Геология и полезные ископаемые Карелии

Ãåîëîãèÿ
è ïîëåçíûå èñêîïàåìûå
Êàðåëèè
15
ÏÅÒÐÎÇÀÂÎÄÑÊ 2012
KARELIAN RESEARCH CENTRE
RUSSIAN ACADEMY OF SCIENCE
INSTITUTE OF GEOLOGY
GEOLOGY
AND USEFUL MINERALS
OF KARELIA
Issue 15
Executive Editors
А. I. Golubev and V. V. Shchiptsov
PETROZAVODSK
2012
КАРЕЛЬСКИЙ НАУЧНЫЙ ЦЕНТР
РОССИЙСКОЙ АКАДЕМИИ НАУК
ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ
ГЕОЛОГИЯ
И ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ
КАРЕЛИИ
Выпуск 15
Ответственные редакторы
А. И. Голубев, В. В. Щипцов
ПЕТРОЗАВОДСК
2012
УДК 55 (470.22) + 553 (470.22)
ББК 26.3
Г36
РЕДАКЦИОННАЯ КОЛЛЕГИЯ:
А. И. Голубев (председатель), О. И. Володичев, В. Я. Горьковец,
В. В. Ковалевский, В. Н. Кожевников, А. И. Слабунов (зампредседателя),
М. М. Филиппов, Н. В. Шаров, В. В. Щипцов, Н. Б. Лаврова (секретарь)
Р е ц е н з е н т В. И. Робонен
ISBN 978-5-9274-0558-9
© Карельский научный центр РАН, 2012
© Институт геологии КарНЦ РАН, 2012
С. А. Светов, А. И. Светова, Т. Н. Назарова
СУМИЙСКИЕ АНДЕЗИБАЗАЛЬТЫ КОЙКАРСКО-ЭЛЬМУССКОЙ
ПЛОЩАДИ: ЛИТОГЕОХИМИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА
И УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ
Проблема реконструкции условий магмогенеза
высокомагнезиальных магматических серий андезибазальтового ряда является ключевой задачей современной петрологии. Понимание данных механизмов
позволяет нам корректно обсуждать процессы зарождения и эволюции континентальной коры на ранних
этапах развития планеты.
Условия формирования андезитов, и в том числе
андезитов с повышенной магнезиальностью, активно
дискутируются в мировой науке. В настоящее время
существует несколько признанных моделей их генерации: 1) в ходе прямого плавления вещества мантийного метасоматизированного клина, 2) при взаимодействии первичных адакитовых расплавов, генерируемых в ходе плавления субдуцируемого слэба с
веществом мантийного клина (Bourdon et al., 2003),
3) в процессах дифференциации первичных высокомагнезиальных плюмовых расплавов (Кадик и др.,
1986).
Для палеопротерозойских вулканогенных ассоциаций Карельского кратона существует проблема
определения петрогенетической природы высокомагнезиальных андезитовых ассоциаций сумийского
возраста, щироко распространенных в регионе,
имеющих как субдукционные, так и плюмовые признаки (Светов и др., 2004, 2009; Злобин, Богина,
2010).
В данной работе приводятся результаты детального изучения сумийских разрезов Койкарской и
Эльмусской структур, как имеющих хорошую сохранность и позволяющих существенно дополнить
характеристику опорного разреза Кумсинской структуры, являющегося стратотипическим для сумийского вулканогенно-осадочного комплекса Центральной
Карелии.
Геологическая характеристика
сумийского комплекса
На территории Карельского кратона сохранилась
обширная палеопротерозойская магматическая провинция, сформированная в интервале 2,55–2,40 млрд
лет породными комплексами андезибазальтового ря-
да с повышенной магнезиальностью (4,5 < MgO <
10,5 мас. %).
Данные породные серии в региональной стратиграфической схеме традиционно относятся к сумийскому возрасту (под сумийской вулканогенной ассоциацией в работе понимается нижняя часть сумийско-сариолийского осадочно-вулканогенного ансамбля). Типовые представительные разрезы ассоциации сохранились в Центральной Карелии в районе д. Койкары, р. Семчь, д. Красная речка, Кумсинской и Эльмусской структурах.
Данное исследование является продолжением
ранних работ творческого коллектива, в которых
рассматривалась геохимическая характеристика сумийских вулканитов в разрезах Центральной Карелии (Светов и др., 2004), в Семченской (Светов и др.,
2009) и Кумсинской (Онежская…, 2011) структурах.
Акцент данной работы сделан на детальном литогеохимическом анализе сумийского разреза КойкарскоЭльмусской площади.
В связи с тем что на протяжении последних лет
ведется активная дискуссия о петрологической и геодинамической природе палеопротерозойских андезибазальтовых серий Фенноскандинавского щита
(Шарков и др., 1997; Злобин, Богина, 2010; Онежская…, 2011), полученные нами новые данные несомненно позволяют дополнить геохимическую характеристику пород и сделать их типизацию по возможности более корректной.
Вулканиты сумийского возраста детально изучались на территории Центральной Карелии в районе
п. Койкары и п. Эльмус (рис. 1, 2 ), где они формируют мощную стратифицированную толщу, представленную переслаиванием большого числа лавовых потоков, покровов общей мощностью около 600–800 м
с прослоями туфового материала. Следует отметить,
что характер внутренней стратификации сумийской
породной ассоциации близок во всех изучаемых
структурах (Койкарской, Эльмусской, Семченской,
Кумсинской, Краснореченской). Так, лавовые толщи
представлены в Койкарской структуре 16 потоками
общей мощностью 630 м, в Эльмусской структуре –
20 потоками мощностью около 700 м, в Семченской
5
Рис. 1. Положение изучаемых структур на схематической карте Карельского кратона:
а – Койкарская структура, б – Эльмусская структура
структуре – 21 потоком общей мощностью 650–800 м,
в Кумсинской структуре – 35 лавовыми потоками общей мощностью 1200 м и в районе д. Красная речка –
12 потоками, формирующими 270-метровый вулканический разрез (скоррелированные разрезы приводятся
в работе: Светов и др., 2004).
Сумийский разрез Койкарской структуры
Поле сумийских пород сохранилось в северной
части Койкарской структуры, где на эрозионной поверхности различных по составу лопийских образований залегает комплекс сумийских андезибазальтов,
несогласно перекрываемый сариолийскими терригенными породами (рис. 2).
Крылья Койкарской антиклинальной структуры сформированы вулканогенно-осадочными образованиями ятулия. В ядре Койкарской структуры сохранились мезоархейские породы фундамента (лопий), представленные коматиит-базальтовой
ассоциацией (питкилампинской свитой) и БАДРсерией в комплексе с терригенными осадками (кивилампинская свита). Мезоархейские (лопийские)
вулканиты и осадки смяты в мелкие складки с
осевыми поверхностями северо-западного, северовосточного и субмеридионального направления.
Их шарниры и параллельная им линейность погружаются под различными углами на северо-восток, юго-запад, север – северо-восток (Сыстра,
1991).
Палеопротерозойский (сумийский) разрез представлен стратифицированной лавовой толщей, которая с угловым и стратиграфическим несогласием залегает на мезоархейских породах. Лавовые потоки
имеют падение в северных румбах под углом 20–50°
и образуют замок синклинальной складки с север-се6
веро-восточным простиранием (СВ-30°) оси, несколько наклоненной на юго-восток. Складка осложнена субмеридиональными разломами, субсогласными с простиранием осевой поверхности основной
синклинали и смещением разной амплитуды по
плоскостям разрывов. Эти тектонические деформации по времени происходили до образования потоков плагиофировых андезибазальтов, граница с которыми прослежена по всей структуре без видимых нарушений.
Сариолийские осадки (конгломераты, граувакки)
с несогласием залегают на андезибазальтах сумия и
лопийских образованиях. В геоморфологическом отношении для Койкарской сумийской структуры характерен скальный рельеф, со ступенчатыми склонами, обрывами и скальными останцами.
Метаморфизм сумийской андезибазальтовой ассоциации отвечает фации зеленых сланцев. В результате субмеридиональных разломов и подвижек по
ним в структуре выделяется несколько блоков, отличающихся некоторыми особенностями стратиграфической последовательности, мощностями потоков,
структурными (сдвиговые и вертикальные) деформациями. В западном блоке наиболее полно сохранилась нижняя часть разреза, в центральном блоке – вариолитовая часть разреза, при этом в центральной
части синклинали увеличены мощности потоков, в
восточном блоке сохранилась средняя и верхняя части разреза.
Описание разреза андезибазальтов. При описании стратиграфической последовательности выбраны наиболее обнаженные и представительные части
потоков.
Контакт сумийских и лопийских пород изучен
в северо-западной части структуры в обн. 294
(рис. 2, 3). Лопийский комплекс представлен лавами
коматиитов, тонкими мелкоплойчированными туфами, мелкозернистыми вулканомиктовыми граувакками, с углами падения 70–80°. В расчистке туфы коматиитов и граувакки с неровным, извилистым контактом с отдельными «карманами» перекрываются
сумийскими седиментогенными брекчиями мощностью 0,3–2,5 м (рис. 3, а). Брекчии сложены остроугольными литокластами лав андезибазальтов, размером до 5–10 см, в них встречены две окатанные
глыбы бледно-голубых кварцитовидных риолитов
размером 25–30 см, аналогичных лопийским риолитам обн. 333, и одна глыба размером 30–50 см андезибазальта. Цемент представлен мелкодробленым
андезибазальтовым материалом. На седиментогенных брекчиях залегает поток брекчированных лав
андезибазальтов, с рассеянными кварцевыми мелкими миндалинами, с углом падения 40° на северовосток.
Непосредственный контакт сумийских лав и лопийских темно-зеленых мелкозернистых граувакк
выявлен в 120 м к северу от озера Каллиеволампи
(обн. 577-1), где контакт имеет четкий, резкий, извилистый вид.
Рис. 2. Геологическая схема северной части Койкарской структуры:
ятулий: 1 – габбро-диабаз; сариолий: 2а – полимиктовые конгломераты с граувакковым цементом, 2б – полимиктовые конгломераты с
аркозовым цементом, 3 – полимиктовые песчаники; сумий: 4 – андезибазальты, миндалекаменные в кровле потока, 5а – андезибазальты с
микровариолями, 5б – вариолиты, 6 – андезибазальты с альбитовыми миндалинами, иногда полосчатые, 7 – лавобрекчии, брекчированные андезибазальты, 8 – плагиофировые андезибазальты, 9 – андезибазальты с крупными слоистыми халцедоновыми миндалинами, 10 –
туфы, туффиты основного состава; лопий: 11 – дайки дацитов, риолитов, 12 – лавы дацитов, 13 – агломератовые, лапиллиевые, псаммитовые туфы дацитов, 14 – кремнистые туффиты, силициты, 15 – мономиктовые конгломераты, 16 – мафитовые граувакки, тонкие туфы,
17 – коматииты, 18 – слоистость, сланцеватость, направление кровли, 19 – тектонические нарушения, 20 – скальные обрывы, 21 – места
отбора проб для химических анализов
В юго-восточной части озера Каллиеволампи в 30 м
к востоку в сближенных выходах с расстоянием в
1,5 м с юга выходит пачка мезоархейских силицитов,
кремнистых туффитов с ленточной слоистостью,
простиранием СВ-10°, падением на СЗ под углом
75°, а с севера представлены в обнажениях сумий-
ские, брекчированные андезибазальты, с редкими
кварцевыми миндалинами, простиранием СЗ-290°,
падением на СВ под углом 30°. Вскрыть на данном
участке контакт между мезоархейскими и палеопротерозойскими ассоциациями не удалось по условиям
рельефа.
7
Рис. 3. Характер типового контакта лопийского и сумийского комплексов в пределах Койкарской структуры и
внутренняя стратификация разреза:
а – контакт лопия и сумия: 1 – сумийские андезибазальты, брекчированные, с кварцевыми миндалинами; 2 – седиментогенные брекчии,
обломки андезибазальтов, глыбы риолитов и коматиитов; 3 – лопийские плойчированные тонкие туфы коматиитов; 4 – элементы залегания; б (обн. 472): 1 – массивные андезибазальты, брекчированные; 2 – слой андезибазальта с точечными альбитовыми миндалинами;
3 – вариолит (вариоли в андезибазальте до 10–15 мм в диаметре); 4 – андезибазальт с миндалинами, выполненными кварцем и хлоритом,
и с редкими вариолями; 5 – андезибазальт с микровариолями, размером до 2–3 мм; в, г – характер контактов потоков сумийских массивных андезибазальтов с плагиофировыми андезибазальтами и миндалекаменными лавами
На южной границе площади сумийских лав контакт с лопийскими породами расчищен в обн. 648-1,
где на лопийские осадки – слоистую пачку дацитовых туфов, туффитов, зеленых мелкозернистых граувакк простиранием СВ-20°, падением на ЮВ под углом 70° – налегает слой седиментогенных брекчий
мощностью 30–40 см, сложенных удлиненными обломками лопийских подстилающих пород размером
до 10–12 см по длинной оси. Обломки развернуты по
простиранию контакта в субширотном направлении
и сцементированы зеленым граувакковым цементом.
На брекчиях залегают мелкозернистые афанитовые
лавы сумия с простиранием СЗ-300°, падением на СВ
под углом 40°.
Разрез лавовой толщи сформирован различными
по морфологии породами (рис. 4) и начинается с 4-х
лавовых потоков, прослеженных в западном и центральных блоках структуры (обн. 330-1, 2, 3, 4, 530534, 579, 582). От уреза воды на северо-западном берегу оз. Каллиеволампи поднимаются высокие скальные уступы, в которых выделено несколько лавовых
потоков. В восточной части структуры 3 нижних потока слагают синклинальную складку, отделенную
разломом от вышележащей толщи. Приведем описание лавовых потоков в изучаемом разрезе.
В первом лавовом потоке, в нижней его части,
выходят массивные однородные зеленовато-серые
андезибазальты, сменяющиеся к кровле брекчиро8
ванными лавами, для которых характерны осветленные эпидотизированные литокласты, иногда
имеющие темную хлоритовую кайму. В кровле лавового потока появляются мелкие кварцевые миндалины и полосы хлоритовых миндалин. Для потока характерна столбчато-призматическая отдельность с наклоном столбов в 70°. Мощность потока
составляет 37 м.
Второй лавовый поток сложен лавобрекчиями андезибазальтов. Кровля потока сложена пенистой лавой, насыщенной гороховидными кварцевыми и хлоритовыми миндалинами, здесь же присутствуют
миндалины сложных очертаний с выщелоченной
центральной частью и кварцевой каймой. Для лавового потока характерна столбчатая отдельность с наклоном столбов в 45°. Мощность потока составляет
25–30 м (рис. 4, б).
Третий лавовый поток с непосредственным контактом залегает на предыдущем, его подошва сформирована массивными, мелкозернистыми андезибазальтами, с простиранием контакта СЗ-280°. Выше в
средней части потока появляются миндалины и мелкие вариолиты в виде скоплений или полос, порода
становится брекчированной. В породе отмечается
тонкая вкрапленность пирита и кристаллокласты
кальцита. Столбчатая отдельность имеет наклон
столбов в 60° на ЮЗ. Направление кровли потока на
В под углом 25°. Мощность потока составляет 32 м.
Рис. 4. Морфология породных литотипов Койкарской структуры:
а – характер контакта между сумийскими лавами и сариолийскими конгломератами; б – кровельная часть массивного потока с многочисленными газовыми пустотами и гексагональной отдельностью; в – серповидные миндалины в кровельной части лавового потока; г – вариолитовые лавы андезибазальтов; д – распределение миндалин в кровельной части массивного лавового потока андезитов
9
Четвертый лавовый поток в подошве представлен
массивными мелкозернистыми андезибазальтами с
тонкими жилками кварц-альбитового состава, поток
имеет столбчатую отдельность с наклоном столбов в
60°. В обн. 330-4 встречены поверхности с торцевыми срезами столбов в виде многогранников, общим
обликом напоминающие мостовую. Размеры столбов
в поперечнике 20×30 см, реже 1,2×1,5 м. В крупных
срезах в центральной части видны мелкие вариоли
5–10 мм в диаметре. В кровле потока пенистая или
брекчированная лава с кварцевыми и хлоритовыми
миндалинами (обн. 456), скоплениями крупных миндалин кварца, развивается эпидот. Кровля потока с
углом 25° падает на восток. Мощность потока составляет 25 м.
Пятый (5–5а) поток в западном блоке сложен в
основании массивными слабобрекчированными лавами, пронизанными тонкими жилками кварц-альбитового состава. С 1,5–2 м от подошвы в породе появляются полосы и скопления крупных вариолей (15–
20 мм) в диаметре и рассеянные розовые миндалины
альбита.
Для потока характерна полигональная трещиноватость, по трещинам развивается ожелезнение и
эпидотизация. Нижний и верхний контакты 5-го потока видны в серии обнажений 591, в подошве – зона
закалки, затем следуют массивные породы с редкими
точечными миндалинами кварца и хлорита, в средней части – вариолитовые лавы с ярко-розовыми альбитовыми миндалинами, в кровле – лавобрекчия или
пенистая лава (мощность 3–4 м) с массой розовых
альбитовых миндалин.
В кровле потока (обн. 330-5) виден торцовый срез
столбчатой отдельности (столбы с наклоном в 70о), в
срезах столбов порода насыщена розовыми альбитовыми или зональными альбит-кварцевыми миндалинами, а также содержит отдельные области, насыщенные мелкими вариолями. Мощность потока равна 35 м.
Данный поток является маркирующим для нижней части разреза, поток прослежен по простиранию
на восток.
В центральном блоке характерные вариолитовые
лавы (рис. 4, г) с розовыми миндалинами отмечаются в двух потоках – 5 и 5а – с четкими контактами
между ними и идентичным строением. Пятый поток
представлен в основании мелкозернистыми андезибазальтами с гороховидными миндалинами кварца
и хлорита и столбчатой отдельностью (обн. 535-2,
580), при этом столбы залегают субгоризонтально, а
торцовые срезы видны в вертикальной стенке и обращены к наблюдателю. Выше в потоке, примерно
в 10 м от подошвы, появляется полосчатая текстура,
обусловленная грубой неоднородностью в вещественном составе лавы: чередуются слои мощностью
1–5 см, насыщенные точечными альбитовыми миндалинами, слои мощностью 10–12 см микровариолей (с поперечником 1–3 мм), слои массивных среднезернистых андезибазальтов с более крупными
10
миндалинами кварца, хлорита, розового альбита,
выщелоченными пустотами. Слои местами эпидотизированы, пронизаны тонкими альбитовыми ярко-розовыми жилками. В 3–4 м от кровли потоков в
них появляются миндалекаменные лавобрекчии или
пенистые лавы (обн. 454, 456). В пенистой лаве выделяются отдельные фрагменты, подушки, по ним
развивается эпидотизация, окварцевание, альбитизация (рис. 3, б).
По простиранию прослежена кровля потока. Установлено, что лавы слагают синклиналь с осью
СВ40, западное крыло которой имеет углы падения
20–40° на восток, а восточное – 50–60° на северо-запад.
С четким контактом залегает поток вариолитовых
полосчатых лав с розовыми альбитовыми миндалинами с падением на С, СЗ под углом 40–60°. В подошве потока подушечные лавы или подушечные
брекчии иногда содержат крупные кварцевые слоистые миндалины, выше полосчатые лавы, с чередованием слоев с точечными альбитовыми миндалинами,
слоев с микровариолями и слоев массивных однородных андезибазальтов. Мощность слоя 25 м.
Шестой поток сложен лавобрекчией андезибазальтов (от мелкой до глыбовой), интенсивно проработанной кварц-эпидот-хлоритовым материалом в
виде гнезд, пятен и жил. В потоке отмечается неоднородность, внутренняя расслоенность, которая
сформирована отдельными лавовыми языками (порциями лавы при излиянии). В кровле потока лавобрекчии сменяются глыбовыми агломератовыми туфами, линза или возможно слой которых прослежены в обн. 330-7–330-12, и имеет мощность около 5–
7 м. Размер глыб составляет 0,5×0,7 м, для литокласт характерны размеры 2×3, 5×7 см, последние
имеют остроугольные, иногда изогнутые формы, с
зонами закалки, обломки представлены следующими
разновидностями – массивными мелкозернистыми,
миндалекаменными (с кварцевыми и хлоритовыми
миндалинами) и реже вспененными лавами. Поток
выклинивается в северо-западном направлении. Суммарная мощность серии потоков варьирует от 30 м
на севере до 180 м в центре.
В западном и центральном блоках 7 поток представлен мелкозернистыми андезибазальтами с характерными крупными слоистыми миндалинами размером до 5–10 см. Определение залегания потока по
слоистости в миндалинах дает углы в 30–40° с падением на СВ и направление кровли потока на северовосток, простирание СЗ 320°. В основании потока лавобрекчии с округлыми чечевицевидными миндалинами, в средней части и к кровле появляются крупные, вытянутые до 10–40 см миндалины, слоистые,
иногда с друзами кварца или пустотами в верхней
части, внизу имеют тонкую слоистость (халцедон).
Ближе к кровле появляются серповидные миндалины
(рис. 4, в). Кровля потока сложена вспененными лавобрекчиями с миндалинами. Мощность потока составляет 30–50 м.
На предыдущий лавовый поток ложится 8 поток
вариолитовых лав с ярко-розовыми альбитовыми миндалинами. Кровля потока сложена лавобрекчией, пенистой лавой с крупными кварцевыми миндалинами и
рассеянными розовыми альбитовыми миндалинами.
Средняя часть потока сложена полосчатыми породами
(обн. 480), в которых чередуются слои, сложенные
мелкими, 2–4 мм в поперечнике, вариолями, мощностью 10–15 см, слои андезибазальта с мелкими точечными розовыми альбитовыми миндалинами, мощностью 5–10 см, слои однородного андезибазальта с редкими альбитовыми миндалинами и единичными вариолями, мощность слоя 30–40 см. Мощность потока
составляет 35–40 м, падение на СВ под углом 40°. В
центральной части структуры отмечается усложненное положение данного потока, связанное с зоной тектонических разломов, что приводит к значительному
увеличению мощности, при этом углы падения изменяются от 20 до 30°, видимая мощность на данном
участке составляет от 80 до 140 м.
