четко выраженной ниобиевой аномалии (рис. 6е, 8в, 10г).

Таким образом, корреляция вулканогенных образований Печенгской и Имандра-Варзугской структур обнаруживает асинхронность изменения характера вулканизма в ходе закономерной смены геодинамических режимов в интервале 2.06–1.86 млрд лет назад. В Печенгской структуре переход от субконтинентальных к субокеаническим обстановкам зафиксирован в появлении в составе колосйокской свиты базальтовых серий E-MORB-типа на рубеже 2058–2018 млн лет назад (Hanski et al., 2014). В отличие от этого, сформировавшиеся в это время в Имандра-Варзугской структуре вулканиты сохраняли геохимические черты, в большей степени отвечающие субконтинентальным обстановкам. Смена геодинамического режима в восточной части пояса произошла, по-видимому, позднее и проявилась во внедрении расплавов преимущественно ферробазальтового состава (вулканогенные серии томингской свиты) и интрузий ондомозерской группы в юго-восточном обрамлении структуры.

Источники и эволюция протерозойского магматизма Полмак-Печенгско-Имандра-Варзугского пояса в интервале 2.06–1.86 млрд лет назад

Источники магматизма. Несмотря на имеющиеся изотопно-геохимические свидетельства участия процессов плюм-литосферного взаимодействия в формировании Полмак-Печенгско-Имандра-Варзугского пояса (Walker et al., 1997), вопрос о масштабах этих процессов, а также об условиях генерации резко различающихся по составу расплавов на протяжении более 200 млн лет остается предметом дискуссии (Смолькин, 1992, 1997; Hanski, 1992; Melezhik et al., 2012). Полученные за последние годы изотопные и геохимические данные позволяют существенно детализировать геодинамические условия и этапы развития Печенгской и Имандра-Варзугской структур, намеченные В.Ф. Смолькиным (Смолькин, 1997). Одними из геохимических индикаторов, позволяющих отделить проявления плюмового магматизма от проявлений менее глубинного магматизма (например, уровня генерации базальтов типа N-MORB), являются отношения Zr/Y–Nb/Y (рис. 14а, 14в). Фигуративные точки составов всех вулканитов пояса и изученных дайковых серий располагаются в поле плюмовых источников выше дискриминирующей линии ΔNb. Детализация условий образования вулканических серий на основе диаграммы Nb/Th–Zr/Nb (рис. 14б, 14г) показывает, что источником первичных расплавов куэтсярвинской, колосйокской, пильгуярвинской серий и их гомологов в Имандра-Варзугской структуре являлась, по-видимому, обогащенная сублитосферная мантия, продуцировавшая расплавы с низкими Zr/Nb отношениями.

Рис. 14.

Диаграммы Zr/Y–Nb/Y и Nb/Th–Zr/Nb по (Condie, 2005) для вулканитов Печенгской зоны (а, б), Имандра-Варзугской зоны и субвулканических образований (в, г). На диаграммах стрелками обозначены тренды изменения составов расплавов в ходе равновесного плавления (F) и в результате субдукции (SUB); UC – континентальная кора, PM – примитивная мантия, DM – верхняя зона деплетированной мантии, HIMU – компонент рециклированной океанической коры по (Van Keken et al., 2002); EM1 и EM2 – обогащенные мантийные источники; ARC – базальты океанических дуг; N-MORB – нормальные базальты срединно-океанических хребтов; OIB – базальты океанических островов, DEP – нижняя зона деплетированной мантии, EN – обогащенный компонент, REC – продукты рециклинга.

Геохимические данные, а также изотопные характеристики пород ранее послужили основанием (Смолькин, 1992; Hanski, Smolkin, 1995; Skuf’in, Theart, 2005) для выделения в составе пильгуярвинской свиты автономных толеитовой и ферропикритовой магматических серий, проявившихся как в северной, так и в южной частях Печенгской структуры. Геохимические черты пород толеитовой серии определенно указывают на их первичную мантийную природу, минимально искаженную процессами корово-мантийного взаимодействия. Наиболее примитивные расплавы, в максимальной степени отвечающие характеристикам толеитов E‑MORB и OIB, представлены базальтоидами колосйокской и пильгуярвинской свит Печенгской структуры, для которых характерны низкие значения величины (La/Yb)_N. Для ферропикритовых расплавов Э. Хански и В.Ф. Смолькиным (Hanski, Smolkin, 1995) приводятся доказательства их генерации из автономного источника, связанного с активизацией метасоматизированного мантийного резервуара, располагавшегося вне уровней устойчивости граната.