Девятый поток выходит с непосредственными контактами в западном и восточном блоках, в центральном блоке прослежена его кровельная часть, представленная брекчированными андезибазальтами. Мощность потока в замке складки составляет 35–40 м.
Десятый поток прослежен по всей структуре, сложен вариолитовыми лавами с розовыми альбитовыми миндалинами, с тонкой зоной закалки (3–5 мм) в
подошве, массивными андезибазальтами с редкими
миндалинами и верхней частью в виде сильнобрекчированных лав. Выделяются в брекчии литокласты
размером в 5–7 см и фрагменты лавы до 1,2 м, в виде
гнезд сконцентрирована мелкая брекчия. На поток
налегает слой агломератового туфа, мощностью от 1
до 6 м, срезаемый на северо-западе зоной разлома. В
туфе литокласты размером от 2–5 см до 10–15 см
имеют остроугольные и пластичные формы, эпидотизированы, осветлены, представлены мелкозернистыми и миндалекаменными андезибазальтами, заключены в мелкобрекчированный тонкорассланцованный цемент.
Выше залегает 11 поток, сложенный лавобрекчиями или массивными вариолитовыми лавами с
рассеянными точечными или более крупными розовыми альбитовыми миндалинами. В то же время в
отдельных обнажениях сохраняются полосчатые лавы (рис. 3, б), в которых чередуются слои, мощностью 12–15 см, с плотно упакованными вариолями,
слои с миндалинами альбита, хлорита и отдельными
вариолями, мощностью 10–15 см, слои с точечными
альбитовыми миндалинами, мощностью 2–3 см, слои
с микровариолями (в поперечнике 2–3 мм), мощностью до 20 см, слои массивных андезибазальтов.
Мощность потока составляет около 60 м.
Верхним маркирующим горизонтом в структуре
может служить серия лавовых потоков (11, 12, 13)
плагиофировых андезибазальтов – для этих лав характерной чертой является присутствие на поверхности обнажения в мелкозернистой основной массе по-
роды таблитчатых кристаллов альбита, размером 1–
2 мм, в средней и верхних частях потока более крупные (3–5 мм). В кровле потока лавобрекчия постепенно переходит во вспененную лаву с газовыми пузырями, с крупными шаровидными обособлениями,
насыщенными гороховидными миндалинами кварца
и хлорита, пятнами эпидота, обломками и фрагментами массивной лавы.
В вертикальной стенке (12 поток, обн. 344) в массивных плагиофировых андезибазальтах наблюдаются полосы (мощностью 5–7 см) восстающих кварцевых миндалин, чередующиеся с участками лавы
мощностью около 10 см, содержащей крупные слоистые миндалины, длиной до 15 см. Слоистость видна
по чередованию зеленых и белых полос высококремнистого материала (силицитов), в верху миндалины
присутствуют жеоды кварца или пустоты. Азимут
простирания слоистости равен СЗ 310°, падение на
СВ 30°. По породе широко распространены эпидотовые обособления.
Следующая серия потоков (14, 15, 16) сложена
брекчированными лавами андезибазальтов, имеющими дифференцированное строение – в подошве потока породы афанитовые, слабобрекчированные, в
средней части – брекчированные, в кровле – представлены пенистыми лавами. Мощность потоков 40,
45, 52 м.
16 поток завершает разрез сумия в современном
эрозионном срезе Койкарской структуры. В основании потока андезибазальты массивные, мелкозернистые с единичными миндалинами кварца, в 6 м от
подошвы появляются контракционные трещины,
миндалины хлорита, кварца, в кровле потока миндалекаменные лавобрекчии с крупными миндалинами
кварца, жилками и пятнами альбита, эпидотизированные, в них иногда наблюдаются фрагменты лавы
сложной конфигурации. Выше поток перекрывается
сариолийскими образованиями – полимиктовыми
конгломератами. Общая мощность изученного разреза сумийских лав в Койкарской структуре составляет
630–700 м.
В связи с тем что морфологическая характеристика породной ассоциации варьирует от структуры к
структуре, более детально остановимся на отдельных
характеристических особенностях данного разреза.
Среди особенностей стоит выделить следующие
(рис. 4).
Характерной особенностью лав (1–4 потоки в разрезе) является наличие столбчато-призматической
отдельности – вертикальной (45–70°) в северной части разреза и горизонтальной в южной. Отдельность
формируется многогранниками в торцевых срезах,
для этих же потоков характерна локальная полосчатость, проявленная в виде чередования линз, слоев
мелких вариолей и точечных миндалин. Маркирующими потоками в структуре являются нижние лавы с
ярко-розовыми альбитовыми миндалинами и микровариолями, которые отмечаются в полосчатых текстурах, где чередуются слои микровариолей, точеч11
ных альбитовых миндалин, крупных плотноупакованных вариолей и массивных пород. Потоки с крупными вариолями и альбитовыми миндалинами встречаются и в верхней части разреза. В качестве основного маркера нижней части разреза может использоваться лавовый поток с крупными слоистыми миндалинами, по которым возможно определение его элементов залегания.
Плагиофировые андезибазальты характерны для
верхних частей разреза, присутствуют во всех известных сумийских разрезах, в Койкарской структуре четко фиксируются по наличию вкрапленников
таблитчатой, игольчатой формы альбита, альбитолигоклаза, размером от 2–3 мм в нижней части разреза до 3–5 мм в средней и верхней частях. В кровлях потоков появляются миндалекаменные андезибазальты. Завершает разрез пачка брекчированных лав,
сформированных в основании мелкобрекчированными лавами, в кровельной части интенсивно брекчированными и миндалекаменными лавами, в которых
фрагментация создает подушечные обособления,
различной формы пластичные и остроугольные обломки.
Туфы в структуре проявлены незначительно, наиболее протяженный слой с мощностью от 0,5 до 6 м
выявлен в восточном блоке, где он срезается разломом. В западном блоке есть несколько локальных
выходов пирокластического материала, где пенистая
лава замещается агломератовым туфом.
Структурно-текстурное разнообразие лавовых потоков обусловлено процессами магматической дифференциации, включающей силикатную несмесимость, проявленную в формировании ликвационных
структур – как отдельных мелких вариолей, так и их
скоплений в виде слоев – и крупных ликвационных
обособлений. Появление магматической расслоенности связано с существованием внутренних течений в
лавовом потоке после излияния и до момента его
полной кристаллизации.
Широко распространенные плагиофировые андезибазальты с интрателлурическими кристаллами плагиоклаза отражают медленное фракционирование
расплава в магматических камерах до излияния на
дневную поверхность.
Всем лавам свойственна различная степень газонасыщенности пород, которая приводила к формированию контракционных трещин в потоках, зон брекчий, миндалекаменных текстур, пенистых зон в кровельных частях потоков и агломератовых туфов.
Минеральный парагенезис ассоциации представлен в основной массе плагиоклазом (альбит, альбитолигоклаз), кварцем, актинолитом, роговой обманкой,
хлоритом, эпидотом, биотитом, акцессорные минеральные фазы представлены магнетитом, сфеном, пиритом, халькопиритом, гематитом. Структура андезибазальтов-андезитов варьирует от реликтовой диабазовой, порфировой, вариолитовой, миндалекаменной,
брекчиевидной. Плагиоклаз представлен узкими,
призматическими, беспорядочно расположенными
12
лейстами размером от 0,2–0,3 до 0,6–0,8 мм с редкими
полисинтетическими двойниками, почти полностью
замещенными серицитом, хлоритом, эпидотом.
Сумийский разрез Эльмусской структуры
В районе пос. Эльмус по данным М. А. Елисеева
и В. А. Ильина по дешифрированию аэрофотоснимков выделяется ряд мелких блоков, ограниченных зонами тектонических нарушений СЗ направления. Детально изучен западный блок, где установлена стратиграфическая последовательность лавовых потоков
и моноклинальное их залегание, с углами в 20–30°,
падение на юг, с мощностью потоков в 20–70 м и общем количестве более 20. Разрез был составлен
М. А. Елисеевым в 1984 г. и позднее дополнен, уточнен и геохимически изучен Т. Н. Назаровой в 2008 г.
и С. А. Световым, Т. Н. Назаровой в 2010–2011 гг.
(рис. 5).
Для лавовой толщи наиболее типичными породными литотипами являются (рис. 6): вариолитовые
лавы, лавы с ярко-розовыми альбитовыми миндалинами, лавы со слоистыми кварцевыми миндалинами,
плагиофировые андезибазальты, миндалекаменные,
брекчированные лавы, лавобрекчии, подушечные,
пенистые лавы (следует подчеркнуть, что для большинства лав отмечается повышенная газонасыщенность на момент излияния).
В пределах структуры лавовые потоки существенно отличаются структурно-текстурными характеристиками и имеют значительные вариации в химическом составе. Минералогически андезибазальты
представлены следующим парагенезом: доминирующее распространение имеет плагиоклаз (альбит, олигоклаз), роговая обманка, актинолит, хлорит, биотит,
эпидот, акцессорные фазы представлены магнетитом, гематитом, сфеном, пиритом, халькопиритом.
Структура пород – вариолитовая, порфировая, микродиабазовая, интерсертальная, текстуры – массивная, полосчатая, миндалекаменная, вариолитовая,
брекчиевидная.
Для детального знакомства с разрезом приведем
его описание по западному блоку Эльмусской структуры (рис. 5), при этом важно отметить, что контакт
сумийского разреза с подстилающими архейскими
толщами в структуре не установлен. При описании
потока в скобках указывается среднее содержание в
нем MgO (вес. %), химический состав пород приводится в табл.
Поток 1 (обн. 90). Поток сложен миндалекаменными мелковариолитовыми лавами андезибазальтов. В подошве потока серо-зеленые андезибазальты с редкими точечными кварцевыми миндалинами,
в средней части потока породы становятся более
пористыми, что связано с появлением скоплений
кварцевых миндалин округлой или чечевицеобразной формы, образующих пузыристые, шаровидные
обособления. Выше появляются полосы и линзы вариолитов, лавы приобретают брекчированный вид.
Рис. 5. Геологическая схема участка пос. Эльмус – оз. Каллиеволампи (А – схема блокового строения;
Б – колонка по разрезу вулканитов) (по М. А. Елисееву, 1984 г.):
Сариолий: 1 – конгломераты, песчаники. Сумий: 2 – туфы, агломераты; 3 – подушечные лавы; 4 – вариолитовые лавы;
5 – массивные афировые андезибазальты; 6 – плагиофировые андезибазальты; 7 – кровля потока (а – миндалекаменная
лава; б – лавобрекчия). Лопий: 8 – туфы и туффиты дацитов; 9 – гнейсограниты и мигматиты; 10 – направление кровли
потока; 11 – пластовая отдельность; 12 – слоистость; 13 – тектонические нарушения; 14 – лесоустроительные просеки
13
Содержание петрогенных и редких элементов в андезитовых комплексах Койкарской
и Эльмусской структур
Структура
Проба
Порода
Потоки
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
H2O
ппп
Сумма
Li
Be
Sc
V
Cr
Co
Ni
Cu
Zn
Rb
Sr
Y
Zr
Nb
Sn
Sb
Te
Cs
Ba
La
Ce
Pr
Nd
Sm
Eu
Gd
Tb
Dy
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
Hf
Ta
Th
U
330-2
АБ
II
54,95
0,74
10,54
1,81
8,45
0,184
9,4
7,16
4,22
0,26
0,18
2,13
100,03
6,825
0,5161
29,03
151
827,3
49,32
263
13,09
76,6
4,797
132
13,63
86,96
6,01
1,471
0,4584
0,086
0,1578
53,85
10,65
22,31
2,779
11,29
2,435
0,4968
2,174
0,3423
2,147
0,4061
1,071
0,1436
0,9638
0,1519
1,972
0,3557
2,294
330-3
АБ
III
52,34
0,73
11,56
1,62
9,43
0,194
9,55
7,97
3,50
0,24
0,09
2,71
99,93
2,881
0,4927
33,84
188,3
1005
62,21
287,1
29,52
84,86
4,148
232,2
20,28
103,1
7,079
1,507
0,5179
0,0105
0,3792
58,44
19,87
39,75
4,96
20,16
4,382
1,1
4,138
0,6136
3,399
0,687
1,742
0,2197
1,311
0,1888
2,439
0,3972
2,319
0,5441
536-2
МВ
VII
57,74
0,94
13,36
1,33
9,06
0,150
4,41
4,06
4,55
2,62
0,26
1,58
100,06
7,303
0,8282
16,43
137
83,57
38,71
60,77
76,6
76,06
87,05
141,2
12,29
108,7
7,7
1,377
0,09677
0,00709
7,541
840,2
13,23
28,1
3,616
14,82
3,007
0,8234
2,463
0,377
2,173
0,3931
0,9864
0,1441
0,9349
0,1519
2,354
0,4238
2,933
Койкарская структура
467-1
434-2
268-1
ПФАБ
ПФАБ
ЛБАБ
XI
XII
XIII
60,85
53,45
56,42
0,79
0,83
0,68
11,03
11,54
16,10
1,42
1,42
1,72
8,98
9,16
7,09
0,113
0,204
0,169
4,97
8,04
4,43
5,73
8,28
3,93
3,27
3,65
6,00
0,66
0,37
0,36
0,27
0,15
0,13
2,33
2,27
2,58
100,41
99,36
99,61
3,952
3,008
3,98
0,6727
0,7291
0,6529
20,17
24,73
25,17
173,1
136,7
135,5
247,6
483,6
98,14
48,39
41,65
33,18
112,3
170,5
70,46
40,19
8,021
19,83
85,04
85,1
64,09
15,58
5,033
5,664
176
194,1
134,8
16,67
12,49
12,91
104,8
57,67
93,41
7,106
5,089
4,309
1,832
1,373
1,333
0,04484
0,08584
0,06898
0,0112
0,01087 0,006411
0,352
0,05072
0,08314
201,3
130,5
96,45
20,02
10,93
11,39
39,06
22,58
22,01
4,728
2,78
2,874
19,06
11,08
10,98
4,112
2,362
2,369
0,8815
0,5447
0,4332
3,691
1,965
2,091
0,5537
0,3129
0,3325
2,924
1,843
1,964
0,5503
0,3464
0,3869
1,417
0,9258
1,043
0,1922
0,1377
0,1526
1,214
0,8293
1,079
0,1926
0,1165
0,1761
2,252
1,475
2,314
0,4003
0,2704
0,2472
2,58
1,764
3,796
365-1
ЛБАБ
XIV
56,38
0,51
13,32
0,82
7,72
0,180
7,86
4,91
4,50
0,76
0,14
2,64
99,74
6,484
0,438
20,89
89,7
175,3
26,52
45,69
6,013
82,17
15,9
45,14
9,407
59,15
3,069
1,267
0,05959
0,01713
0,1178
153,1
9,896
18,57
2,174
7,661
1,569
0,3693
1,478
0,2357
1,36
0,2683
0,7541
0,1244
0,8171
0,1357
1,55
0,1751
2,187
368-3
ЛБАБ
XV
57,90
0,49
15,70
0,81
6,65
0,153
5,66
2,81
4,81
2,50
0,13
2,29
99,90
11,32
0,6855
23,53
105,1
350,4
36,58
137,9
100,4
82,5
41,03
161,5
9,71
85,85
4,297
1,244
0,06827
0,00691
0,3527
1197
9,124
16,68
2,042
8,139
1,512
1,121
1,347
0,224
1,403
0,2998
0,8191
0,1276
0,8964
0,1461
1,967
0,2314
3,583
Эльмусская структура
Elm-2
Elm-4
Elm-6
КрМЛП
ЛБАБ
СБЛ
52,30
0,62
15,83
1,82
7,90
0,150
7,21
4,53
3,96
2,14
0,30
2,74
99,64
32,88
0,85
28,41
195,95
168,53
46,34
65,63
5,7
93,52
40,86
129,14
12,94
49,12
2,7
0,74
0,23
0,1
0,54
541,67
15,99
33,17
3,86
16,34
3
0,77
3,2
0,42
2,6
0,51
1,53
0,2
1,39
0,16
2,8
0,44
3,09
0,6
56,90
0,88
13,85
3,56
7,83
0,136
3,93
7,60
0,98
0,11
0,17
3,62
99,75
13,60
0,87
24,59
257,63
12,54
35,25
13,39
5,36
65,40
2,92
660,9
18,58
79,72
4,18
1,63
0,51
0,1
0,12
19,51
22,24
46,49
5,56
23,79
4,66
1,44
4,95
0,64
3,8
0,7
2,04
0,26
1,73
0,22
4,78
0,69
5,47
1,23
56,16
0,59
14,70
1,55
6,60
0,143
5,64
6,42
5,09
0,47
0,37
2,09
99,96
7,96
0,91
26,1
178,99
152,29
35,5
59,87
8,92
58,96
8,8
224,82
11,98
52,44
2,68
0,75
0,62
0,05
0,21
126,71
9,64
22,81
2,86
12,69
2,68
0,61
2,76
0,38
2,42
0,47
1,47
0,2
1,34
0,16
2,9
0,41
2,89
0,55
Продолжение табл.
Структура
Проба
Порода
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
H2O
ппп
14
Elm-7a
ЗЗП
43,28
0,63
11,12
1,93
11,91
0,278
15,98
7,52
0,36
0,29
0,68
5,65
Elm-7б
ЦП
47,30
0,50
10,68
3,23
8,69
0,226
13,58
8,47
0,61
0,61
1,03
4,87
Elm-8
МАБ
56,06
0,50
14,25
2,54
6,82
0,169
5,59
6,64
3,88
0,41
0,34
2,56
Elm-9
МАБ
56,46
0,59
14,29
1,85
6,75
0,149
5,85
6,94
3,78
0,58
0,15
2,22
Elm-11a
В
54,08
0,52
10,93
1,82
7,89
0,183
9,45
8,40
1,91
0,99
0,47
2,75
Эльмусская структура
Elm-11б
Elm-11в
В
В
56,78
63,90
0,50
0,60
12,78
12,71
2,95
1,08
2,58
5,38
0,148
0,119
2,75
5,06
14,75
3,38
0,53
4,62
0,54
0,73
0,37
0,25
4,88
1,80
Elm-15
МАБ
54,78
0,60
15,53
1,87
7,25
0,146
6,55
4,67
4,18
1,11
0,28
2,81
Elm-21
ЛБАБ
49,14
0,91
12,51
2,10
9,33
0,225
8,06
10,15
2,94
0,18
0,20
3,78
Elm-23
ПАБ
46,94
0,85
16,10
2,19
9,90
0,250
8,15
8,69
3,02
0,22
0,21
3,38
Elm-25
ПАБ
45,80
0,84
16,22
3,09
9,20
0,219
7,44
10,37
2,03
0,77
0,20
3,42
Окончание табл.
Структура
Проба
Порода
Сумма
Li
Be
Sc
V
Cr
Co
Ni
Cu
Zn
Rb
Sr
Y
Zr
Nb
Sn
Sb
Te
Cs
Ba
La
Ce
Pr
Nd
Sm
Eu
Gd
Tb
Dy
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
Hf
Ta
Th
U
Elm-7a
ЗЗП
99,77
31,96
0,37
29
179,39
801,69
81,02
281,79
2,75
145,8
6,01
43,54
8,46
13,58
2,04
<PO
0,62
0,16
0,14
143,15
3,66
9,87
1,38
6,86
1,65
0,36
1,87
0,28
1,81
0,35
1,01
0,12
0,78
0,09
1,24
0,3
1,18
0,26
Elm-7б
ЦП
99,89
23,29
0,49
24,5
183,43
698,89
66,94
213,99
4,29
113,4
12,29
54,5
9,66
19,73
1,57
0,45
0,56
<PO
0,22
350,11
4,12
10,47
1,42
7,14
1,64
0,39
1,86
0,28
1,86
0,37
1,14
0,14
0,93
0,11
1,47
0,23
1,03
0,21
Elm-8
МАБ
99,90
10,96
0,53
24,54
168,47
166,01
38,34
69,71
138,73
67,92
10,32
747,3
13,79
44,52
2,8
1,04
0,66
<PO
0,18
121,99
17,05
33,33
3,8
16,53
3,22
1,97
3,54
0,46
2,72
0,51
1,5
0,19
1,28
0,16
2,65
0,42
2,66
0,54
Elm-9
МАБ
99,78
11,52
0,67
27,48
190,99
157,61
43,38
65,07
37,29
72,84
9,95
186,42
13,23
44,64
2,8
0,8
0,76
0,08
0,16
167,59
15,87
33,15
3,76
15,74
3,02
0,71
3,19
0,43
2,67
0,52
1,58
0,21
1,39
0,18
2,66
0,43
3,05
0,58
Elm-11a
В
99,50
9,66
0,73
28,12
179,27
820,89
54,5
222,03
7,54
85
19,23
138,06
6,99
30,46
2,05
0,58
0,92
0,13
0,26
849,67
8,56
17,87
2,06
9,59
1,74
0,52
1,8
0,24
1,48
0,29
0,9
0,12
0,84
0,1
1,95
0,28
1,23
0,2
Эльмусская структура
Elm-11б
Elm-11в
В
В
99,71
99,79
3,53
10,86
0,49
0,63
27,34
29,19
197,91
162,23
789,29
878,49
57,82
48,46
179,75
280,91
31,05
83,33
27,36
67,84
8,42
16,14
342,46
123,86
9,66
9,07
23,09
43,88
1,86
2,01
1,17
<PO
2,63
1,08
0,07
<PO
0,14
0,36
659,67
334,39
11,43
8,08
24,01
17,88
2,87
2,19
12,84
10,09
2,3
2,1
0,84
0,37
2,48
2,1
0,32
0,29
1,99
1,76
0,38
0,34
1,18
1,01
0,16
0,14
1,11
0,92
0,14
0,11
1,77
2,33
0,27
0,28
1,3
1,35
0,24
0,22
Elm-15
МАБ
99,93
24,67
0,62
26,27
173,07
173,45
45,18
69,43
227,29
81,04
21,11
190,14
12,06
46,28
3,08
0,72
0,64
<PO
0,3
439,67
15,82
32,87
3,7
15,79
2,94
0,91
2,99
0,38
2,34
0,44
1,35
0,18
1,26
0,15
2,73
0,43
2,82
0,69
Elm-21
ЛБАБ
99,61
14,25
0,3
36,1
250,31
286,77
43,38
145,63
28,88
88,84
3,54
126,18
15,7
14,97
1,5
0,43
2,97
<PO
0,19
36,27
2,27
6,42
0,99
5,62
1,87
0,64
2,44
0,41
2,95
0,61
1,82
0,26
1,86
0,25
1,3
0,24
0,28
0,12
Elm-23
ПАБ
99,99
27,74
0,3
39,68
294,55
300,69
48,82
164,99
119,41
99,52
6,61
263,98
18,52
17,24
1,53
0,7
4,12
<PO
0,24
67,23
2,79
7,65
1,17
6,65
2,17
0,7
2,91
0,5
3,52
0,72
2,24
0,3
2,13
0,29
1,36
0,26
0,3
0,08
Elm-25
ПАБ
99,68
29,32
0,4
41,1
281,27
339,73
58,02
170,59
100,45
127,08
27,28
392,02
17,49
14,01
1,39
0,67
2,32
0,12
0,99
212,79
2,77
7,17
1,08
6,19
1,96
0,82
2,66
0,46
3,26
0,67
2,09
0,29
2,06
0,28
1,26
0,23
0,27
0,08
П р и м е ч а н и е . АБ – андезибазальт; ПАБ – подушечный андезибазальт; ПфАБ – плагиофировый андезибазальт; ЛБАБ – лавобрекчия
андезибазальта; МАБ – миндалекаменный андезибазальт; СБЛ – слабобрекчированная лава; В – вариолит; МВ – микровариолит; ЦП –
центр подушки; ЗЗП – зона закалки подушки; КрМЛП – кровля массивного лавового потока.
В верхней части потока вариолитовые лавы имеют
шарово-подушечную текстуру, внутри шаров находятся как единичные крупные кварцевые миндалины, так и скопления (пузыри) мелких миндалин. Для
отдельных подушек характерны вариолитовые
структуры, вариоли встречены в краевых зонах подушек, мелкие вариоли в результате коалесценции образуют крупные пятна и фрагменты в центральных
частях подушек. В кровельной части поток сложен
брекчированными мелковариолитовыми лавами со
скоплениями миндалин в виде кварц-эпидотовых пузырей (MgO – 9,27–9,88%). Мощность потока 40 м.
Поток 2 (обн. 90, 91). На предыдущем потоке в виде отдельных наплывов, втеков массивной лавы фрагментарно сохраняется нижняя часть потока с зоной закалки в основании и массивными лавами андезибазальтов. В расчистках вскрыта верхняя часть потока в
виде мелковариолитовых лав с брекчиевой текстурой.
В кровле потока появляются шаровидные пузыристые
лавы, фрагменты брекчиево-миндалекаменного строения, скопления миндалин в виде гнезд, пузырей (MgO –
9,07%). Мощность потока равна 24 м.
Поток 3 (обн. 91). Нижняя часть потока представлена серо-зелеными мелкозернистыми массивными
андезибазальтами, белесыми на выветрелой поверхности. Выше в них появляются единичные вариоли, а
затем и скопления вариолей. Верхняя часть потока
сложена вариолитовыми лавами (MgO – 7,11%).
Мощность потока составляет 32 м.
Поток 4 (обн. 145). Поток представлен среднезернистыми плагиофировыми андезибазальтами темнозелеными, почти черными, на выветрелой поверхности видны порфировые вкрапленники плагиоклаза
таблитчатой формы. При приближении к кровле потока в нем появляется много кварцевых гороховидных миндалин, которые имеют овальные формы и
размеры до 5–7 см, а также выявлены небольшие
хлоритовые миндалины размером до 1–3 мм. Кровлю
потока, мощностью 3,5–4 м, слагает пенистая лава
плагиофировых андезибазальтов, порода насыщена
миндалинами, и большим количеством кристаллов
плагиоклаза, что свидетельствует о высокой газонасыщенности андезитового расплава на момент излияния. Согласно морфологической характеристике,
15
наибольшей газонасыщенностью обладали мощные
лавовые потоки (с мощностью более 20–25 м). Для
потока характерно содержание MgO на уровне
4,08%. Мощность лавового потока составляет 34 м.
Поток 5 (обн. 146). В основании лавового потока
представлены массивные мелкозернистые андезибазальты серо-зеленого цвета, с редкими мелкими миндалинами. Выше, в вертикальной расчистке, среди
массивной, плотной породы встречаются полосы и
линзы пористой миндалекаменной лавы со следами
остаточных течений. На отдельных участках лавового потока, имеющего массивное строение, отмечаются крупные пузыри, шаровидной или эллипсоидальной формы, заполненные кварц-эпидотовым агрегатом и имеющие размер до 1 м в диаметре. К обособлениям ведут почти вертикальные узкие каналы (заполнены кварц-эпидотовым составом) с брекчированными стенками, образованные во время отделения газовой фазы из силикатного расплава («газовых
выбросов») во время излияния на дневную поверхность (MgO – 4,44%). Мощность потока 20 м.
6 слой (обн. 146-4). Представлен агломератовым
туфом андезибазальтового состава, содержит мелкие
изометричные, реже округлые обломки размером до
3–5 см, массивных и миндалекаменных андезибазальтов в мелкодробленом цементе того же состава,
иногда цемент и обломки сварены и напоминают лавобрекчию (MgO – 6,25%). Мощность 10 м.
Поток 7 (обн. 146-6). Лавовый поток имеет зону
закалки в основании, в его подошве выявлены отдельные следы инъекции лав в нижележащие туфы. Выше
в потоке появляются линзы, слои крупных кварцевых
миндалин, которые затем сменяются зоной миндалекаменных андезибазальтов, насыщенных кварцевыми
и хлоритовыми миндалинами «чечевицеобразной»
формы, размером 1–3 см, и более крупными, до 5–
10 см, кварцевыми миндалинами. В этой же зоне присутствуют единичные миндалины розового альбита. В
целом для данного лавового потока характерно проявление эпидотизации – в виде формирования гнезд, пятен, полос. В кровле миндалекаменные андезибазальты переходят в пенистую, первично газонасыщенную
лаву (MgO – 6,25%). Мощность потока 50 м.
Поток 8 (обн. 144-3). В подошве потока представлены тонкополосчатые лавы, в которых чередуются точечные миндалекаменные с массивными участками. Выше в потоке появляются крупные зональные кварцевые миндалины, слоистые, иногда с пустотами, по которым замерена кровля потока на ЮЗ,
поток падает на ЮЗ-200° под углом 35°. В кровле потока миндалекаменные лавы переходят в пенистые.
Мощность потока составляет 25 м.
Поток 9 (обн. 144-5). В основании потока сохранилась зона закалки, порода имеет массивный облик.
В средней части потока присутствуют крупные зональные кварцевые миндалины и небольшие, мелкие
(до 1 см) миндалины, выполненные зеленоватым и
розовым кварцем. Кровля потока сложена пенистой
лавой, мощность пенистой зоны составляет 3,5 м.
Мощность потока 26 м.
16
Поток 10 (обн. 95-1, 2). Нижняя подошвенная
часть лавового потока имеет мощность 7–10 м и сложена массивными андезибазальтами темно-серого до
черного цвета. Далее, по направлению к кровле, в породе появляются рассеянные мелкие вариоли, которые
иногда образуют нечеткие тонкие полосы. Выше видны крупные вариоли, порода приобретает вариолитовую текстуру, вариоли формируют в результате коалесценции крупные скопления, гнезда, пятна, отличающиеся от основной массы более светлой окраской.
В вариолитовой зоне также присутствует большое количество миндалин, иногда в виде газовых пузырей
или вертикальных газовых струй. В потоке доминирующее развитие имеют крупновариолитовые обособления, которые хорошо видны в крупных расчистках
и прослеживаются на 100–120 м. В кровле потока породы имеют брекчированный облик и представлены
лавобрекчией. Поток падает на Ю под углом 20°.
Мощность лавового потока составляет 70 м.
Поток 11 (обн. 95-5, 6). В обнажениях вскрыты
средняя и верхняя части потока массивных андезибазальтов. Лавы имеют массивные текстуры с редкими
миндалинами и крупные пятна и прожилки кварцэпидотового состава, брекчированы по зонам простиранием СЗ-330°, сменяются в кровле пенистой лавой.
Мощность потока составляет 50 м.
Поток 12 (обн. 80). В нижней части потока вариоли сконцентрированы в отдельные тонкие полосы, мощностью около 10–20 см, чередующиеся с однородной массивной лавой. По направлению к кровле потока количество вариолей становится больше,
они имеют большие размеры и формируют скопления в виде комковато-шаровой текстуры (рис. 6, ж).
По всей видимой мощности диагностируются следы
остаточного течения расплава. В кровле вариолитовые андезибазальты насыщаются разного размера
миндалинами, выполненными кварцем и эпидотом.
Мощность лавового потока составляет 60 м.
Поток 13 (обн. 102-3). Лавовый поток имеет четкий нижний контакт извилистой формы и зону закалки в основании, которая составляет 2–3 см. В подошве потока выявлен газовый гидротермальный прорыв, идущий из нижележащего потока, вертикальный газовый канал, заполненный мелкообломочной
брекчией, в цементе широко представлен кварц – розоватого, буроватого оттенка. Выше, непосредственно в лавовом потоке, лавы приобретают массивное
строение, при этом отмечается также повышенная
газонасыщенность расплава, отраженная в большом
количестве мелких миндалин, сгруппированных в
виде пузырей и крупных обособлений – до 5–6 см.
Кровля лавового потока представлена обычной пенистой лавой с мелкими круглыми и фигуристыми хлоритовыми и кварцевыми миндалинами (прослежена
по простиранию на 40 м). Контакт с вышележащим
потоком в обнажения вскрыт, имеет четкий, неровный, извилистый характер, при этом зона закалки
имеет мощность до 2 см и представлена выветрелой
осветленной породой. Мощность потока равна 30 м.
Рис. 6. Морфология породных литотипов Эльмусской структуры:
а, б – миндалекаменные структуры в кровле массивных лавовых потоков андезибазальтов; в, г – вариолитовая структура в лавовом потоке; д, е, з – подушечные лавы и характер межподушечного заполнения в различных потоках; ж – лавобрекчия
17
Поток 14 (обн. 102-9, 106-7). В нижней части потока лавы андезибазальтов имеют массивный, на отдельных участках брекчированный облик с тонкой
флюидальностью (мощность «прослоев» варьирует
от 1 до 3 мм), параллельной контакту потока. Выше в
потоке появляются мелкие кварцевые, хлоритовые и
редкие крупные, до 3–5 см, кварцевые миндалины. В
кровле потока широко развита пенистая лава, насыщенная миндалинами разнообразной формы и разных размеров, в основном кварцевого состава. Мощность потока составляет 60 м.
Поток 15 (обн. 93-3,4). В подошве потока наблюдается зонка закалки, прослеженная в виде извилистого рельефа, затем в массивной породе появляется
«тонкая штриховка» – флюидальность, хорошо заметная на выветрелой поверхности обнажения. Выше в разрезе лавового потока выявлены отдельные
крупные кварцевые миндалины и их скопления, иногда они так густо насыщают породу, что лава становится похожей на кварцевый конгломерат. Кровлю
потока слагает пенистая лава. Кровля лавового потока прослежена на 100 м к северо-западу, мощность ее
составляет 3,0–3,5 м, при суммарной мощности лавового потока 45 м.
Поток 16 (обн. 93-6). В основании лавового потока андезибазальты имеют темно-зеленый цвет, массивные мелкозернистые текстуры с редкими гороховидными миндалинами и матрацевидной отдельностью, в них наблюдаются «морщинистые» следы течения лавы, близкие по морфологии к лавовым языкам. В вертикальной стенке видна постепенная смена
массивных пород миндалекаменными, на этом же
уровне в лавовом потоке появляются линзы вариолитов, осветленных, в основном мелких глобул размером до 1–2 см. Форма миндалин чрезвычайно разнообразна, присутствуют обособления округлого,
овального габитуса (рис. 6, а–б). По составу миндалины заполнены хлоритом, кварцем, розовым альбитом, встречаются слоистые кварцевые миндалины в
гематитовой рубашке, отдельные миндалины имеют
зональное строение и выполнены хлоритом, кварцем
и альбитом. По слоистости в миндалинах определяется залегание лавового потока – кровля падает на
юг под углом 20°. Участками в породе преобладают
крупные миндалины розового альбита, размером 2–
5 см. На этом уровне в лавовом потоке присутствуют
крупные вариоли (заключенные в среднезернистый
«цемент»), изредка на поверхности обнажения видны
вкрапленники плагиоклаза. В кровле лавового потока облик породы пенистый, на отдельных участках
сменяется агглютинатами, автобрекчией, состоящей
из угловатых обломков массивных и миндалекаменных лав, размером до 5–10 см, сцементированных лавовым цементом. В пенистой лаве фрагментарно сохранились обломки автобрекчии. Мощность горизонта пенистых лав варьирует от 3–4 м до 10 м. Данный лавовый поток является одним из уникальных в
структуре, в связи с тем что имеет четкую внутреннюю дифференциацию, представленную чередовани18
ем зон массивного строения, крупновариолитовых и
миндалекаменных участков, и кровельную зону пенистой лавы и автобрекчий. Мощность потока составляет 42 м.
Поток 17 (обн. 108). Нижний контакт потока андезибазальтов прослеживается в виде зоны закалки
по кровле подстилающего потока. В расчистках
вскрыта средняя и верхняя часть потока. В средней
части отмечаются скопления мелких и крупных миндалин, размером 3×7, 6×10 см, часть слоистых, по которым определяется кровля потока и падение на ЮЗ210° под углом 30°. В кровельной части потока лавы
брекчированы, насыщены миндалинами, местами наблюдается автобрекчия. Мощность потока 60 м.
Поток 18 (обн. 116-1, 2, 3, 4). Подушечные лавы
вариолитовых андезибазальтов. Подушки имеют
округлые, овальные, шаровые, матрацевидные формы
и размеры от 0,5×1 м, 0,8×2 м до 3 м по длинной оси
и идеальной формы шары 30×40 см (рис. 6, д–е, з).
Упаковка шаров в лавовом потоке очень плотная,
межподушечное пространство заполнено тонкодробленым (туфовым) андезибазальтовым материалом и
гидротермальным кварцем. Подушки имеют зональное строение: в них выделяется зона закалки (мощностью до 1 см), далее следует оторочка из мелковариолитовой лавы, в ядре подушки порода имеет
крупные кварцевые обособления и скопления вариолей в виде пятен, подчеркиваемых светлой окраской.
Вариолиты широко развиты в центральной части шаров. Верхняя часть потока сложена мелкими подушками вариолитовых андезибазальтов, которые имеют
высокую насыщенность миндалинами разного размера и постепенно переходят в пенистую лаву с крупными газовыми пустотами (содержание MgO в потоке – 8,57%). Мощность потока составляет 38 м.
Поток 19 (обн. 116-5, 6). Лавовый поток представлен вариолитовыми андезибазальтами – темносерыми, зеленовато-серыми массивными породами с
рассеянными миндалинами кварцевого, кварц-хлоритового состава и округлыми вариолями, размером до
0,5–3 см в диаметре (рис. 6, в–г). В них также наблюдаются следы течения расплава – полосы, линзы мелких вариолей, вытянутые параллельно кровле потока, чередующиеся с массивной лавой. В кровельной
части потока выявлено скопление разного размера
миндалин в виде пузырей, газовых пустот, насыщающих мелковариолитовую лаву и преобразующих ее в
пенистую кровлю (MgO – 9,68%). Мощность потока
равна 25 м.
Поток 20 (обн. 116-7, 8). С непосредственным контактом на кровле предыдущего потока залегают массивные мелкозернистые в подошве и среднезернистые
в центральной части андезибазальты, по видимой кристаллической структуре центр потока напоминает
мелкозернистое габбро. В потоке наблюдается вертикальная столбчатая и горизонтальная пластовая отдельность. Мощность потока составляет 40 м.
Далее по условиям обнаженности разрез продолжить невозможно.
В тектоническом плане образования сумия Эльмусской структуры деформированы неравномерно. В западном блоке наблюдается моноклинальное пологое
залегание с углами падения 20–30° и падением в южных румбах, в восточном блоке при плохой обнаженности в локальных выходах сохранились обрывки северозападных брахиморфных складок с субгоризонтальным
шарниром <5°, падающим на юг, и углами падения
крыльев 40–50°. Общая мощность описанного нами
разреза составляет для выявленных 20 потоков 782 м.
Взаимоотношение сумийского, лопийского
и сариолийского комплексов
Ввиду дискуссии о стратиграфическом положении
сумийского и сариолийского комплексов в Центральной Карелии нами изучались контакты сариолия с
подстилающими породами сумия и лопия (рис. 7).
Койкарская структура. Примером классического контакта является взаимоотношение сариолийской ассоциации с лопийским комплексом в северной части Койкарской структуры, в 0,8 км к северу
от оз. Каллиеволампи. На данном участке сариолийские образования залегают на лопийских породах
питкилампинской (коматиит-базальтовая ассоциация) и кивилампинской (БАДР-серия, осадки) свит.
Контакт простирается в широтном направлении.
Темно-зеленые массивные коматииты с резким
контактом сменяются коричневато-бурыми элювиальными глыбовыми брекчиями коматиитов, с размерами глыб до 2 м, плотноупакованными, с матриксом
мелкодробленого коматиитового материала. Брекчии
представляют собой нижнюю часть коры физического выветривания, не перемещенную и сохранившуюся на месте. Мощность слоя элювиальных брекчий
составляет 5 м, они перекрываются слоем мелкогалечного конгломерата темно-зеленого, с коматиитовой кластикой, редкими гальками дацитов и молочно-белого кварца в матриксе, представленном мелкозернистой грауваккой. В слое мелкогалечного конгломерата отмечен прослой среднезернистой граувакки, мощностью 0,2–0,3 м, с редкими галечками кварца, коматиита, общая мощность слоя составляет 2,5–
3 м. Выше залегает слой валунных конгломератов, с
преобладанием кластики андезибазальтового состава
(сумий): миндалекаменных, вариолитовых, плагиофировых, массивных, размером до 0,3×0,5 м, в цементе темно-зеленой граувакки. Мощность слоя не
превышает 3,5–4 м (рис. 7).
Типичный разрез по восточному борту сариолийского комплекса в Койкарской структуре представлен на колонке (рис. 7). С непосредственным контактом на андезибазальты налегает слой гравелитов с
редкими мелкими гальками кислых и основных пород в переслаивании с темно-зелеными граувакками,
мощность слоев 5–10 см (общая мощность слоя составляет 0,6–0,8 м). Выше следуют галечно-валунные конгломераты, содержащие валуны гранита, базальта, гальки кремнистых пород, микроклиновых
гранитов в базальном цементе темно-зеленой граувакки (мощность слоя 30–40 м). Полимиктовые конгломераты сменяются слоем среднезернистой граувакки, мощность около 15 м, с псаммитовой структурой и слоем аркоз мощностью 4 м. Выше разрез наращивается галечными полимиктовыми конгломератами с редкими валунами гранитов в граувакковом
цементе. В кластике преобладает галька андезибазальта, встречен единичный валун слоистой кремнистой лопийской породы. Далее в разрезе представлены полимиктовые валунные конгломераты, с преобладанием валунов красных микроклиновых среднезернистых гранитов.
Эльмусская структура. В данной структуре сариолийские полимиктовые конгломераты непосредственно контактируют с сумийскими и лопийскими образованиями. В северной части структуры на лопийских силицитах залегают глыбово-валунные конгломераты, в которых преобладают глыбы красных силицитов (афанитовых, тонкослоистых, плойчатых), обломки дацитов (порфировых или афировых), валуны
гранитов (средне- и крупнозернистых), хорошо окатанные валуны гранитоидов, гальки массивных плагиофировых андезибазальтов. Цемент конгломератов
мелкообломочный, местами граувакковый, в нем присутствуют слои галечных конгломератов с гальками
кремнистых пород и микроклиновых гранитов. В разрезе на ручье Эльмус М. А. Елисеевым установлена
кора физического выветривания на лопийских риолитах, сменяемая выше элювиальной брекчией, мощностью 0,5–2 м, состоящей из мелких щебнистых обломков, продуктов разрушения риолитов. Брекчия перекрывается грубообломочным конгломератом, в котором, наряду с крупными угловатыми глыбами (0,5–
1,5 м) и обломками кислых пород, присутствуют хорошо окатанные валуны и гальки гранитов, базальтов и
мандельштейнов, сланцев и др. Общая мощность нижней пачки конгломератов от элювиальных брекчий до
мощной пачки ритмично-слоистых песчаников – 100 м.
Основное поле сариолийских конгломератов в Эльмусской структуре приурочено к западному берегу оз.
Каллиеволампи и району д. Святнаволок.
Обобщая литологическую характеристику сариолийской осадочной последовательности КойкарскоЭльмусской площади, можно сделать следующие выводы:
1. Непосредственно на коре физического выветривания лопийских вулканитов залегают гравелиты,
граувакки и мелкогалечные конгломераты с граувакковым темно-зеленым матриксом, мощностью 0,5–
1,5 м, образовавшиеся за счет размыва и переотложения продуктов выветривания подстилающих коматиитовых вулканитов. В этих осадках отмечаются
прямые и обратные ритмы, мощностью 0,2–0,3 м,
фиксирующие колебания в морском бассейне. В единичном случае контакт проходил по ксенотуфу, где
кластика попадала в лаву, образовывались лавовые
пленки и засыпка шла горячим туфом с образованием миндалин в цементе.