На диаграмме MgO–(Gd/Yb)_N (рис. 15) фигуративные точки составов вулканитов куэтсярвинской и колосйокской свит, а также ферробазальтов пильгуярвинской свиты образуют тренд, характеризующийся закономерным снижением величины отношения (Gd/Yb)_N. Это отношение практически не подвержено влиянию процессов коровой контаминации, но отражает участие граната в области генерации мантийных расплавов. Соответственно, наблюдаемый тренд обусловлен закономерным подъемом зоны магмогенерации от уровня стабильности граната (куэтсярвинская свита) до менее глубинной мантийной фации шпинелевых лерцолитов (ферробазальты пильгуярвинской свиты). В геодинамическом плане развитие плюм-литосферного процесса, проявившееся в изменении геохимических характеристик первичных расплавов и глубины образования подлитосферных магм, обусловило уменьшение мощности континентальной литосферы в осевой части Печенгско-Имандра-Варзугского пояса.

Рис. 15.

Диаграммы MgO – (Gd/Yb)_N (а) и MgO – (La/Sm)_N (б) для для вулканогенных образований, даек и силлов с возрастом 2.06–1.86 млрд лет. 1 – куэтсярвинская свита; 2 – колосйокская свита; 3 – дайки метадолеритов с возрастом 2.06 млрд лет; 4, 5 – пильгуярвинская свита: ферробазальты (4), ферропикриты (5); 6 – томингская свита; 7, 8 – дайки обрамления: 7 – ферропикриты, 8 – габбро-нориты; 9 – меннельская свита; 10 – каплинская свита; 11 – пойкилоофитовые долериты. Значения N-MORB, E-MORB, OIB приведены по (McDonough, Sun, 1995).

В рамках предложенной модели, однако, должно быть учтено участие ферропикритовых расплавов, формировавшихся на поздних этапах развития пояса в пределах Печенгской и Имандра-Варзугской структур, а также заполнявших многочисленные расколы архейского фундамента в его обрамлении (дайки ферропикритов). Судя по фракционированным спектрам тяжелых REE, формирование этих пород, по-видимому, связано с более глубинным мантийным источником, располагавшимся на уровне фации гранатовых лерцолитов. Обогащенность ферропикритов некогерентными элементами в сочетании с высокими положительными значениями ε_Nd(T) свидетельствует об участии в зоне генерации ферропикритовых расплавов метасоматизированного мантийного компонента (Смолькин, 1997), причем изотопные характеристики пород указывают на то, что фертилизация мантийного субстрата произошла непосредственно перед внедрением ферропикритовых расплавов. Заключительный этап магматизма пояса, преимущественно проявленный в вулканитах южной части Печенгской структуры и в Панареченской кальдере, свидетельствует о генерации расплавов как с уровня фации шпинелевых лерцолитов, так и с уровня фации гранатовых лерцолитов.