19
Рис. 7. Характер типовых контактов лопийского, сумийского и сариолийского комплексов в пределах КойкарскоЭльмусской площади:
а – контакт лопийских и сариолийских образований в северной части Койкарской структуры (обн. 331). Сариолий: 1 – полимиктовые валунные конгломераты, преобладают валуны гранитов, цемент аркозовый, мелкогалечный; 2 – полимиктовый валунный конгломерат,
светло-серый, преобладают валуны и гальки дацитов, цемент аркозовый; 3 – валунно-галечный конгломерат с преобладающими валунами сумийских андезибазальтов, цемент граувакковый; 4 – прослой мафитовой мелкозернистой граувакки в конгломерате; 5 – слой граувакки с единичными галечками дацитов, базальтов, кварца; 6 – полимиктовые галечные конгломераты, с преобладанием галек лопийских
базальтов, дацитов, с редкими валунами плагиогранитов, цемент – граувакка; 7 – крупноглыбовые брекчии перидотитовых коматиитов,
плотноупакованные, обохренные, участками мелкообломочные. Лопий: 8 – перидотитовые коматииты, рассланцованные, с жилками
талька и гематита, обохренные; 9 – дайка риолитов с флюидальностью и брекчированием;
б – контакт сумийских андезибазальтов и сариолийских грубообломочных пород (деталь обн. 280). 1 – сумийские андезибазальты брекчированные; 2 – галечные конгломераты и гравелиты; 3 – валунные конгломераты с глыбами гранитов, сумийских андезибазальтов, лопийских дацитов в цементе мелкогалечного конгломерата; 4 – направление ритмов; 5 – контакт со следами размыва;
в – стратиграфическая колонка породной последовательности в области контакта сумийских лав и сариолийских конгломератов в восточном обрамлении Койкарской структуры (обн. 374–375)
2. Для сариолийских отложений характерна крайне неустойчивая седиментация по латерали. В северной части на элювиальные брекчии коматиитов налегает слой валунных конгломератов с разнообразной
кластикой подстилающих сумийских андезибазальтов (миндалекаменных, вариолитовых) в матриксе
граувакки, мощностью 5–6 м, окатанных, плотноупакованных, сменяемых слоем валунных конгломератов с дацитовой кластикой, окатанной и остроугольной, мощностью 2,5 м. Образовались за счет размыва
местных локальных поднятий. Далее к востоку на
осадки сариолия налегают глыбовые коллювиальные
конгломераты, с преобладанием гранитного материала, окатанные и угловатые, без сортировки, с аркозовым цементом, представляющие собой продукты обрушения сбросо-сдвиговых уступов.
При прослеживании вкрест простирания среди
грубых конгломератов появляются перемытые и пе20
реотложенные линзы, слои, пачки мелкогалечных,
галечно-валунных конгломератов, песчаные слои,
среднезернистые, массивные, неяснослоистые. Мощность 15–20 м. Появление мощных горизонтов песчаников свидетельствует о затухании тектонической
активности в бассейне, проявлении трансгрессии и
спокойном гидродинамическом режиме.
3. Сариолийские отложения формируются в условиях рифтогенных грабенов активных континентальных окраин (несогласных поздних бассейнов пуллапарт типа).
История развития сариолийского седиментационного бассейна связана с активноокраинной системой
сбросовых грабенов и разделяющих их поднятий,
обусловившей образование мощных толщ грубообломочных осадочных пород с линзами и слоями песчаников, принадлежащих к семейству молассоидных
формаций.
В связи с тем что основной акцент сделан в работе на литогеохимической характеристике сумийского
комплекса Койкарско-Эльмусской площади, перейдем к ее рассмотрению.
Методы исследования
Для геохимического исследования сумийского
комплекса Койкарской и Эльмусской структур нами
к уже имеющимся пробам были дополнительно отобраны 25 образцов различных фациальных разновидностей слабометаморфизованных вулканитов. После
петрографического изучения из выборки исключались пробы горных пород, подвергнутые аномально
высокой метаморфической, метасоматической проработке, что выражалось в повышенной амфиболитизации отдельных образцов из зон рассланцевания,
а также в эпидотизации, карбонатизации и окварцевании. Геохимический анализ проб, включавший определение петрогенных и малых элементов, проводился в аналитической лаборатории Института геологии КарНЦ РАН (г. Петрозаводск) методами мокрой химии (петрогенные элементы). Содержания малых и редкоземельных элементов определены методом IСP-MS на квадрупольном масс-спектрометре XSERIES-2 фирмы Terhmo scientific.
Геохимическая характеристика ассоциации
Геохимическая характеристика вулканитов сумийского возраста (и Койкарской и Эльмусской
структур в частности) имеет ряд уникальных особенностей, среди которых могут быть выделены следующие: высокие содержание MgO (в интервале от 4,5
до 10,3 мас. % при средних значениях 5,59 ± 1,53
мас. %), высокие концентрации Cr (от 33 до 890
ppm), Ni (от 73 до 259 ppm) в сочетании с повышенным SiO2 (в интервале от 53,2 до 58,2 мас. % при
средних концентрациях 55,08 ± 1,36 мас. %) и очень
низким средним уровнем содержания ТРЗЭ (Tm –
0,24; Yb – 1,40; Lu – 0,20), близким к наблюдаемому
в адакитовых расплавах.
Судя по концентрации SiO2, вулканиты сумийской ассоциации Семченской структуры принадлежат к ряду базальтов – андезибазальтов – андезитов с
нормальной щелочностью (Na2O + K2O = 3–6 мас.
%), при этом лишь несколько проб имеют повышенные (до 7 мас. %) суммарные значения. По содержанию K2O сумийские андезибазальты принадлежат к
умеренно- и высококалиевым разностям (рис. 8, а–б).
При сопоставлении сумийских разрезов по концентрации петрогенных элементов отмечается их
слабодифференцированная природа. Так, средние содержания SiO2 составляют в Койкарской структуре –
56,26 ± 2,15 мас. %, Семченской – 55,08 ± 1,36 мас. %;
Красная речка – 53,56 ± 2,34 мас. %, Кумсинская
структура – 55,20 ± 3,18 мас. %, TiO2 – Койкары –
0,83 ± 0,21 мас. %, Семчь –0,86 ± 0,22 мас. %; Красная
речка – 0,86 ± 0,19 мас. %, Кумсинская структура –
0,82 ± 0,24 мас. %, MgO – Койкары – 6,21 ± 2,42 мас. %,
Семчь – 5,59 ± 1,53 мас. %, Красная речка – 5,59 ±
0,99 мас. %, Кумсинская структура – 5,67 ±
1,87 мас. %, при максимальных концентрациях до
9,55–10,33 мас. %. Базальтовые (<53 мас. % SiO2) литотипы в разрезе присутствуют в Эльмусской, Краснореченской и Кумсинской структурах (Светов и др.,
2004), в остальных случаях ассоциация представлена
андезибазальтами – андезитами.
Геологическая литогеохимическая характеристика разрезов показала возможность выделения отдельных фаз излияний. Так, для Койкарской, Семченской
структур фазы геохимически трассируются по содержанию TiO2, MgO: 1 фаза – TiO2 – 1,13–1,18 мас. %,
MgO – 5,14–4,94 мас. %; 2 фаза – TiO2 – 0,81–1,10
мас. %, MgO – 10,33–4,44 мас. %; 3 фаза – TiO2 –
0,86–1,09 мас. %, MgO – 9,07–4,49 мас. %; 4 фаза –
TiO2 – 0,62–0,73 мас. %, MgO – 6,56–4,81 мас. %.
Отношение CaO/Al2O3 для вулканитов Койкарской
и Эльмусской структур <0,6, Al2O3/TiO2 = 12–24.
Нами изучена геохимическая характеристика вариолитовых лав Койкарской структуры. Содержания
петрогенных элементов в глобулах варьируют в следующих пределах (мас. %, микрозондовый анализ):
SiO2 – 63,2–65,3, TiO2 – 1,1–1,2, Al2O3 – 18,2–19,1,
FeO* – 1,7–2,2, MgO – 0,6–0,9, СаO – 1,5–3,1, Na2O –
9,1–11,1, K2O – 0,8–1,4; для матрикса получены следующие значения: SiO2 – 55,5–58,2, TiO2 – 0,9–1,2,
Al2O3 – 11,8–14,9, FeO* – 11,0–14,8, MgO – 4,6–5,6,
СаO – 2,4–6,6, Na2O – 4,1–5,6, K2O – 1,2–4,7. Таким
образом, несмешивающиеся фазы (матрикс и глобулы) имеют контрастный состав и могут быть образованы в ходе ликвационного фракционирования, что
требует дополнительного изучения.
Диаграммы Харкера, построенные по петрогенным элементам, показывают корреляционные связи
TiO2, FeO*, MgO, CaO с SiO2 (рис. 9), при этом тренды сумийского ансамбля достаточно близки к наблюдаемым в субдукционных комплексах.
Соотношение щелочей для сумийских вулканитов
составляет K2O/NaO < 0,5 (Койкары 0,22 ± 0,19), что
близко вулканитам активных континентальных окраин (K2O/NaO = 0,2–0,4) и окраинно-плитных вулканических дуг (K2O/NaO = 0,5). Ti/Zr отношение в сумийских андезибазальтах равно 54,74 ± 6,94, Zr/Y = 5,39 ±
1,21, Hf/Th = 0,69 ± 0,15, что также соответствует вулканитам активных континентальных окраин (Ti/Zr =
49–65, Zr/Y = 5–8, Hf/Th = 0,99 ± 0,26) и значительно
отличается от прочих серий, в том числе бонинитовой
(Ti/Zr = 70–110, Zr/Y = 0,9–1,9, Hf/Th > 3).
Таким образом, геохимические данные показывают наличие субдукционной компоненты в высокомагнезиальных сумийских вулканитах Центральной
Карелии.
Соотношение стабильно высокой магнезиальности
с выдержанной кремнекислотностью в андезибазальтах, отмечаемое во всех сумийских комплексах Центральной Карелии, хорошо коррелирует с байяитовыми сериями (сумийские андезибазальты – MgO –
21
Рис. 8. Бинарные классификационные диаграммы в координатах SiO2 – Na2O+K2O; SiO2 – K2O для сумийского комплекса Койкарской и Эльмусской структур в сопоставлении с сумийскими породными литотипами Семченской и Краснореченской структур (Светов и др., 2004)
от 4,5 до 10,3 мас. %, средние значения 5,59 ± 1,53
мас. % при SiO2 от 53,2 до 58,2 мас. % и средних концентрациях 55,08 ± 1,36 мас. %; байяиты – MgO – от
4,9 до 10,0 мас. %, при SiO2 50–58 мас. %). При этом
важным является и параметр Mg#, который в сумийских андезибазальтах варьирует от 47 до 64, в то время как в байяитах он находится на уровне 50–67, что
вполне сопоставимо.
22
Совместимые транзитные элементы в андезибазальтах, такие как Ni, Cr, показывают строгую корреляцию с MgO и Mg#. Для них максимальные концентрации составляют: по Cr 894 ppm в Семченской
структуре (при интервале концентраций от 33 до 894
ppm), 1005 ppm в Койкарской (при интервале от 73
до 1005 ppm). Для байяитов и фанерозойских магнезиальных андезитов характерными являются более
Рис. 9. Вариационные диаграммы SiO2 – петрогенные элементы (мас. %), Cr – Ni и La – Th (ppm) для сумийского комплекса Койкарской и Эльмусской структур в сопоставлении с сумийскими породными литотипами Семченской и Краснореченской структур (Светов и др., 2004)
Усл. обозн. см. на рис. 8; о – высокомагнезиальные фанерозойские андезиты района Байя, Калифорния (по базе данных GeoRock)
23
низкие содержания (Ni до 268, Cr до 350 ppm)
(Yogodzinski et al., 1995; Calmus et al., 2003). Также
современные байяитовые серии характеризуются высокими содержаниями Sr (от 700 до 3000 ppm) и Ba
(от 600 до 2000 ppm). В сумийских высокомагнезиальных андезибазальтах концентрации этих элементов находятся чаще всего в нижней части названного
интервала (Семчь: Sr – 250–814 ppm, Ba – 93–817
ppm; Койкары: Sr – 130–230 ppm, Ba – 58–1197 ppm),
что и отражается на более высоком Rb/Sr отношении, варьирующем от 0,01 до 0,2 (в классических
байяитах около 0,01).
На спайдерграммах сумийских вулканитов, нормированных по примитивной мантии (Sun,
McDonough, 1989) (рис. 10), присутствуют характерные минимумы (обеднение пород высокозарядными
некогерентными элементами, такими как Nb, Ti, относительно концентраций крупноионных элементов), что является важным геохимическим маркером
субдукционной компоненты, кроме того, спектры
имеют очень низкие содержания ТРЗЭ, что свойственно как байяитам, так и адакитам.
Большинство проб сумийских андезибазальтов на
спайдерграммах имеют подобные спектры (пробы
Койкарской (рис. 10, а) и часть проб Эльмусской
структуры (рис. 10, б, серия проб – 7а, 7б, 21, 23, 25)),
характеризующиеся обогащенным содержанием Rb,
Ba и LREE элементов. Вместе с тем серия проб из лавовых потоков Эльмусской структуры имеет контрастную химическую характеристику, проявленную в
более низком содержании LREE, незначительном
обогащении Rb, Ba, отсутствии Nb и Ti минимумов и
наличии отрицательной аномалии по Zr. Важно подчеркнуть, что данный геохимический тип андезитов
находится в тесном переслаивании с LREE обогащенными разностями, что может свидетельствовать
об участии в вулканизме нескольких типов первичных расплавов. Полученные нами геохимические
данные показывают, что в андезитовых комплексах
сумийского возраста существует геохимическая гетерогенность (связанная, возможно, с контрастными
источниками первичных расплавов) и отмечается
связь с субдукционными процессами.
Условия формирования
сумийско-сариолийского комплекса
Формирование сумийского андезибазальтового
комплекса в Центральной Карелии происходило на
уже сформированном архейском основании, его фундаментом выступают мезо-неоархейские породные
ассоциации Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса, представленные породами коматиит-базальтовой, андезитовой серий и ассоциирующими с
ними гранитоидами различного возраста и состава
(Чекулаев и др., 1997; Светов, 2005, 2009). Данный
породный ансамбль формировался в результате эволюции долгоживущей конвергентной системы на западном обрамлении Водлозерского блока, начиная с
24
3,05 млрд лет и до 2,68 млрд лет, развивающейся в
режиме пологой субдукции. В этом временном интервале в конвергентной системе меняются геодинамические режимы, от стадии заложения островодужной системы, раскрытия задугового бассейна и последующего аккреционно-коллизионного этапа. К
временному рубежу 2,76–2,68 млрд лет завершилось
развитие конвергентной системы на западном обрамлении Водлозерского блока, в ходе чего произошло
формирование мощной консолидированной континентальной коры, соединяющей в себе реликты мезонеоархейских стратотектонических ассоциаций (террейнов). Дальнейшая эволюция территории проходит в транспрессионно-транстенсионном режиме,
вызывая не только заложение нового типа бассейнов
седиментации (pull-apart), но и коренным образом
меняя структурно-тектонический облик территории.
Маркерами вулканической активности на данном
этапе является появление в разрезах кислого пирокластического материала и широкое развитие интрузивных комплексов субщелочного и известково-щелочного ряда в интервале 2,72–2,70–2,65 млрд лет.
Осадочные парагенезы (типа тимискаминг), формирующиеся в бассейнах пулл-апарт типа, характеризуются очень низкой зрелостью осадочного материала
и незначительной степенью его выветривания. Весь
обломочный материал принадлежит локальным источникам сноса – молодым и древним гранитоидам,
основным (коматиит-базальтовый аллохтон) и кислым (древняя островодужная и молодая окраинноконтинентальная ассоциации) вулканитам. Данный
этап формирования Карельского кратона укладывается в интервал 300–400 млн лет и фактически завершается присоединением Карельской гранит-зеленокаменной области к краевой части Пангеи-0 (Хаин,
Божко, 1988).
Таким образом, к границе архей – палеопротерозой был окончательно сформирован фундамент центральной части Карельского кратона. Магматическая
реактивизация территории возобновилась на рубеже
2,5–2,45 млрд лет. Изучение гранитоидов основания
Северо-Онежского синклинория показало, что породы содержат отдельные генерации цирконов (с датировками 2547 ± 26 млн лет, 2525 ± 52 млн лет, 2453 ±
13 млн лет) (Онежская…, 2011), что может быть
следствием интенсивной метасоматической переработки пород на стадии инициализации сумийского
вулканизма. Можно предположить, что в это время
территория испытывала подъем и интенсивную эрозию, на отдельных участках формировались коры химического выветривания (Коросов, 1991). Причиной
сводового поднятия территории возможно явилось
зарождение мантийного плюма «Виндибелт» (Куликов и др., 2005). Поступление из мантии большого
объема высокомагнезиального горячего вещества сопровождалось вертикальным поднятием расплавов в
прикоровую область над головной частью плюма,
однако быстрому внедрению плюмового материала в
кору препятствовал погребенный океанический слэб,
Рис. 10. Распределение редких и редкоземельных элементов в сумийских вулканитах Койкарской (а) и Эльмусской
(б) структур. Нормировано по примитивной мантии (Sun, McDonough, 1989)
сформированный в архее и подстилающий в палеопротерозое основание нижней континентальной коры (Светов, 2005). Фрагмент слэба мог служить барьером для вертикального распространения плюмового
материала, распределяя материал латерально и делая
невозможной коровую контаминацию.
Палеопротерозойская эра является определяющей в
формировании породных комплексов Центральной Ка-
релии. На раннем этапе ее развития (2,50–2,40 млрд
лет) происходило становление вулканогенно-осадочной
ассоциации андезибазальтов. Полученные нами геохимические данные показывают, что природа первичных
высокомагнезиальных сумийских расплавов не может
объясняться исключительно моделями континентального рифтогенеза, по многим геохимическим параметрам четко маркируется субдукционная составляющая.
25
Подобные выводы были получены также при детальном петрологическом изучении сумийских ассоциаций Северной Карелии, в пределах Шомбозерской
и Лехтинской структур. Для мафитовых комплексов
(вулканиты + габброиды) Шомбозерской структуры
получена изохрона по циркону – 2423 ± 23 млн лет
(Злобин, Богина, 2010), при этом изучаемые породы
также наследуют субдукционную компоненту, выраженную в высоких содержаниях LREE и отрицательных анамалиях по Nb, Ti, что позволяет предполагать
формирование андезитов, андезибазальтов в рифтогенном режиме при дифференциации мантийных
магм, переработанных в результате более раннего субдукционного события (Злобин, Богина, 2010).
Единственным, на наш взгляд, объяснением уникальной геохимической природы сумийских расплавов (сочетающих субдукционную компоненту и
внутриплатформенный режим формирования) может
стать модель, по которой палеопротерозойский рифтогенез был инициирован активизацией плюмового
магматизма (плюм «Виндибелт») в регионе на рубеже 2,5–2,45 млрд лет, при этом в ходе подъема мантийного плюма в процессы плавления вовлекались
погруженные под континетальной литосферой фрагменты архейских слэбов (не переработанные субдуцированные части мезоархейской океанической коры
с возрастом 3,05–3,0 млрд лет), что при их плавлении
в режиме рифтогенного растяжения позволило получить расплавы с геохимической характеристикой,
близкой к субдукционным магматическим комплексам неоархейского (2,85 млрд лет) возраста.
Подтверждением данной модели может являться
химическая систематика пород по флюид-мобильным элементам (FME). Для изучаемых сумийских ассоциаций концентрация FME достаточно низка: Be
0,5–1,7 ppm, As < 0,02 ppm, Li 0,8–2,4 ppm, при вариации Be/Nd отношения на уровне 0,02–0,04 (для
активных окраин и вулканических дуг стандартными
являются значения 0,07–0,15 (Kamber et al., 2002)),
что свидетельствует о ранней дегидратации погребенного океанического слэба.
Дальнейшее развитие Онежской структуры происходило в сариолийское время (2,4–2,3 млрд лет), в
данном интервале завершается процесс поднятия Карельского массива, происходят транспрессионнотранстенсионные деформации, вызывающие разрушение территории и приводящие к формированию
молассоидных бассейнов пулл-апарт типа. Терригенные образования сменяются предъятулийскими корами химического выветривания. Магматические образования в этот период не характерны, за исключением отдельных рифтов.
Таким образом, конвергентные события в архее
и последующий в палеопротерозое плюмовый магматизм во внутриконтинентальном режиме стали
причиной формирования мощных высокомагнезиальных андезибазальтовых комплексов Центральной Карелии.
Выводы
Подводя некоторый итог новому этапу изучения
высокомагнезиальных андезибазальтовых комплексов
Центральной Карелии, можно сделать ряд выводов:
• существующие к настоящему времени геохронологические данные позволяют предполагать, что
обширная палеопротерозойская провинция высокомагнезиальных андезибазальтов сформировалась в
пределах Карельского кратона в интервале 2,55–
2,40 млрд лет, однако прецизионное датирование
данных разрезов только проводится;
• геохимическая характеристика андезибазальтовых ассоциаций Центральной Карелии имеет ряд
уникальных особенностей: высокое содержание
MgO 4,5–10,3 мас. %, Cr 33–890 ppm, Ni 73–259 ppm,
Sr – 250–814 ppm, Ba – 93–817 ppm в сочетании с
повышенным SiO2 53,2–58,2 мас. % и очень низким
уровнем содержания ТРЗЭ (Tm – 0,24 ppm; Yb –
1,40 ppm; Lu – 0,20 ppm);
• вариации петрогенетически значимых отношений редких и редкоземельных элементов с большей
вероятностью отражают участие в магмогенезе гетерогенных магматических источников и взаимодействие полученных расплавов с продуктами плавления
мафического слэба.
ЛИТЕРАТУРА
Злобин В. Л., Богина М. М. Палеопротерозойский (сумийский) бимодальный магматизм Шомбинской структуры, Северная Карелия // XI Всерос. петрографич. совещ.:
Тез. докл. Т. 1. 2010. С. 255–256.
Кадик А. А., Максимов А. П., Иванов Б. В. Физико-химические условия кристаллизации и генезис андезитов. М.,
1986. 158 с.
Коросов В. И. Геология доятулийского протерозоя восточной части Балтийского щита (сумий, сариолий). Петрозаводск, 1991. 118 c.
Куликов В. С., Бычкова Я. В., Куликова В. В. и др. Роль
глубинной дифференциации в формировании палеопротерозойского плато коматиитовых базальтов Синегорья, юговосточная Фенноскандия // Петрология. 2005. Т. 13.
С. 469–489.
26
Онежская палеопротерозойская структура (геология, тектоника, глубинное строение и минерагения) / Отв. ред.: Л. В. Глушанин, Н. В. Шаров, В. В. Щипцов. Петрозаводск, 2011. 431 с.
Светов С. А. Магматические системы зоны перехода
океан – континент в архее восточной части Фенноскандинавского щита. Петрозаводск, 2005. 230 с.
Светов С. А. Древнейшие адакиты Фенноскандинавского щита. Петрозаводск, 2009. 115 с.
Светов С. А., Голубев А. И, Светова А. И. Геохимия сумийских андезибазальтов центральной Карелии // Геохимия. 2004. № 7. C. 729–739.
Светов С. А., Светова А. И., Назарова Т. Н. Принадлежат ли сумийские высоко-MgO андезибазальты к байяитовой серии? // Геология и полезные ископаемые Карелии.
Вып. 12. Петрозаводск, 2009. С. 112–124.
Сыстра Ю. Й. Тектоника карельского региона. СПб.,
1991. 176 с.
Хаин В. Е., Божко Н. А. Историческая геотектоника.
М., 1988. 382 с.
Чекулаев В. П., Лобач-Жученко С. Б., Левский Л. К. Архейские граниты Карелии как показатели состава и возраста
континентальной коры // Геохимия. 1997. № 8. С. 805–816.
Шарков Е. В., Смолькин В. Ф., Красивская И. С. Раннепротерозойская магматическая провинция высокомагнезиальных бонинитоподобных пород в восточной части Балтийского щита // Петрология. 1997. Т. 5. C. 503–522.
Bourdon Е., Eissen J. P., Gutscher M. A. et al. Magmatic
response to early aseismic ridge subduction: the Ecuadorian
margin case (South America) // Earth and Planet. Sci. Letters.
2003. Vol. 205. P. 123–138.
Calmus T., Aguillo-Robles A., Maury R. C. et al. Spatial
and temporal evolution of basalts and magnesian andesites
(‘‘bajaites’’) from Baja California, Mexico: the role of slab
melts // Lithos. 2003. Vol. 66. P. 77–105.
Kamber B. S., Ewart A., Collerson K. D. et al. Fluidmobile trace element constraints on the role of slab melting and
implications for Archaean crustal growth models // Contrib.
Mineral. Petrol. 2002. Vol. 144. P. 38–56.
Sun S. S., McDonough W. F. Chemical and isotopic
systematics of oceanic basalts: implications for mantle
composition and processes // Saunders A. D., Norry M. J.
(eds.). Magmatism in the ocean basins. Geol. Soc. Spec. Publ.
1989. N 42. P. 313–345.
Yogodzinski G. M., Kay R. W., Volynets O. N. et al.
Magnesian andesites in the western Aleutian Komandorsky
region: Implications for slab melting and processes in the
mantle wedge // Geol. Soc. Am. Bull. 1995. Vol. 107/5.
P. 505–519.
О. С. Сибелев
ГРИДИНСКАЯ ЗОНА МЕЛАНЖА (БЕЛОМОРСКИЙ ПОДВИЖНЫЙ
ПОЯС): ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ И СТРУКТУРА
Введение
Находка эклогитов в районе с. Гридино (Володичев, 1976, 1990), их изучение и определение
возраста, позволившее отнести эти породы к
древнейшим на планете глубинным метаморфитам (2720 ± 8 млн лет, Володичев и др., 2004), изменили представления научного сообщества о характере эволюции земной коры в архее. К познанию геологических процессов раннего докембрия
восточной части Фенноскандинавского (Балтийского) щита, с полным на то основанием, были
привлечены методы геодинамических построений, базирующихся на принципах актуализма и
теории тектоники плит (например, Слабунов,
2005, 2008; Глубинное..., 2010 и др.). Уникальность вещественного наполнения Гридинской
структуры, которая трактуется как зона эклогитсодержащего неоархейского меланжа (рис. 1) или
хаотического комплекса (далее – ГЗМ (Гридинская зона меланжа)), привлекла к ней пристальное внимание исследователей, рассматривающих
с разных позиций те или иные геологические явления, здесь протекавшие. В тезисной форме
главные положения изученности рассматриваемого объекта сводятся к следующему:
• Определены границы, геодинамические условия формирования структуры, особенности состава
протолита обломков и отчасти – матрикса (Слабунов,
2008 и ссылки там).
• Выполнены геохронологические датировки пород, маркирующих реперные геологические события
(Бибикова и др., 2003; Володичев и др., 2004; Степанова и др., 2008).
• Получен большой массив данных по петрографии, петрологии и химическому составу пород и минералов обломочной составляющей меланжа и (в
меньшей степени) его матрикса, что позволило определить параметры метаморфической эволюции (PTt
тренды) эклогитов (Глубинное..., 2010; Володичев,
Кузенко, 2012), кианитовых эклогитов (Сибелев,
2008) и некоторых других пород.
• Изучены разновозрастные комплексы палеопротерозойских даек, процессы их метаморфических
28
преобразований (в том числе и эклогитизации), взаимоотношения друг с другом и деформациями (Степанов, Степанова, 2005, 2006; Володичев, Кузенко,
2012; Stepanova, Stepanov, 2010).
• Рассмотрены разнообразные локальные деформации и складки, преимущественно сдвигового характера.
Не вдаваясь в рассмотрение этих положений и полемику, относительно дискуссионности некоторых
содержащихся в них выводов, необходимо отметить,
что данные о внутренней структуре и общем геологическом строении Гридинской зоны меланжа чрезвычайно скудны. Картирование, порой узконаправленное, проводилось лишь на детальных, разрозненных участках, как правило, в рамках островов: Столбиха (Сибелев и др., 2004), Избная луда (Травин и
др., 2005), Супротивные (Степанова и др., 2008),
Овечий (Сибелев, 2008), мыс Варгас (Глубинное...,
2010 и ссылки там) и т. д. Приведенные в данной статье результаты исследования призваны в какой-то
мере ликвидировать пробел в наших знаниях о зоне в
целом. Ее целью является моделирование геологического строения ГЗМ, а главный способ достижения –
геологическое картирование. Начало ему было положено в 2007 г. (Слабунов и др.), когда были разработаны основные принципы построения легенды, а
И. И. Бабариной составлена геологическая схема
площади от мыса Варгас (на С) до о. Прянишные луды (на Ю).
Методика работ. Непосредственно в поле, с
GPS-привязкой, составлялась карта фактов в масштабе 1 : 10 000 с зарисовкой на плане границ обнажений, контуров геологических тел, отметкой элементов залегания пород, точек отбора проб и т. д. В камеральных условиях эти данные, с учетом петрографического и по возможности петрохимического изучения, материалов дешифрирования космоснимков и
материалов предыдущих исследований, с некоторой
генерализацией, выносились на геологическую карту
в масштабе 1 : 25 000. На основе этой карты строились геологическая и структурная схемы.
Фактический материал составляет порядка 1300
точек наблюдения и описание более 300 шлифов. В
общей сложности съемкой покрыто 75 км2.
Мигматизированные
гранитоиды
ТТГ ассоциации
Рис. 1. А. Провинции восточной части Фенноскандинавского щита (Слабунов, 2008 и ссылки там, с упрощениями)
(цифры в кружках):
1 – Карельский неоархейский кратон, 2 – Беломорский подвижный пояс, 3 – Кольская провинция, 4 – Мурманский неоархейский кратон;
5 – Свекофеннский подвижный пояс.
Б. Схема геологического строения района губа Сухая – о-ва Супротивные (Белое море) (Слабунов, 2008, с упрощениями). Рамкой показана площадь картировочных работ
Главные вещественные комплексы
Породы ГЗМ можно разделить на три главные
группы: обломочная составляющая, матрикс и дайковые комплексы.
Обломочная часть меланжа представлена породами различного состава, возраста, генезиса и разной
степени вторичных изменений. Обломки наиболее
древних пород выносились с различных уровней глубинности, достигающих нижнекоровых (Володичев
и др., 2004). Среди них преобладают разновидности,
формировавшиеся по базитовому субстрату. Это по-
левошпатовые, гранатовые и роговообманковые амфиболиты, амфиболовые (±Grt, ±Bt)* гнейсы, а также
эклогиты, кианитовые эклогиты и цоизититы. Предполагается, что последние формировались по габброанортозитам. Помимо пород основного состава, в
качестве обломков фиксируются глиноземистые
(кианит-гранат-биотитовые) гнейсы, метаультрама*
Принятые в тексте сокращения названий минералов: Am –
амфибол, Bt – биотит, Cpx – клинопироксен, Ep – эпидот, Hbl –
роговая обманка, Gip – гиперстен, Grt – гранат, Kfs – калийшпат,
Ky – кианит, Mic – микроклин, Ms – мусковит, Opx – ортопироксен, Pl – плагиоклаз, Qz – кварц.
29
фиты, карбонатные (Lokhov et al., 2009) и тоналитоподобные породы. Размеры обломков отчасти зависят от состава слагающих их пород (состава протолита) (Слабунов и др., 2007) и в целом варьируют от
нескольких сантиметров до нескольких десятков
метров. Наиболее крупные из них представлены гранатовыми (±Cpx) амфиболитами, закартированными
в районе губы Великой, где они имеют округлой или
овальной формы «закатанные» тела размером до
50 м по длинной оси.
Форма обломков самая разнообразная: от округлой, уплощенной и линзовидной до птигматито-, жилоподобной. Их подавляющее большинство имеет
сглаженные очертания, но иногда наблюдаются угловатые включения или скопления обломков с агматитовым типом дезинтеграции. Насыщенность комплекса обломками неравномерна. Местами они образуют линзы и полосы (рис. 2), где их концентрация
может достигать 40% общего объема пород. И если
отдельные включения не могут быть выражены в
масштабе схем, то полосы с высокой концентрацией
обломков рассматриваются как геологическихе тела,
субсогласные генеральному простиранию пород, и в
определенной мере служат «маркирующими горизонтами». Мощность таких полос порой может достигать первых сотен метров. Надо признать, что границы зон, насыщенных обломками, как правило, нечеткие и определяются довольно субъективно, поэтому на схемах эти тела не оконтурены, а выделены
лишь цветом. Кроме того, недостаточная обнаженность отдельных площадей, например района оз.
Черного, не позволяет по отдельным выходам оценить размеры этих тел и масштаб проявлений. Вероятно, их распространенность здесь гораздо выше.
Отдельные обломки в небольшом количестве почти
повсеместно присутствуют и за пределами отмеченных на схеме зон.
Матрикс меланжа неоднороден и неравномерно
преобразован. По мнению автора, он очень слабо
изучен. Наиболее ранние породы этой группы выделены на о. Столбиха (Сибелев и др., 2004) и представляют собой полосчатые биотит-амфиболовые
гнейсы, окаймляющие крупные тела апоэклогитов.
Они сохраняются в виде сильно уплощенных, деформированных, линзовидных фрагментов или реликтовых участков, слабо мигматизированы, содержат обрывки ранних складок и обеспечивают наибольшую
сохранность содержащихся в них обломков. Субстрат этих гнейсов мог быть догранитным матриксом
включений апобазитов, но небольшие, реликтовые
тела этих пород зачастую сами «читаются» как включения в плагиогнейсогранитах, дополняя обломочную составляющую меланжа.
Плагиогнейсограниты пользуются наибольшим
распространением в зоне меланжа и по своим петрогеохимическим особенностям отвечают тоналиттрондъемитам и гранодиоритам (Слабунов, 2008). По
минеральному составу это биотитовые, амфиболбиотитовые (±Ms, ±Grt, ±Ep) гнейсы и гнейсограни30
ты. Метатоналиты иногда фиксируются в виде дезинтегрированных включений в обломочной части
меланжа. При площадном картировании породы матрикса по составу протолита не расчленялись, а их
текстурные и вещественные различия связывались с
интенсивностью и характером наложенных преобразований. На геологической схеме в легенду включены несколько типов мигматитов, но все они развиваются в уже повсеместно мигматизированных гнейсогранитах. Эта «фоновая» мигматизация проявлена
либо послойно, либо «теневым» способом. Ее неосома не контрастна, часто не имеет четких границ и
представлена кварц-плагиоклазовым (±Bt, ±Am) материалом. Кроме того, на некоторых участках описаны так называемые «ранние мигматиты», развитые
внутри обломков апобазитов и формировавшиеся,
возможно, до их дезинтеграции. Они имеют своеобразный минеральный состав (Ky±Cpx-Grt-Bt-Kfs-PlQz) и пространственно ассоциируют с эклогитами
(Сибелев и др., 2004).
К ранним процессам преобразований плагиогнейсогранитов относится эндербитизация, которая трактуется как высокотемпературная (условия гранулитовой фации) мигматизация. Начальная ее стадия выражена в формировании новообразованной жильной
фазы – неосомы, представленной лейкократовой породой с крупными (до 2 см в диаметре) гломеробластами, выполненными в центре хлорит-амфиболовыми псевдоморфозами (по Opx), и последовательными
келифитовыми каймами амфибол-биотитового (± Pl,
Qz) и на периферии – гранатового состава. Основная
ткань породы имеет кварц-плагиоклазовый состав,
но нередко встречается и калийшпат (Mic), поэтому
правильней было бы называть эти породы метачарноэндербитами. Реликтовый ортопироксен (Gip) был
зафиксирован на о. Крестовый. Метаэндербиты не
имеют четких границ, постепенно переходя в лейкократовые плагиогранитоиды. Если на начальных стадиях эндербитовой мигматизации не фиксируются
изменения обломочной компоненты, то при более
интенсивной мигматизации начинают постепенно
«растворяться» и апобазитовые включения. Вначале
они приобретают облик теневой палеосомы, затем
пропадают вовсе, при этом метаэндербиты образуют
целые массивы. Например, в районе губы Пестица (к
Ю от о. Избная луда) изометричный в плане массив
метаэндербитов имеет размер порядка 500 м в диаметре. Пространственно эндербитизация развита не
повсеместно и неравномерно. Она никак не проявлена в северной части закартированной площади (р-н
губы Великой), а наиболее интенсивно – к югу от
широты о. Воротная луда – губа Долгая – губа Пестица – оз. Черное, образуя подобие дуги.
На геологической схеме (рис. 2) показаны еще
два типа мигматитов, преобразующих породы матрикса и развитых преимущественно в южной части
площади (от губы Долгой на Ю). Первый тип – порфиробластические мигматиты. Они развиваются в
виде гигантских (до 5 см) идиоморфных кристаллов
31
полевых шпатов (Pl, Mic) и их агрегатов. Количество
таких выделений невелико: от единичных порфиробласт до двух-трех на квадратный метр. Второй тип –
линзовидно-полосчатая мигматизация. В этих мигматитах неосома представлена крупнозернистым,
кварц-плагиоклаз-микроклиновым (±Bt, ±Hbl) материалом, с четкими границами и часто – меланократовыми оторочками (Am, Bt). Мощность лейкократовых линз или полос может достигать 10 см. Палеосома (±Grt – Qz – Mic – Pl – Hbl – Bt), по всей видимости, базифицируется, за счет чего порода приобретает контрастный текстурный рисунок. Возрастные и
генетические соотношения этих разновидностей мигматитов с эндербитизацией не установлены, скорей
всего, это более поздний процесс, связанный с привносом калия на фоне высокотемпературного метаморфизма.
Значительным распространением в площади работ пользуются микроклин-плагиоклазовые гранитоиды. На схеме они показаны в виде линзовидных
тел протяженностью иногда более километра и мощностью до первых сотен метров. Эти гранитоиды
имеют метасоматический генезис, постепенно переходя во вмещающие плагиогнейсограниты. Наиболее
широко процессы гранитизации развиты на мысе
Кирбей, мысе Варгас и к югу от него, а также в районе губы Долгой. Минеральный состав (±Hbl, ±Ep)биотит-полевошпатовый, с различным соотношением количеств плагиоклаза и микроклина. В наиболее
«зрелых» разностях микроклин заметно преобладает.
Развиваясь по гнейсогранитам и гнейсам, они частично сохраняют их текстурные особенности. Предполагается архейский возраст гранитизации, поскольку тела этих пород секутся палеопротерозойскими габброноритами.
Кроме рассмотренных процессов, преобразующих матрикс меланжа, необходимо отметить в нем
локальное развитие крупнозернистых гранитоидов с
порфиробластическим амфиболом (мигматит-гранитов), а также многочисленные жилы аплитовидных
гранитов, пегматитов, кварца, кварцевых диоритов и
плагиогранитов.
Дайковые комплексы (без учета гранитоидного
магматизма) ГЗМ изучались довольно детально (Степанов, 1990; Степанов, Степанова, 2005; Степанов,
Степанова, 2006; Глубинное..., 2010 и ссылки там;
Володичев и др., 2012; Stepanova, Stepanov, 2010). Их
характеристика не входит в задачи данной работы,
поэтому здесь представлены только новые материалы, полученные при картировании.
В процессе съемки зафиксировано большое количество как палеопротерозойских, так и неоархейских
интрузий, все они отражены на схеме. Полоса субпараллельных палеопротерозойских даек комплекса
лерцолитов-габброноритов (по: Степанов, 1981) прослежена далеко к югу. Этот рой даек может выходить за границу зоны меланжа, что представляет несомненный интерес в свете их возможной латеральной изменчивости состава или характера метаморфи32
ческих преобразований. Интересно, что к северу от
с. Гридино эта полоса прерывается, а сами габбронориты фиксируются либо в виде будинированных
фрагментов (о. Высокий в губе Великой), либо в
виде довольно крупных (350 × 100 и 200 × 150 м)
изогнуто-овальной формы тел (к С от губы Великой).
Закартирована серия интрузий, проявленных в
масштабе геологической схемы и не отмеченных в
доступных автору материалах предыдущих исследований. Одна из них находится в районе Барки (в 3 км
к З от о. Крестовый) и представляет собой «габброноритовый» остров с двумя разнонаправленными секущими дайками железистых (коронитовых) габбро,
а также проявлениями габбропегматитов, содержащих двупироксеновые симплектиты (Сибелев, 2012).
Вторая располагается на мысу к юго-западу от о-вов
Кабацкие луды и представлена дайкой мощностью
до 70 м «нестандартного» СЗ простирания (~310°).
И, наконец, большое количество тел металейкогаббро в районе Кабацких луд. О них необходимо сказать особо.
Габброиды Кабацких луд являются аналогом изученных металейкогаббро о-вов Супротивные с возрастом 2711 ± 25 млн лет (Степанова и др., 2008).
Участками в них так же, как и на Супротивных, наблюдается четкая магматическая расслоенность с чередованием относительно обогащенных и обедненных плагиоклазом полос мощностью до первых см.
Наибольший интерес представляет субширотное тело этих пород на южном берегу Кабацкого мыса.
Оно имеет вытянутую форму (500 × 120 м). Северный его контакт не вскрыт. Западный и восточный
контакты тектонические, по сдвиговым зонам. Южный контакт слабо волнистый, с простиранием 280°
и крутым падением к северу (70–80°). Эндоконтактовая зона сложена мелкозернистыми массивными,
иногда слабо огнейсованными гранатовыми амфиболитами. По мере удаления от контакта в породе снижается содержание, в первую очередь – амфибола, а
затем и граната, более четко проявляются магматические текстуры. Мощность этой зоны, которая может
интерпретироваться как закалочная, составляет 3–4 м.
Далее вглубь тела наблюдаются среднезернистые,
хорошей сохранности габброиды, с макроскопически
диагностируемым пироксеном. На удалении 10–15 м
от контакта породы становятся крупнозернистыми.
Большой интерес представляет и экзоконтактовая область, поскольку простирание самого контакта располагается ортогонально простиранию плоскостных
элементов вмещающих мигматизированных гнейсогранитов (обломочной составляющей в них не обнаружено). На расстоянии 3–5 м гнейсовидность и мигматитовая полосчатость гнейсогранитов (Аз. пр. 330-0°,
пад. ЮЗ, угол 70°) переориентируются и сминаются в плойчатость и небольшие изоклинальные
складки с осевыми плоскостями, параллельными
контакту. На расстоянии полутора метров от контакта породы приобретают «спокойное» субширотное простирание.
Степень вторичных преобразований в телах лейкогранитов увеличивается к северу. На отдельных
участках отмечены процессы «внутреннего будинажа», когда в рамках единого крупного тела апогабброидов формируются округлые обособления диаметром первые метры, оконтуренные мигматитами.
На периферии эти обособления отрываются, еще раз
дезинтегрируются и растаскиваются, приводя к формированию зон с большим количеством обломков.
Наблюдения в крупных телах мета-, аполейкогаббро
показывают, что степень их метаморфической дифференциации огромна. Внутри единого тела можно
видеть переходы от пород с хорошей сохранностью
первичных текстур до мигматизированных гранатамфиболовых гнейсов, с массой переходов и вариаций. В одном из тел металейкогаббро отмечен блок
эклогитизированных полосчатых пород (5 × 4 м), подобных эклогитам о. Столбиха. Гранатовые амфиболиты, формирующиеся по лейкогабброидам, очень
похожи на породы, развитые в виде крупных, вытянутых тел в районе оз. Рыбного и губы Долгой, что
позволяет предположить их генетическую общность.
Особенности внутренней структуры
Гридинской зоны меланжа
На детальных участках в области развития зон с
большим количеством обломочной компоненты фиксируются различные типы разновозрастных деформационных процессов, при этом структура внутри
обломков и их окружения различна. В обломках преобладают явления пластического течения с мелкими
асимметричными или изоклинальными складками,
осевые плоскости которых часто дискордантны друг
другу. Внутренняя структура обломков часто срезается границей включений. Структура матрикса приспосабливается к форме обломков, формируя ротационно-центрические структуры с изоклинальными
складками облекания, в которых осевые поверхности
и линейности изогнуты согласно границам включений. Нередко фиксируются асимметричные, изоклинальные или опрокинутые складки (о-ва Овечий,
Столбиха), амплитудой в несколько метров, в которых крылья сорваны, нередко в этих срывах формируются жилы гранитных пегматитов. На отдельных
участках можно наблюдать обрывки более ранних
складок и «складок в складке». Очевидно, что деформационные процессы протекали многоэтапно и разнообразно, в различных полях напряжений. Ситуация осложняется тем, что на разных детальных участках можно наблюдать различные структурные рисунки и стили деформаций. Например, на о. Крестовый преобладают линейные сдвиговые структуры
(shear-zones). Наиболее ранние из них маркируются
жилами метадиоритов-кварцевых метадиоритов (видимой мощностью до первых метров), сдвигающими
и подворачивающими гнейсограниты и метаэндербиты (смещение вдоль контактов составляет до 0,3 м).