Оценка роли обогащенных мантийных источников имеет прямое отношение к геодинамическим условиям формирования вулканогенных толщ Полмак-Печенгско-Имандра-Варзугского пояса. Вулканиты куэтсярвинской свиты Печенгской структуры и их аналоги в Имандра-Варзугской структуре имеют геохимические признаки глубинного мантийного источника без значимого вклада коровой контаминации, такие как высокие отношения (Gd/Yb)_N, Nb/Nb* ≥ 1 и низкие Zr/Nb отношения. Кроме того, эти вулканиты имеют низкорадиогенный изотопный состав Nd (ε_Nd(T) < 0), что указывает на участие источника, который претерпел обогащение несовместимыми элементами ((Nd/Sm)_N > CHUR) задолго до эпизода образования расплавов. Модельный возраст (T_Nd(DM)) этих вулканитов куэтсярвинской свиты 2.51–2.87 млрд лет, рассчитанный по данным (Skuf’in, Theart, 2005; Скуфьин, Баянова, 2006; Hanski et al., 2014), свидетельствует о неоархейском времени отделения протолита расплавов от деплетированной мантии и показывает, что таким источником могли служить участки астеносферной или литосферной мантии, претерпевшие метасоматическую переработку в архейское время. В отличие от этого, положительное значение ε_Nd = +1.7, низкое первичное отношение Sr ((⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i = 0.70166) в метадолерите дайки района Киркенеса, а также в дайках Нясюккского роя северного обрамления Печенгской структуры (Smolkin et al., 2015) в наибольшей степени отражают характеристики исходных магм вулканогенной серии этого периода и свидетельствуют об астеносферной природе источника расплавов. Таким образом, базитовый вулканизм, развивавшийся в осевой части Печенгской структуры в интервале 2.06–1.98 млрд лет, демонстрирует закономерное изменение Nd-изотопных характеристик, связанное со снижением роли литосферного источника, в то время как дайковые проявления, заполнявшие расколы архейского фундамента в обрамлении структуры, в максимальной степени сохранили первичные Nd-изотопные характеристики базитового расплава. О минимальном участии обогащенного резервуара в расплавах дистальной зоны Печенгской структуры свидетельствуют Rb–Sr изотопные характеристики дайковых метадолеритов и габбро-норитов. Изотопное отношение Sr_i(T), рассчитанное на возрасты соответственно 2060 и 1980 млн лет, не обнаруживает значительного смещения изотопных характеристик за счет вклада радиогенного компонента (табл. 7), что также может указывать на кратковременность тектономагматического импульса, проявившегося в образовании оперяющих расколов и заполнении их базитовым расплавом в северном обрамлении Печенгской структуры.

Проведенные в последние годы изотопно-геохронологические исследования показывают, что изменение характера магматизма, имеющего геохимические черты внутриконтинентальных толеитов, произошло в интервале 2.06–2.02 млрд лет (Hanski et al., 2014). Возрастной рубеж 2.06 млрд лет, отражающий смену геодинамического режима, зафиксирован также в ломагунди-ятулийской аномалии изотопно-тяжелого углерода (δ¹³С), которая проявлена на значительной территории Фенноскандинавского щита (Wanke, Melezhik, 2005; Lahtinen et al., 2005). С возрастом ~2.05 млрд лет совпадают оценки С. Дэли с соавторами (Daly et al., 2006), которые, однако, интерпретированы как время раскрытия не Печенгско-Варзугского, а сопряженного Лапландско-Кольского океана. Важным маркером, характеризующим завершение субаэрального режима вулканизма, является изменение окислительно-восстановительных условий, фиксируемое по изменению отношения Fe# = = Fe³⁺/(Fe³⁺ + Fe²⁺) в породах куэтсярвинской свиты, установленному Э. Хански с соавторами (Hanski et al., 2014). Проведенный нами расчет этого отношения для представительной выборки вулканитов Печенгской структуры (n = 390) показал, что если в породах куэтсярвинской свиты среднее значение Fe# составляет 0.54 ± 0.31, то в породах более поздних колосйокской и пильгуярвинской свит это отношение отражает значительно более низкую окисленность железа (Fe# = 0.22 ± 0.28). Сопоставление этих значений с данными по вулканитам Имандра-Варзугской структуры (n = 116) показывает более низкую окисленность Fe в вулканитах умбинской свиты (Fe# = 0.47 ± 0.18), по сравнению с породами куэтсярвинской свиты, что может рассматриваться как отражение изменений в условиях вулканической активности. Вместе с тем в породах ильмозерской и томингской свит значения Fe# не отличаются от таковых в аналогах печенгской серии и составляют соответственно 0.25 ± 0.21 и 0.23 ± 0.18.

Сопоставление геохимических и изотопных данных по вулканитам пильгуярвинской и томингской свит выявляет их принадлежность к двум сериям, в минимальной степени контаминированным коровым компонентом, в образовании которых прослеживается участие астеносферного источника. Первая серия вулканитов, в максимальной степени отвечающих характеристикам толеитов E-MORB, представлена ферробазальтами пильгуярвинской и колосйокской свит Печенгской структуры, габбро-норитами даек из района Мурманска и томингской свиты Имандра-Варзугской структуры, для которых характерны наиболее низкие значения (La/Yb)_N (рис. 15б). Вторую серию представляют ферропикриты пильгуярвинской свиты, комагматичные интрузии габбро-верлитов, а также изученные нами дайковые серии, характеризующиеся положительными значениями ε_Nd(T) и повышенным отношением (La/Yb)_N, что также указывает на астеносферную природу расплавов этой серии.