В свою очередь, сами жилы сдвинуты и изогнуты в
подобие складок при наложении крупных (с амплитудой смещения в несколько метров) субмеридиональных и С-СЗ сдвиговых зон (правый сдвиг). Общий план деформаций еще больше запутывается с
развитием мелких (до первых см мощности) различно ориентированных жестких трещинок, выполненных кварцем или аплитовидным материалом (смещение до 0,5 м), а также наличием обломков со структурами облекания вокруг них.
Приведенные краткие характеристики структурного развития относятся к участкам, где присутствует
значительная доля обломочной составляющей и которые полностью оправдывают термин «хаотический
комплекс». Структурный геометрический анализ на
таких участках сопряжен с определенными трудностями и, возможно, не имеет большого смысла, поскольку на соседнем острове можно столкнуться с совсем
другим структурным рисунком. Разнообразие форм и
стиля деформаций связано с наличием доменов, формирующихся в разных тектонических условиях и причлененных друг к другу, а также с интенсивностью
гранитоидного магматизма, мигматизации, составом и
физическими свойствами пород и т. д. Главная закономерность структуры зон насыщенных обломками –
отсутствие закономерности. Одно можно сказать
определенно: основной структурный рисунок формировался до внедрения палеопротерозойских даек.
Постдайковые деформации развивались дискретно и
общую картину кардинально не меняли.
В полях развития гнейсов и гнейсогранитов, где
концентрация обломков незначительна, также можно
наблюдать элементы относительно ранних деформаций, особенно на участках, мало затронутых мигматизацией и гранитизацией. Они проявлены в виде опрокинутых или лежачих складок с осевыми плоскостями,
субпараллельными общему простиранию пород, и
фрагментами разориентированных плохо дешифрируемых складок. Ранние складки порой секутся мигматитовыми жилами, которые, в свою очередь, сминаются
в открытые или флексурообразные складки и подвержены сдвиговым деформациям. Более поздние структурные изменения протекают параллельно с внедрением палеопротерозойских даек, часто вдоль контакта с
ними породы испытывают смещения и подвороты
гнейсовидности. В последующем и сами дайки могут
испытывать деформации как складчатого, так и сдвигового характера, в некоторых случаях – будинаж.
В мезомасштабе ГЗМ (рис. 3) общая структура
выглядит более упорядоченно. Деформации по своему стилю заметно отличаются от тех, что наблюдаются непосредственно в обнажениях и на детальных
участках. Отчасти это связано с интенсивными процессами гранитообразования и мигматизации, стирающими признаки ранних деформаций, а отчасти с
тем, что принцип фрактальности здесь практически
не работает, за исключением района Кабацких луд,
где многочисленные крупные массивы и их фрагменты металейкогаббро создают подобие зоны (более
высокого порядка), насыщенной обломками.
33
3.
Степанова
34
Анализ геологического и структурно-тектонического строения закартированной площади позволил выявить ее некоторые интересные особенности. Например, выделенные по вещественно-геологическим признакам границы хаотического комплекса (Слабунов, 2008 и ссылки там) в площади
проведенных работ структурно никак не проявлены. Не зафиксировано каких бы то ни было тектонических нарушений или хотя бы изменений в элементах залегания пород при переходе от вмещающих образований непосредственно к породам зоны
меланжа. Более того, в юго-западной части района
наблюдается секущее положение направлений
гнейсовидности и сланцеватости пород к предполагаемой границе зоны, маркируемой (в экзоконтактовой области) толщей мезократовых биотитовых и биотит-амфиболовых гнейсов. Здесь же отмечены тела субсогласных (гнейсовидности) гранатовых ортоамфиболитов, которые из «беломорской» части прослеживаются далеко вглубь зоны
меланжа. Наряду с этим, во внутренних областях
зоны отмечены домены значительной площади, характеризующиеся собственными структурными
рисунками. Один из них располагается в районе
губы Долгой. Этот домен, с некоторыми оговорками, можно назвать «структурой», поскольку, помимо прочего, он обладает некоторыми особенностями вещественного наполнения. Это выражается в
заметно большем развитии в нем процессов поздней гранитизации и наличии крупных тел гранатовых амфиболитов. К сожалению, составу протолита этой структуры при картировочных работах не
было уделено должного внимания, и пока нет оснований утверждать, что он отличается от состава
протолита соседних доменов.
Структура губы Долгой «корнями» уходит во
вмещающие ГЗМ толщи. В плане она имеет амебообразную форму, более всего напоминающую листья
фиалки, в разрезе – синклинорную. К «фронтальным» ее частям в подстилающих доменах приурочены наиболее крупные зоны с высокой концентрацией
обломочной составляющей. К северу отмечено еще
несколько фрагментов такого же плана структур, но
отделенных с западной стороны от вмещающих ГЗМ
комплексов доменом с субмеридиональным простиранием и восточным падением плоскостных элементов пород. Структура сечется разломами восток – северо-восточного простирания и роями палеопротерозойских даек, что указывает на архейский возраст ее
формирования. Еще один немаловажный аспект в
оценке ее относительного возраста – эндербитизация
пород, которая развивается повсеместно, независимо
от доменов, что позволяет предположить время эндербитовой мигматизации верхней возрастной границей главных структурообразующих процессов.
Рассматриваемые структуры интерпретируются как
надвиговые пластины. Разработана модель их развития, требующая некоторой доработки и здесь не
представленная.
Несмотря на наличие тектонических несогласий, общая структура ГЗМ интерпретируется как
моноклинальная с север – северо-западным простиранием гнейсовидности и метаморфической полосчатости пород и с падением к востоку. Типоморфными в этом плане являются районы губы Великой и районы от восточной части о. Избная луда
к оз. Черному. Они характеризуются относительно
равномерным расположением зон, насыщенных
обломочной составляющей, и отсутствием дайковых комплексов габброноритов. В районе с. Гридино плоскостные элементы пород переориентируются в субширотном и юго-западном направлении.
Отчасти это может быть связано с разрывными нарушениями восток – северо-восточных направлений, зафиксированных в этой части площади и в
районах губы Долгой – оз. Рыбного, где также отмечается изменение простираний пород. Разломы,
как правило, отчетливо выражены в рельефе и хорошо дешифрируются на космоснимках. Не совсем
ясны их взаимоотношения с палеопротерозойскими дайками, но во многих случаях фиксируются
деформации, связанные с этими разломами. Это
смещения геологических тел или их границ и переориентировка структурных элементов пород. В
районе оз. Рыбного создается впечатление о пространственной приуроченности к разломам микроклин-плагиоклазовых гранитоидов.
Заключение
Полученные оригинальные материалы о геологическом и структурно-тектоническом строении ГЗМ
позволяют ответить на некоторые вопросы, касающиеся взаимоотношений ее вещественных комплексов, структур и их эволюции во времени и в пространстве. Важная составляющая работы – систематизация геологических процессов в шкале времени,
которая может быть смоделирована в виде обобщенной последовательности геологических событий
(табл.). Эта модель иллюстрирует сложную, полиэтапную историю формирования ГЗМ, с преобладанием процессов неоархейского возраста, как по объему формирующихся толщ, так и по интенсивности
структурообразующих тектонических и деформационных процессов.
С другой стороны, представленные данные высвечивают целый ряд проблем, требующих дополнительного изучения, особенно в части структурных исследований, определения состава протолита матрикса меланжа и метаморфической эволюции не только апоэклогитов, но и вмещающих их
пород.
35
Последовательность главных геологических событий в зоне
Гридинского неоархейского эклогитсодержащего меланжа
ПАЛЕОПРОТЕРОЗОЙ
Эратема
Геохронологические
датировки
Геодинамические
обстановки
Коллизионная
стадия
Рифтогенная
стадия
2701,3 ± 8,1 млн лет1
НЕОАРХЕЙ
Открытые складки,
сдвиговые
структуры,
дезинтеграция
Сдвиговые
деформации,
будинаж и
деформация даек
габброидов
2389 ± 25 млн лет4
Коллизионная
стадия3
Разрывные
нарушения,
сдвиговые
деформации,
флексурообр.
складки
2711 ± 25 млн лет2
2720,7 ± 5,8 млн лет1
Мезоархей
Структурнотектонические
процессы
Хрупкие
деформации
Предколлизионная Асимметричные и
стадия3
изоклинальные
складки,
ротационные
структуры,
надвигообразование.
Эксгумация и
формирование зон,
насыщенных
обломками
Субдукция
Дезинтеграция
океанической
базитовых
коры
комплексов
?
Петрогенетические
процессы
Метасоматоз, метаморфизм
в условиях эпидотамфиболитовой фации
Метаморфизм в условиях
гранулитовой и
амфиболитовой фаций
Высокобарический
метаморфизм в условиях
эклогитовой фации
Минглингоподобные
процессы
Основной магматизм
Вещественные комплексы
Карбонатные жилы, пегматиты,
жилы аплитовидных гранитов
Кианитовые апоэклогиты по
базитам. Гранатовые
ортоамфиболиты (по
лейкогаббро?)
Нерасчлененные дайки
основного состава
Железистые (гранатовые
(коронитовые)) габбро
Габбронориты комплекса
лерцолитов-габброноритов
Метагаббро-1
Высокотемпературный
Микроклин-плагиоклазовые
калиевый метасоматоз
гранитоиды
Мигматизация в условиях
Порфиробластические и
амфиболитовой фации
линзовидно-полосчатые
мигматиты
Кислый, средний магматизм Жилы плагиогранитов, диоритов –
кварцевых диоритов
Основной магматизм
Лейкогаббро
Мигматизация в условиях
Порфиробластические
амфиболитовой фации
амфиболовые мигматит-граниты
Мигматизация в условиях
Эндербиты
гранулитовой фации
Субизотермическая
«Ранние» мигматиты в обломках
декомпрессия
и в матриксе
Выплавление
Диорит-гранодиориты,
плагиогранитов (ТТГ)
плагиограниты (ТТГ комплексы)
матрикса
Метаморфизм эклогитовой Эклогиты, эклогитизированные
фации, частичное плавление пироксениты, цоизититы
базитов
Базиты, ультрабазиты, осадки (?)
Формирование протолита
обломочной составляющей
меланжа
П р и м е ч а н и е . Таблица составлена с использованием опубликованных материалов: 1 – Володичев и др., 2004; 2 – Степанова и др.,
2008; 3 – Слабунов, 2008; 4 – Володичев и др., 2011.
ЛИТЕРАТУРА
Бибикова Е. В., Слабунов А. И., Богданова С. В. и др.
Изотопно-геохимическая характеристика архейских эклогитов и глиноземистых гнейсов Гридинской зоны тектонического меланжа Беломорского подвижного пояса (Балтийский щит) // Изотопная геохронология в решении проблем
геодинамики и рудогенеза: Материалы II Рос. конф. по
изотопной геохронологии. СПб., 2003. С. 68–71.
Володичев О. И. Кианитовые эклогитоподобные породы беломорского комплекса // Информ. материалы (геология и полезные ископаемые) за 1974 г. Петрозаводск, 1976.
С. 45–51.
Володичев О. И. Беломорский комплекс Карелии (геология и петрология). Л., 1990. 248 с.
Володичев О. И., Кузенко Т. И. Древнейшие на Земле
эклогиты – проградные и ретроградные тренды эволюции,
геодинамическая интерпретация (Карелия, район с. Гридино) // Современные проблемы магматизма и метаморфизма. Материалы Всерос. конф. Т. 1. СПб., 2012. С. 134–138.
36
Володичев О. И., Слабунов А. И., Бибикова Е. В. и др.
Архейские эклогиты Беломорского подвижного пояса, Балтийский щит // Петрология. 2004. Т. 12, № 6. С. 609–631.
Володичев О. И., Слабунов А. И., Степанова А. В. и др.
Архейские и палеопротерозойские эклогиты района с. Гридино (Белое море) // Гранулитовые и эклогитовые комплексы в истории Земли. Материалы конференции и путеводитель экскурсий. Путеводитель научных экскурсий.
Петрозаводск, 2011. С. 21–46.
Володичев О. И., Слабунов А. И., Сибелев О. С. и др. Геохронология, минеральные включения и геохимия цирконов
из эклогитизированных габброноритов Беломорской провинции (с. Гридино) // Геохимия. 2012. № 8. С. 734–748.
Глубинное строение, эволюция и полезные ископаемые
раннедокембрийского фундамента Восточно-Европейской
платформы: Интерпретация материалов по опорному профилю 1-ЕВ, профилям 4В и ТАТСЕЙС: В 2 т. + комплект
цветных приложений. Т. 1. М., 2010. 408 с.
Сибелев О. С. Метаморфическая эволюция сапфиринсодержащих кианитовых апоэклогитов Гридинской зоны
меланжа, Беломорский подвижный пояс // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 11. Петрозаводск, 2008.
С. 62–76.
Сибелев О. С. Механизм формирования декомпрессионных симплектитовых микроструктур в метаморфитах
Беломорского подвижного пояса // Современные проблемы
магматизма и метаморфизма: Материалы Всерос. конф.
Т. 2. СПб., 2012. С. 227–230.
Сибелев О. С., Бабарина И. И., Слабунов А. И., Конилов А. Н. Архейский эклогитсодержащий меланж Гридинской зоны (Беломорский подвижный пояс) на о.
Столбиха: структура и метаморфизм // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 7. Петрозаводск,
2004. С. 5–20.
Слабунов А. И. Геология и геодинамика Беломорского
подвижного пояса Фенноскандинавского щита: Автореф.
дис. … докт. геол.-минер. наук. М., 2005. 46 с.
Слабунов А. И. Геология и геодинамика архейских подвижных поясов (на примере Беломорской провинции
Фенноскандинавского щита). Петрозаводск, 2008. 296 с.
Слабунов А. И., Бурдюх Е. В., Бабарина И. И. Гранулометрия и распределение по площади обломочной составляющей Гридинского эклогитсодержащего меланжа // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 10. Петрозаводск, 2007. С. 27–34.
Слабунов А. И., Володичев О. И., Скублов С. Г., Березин
А. В. Главные стадии формирования палеопротерозойских
эклогитизированных габброноритов по результатам U-Pb
(SHRIMP) датирования цирконов и изучения их генезиса
// ДАН. 2011. Т. 437, № 2. С. 238–242.
Степанов В. С. Основной магматизм докембрия Западного Беломорья. Л., 1981. 216 с.
Степанов В. С. Магматиты района д. Гридино (вещество, последовательность образования и некоторые черты
эволюции) // Докембрий Северной Карелии. Петрозаводск,
1990. С. 78–101.
Степанов В. С., Степанова А. В. Гридинское дайковое
поле: геология, геохимия, петрология // Беломорский подвижный пояс и его аналоги: геология, геохронология, геодинамика, минерагения. Материалы науч. конф. и путеводитель экскурсии. Петрозаводск, 2005. С. 285–288.
Степанов В. С., Степанова А. В. Ранние палеопротерозойские метагаббро района с. Гридино (Беломорский подвижный пояс) // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 9. Петрозаводск, 2006. С. 55–71.
Степанов В. С., Степанова А. В. Геологический аспект
условий формирования раннепротерозойских даек гранатклинопироксеновых габброидов Воротной Луды, западное
побережье Белого моря // Геология и полезные ископаемые
Карелии. Вып. 12. Петрозаводск, 2009. С. 100–111.
Степанова А. В., Слабунов А. И., Бабарина И. И. Неоархейские лейкогаббро островов Супротивные (Белое море): геология и особенности состава // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 11. Петрозаводск, 2008.
С. 18–36.
Травин В. В., Степанов В. С., Докукина К. А. Характеристика и условия образования тектонитов острова Избная
Луда (район села Гридино, северо-западное Беломорье)
// Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 8. Петрозаводск, 2005. С. 40–49.
Lokhov K. I., Sibelev О. S., Slabunov А. I. et al.
Endogenous and sedimentary carbonate rocks from the
Belomorian province: new geochemical, isotopic and
geochronological data // Geochemistry of Magmatic Rocks
Abstracts of XXVI International conference School
«Geochemistry of Alkaline rocks». Moscow, 2009. P. 93–94.
Stepanova A., Stepanov V. Paleoproterozoic mafic
dyke swarms of the Belomorian Province, eastern
Fennoscandian Shield // Precambrian Research. 2010.
Vol. 183, N 3. P. 602–616.
В. С. Куликов, В. В. Куликова, Я. В. Бычкова
О КЛАССИФИКАЦИИ УЛЬТРАОСНОВНЫХ –
ОСНОВНЫХ ВЫСОКОМАГНЕЗИАЛЬНЫХ ВУЛКАНИТОВ
НОРМАЛЬНОЙ И НИЗКОЙ ЩЕЛОЧНОСТИ
(НОВЫЙ ВЗГЛЯД НА ПРИМЕРЕ ФЕННОСКАНДИИ)*
Введение
Классификация ультраосновных и непосредственно
связанных с ними основных вулканитов остается еще
недостаточно разработанной, несмотря на значительные достижения в изучении этих пород в последние годы. Вопросы их классификации и номенклатуры неоднократно обсуждались как в отечественной, так и в
иностранной литературе на протяжении более 30 лет
после открытия коматиитов (Классификация и номенклатура…, 1981; Марковский, Ротман, 1981; Штейнберг,
1985; Коматииты…, 1988; Куликов, 1988; Магматические…, 1988; Попов, 1988; Смолькин, 1992; Петрографический кодекс…, 1995, 2009; Классификация магматических…, 1997; Петрохимические серии…, 2001;
Komatiites, 1982; A Classification…, 1989; Davis, 1999;
Le Bas, 2000; Arndt, 2001; Hanski et al., 2001; Arndt et al.,
2008; Streckeisen et al., 2011 и др.). Необходимо отметить, что классификации, рекомендованные Подкомиссией по систематике изверженных пород (ПСИП) Международного союза геологических наук и Терминологической комиссией (ТК) и ее преемниками Межведомственного петрографического комитета РАН, имеют значительные различия, связанные, главным образом, с
разными подходами к построению классификационных
таблиц и диаграмм. Авторы не ставили своей задачей
сделать полный обзор публикаций по ранее существовавшим и действующим ныне классификациям ультраосновных и основных вулканитов, а ограничились рассмотрением последних версий международной (Le Bas,
2000; Strekeisen et al., 2011) и российской (Петрографический кодекс…, 2009) классификаций применительно
к вулканитам Фенноскандинавского щита.
Анализ действующих классификаций
По классификации ПСИП (A Classification…,
1989; Классификация магматических…, 1997) к высокомагнезиальным вулканитам относились бонини––––––––––––
* Статья публикуется в порядке дискуссии (прим. ред.).
38
ты (MgO > 8%, SiO2 > 53%) и пикритовые породы
(MgO > 18%), которые подразделялись на пикрит
(Na2O + K2O > 1%), коматиит (Na2O + K2O < 1%,
TiO2 < 1%) и меймечит (Na2O + K2O < 1%, TiO2 >
1%). Позднее (Le Bas, 2000; Strekeisen et al., 2011)
эти вулканиты были разделены на две подгруппы с
собственными названиями: высокомагнезиальная и
пикритовая. Для первой – минимальное содержание
MgO составляет 18% (вес. %), а для второй – 12%.
На диаграмме TAS граница между бонинитом и коматиит-меймечит-пикритом принята по содержанию
SiO2 = 52%. Максимальное содержание щелочей
(Na2O + K2O) для коматиитов и меймечитов принимается в 2%, а для пикритов – 3%. Меймечиты и коматииты отличаются содержанием TiO2: >1% для
первых и <1% для вторых (рис. 1, А).
Однако эти параметры не позволяют решить ряд
важных задач по разделению: 1) меймечитов и титанистых пикритов, у которых MgO > 18%; 2) коматиитов и низкотитанистых пикритов с MgO > 18%;
3) коматиитов и марианитов, содержащих SiO2 <
52%. Сомнительна, на наш взгляд, граница пикритов
и пикробазальтов по MgO – 12%, в то время как аналогичная граница между коматиитами и коматиитовыми базальтами установлена по MgO = 18%. Классификация ПСИП не рассматривает вопрос о месте и
номенклатуре наиболее магнезиальных (MgO > 35%)
вулканических пород (преимущественно оливиновых кумулятов) коматиитовой и пикритовой серий.
Классификация Межведомственного петрографического комитета России, разработанная во ВСЕГЕИ
и включенная в Петрографический кодекс (ПК) России (Петрографический кодекс..., 1995, 2009), также
содержит ряд спорных и нерешенных вопросов, из
которых отметим следующие.
1. Несмотря на значительное разнообразие высокомагнезиальных (MgO > 18%) вулканитов в классификационной таблице (табл. 1, прил. 1 ПК-2009), они
объединены в одно семейство горных пород – «пикриты», хотя количество видов и их наименования в
этом семействе в ПК-2009 претерпели значительные
Рис. 1. А. Химическая классификация и разделение высокомагнезиальных вулканических пород (бонинит, коматиит, меймечит и пикрит) (Strekeisen et al., 2011)
Б. Положение полей семейств и видов высокомагнезиальных (MgO > 18%) вулканитов России на диаграмме SiO2 –
(Na2 O + K2 O) (по: Петрографический кодекс…, 2009)
Коматиитовое семейство: 1 – коматиитовые перидотит-дуниты (архейские зеленокаменные пояса Фенноскандии – Сумозеро-Кенозеро,
Костомукша и Кухмо (по: Коматииты…, 1988; Papunen et al., 2009; неопубликованные данные авторов) и Канады – Абитиби (по: Davis,
1999)); 2 – коматииты (архейские зеленокаменные пояса Фенноскандии – Сумозеро-Кенозеро, Ведлозеро-Сегозеро, Костомукша, Кухмо
(по: Коматииты…, 1988; Papunen et al., 2009; неопубликованные данные авторов)).
Меймечит-пикритовое семейство: 3 – меймечиты (р. Маймеча, Сибирь; по: Марковский, Ротман, 1981; Магматические…, 1988); 4 –
пикриты (Онежская структура, Карелия; по: Коматииты…, 1988; Россия; по: Марковский, Ротман, 1981; Магматические…, 1988); 5 –
низкотитанистые пикриты (п-ов Камчатка; по: Марковский, Ротман, 1981); 6 – ферропикриты (Печенгская структура, Кольский п-ов; по:
Смолькин, 1992).
Марианит-бонинитовое семейство: 7 – марианиты (Марианская дуга; по: Магматические…, 1985; Попов, 1988)
изменения по сравнению с ПК-1995 до 5: пикрит,
ферропикрит, низкотитанистый пикрит, высокотитанистый пикрит и ультраосновной пикробазальт вместо 3 (меймечит, пикрит и коматиит). Кроме того,
введены новые дополнительные петрохимические
параметры для них, в том числе с учетом наших
предложений алюмотитановый модуль (АТМ) –
Al2O3/TiO2.
2. Приведенные петрохимические составы вулканитов в табл. 1 (прил. 1 ПК-2009), по-видимому, не
везде пересчитывались на 100% (без H2O, СО2), как
это требует ПК, и поэтому содержания ряда окислов
занижены (особенно SiO2) на 2–5%, вследствие чего
преобладающая часть вулканитов коматиитовой се-
рии оказалась в отряде ультраосновных пород (<45%
SiO2), хотя пересчитанные содержания кремнезема в
них составляют до 50% и выше, что соответствует
основным породам.
3. Весьма скудно представлена коматиитовая
часть упомянутой таблицы, где коматиит рассматривается как структурная разновидность пикрита. Термин «коматиит» широко вошел в мировую литературу и понижать его статус как вида (ПК-1995) до разновидности (ПК-2009) нецелесообразно.
4. Не решен вопрос о разделении коматиитов
и низкотитанистых пикритов: последние по некоторым петрохимическим признакам схожи с первыми.
39
Ультраосновные – основные высокомагнезиальные (MgO > 18%) вулканические породы,
подотряд нормальной щелочности (35 < SiO2 < 52; Na2 O + K2 O < 2)
Семейства
горных пород
Виды
горных
пород
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Al2O3/TiO2
CaO/Al2O3
Модальный
минеральный
состав
(первичный)
Коматиитовое
Коматиитовый
перидотитдунит
39–45
0,1–0,5
1–7
4–12
1–7
0–0,2
35–45
0–5
0–0,01
0–0,01
13–23
0,6–0,7
Ol – 50–95
Cpx + Opx
до 50, Сhr,
Mt, стекло
Основные
разновидности
Коматиитовый
дунит
(Ol > 90),
коматиитовый
перидотит
(Ol < 90)
Характерные
особенности
видов
Мезо- и
адкумуляты
Ol, Px
Марианитбонинитовое
Меймечит-пикритовое
Коматиит
Меймечит
46–52
0,3–0,7
5–11
2–10
1–9
0,1–0,4
18–35
2,5–9,5
0,03–0,5
0,01–0,2
15–25
0,5–0,7
Вкрапленники:
Ol (скелеты,
пластинки,
изометрич. и
др.), Сpx (иголки
и др.). Матрица:
стекло, Chr, Mt
Al-деплетиров.
(АТМ ~10–15;
CaO/Al2O3 > 1),
Al-недеплетиров.
(AТМ ~ 15–25;
CaO/Al2O3 < 1);
феррокоматиит
(FeO + Fe2O3 >
14). По
структуре:
спинифексовый,
афировый, Olфировый,
массивный
Структура
спинифекс (Ol и
Cpx – Ol )
АТМ – 10–30
39–42
1,5–2
2–4,5
4–10
4–9
0,2–0,3
35–40
3–6
0,1–0,8
0,15–0,5
1–3
1,3–2
Вкрапленники
Ol до 70%.
Матрица: Ol,
Cpx, Mt, Phl,
стекло
Пикрит
38–48
1–5
4,5–9
1,5–9
3,5–12
0,2–0,3
18–35
2,5–11
0,1–0,5
0–0,4
4–9
0,7–1,5
Вкрапленники:
Ol, Cpx,
Hbl < 10%
Матрица: Сpx,
Ol, Mt, Phl, Pl,
стекло
Низкотитанистый
пикрит
Ферропикрит
Марианит
42–45
0,2–0,9
3,5–5
2–5
7,5–12
0,1–0,2
18–35
5–7
0,2–0,5
0,1–0,3
17–19
1,2–1,6
Вкрапленники:
Ol до 50%, Cpx
до 60%.
Матрица:
Cpx, Ol, Mt,
стекло
44–48
1,3–2,5
4,5–8
2–7
8–14
0,1–0,2
18–31
3–13
0,05–0,3
0,01–0,05
3–4
0,9–1,4
Вкрапленники:
Ol, Cpx, Chr
Матрица: Ol,
Cpx, Hbl, Chr,
Mt
52–57
0,1–0,3
3,5–6
0,5–4
5–8,5
0,1–0,3
18–32
2–4,5
0,3–1
0,1–0,4
30–70
0,6–2,2
Вкрапленники:
Opx, Ol, Cpx
Матрица: Opx,
Cpx, Ol, Pl,
стекло
АТМ – 17–19
АТМ – 3–4
(FeO + Fe2O3)
> 14
Стекло
дацитовое.
АТМ 30–70
Роговообманковый,
плагиоклазовый,
флогопитовый
АТМ – 1–3
АТМ < 10
Структура Pх –
Ol-фировая,
массивная
Примечание.
Граничные содержания окислов (мас. %) даны для представительных пород из литературных источников (Марковский, Ротман, 1981; Коматииты…, 1988; Магматические…, 1988; Попов, 1988; Смолькин, 1992; Петрографический кодекс…, 2009;
A Classification…, 1989; Arndt et al., 2008; Papunen et al., 2009). Cодержания минералов (об. %) взяты из тех же источников. Принятые сокращения: Ol – оливин, Opx – ортопироксен, Cpx – клинопироксен, Pl – плагиоклаз, Phl – флогопит, Hbl – роговая обманка, Chr – хромит,
Mt – магнетит. АТМ (Al2O3/TiO2) – алюмотитановый модуль.
5. Впервые выделенные в качестве самостоятельных виды горных пород (низко- и высокотитанистый
пикриты и ультраосновной пикробазальт) недостаточно обоснованы и требуют уточнений.
Разработка новой классификационной таблицы
Авторы попытались устранить отмеченные недостатки обеих классификаций на основе анализа
их последних версий с широким привлечением
собственных материалов (в том числе неопубликованных) по коматиитовым и пикритовым сериям
Фенноскандии, а также с использованием новых
данных по геологии, петрологии и геохимии вулканитов из монографии «Komatiite» (Arndt et al.,
2008). В итоге исследований предложен новый вариант классификационной таблицы в формате,
40
принятом для ПК-2009. При разработке ее мы руководствовались следующими основными принципами, которые не противоречат рекомендациям
ПСИП и ТК.
1. Главный критерий классификации ПЕТРОХИМИЧЕСКИЙ. Его выбор обусловлен тем, что
многие высокомагнезиальные вулканиты содержат
значительное количество разложенного или измененного стекла, а первичные минералы (оливины, пироксены, плагиоклазы и др.) редко сохраняются, особенно в докембрийских комплексах, что не позволяет объективно использовать модальный состав этих
пород в качестве главного критерия. Расчет нормативного состава минералов для этих пород также
представляется нецелесообразным, так как он существенно отличается от модального для этих вулканитов и поэтому малопригоден.
2. Все используемые химические анализы пересчитывались на 100% (без H2O, СО2).
3. Главной границей, отделяющей высокомагнезиальные вулканиты от других вулканических пород,
признается содержание MgO = 18%, т. е. для первых
оно является минимальным, а для вторых – максимальным. Эта граница делит соответствующие ультрамафит-мафитовые петрохимические серии и ассоциации на мафитовые и ультрамафитовые части
(Komatiites, 1982).
4. Ультрамафитовые вулканиты с учетом международных и отечественных исторических традиций,
особенностей вещественного состава и специфичности структур наиболее представительных пород
впервые разделяются на три семейства: коматиитовое, меймечит-пикритовое и марианит-бонинитовое.
Последнее относится в основном к средним породам,
что выходит за рамки данной статьи, но известны некоторые бониниты с содержанием SiO2 < 52% (Магматические…, 1985). Каждое из семейств характеризуется различными временными интервалами своего
расцвета в истории Земли (первое – в архее, второе –
в протерозое – фанерозое и третье – в мезо-кайнозое).
5. В пределах каждого семейства по содержанию
MgO, TiO2 и суммы FеO + Fe2O3, а также по величинам важных для ультрамафитов петрохимических отношений Al2O3/TiO2 и CaO/Al2O3 выделяются самостоятельные виды горных пород. Основными границами между ними являются: по MgO – 18 и 35%;
TiO2 – 0,3, 0,5, 1,0, 1,5 и 2,5%; FeO + Fe2O3 – 14%.
Граница MgO = 35% предлагается впервые, она характеризует максимальное содержание магнезии в
коматиитах с оливиновым спинифексом, установленное в природных объектах (Arndt et al., 2008), и, очевидно, отражает наиболее магнезиальные магматические расплавы, существовавшие на Земле.
6. Разновидности пород выделяются с учетом их
минеральных и структурных особенностей, а также
некоторых специфических петрохимических параметров (например, содержание Al (Komatiites, 1982;
Arndt et al., 2008)).
На основании вышеизложенного и с учетом принятой в отечественной и мировой литературе номенклатуры горных пород в новой таблице помещено семь выделенных видов высокомагнезиальных
(MgO > 18%) вулканитов: в коматиитовом семействе
два (коматиитовые перидотит-дуниты и коматииты),
меймечит-пикритовом – четыре (меймечит, пикрит,
ферропикрит и низкотитанистый пикрит) и марианит-бонинитовом – один (марианит).
Дискуссия
Анализ отечественных и мировых публикаций по
высокомагнезиальным вулканитам показал, что пока
не найдено единственной «простой» диаграммы, где
бы все выделенные виды занимали строго определенные поля и не перекрывались. Поэтому необходи-
мо применять 2 или 3 диаграммы, чтобы получить
корректный результат. Авторами использованы три
наиболее информативные: SiO2 – (Na2O + K2O),
MgO – TiO2 и Al2O3/TiO2 – CaO/Al2O3, которые прошли определенную апробацию на российских и зарубежных объектах (Петрохимические серии…, 2001;
Arndt et al., 2008 и др.). Они характеризуют высокомагнезиальные вулканиты с использованием 7 главных петрогенных элементов (Si, Ti, Al, Mg, Ca, Na,
K), а суммарное железо является определяющим при
выделении высокожелезистых видов и разновидностей.
С учетом статуса «Петрографического кодекса»
как нормативного документа для России, основу петрохимической базы его классификационной таблицы
составили данные (более 500 химических анализов)
наименее измененных высокомагнезиальных вулканитов, изученных на территории России (см. список
литературы), с привлечением материалов по соседним регионам Фенноскандии, а также при необходимости по другим континентам и океанам.
Применен нетрадиционный новый подход к оконтуриванию реальных видовых полей на диаграммах
по граничным содержаниям окислов для выделенных
видов горных пород, а не по крайним точкам расположения всех частных анализов (см. табл.). Он позволяет для удобства восприятия прямолинейно
оконтуривать поля этих видов, не нарушая их пространственного взаимоположения на соответствующих диаграммах. Тогда наибольшая плотность фигуративных точек пород в образуемых видовых прямоугольных полях приурочена, как правило, к диагоналям, наклоненным в сторону возрастания MgO или
понижения SiO2. Направленный ступенчатый характер перехода от одного вида породы к другому внутри петрохимических серий и семейств на диаграммах
(рис. 1, Б и 2), очевидно, отражает процесс кристаллизационной дифференциации материнской магмы
(оливиновый или оливин-пироксеновый контроль).
Наличие ступеней на границах пород не несет генетической нагрузки, а отображает выбранный способ
показа петрохимической информации. При этом авторы придерживаются принятого положения (Петрографический кодекс..., 2009; Strekeisen et al., 2011) о
реально существующих непрерывных переходах между видами пород внутри петрохимических серий, а
также между отдельными видами разных серий. В
случаях, когда отдельные фигуративные точки пород
выходят за пределы соответствующих видовых полей, их следует рассматривать как особые разновидности, связанные со спецификой генезиса и (или) последующего преобразования.
Рассмотрим положение видовых полей на трех
избранных диаграммах.
На TAS-диаграмме SiO2 – (Na2O + K2O) наблюдаются значительные перекрытия полей пикрита, меймечита, низкотитанистого пикрита и ферропикрита и частично коматиита, пикрита и ферропикрита (см. рис. 1,
Б). Поскольку это отмечалось и ранее (Коматииты…,
41
Рис. 2. Диаграмма MgO – TiO2 для высокомагнезиальных и некоторых магнезиальных вулканитов нормальной и
низкой щелочности
Усл. обозн. см. на рис. 1
1988; A Classification…, 1989 и др.), то считалось,
что данная диаграмма мало пригодна для классификации высокомагнезиальных вулканитов. Однако выделенные на ней в новом формате поля семейств
просматриваются отчетливо, также намечается
положение разграничительной линии между нормально щелочными и низко щелочными породами, которая на значительном протяжении разделяет коматиитовое семейство и меймечит-пикритовое, являясь продолжением аналогичной границы, установленной в ПК-2009 для кислых и средних пород. Диаграмма отражает принадлежность трех выделяемых видов вулканитов (коматиитовых перидотитдунитов, меймечитов и низкотитанистых пикритов) к ультраосновным породам с содержанием
SiO2 менее 45% (в пересчете на 100% без H2O и CO2).
Поэтому TAS-диаграмму целесообразно использовать одновременно с другими в разделении высокомагнезиальных вулканитов.
Диаграмма MgO – TiO2 наиболее пригодна для
классификационных целей, поскольку именно на ней
однозначно установлено большинство видовых границ, которые рекомендуются нами: по MgO – 18 и
35% и по TiO2 (для разных видов) – 0,3, 0,5, 1,0, 1,5,
2,5%. Они могут использоваться и при разделении
вулканитов с содержанием магнезии от 8 до 18% (бониниты, коматиитовые базальты, пикробазальты)
(рис. 2). Границы по MgO – 8 и 18%, а также по TiO2 –
0,5 и 1,0% приняты в международной и частично
российской классификациях. Следует отметить, что
42
на этой диаграмме наблюдается перекрытие полей
коматиита и низкотитанистого пикрита. Это обстоятельство позволяет некоторым исследователям ставить вопрос о целесообразности сохранения двух наименований для пород с близкими параметрами по
магнию и титану. Однако эти вулканиты значительно
различаются по таким важнейшим параметрам, как
SiO2 и Al2О3 (см. табл. и рис. 1, Б), и поэтому не могут считаться аналогами.
Напомним, что роль алюминия в классификационных диаграммах для рассматриваемых пород представлялась весьма важной и раньше. Так, авторами
(Куликова, Куликов, 1993; Петрохимические серии…, 2001) была предложена диаграмма АТМ –
MgO для классификации мафит-ультрамафитовых
петрохимических серий и составляющих их пород.
На ней (в обычных и логарифмических координатах)
породные ассоциации выстраиваются в тренды с направлением уменьшения MgO при одновременном
увеличении щелочей и сохранении относительного
постоянства АТМ, образуя серии (марианит-бонинитовая, коматиитовая, пикритовая, меймечитовая и
др.), которые отделяются друг от друга переходными
зонами с минимальным содержанием фигуративных
точек пород. По оси MgO с интервалом в 10% выделялись вулканиты с собственными наименованиями.
Например, в коматиитовой серии: коматиитовые мелабазальты (9–14% MgO), коматиитовые базальты
(14–24%), коматииты (24–34%), коматиитовые перидотиты (34–44%) и коматиитовые дуниты (>44%).
Однако поскольку Международным союзом геологических наук принята граница между коматиитом и
коматиитовым базальтом в MgO – 18%, необходимо
внести соответствующие коррективы и в данную
диаграмму. Они учтены в новой классификационной
таблице.
Э. Хански (Hanski et al., 2001) применял диаграмму Al2O3 – TiO2 (в моль. пропорциях) для разделения
пикритов и коматиитов района Киттеля (С. Финляндия), на которой выделялись следующие поля (от
низкотитанистых к высокотитанистым): бониниты,
коматииты (Al-деплетированные и Al-недеплетиро-
ванные), Ti-обогащенные коматииты, пикриты и
меймечиты. Она не получила широкого распространения, видимо, из-за некоторой сложности построения.
В настоящей работе авторы предлагают использовать дополнительно диаграмму ATM – CaO/Al2O3
(в логарифмической шкале) (Arndt et al., 2008). На
ней (рис. 3) поля всех выделенных видов практически не перекрываются, за исключением коматиитового и коматиитовых перидотит-дунитов, которые
являются составными частями единой петрохимической серии.
Рис. 3. Диаграмма Al2O3/TiO2 (АТМ) – CaO/Al2O3 для полей высокомагнезиальных вулканитов. Вертикальные линии – границы петрохимических серий по АТМ (Петрохимические серии..., 2001)
Усл. обозн. см. на рис. 1
Выводы
1. Авторы предлагают рассматривать новую таблицу с тремя диаграммами TAS, MgO – TiO2 и
ATM – CaO/Al2O3 в качестве кандидата на замену
классификационной табл. 1 в прил. 1 ПК-2009. При
этом потребуется некоторая корректировка аналогичных таблиц ПК для основных и средних вулканитов c учетом их специфичных магнезиальных видов
и необходимого согласования текста «Петрографического кодекса».
2. Заслуживает более четкого определения термин
«высокомагнезиальный вулканит». Если принять для
него минимальную границу MgO 18%, то вулканиты с
содержанием MgO 8–18% следует именовать «магнезиальный вулканит» (включая коматиитовый базальт,
пикробазальт, бонинит и др.) (см. рис. 2).
3. Требует обсуждения вопрос о дальнейшем расчленении и наименовании пикритовых пород, в том
числе с учетом их щелочности, а также наличия в некоторых видах структур оливинового спинифекса
(Смолькин, 1992).
43
4. Целесообразно по аналогии с кислыми и средними породами установить границу между нормально- и
низкощелочными подотрядами и для основных и
ультраосновных вулканитов. Она на диаграмме TAS в
виде ломаной линии имеет следующие точки перегиба
с координатами по SiO2 и Na2 O + K2 O (соответственно, в %): 37 – 0,1, 45 – 0,5, 52 – 2,0 (см. рис. 1, Б).
5. Данные предложения в случае поддержки их
Межведомственным петрографическим комитетом
России следует направить в Подкомиссию по систематике изверженных пород МСГН для совершенствования мировой классификации высокомагнезиальных вулканитов.
ЛИТЕРАТУРА
Классификация и номенклатура изверженных горных
пород. М., 1981. 160 с.
Классификация магматических (изверженных) пород и
словарь терминов. Рекомендации Подкомиссии по систематике изверженных пород Международного союза геологических наук (пер. С. В. Ефремова). М., 1997. 248 с.
Коматииты и высокомагнезиальные вулканиты раннего докембрия Балтийского щита / Отв. ред. О. А. Богатиков. Л., 1988. 193 с.
Куликов В. С. О систематике и номенклатуре пород коматиитовой серии // Коматииты и высокомагнезиальные
вулканиты раннего докембрия Балтийского щита. Л., 1988.
С. 7–13.
Куликова В. В., Куликов В. С. Алюмотитановый модуль
как индикатор сериальности магматических пород // Проблемы геологии докембрия Карелии. Петрозаводск, 1993.
С. 62–77.
Магматические горные породы. Основные породы
/ Отв. ред. Е. В. Шарков. М., 1985. 462 с.
Магматические горные породы. Ультраосновные породы / Отв. ред. Е. Е. Лазько, Е. В. Шарков. М., 1988. 508 с.
Марковский Б. А., Ротман И. К. Геология и петрология
ультраосновного вулканизма. Л., 1981. 247 с.
Петрографический кодекс (магматические и метаморфические образования). СПб., 1995. 128 с.
Петрографический кодекс (магматические, метаморфические, метасоматические, импактные образования).
СПб., 2009. 200 с.
Петрохимические серии магматических пород (анализ
состояния и проблемы систематизации, предпочтительные модули химических элементов, новые направления)
/ В. В. Куликова, В. С. Куликов, С. Ф. Ефремова и др. Петрозаводск, 2001. 114 с.
Попов В. С. Бониниты, их происхождение и соотношения с другими типами магматических пород // Записки
ВМО. 1988. Вып. 6, ч. 117. С. 730–746.
Смолькин В. Ф. Коматиитовый и пикритовый магматизм раннего докембрия Балтийского щита. СПб., 1992.
272 с.
Штейнберг Д. С. О классификации магматитов. М.,
1985. 160 с.
A Classification of Igneous Rocks and Glossary of Terms.
Oxford, 1989. 195 p.
Arndt N., Lesher M., Barnes S. Komatiite. Cambridge,
2008. 465 p.
Davis P. C. (ed.). Classic Komatiite Localities and
magmatic Fe-Ni-Cu-(PGE) Sulphide Deposits of the Abitibi
Greenstone Belt, Ontario – Quebec. Sudburi, 1999. 76 p.
Hanski E., Huhma H., Rastas P., Kamenetsky V. The
Paleoproterozoic komatiite – picrite association of Finnish
Lapland // J. Petrology. 2001. 42. P. 855–876.
Kerr A. G., Arndnt N. T. A Note on the IUGS
Reclassificacion of the High-Mg and Picritic Volcanic Rocks
// J. Petrology. 2001. Vol. 42, N 11. P. 2169–2171.
Komatiites (eds. N. Arndt, E. Nisbet). London, 1982. 526 p.
Le Bas M. J. IUGS Reclassificftion of the High-Mg and
Picritic Volcanic Rocks // J. Petrology. 2000. Vol. 41, N 10.
P. 1467–1470.
Papunen H., Halkoaho T., Luukkonen E. Archean
evolution of the Tipasjarvi – Kuhmo – Suomussalmi
Greenstone complex, Finland // Geol. Survey of Finland. 2009.
Bull. 403. 68 p.