Эволюция магматизма Печенгской и, в меньшей степени, Имандра-Варзугской структур подробно рассмотрена в работах (Hanski, 1992; Смолькин, 1992, 1997; Sharkov, Smolkin, 1997) и, с учетом последних данных по генезису осадочных образований, В.А. Мележиком с соавторами (Melezhik et al., 2012). На основе данных по Печенгской структуре был определен возрастной рубеж перехода от субконтинентальных к океаническим обстановкам (Hanski et al., 2014) и соответствующее изменение характера магматизма. Установлена закономерная смена контаминированных коровым материалом вулканитов куэтсярвинской свиты вулканитами колосйокской и затем пильгуярвинской свит, приближающихся по своим характеристикам к E-MORB. Дальнейшая эволюция вулканизма прослеживается в южной части Печенгской структуры, в которой базитовые расплавы и их дифференциаты формируют обратный тренд от наиболее примитивных расплавов E-MORB-типа до андезитов, дацитов и риолитов, отражающий закономерное увеличение доли обогащенного древнекорового компонента. Описанный тренд прослеживается в Sm–Nd изотопных характеристиках пород и представлен на диаграмме в координатах ε_Nd(T)–время (рис. 16). Появление в Печенгской структуре наиболее деплетированных ферропикритовых расплавов с максимальными положительными значениями ε_Nd(T) соответствует интервалу 2060–1970 млн лет. Более поздний вулканизм характеризуется постепенным снижением ε_Nd вплоть до отрицательных значений в наиболее поздних дифференциатах южной части Печенгской структуры.

Рис. 16.

Диаграмма изменения ε_Nd(T) протерозойских магматических пород северо-восточной части Фенноскандинавского щита в интервале 2.10–1.75 млрд лет назад. 1 – дайковые комплексы; 2 – вулканиты Печенгской зоны; 3 – базиты массива Гремяха-Вырмес; 4 – гранитоиды Лицко-Арагубского комплекса; 5 – вулканиты и базитовые интрузии Имандра-Варзугской зоны; 6 – породы массива Соустова. Данные по дайковым комплексам (1) оригинальные; данные по остальным породам (2–6) заимствованы из (Hanski, 1992; Hanski et al., 2014; Смолькин, 1992; Bea et al., 2001; Баянова, 2004; Скуфьин, Баянова, 2006; Скуфьин и др., 2013; Арзамасцев и др., 2006; Ветрин, 2014; Галимзянова и др., 2006).

Описанный сценарий развития вулканизма Печенгского и Имандра-Варзугского фрагментов пояса не подтверждается геохимическим характеристиками вулканитов в коррелируемых свитах этих структур. Прежде всего, как показано выше, геохимические параметры томингской свиты, осадочные толщи которой коррелируются с осадками пильгуярвинской свиты, свидетельствуют о заметном участии в образовании вулканитов этой свиты корового материала. В наиболее наглядной форме это выражается на диаграмме MgO–(La/Sm)_N (рис. 15б), где фигуративные точки базальтов томингской свиты, в отличие от печенгских аналогов, располагаются в поле наиболее контаминированных составов. Имеющиеся изотопно-геохронологические данные по интрузивным комплексам юго-восточного обрамления Имандра-Варзугской структуры (Галимзянова и др., 2006) позволяют определить время появления в пределах этой структуры мантийных расплавов с максимальными значениями ε_Nd(T). Значимые различия в возрасте, определенном U–Pb методом по циркону для Ондомозерской (1974 ± 3 млн лет) и Пялочноозерской (1944 ± 14 млн лет) ультраосновных интрузий (Галимзянова и др., 2006), показывают, что пик появления наиболее изотопно деплетированных расплавов в Имандра-Варзугской структуре был смещен относительно времени появления печенгских аналогов более чем на 20 млн лет. Исходя из приведенного материала, можно предполагать асинхронное развитие вулканизма в Печенгской и Имандра-Варзугской структурах.