Streckeisen A., Bonin B., Zanettin B. et al. Igneous Rocks:
A Classification and Glossary of Terms; Recommendation of
the International Union of Geological Sciences Subcomission
on the Systematics of Igneous Rocks. Cambridge, 2011. 252 p.
В. В. Щипцов
МАГНЕЗИАЛЬНОЕ СЫРЬЕ: ИСТОРИЯ, МИРОВОЙ ПОТЕНЦИАЛ
И РЕСУРСЫ КАРЕЛИИ
Введение
Магний как элемент занимает восьмую ступень
по количеству содержания в Солнечной системе. Он
формирует порядка 2% земной коры (Kramer, 2001).
Магний является третьим по количеству содержания
в растворе морской воды. Его концентрация составляет около 1300 ppm. Элемент магния состоит из
трех устойчивых изотопов: Mg 24 (78,6%), Mg 25
(10,1%), Mg 26 (11,3%) со средней атомной массой
24,31 (Shand, 2006). Известно более 60 минералов,
содержащих магний (табл. 1). К ним относятся хлориты, пироксены и амфиболы, тальк, серпентин,
брейнерит, оливин, доломит. Магний присутствует в
магнезите (MgCO3), брусите Mg(OH)2 и гидратных
карбонатах, таких как несквегонит (MgCO3⋅3H2О) и
лансфордит (MgCO3⋅5H2O), а также в солях (карналлит, эпсомит и кизерит). Магнезия является важным
химическим продуктом магнезиального сырья. Брусит, как правило, образовывается в результате термического разложения магнезита. К крупнейшим потребителям магнезии в мире относится отрасль, производящая огнеупорные материалы. Металлургическое литейное производство нуждалось в высококачественных огнеупорных материалах, способных выдерживать плавленый металл. Одним из таких огнеупорных природных материалов стал выявленный
магнезит, так как его основным качественным параметром является высокая термостойкость. Другие отрасли – сельскохозяйственная, химическая, керамическая (магнезиальная керамика подразделяется на
стеатитовую, форстеритовую и кордиеритовую в зависимости от наличия той или иной минеральной фазы в обожженной массе), бумагоделательная, абразивная, строительная, пиротехническая, природоохранная. Магнезит в природе имеет две формы:
первая форма – кристаллический магнезит. Он образует зернистые агрегаты, сложенные вытянутыми
кристаллами от долей мм до 1 см. Белый или желтоватый, а от примесей углистого вещества – светлоили темно-серый до черного. Текстуры агрегата: полосчатые, радиально-лучистые, массивные. Твердость 3,5–4,0, плотность 3,02 г/см3. Вторая форма –
криптокристаллический (аморфный) магнезит. Он
обычно имеет белый цвет и фарфоровидный облик,
образует натечные гроздьевидные формы, обладает
раковистым изломом. В зависимости от примесей
может принимать кремовый, желтоватый, буроватый
или серый оттенок. В отличие от кристаллического
обладает несколько более высокой твердостью (3,5–
4,0) и меньшей плотностью (2,9–3 г/cм3).
Таблица 1
Основные магнезиальные минералы
Минерал
Брусит
Форстерит
Оливин (Mg-Fe)
Магнезит
Серпентин
Формула минерала
Mg(OH)2
Mg2SiO4
(Mg,Fe)2SiO4
MgCO3
(Mg, Fe)O 2SiO2 2H2O
Mg, %
41,68
34,5
30,0
28,8
26,3
MgO, %
61,0
57,3
49,7
47,8
43,6
П р и м е ч а н и е . Источник: Хорошавин и др., 2001.
Области применения имеют свои определенные
требования к различным техническим условиям, например, по содержанию главных оксидов: производство огнеупоров в черной металлургии, литейном
производстве, промышленности (MgO – не менее
12%, Al2O3 + Fe2O3 + Mn3O4 3–6%, крупность для обжига и заправки мартеновских печей 5–25 и 25–80 мм,
для порогов печей 35–100 мм); в качестве флюса и
для изготовления магнезиальных агломератов; в стекольной промышленности (MgO – не менее 18%,
СаО – не более 34%, SiO2 и Al2O3 1,5 и 2,0 соответственно, Fe2O3 0,1–0,4); керамическое и фарфорово-фаянсовое производство (MgO – не менее 19%, Al2O3 +
Fe2O3 0,05%, SiO2 3,0% и Al2O3 0,5%), химическая
промышленность (MgO – не менее 17%, SiO2 не более 2,5%) и др.
Оценку качества производят применительно к
требованиям различных отраслей промышленности,
регламентируемых в России соответствующими
ГОСТами и ТУ. Например, стандарт на огнеупорные
заполнители: заполнитель периклазовый плавленый
с массовой долей оксида магния (MgO) не менее
93%, заполнитель периклазовый спеченный с массовой долей оксида магния (MgO) не менее 90%, заполнитель периклазовый спеченный с массовой долей оксида магния (MgO) не менее 85%. Вообще в
природе существует периклаз как минерал, окись
45
магния MgO, иногда с примесью FeO, MnO и ZnO.
Кристаллизуется в кубической системе, образуя кубические, октаэдрические кристаллы и неправильной
формы зерна. Спайность – совершенная по кубу.
Кристаллическая структура типа каменной соли. Характерный минерал метаморфизованных известняков
и доломитов. При выветривании переходит в брусит
и гидромагнезит. Искусственный периклаз, получаемый обычно путем обжига до спекания при температуре выше 1500 °С или электроплавкой природного
магнезита, является важной составной частью магнезитовых и доломитовых огнеупоров (табл. 2).
Таблица 2
Свойства магния и его соединений
Магний
Магнезит
Гидрат хлорида
магния
(MgCl2⋅6H2O)
Хлорид магния
(MgCl2)
Гидрат магния
Mg(OH)2
Окись магния
(магнезия)
(MgO)
Сульфат магния
(MgSO4)
Кизерит
(MgSO4⋅H2O)
Эпсомит
(MgSO4⋅7H2O)
Атомный
вес
Температура
плавления, °С
24,31
84,31
650
990
Плотность
при Т 20°,
г/см3
1,738
3,05
95,22
708
2,333
203,31
*116–118
1,585
58,32
*350
2,36
40,304
2827 ± 30
3,581
120,37
1127
2,66
138,38
*150
2,571
246,48
*150
1,678
П р и м е ч а н и е . Источник: CRC Handbook of Chemistry and
Physics, 2001; * – растворение.
Магнезия является обобщением понятия оксида
магния, который может быть получен как из природного магнезита, брейнерита, брусита, так и из соленой воды. Оксид магния подразделяется на ряд категорий – это слабо обожженный (температурный интервал 815–900 °С), или каустический кальцинированный MgO, с наивысшей реакционной способностью и наибольшой площадью удельной поверхности; сильно обожженный MgO (при температурах
1300–1500 °С) с пониженной реакционной способностью и меньшей площадью удельной поверхности;
MgO мертвого обжига, или периклаз (выше 1500 °С),
без реакционной способности; плавкая магнезия (выше 1500 °С) с наименьшей реакционной способностью (Shand, 2006). При температуре выше 2800 °С
образуется плавленый периклаз, который применяется в производстве особо ответственных огнеупоров,
а также в качестве электроизоляционного материала
для трубчатых электронагревательных элементов
(ТЭНов). Из каустического магнезита получают металлический магний.
Магнезитовое сырье используется преимущественно в подготовленном виде. Технология обогаще46
ния предусматривает ряд операций по переработке
исходных руд дроблением, обогащением в тяжелых
средах, радиометрической сепарацией, промывкой,
флотацией, а также глубоким обогащением с применением гидрометаллургической технологии. Гравитационное обогащение отечественных магнезитовых руд обеспечивает содержание MgO в концентратах около 46%, а с применением флотации и обжига содержание MgO повышается в обожженном
продукте до 94,5%. Вместе с этим способы механического обогащения не позволяют получить высшие
сорта оксида магния с содержанием его более 98%.
Для производства таких продуктов за рубежом используют два способа химического обогащения, позволяющие получить практически химически чистый оксид магния: соляно-кислотный и аммонийнокарбонатный.
Определенные требования промышленности к
магнезиальному сырью, включая дуниты, оливиниты, серпентиниты, тальковые породы, доломиты,
приведены в технической документации и открытых
публикациях (Количественная и геолого-экономическая…, 2007; Ильина и др., 2011).
История
Соединения магния были известны человеку с
давних пор. Magnesia Alba, известная алхимикам как
белая магнезия или мягкая магнезиальная земля, сегодня именуется как магнезит, или карбонат магния
MgCO3. В терминах алхимии магнезия обозначала
«камень, сияющий как серебро», и считалась одним
из компонентов философского камня. В 1618 г. английский фермер обратил внимание, что его коровы
не стали пить воду из колодца Эпсомского источника, так как эта вода обладала горьковатым привкусом, но одновременно он установил исцеляющее
действие этой воды при смачивании ссадин и царапин. Данный факт принес определенную известность
эпсомским солям. В далекие от нас времена была
сплошная путаница в терминологии. В XVII в. начался новый период в истории химической науки. Именно в это время произошло открытие, в значительной
степени предвосхитившее открытие элемента магния. В 1695 г. Н. Гро, выпаривая минерализованную
воду Эпсомского источника, получил соль, обладавшую горьким вкусом и слабительным действием, а
главный солесодержащий минерал был назван именно эпсомитом (водный сульфат магния). Спустя несколько лет выяснилось, что при взаимодействии с
«постоянной щелочью» (так в те времена называли
соду и поташ) эта соль образует белый рыхлый порошок. Точно такой же порошок получался при прокаливании минерала, найденного в окрестностях греческого города Магнезии префектуры в Фессалии. За
это сходство эпсомская соль получила название белой магнезии. Ф. Гофман (Hoffman, 1729) был первым, кто осознал разницу между магнезией и известью, в 1754 г. Джозеф Блэк также нашел отличия
магнезии от извести. Он стал первым ученым, назвавшим магний химическим элементом (Shand,
2006). Так постепенно шаг за шагом решались загадки природы.
В дальнейшем в 1808 г. Х. Дэви (Davy, 1808) при
электролизе увлажненной белой магнезии с окисью
ртути получил амальгаму нового металла. Металл
был выделен из амальгамы, и он доказал, что магнезия является оксидом металла, который был назван
magnium (о чистоте металла в то время речь не шла).
И только в 1829 г. А. Бюсси получил чистый магний.
М. Фарадей получил металл магния в 1833 г. при помощи электролиза расплавленного безводного хлорида магния (Shand, 2006).
В минералогическом отношении под магнезитом
в определенный период принималась серия магниевых солей (карбонаты, сульфаты, хлориды, нитраты),
упоминаемых в работе Я. Даламефрие (Delamethrie,
1795), затем А. Бронгниар (Brongniart, 1807) предложил относить магнезит к группе магниевых карбонатов и силикатов, и, наконец, в Моравии (Чехия) были
обнаружены месторождения магнезита, упоминаемые в одной из работ В. А. Лампадиуса (Lampadius,
1800). После этого магнезит стал принадлежать только к группе карбонатов.
Открытие месторождений, начало разработок,
мировые запасы
Во второй половине XIX в. были найдены месторождения магнезита в Австрии и Греции. Параллельно в это же время в Канаде стали разрабатывать магнезитовое месторождение. В 1886 г. в Калифорнии открыли магнезитовые руды. Там же было организовано
их освоение в период с 1900 по 1913 г. Начало Первой
мировой войны явилось толчком для развития магниевого производства в США в силу блокады горных
предприятий Австрии и Греции. В 1916 г. обнаруживаются залежи средних по запасам и низкокачественных магнезитов в округе Стевенс штата Вашингтон.
Там приступают к их освоению уже в 1917 г. При освоении магнезитовых месторождений в районах Портерсвилле и Ливерморе (Калифорния) начала применяться технологическая переработка магнезиального
сырья – механическое обогащение, кальцинирование
магнезита, получение чистой продукции в барабанных
печах. Впервые в США в двадцатые годы была применена пенная флотация, что позволило резко сократить
содержание в готовом продукте кремния и извести
(Bradley, 1925). В 1931–1933 гг. американские геологи
резко активизировали поисково-съемочные работы на
магнезит. Конечным результатом стало выявление в
недрах 71 млн т магнезитовой и бруситовой руды.
Создается центр минерально-сырьевой базы магнезита и его переработки, который представляли две компании – Basic Ores, Inc. и Sierra Magnesite Co.
К этому периоду относится становление цементной промышленности с использованием добавок
магнезита, т. е. возвращение к старым историческим
фактам применения магнезита при строительной каменной кладке и добавкам при производстве кирпича. Таким примером является состав некоторых сортов роман-цемента. Например, в США в строительстве Бруклинского моста использовалась смесь окиси
кальция и окиси магния, именованная как Rosendale
Natural Cement – единственный природный неогнестойкий цемент, производимый в США. Естественно
здесь приводится лишь общая линия по становлению
магнезитового производства (Harben, Bates, 1984).
Во время Второй мировой войны магнезитовое
месторождение в Габбсе (США) служило источником руды для одного из крупнейших мировых металлургических предприятий. В период с сентября 1942
по ноябрь 1944 г. было произведено 74 тыс. т металла магния из 835 тыс. т руды.
Металлургическое литейное производство России
нуждалось в высококачественных огнеупорных материалах, способных выдерживать плавленый металл. Одним из таких огнеупорных природных материалов стал магнезит, выявленный на Урале, где было обнаружено Саткинское месторождение магнезита, а в 1901 г. началась его разработка. Магнезит стал
использоваться на всех литейных металлургических
заводах Урала и России.
Общие ресурсы магнезита разных промышленных типов составляют почти 8,5 млрд т (табл. 3), в
том числе подтвержденные – 2,7 млрд т, а с учетом
России – 3,6 млрд т (табл. 3).
Таблица 3
Мировые запасы магнезита, млн т
Страна
США
Австралия
Австрия
Бразилия
Китай
Греция
Индия
Северная Корея
Россия
Словакия
Испания
Турция
Другие
Запасы
9
91
14
41
345
27
13
408
589
37
9
59
354
Резервная база
13,6
109
18
59
780
27
50
680
622
289
27
145
399
П р и м е ч а н и е . Адаптировано из: Kramer, 2001.
Наиболее крупными разведанными запасами магнезита обладают Китай, КНДР, Россия, Словакия,
Турция и Австралия (рис. 1). На долю этих стран
приходится более 90% от общих мировых разведанных запасов.
Месторождения брусита намного более редки по
сравнению с месторождениями магнезита. В мире
известно всего несколько крупных месторождений
этого минерала, одно из них – Кульдурское (Хабаровский край, Россия). Балансовые запасы этого месторождения составляют 4,9 млн т. Месторождение
разрабатывается Богдановичским АО «Огнеупоры»
(Еремин, 2007).
47
262; 7%
60; 2%
260; 7%
1200; 34%
Китай 33,9 % (1200)
Россия 23,2 % (820)
Словакия 13,9 % (490)
445; 13%
КНДР 12,6 (445)
Австралия 7,4 % (260)
Турция 1,7 % (60)
Прочие 7,4 % (262)
490; 14%
820; 23%
Рис. 1. Структура мировых разведанных запасов магнезита, %, млн т (источник: обзор научнотехнической литературы)
Преимущественно разработка месторождений магнезита осуществляется открытым способом. Этот процесс может быть подразделен на 5 операций – удаление
покрывающего слоя, бурение, подрыв, извлечение, перемещение на перерабатывающее предприятие. Чистые
магнезиты встречаются в природе очень редко. Теоретически это выражается 47,8% MgO и 52,2% CaO.
Весьма ценным типом сырья для получения магнезиальных продуктов является морская вода и рассолы, эти источники занимают значительное место в
структуре получения магнезиальных порошков. Продукция, получаемая из морской воды и рассолов, характеризуется высоким качеством – содержание
MgO составляет 96–99%, порошки имеют высокую
плотность и микрозернистый состав (40–80 мк), что
очень важно для качества огнеупоров.
В ряде стран (США, Нидерланды, Япония, Мексика, Израиль, Ирландия, Иордания) оксид магния
получают из морской воды путем смешивания ее с
обожженным доломитом или известняком. По оценке Геологической службы США, на долю Японии,
Нидерландов и США в настоящее время приходится
56% мирового производства магнезиальных порошков из морской воды. В 2002 г. мировое производство составило 10,8 млн т.
В дополнение к месторождениям, перечисленным
в табл. 3, магнезит также разведан в Испании, Пакистане и Судане. Месторождения с разведанными запасами менее 1 млн т обнаружены в Мексике, на Филиппинах, Египте, ЮАР. Небольшие месторождения
также обнаружены на Кубе, в Норвегии, Швеции,
Шотландии, Польше, Франции, Италии, Кении и
Танзании. Основными производителями магнезита
являются Северная Корея, Китай, Словакия, Турция,
Россия, Австрия и Индия. Вместе они производят
75% мирового объема (www.mindat.org).
Калифорния и Невада (США)
Часть запасов магнезиального сырья приходится
на морскую воду и рассолы. Производством магнезиальных продуктов из морской воды в первой полови48
не ХХ в. занимались в США три компании в Калифорнии, одна компания в Мичигане, которые производили магнезиальные порошки из рассолов скважины, две компании в Юте – из озерных рассолов
(Sheerer, 2001).
На сегодняшний день единственная действующая
шахта по добыче магнезита в США находится в Габбсе
(штат Невада). Габбс расположен в Най Кантри на западных склонах хребта Парадиз. Собственником шахты является компания Premier Chemicals LLC. В основном производится каустическая кальцинированная магнезия. Текущие запасы Габбса насчитывают порядка
22,6 млн т высококачественного магнезита с содержанием CaO менее 5%. Месторождение содержит гораздо
больше сырья с низким качеством. Запасы брусита значительно меньше запасов магнезита, около 2,7 млн т.
Месторождение признано крупнейшим в США (Shand,
2006). Лишь 5 других месторождений бруcита существуют в США (Gildersleeve, 1962). Месторождение
Габбс состоит из нескольких залежей магнезита и брусита, сформированных в поздний триасовый период.
Брусит окрашен в цвета от белого до серого и от бледно-желтого до коричневого и имеет жирный блеск. Он
подвергся природному выветриванию и окислился до
глубины 5 м, что повлекло за собой образование белых
волокнистых гидромагнезитов.
Считается, что магнезит образовался в процессе
замещения доломита гидротермальным раствором,
богатым магнием, который перемещался вверх
сквозь доломит. Гидротермальные растворы подогревались гранитной магмой, и магний, необходимый для минерализации, высвобождался в процессе
редоломитизации, вызванной подогретым раствором.
Брусит сформировался из магнезита с последующей
гидратацией полученного периклаза до Mg(OH)2
(Gallaghan, Vitaliano, 1946).
Техас и Аризона (США)
Месторождение брусита в Мраморном Каньоне
(западный Техас) разрабатывается компанией
Applied Chemical Magnesias Corporation (ACM).
Данное месторождение образовалось в результате метаморфизма известняковых образований. Бруситовая руда имеет зернистую структуру. По цвету
варьирует от голубовато-белого до голубовато-серого. Содержание брусита в руде до 40%. Запасы
составляют 2,3 млн т. Ресурсы около 23 млн т
(Shand, 2006).
Канада
Компания Baymag Mines Co является единственным производителем магнезита в Канаде. Месторождение Брусилофф разрабатывается недалеко от Радиум Хот Спрингз в Скалистых Горах северо-восточной части Британской Колумбии. Магнезит образовался из доломита в среднем кембрии (Harben, Bates,
1984). Природная чистота руды такова, что выборочная добыча полностью исключает необходимость ее
обогащения. Предполагается, что магнезит образовался путем замещения доломита магнезитом. Существуют и другие альтернативные мнения об образовании руды. Запасы магнезита составляют 9,5 млн т с
содержанием MgO 95% в кальцинированном продукте, а ресурсы – 13,6 млн т. Добыча ведется открытым
способом, в год производится около 120 тыс. т магнезита. Руда доставляется в Эксшоу (штат Альберта),
где ее кальцинируют во вращающихся или других
печах, получая 54 тыс. т каустической кальцинированной магнезии в год (Shand, 2006).
Бразилия
Компания Magnesita SA является лидирующим
производителем обожженной и каустической кальцинированной магнезии, а также огнеупорных изделий в Южной Америке. Производство магнезита
практически полностью сосредоточено на месторождениях вокруг Брумадо, юго-западнее Байа Стэйт.
Компания производит в год около 2,7 млн т необожженного магнезита, а также 272 тыс. т обожженного
магнезита.
Второй производитель – Industrias Brasileiras do
Artigos Refractarios (IBAR) также находится в Брумадо. Общий объем производства достигает 230 тыс. в
год. Выход каустического кальцинированного магнезита составляет 40 тыс. т в год (Shand, 2006).
Австралия
В основном производство сосредоточено вокруг
месторождения Кунварара, расположенного в 37 милях северо-западнее Рокхамптона (Квинсленд). Месторождение отрабатывается компанией Queensland
Magnesia, которая является дочерним предприятием
Australian Metals Corporation Ltd. (AMC) и представляет собой одно из крупнейших производителей магнезита. Запасы данного месторождения 85,6 млн т
магнезита. Высокая чистота магнезитовых скоплений упрощает процесс обогащения.
Магнезитовые руды обычно залегают на глубине
20 м, реже глубже. Различают два типа криптокристаллического узелкового магнезита. Месторождение Кунварара содержит около 32 млн т магнезита,
включая разведанные, со средним содержанием MgO
92,3% в кальцинированном продукте.
В соседних областях также обнаружены несколько месторождений магнезитов с предполагаемыми
запасами в несколько десятков млн тонн. Самое
крупное месторождение магнезита в Австралии было
открыто компанией SAMAG (дочернее предприятие
Pima Mining NL) на юге, на хребте Уиллоуран, северо-западнее Лей Крик. На этой площади подсчитаны
запасы магнезита, равные 579 млн т.
Месторождение магнезита Туддунгра разрабатывается компанией Causmag International шахтным
способом с 1935 г. (Shand, 2006).
Китай
Китай обладает богатыми запасами магнезита, а
по производству сырого магнезита уступает лишь
Северной Корее. Запасы и ресурсы Китая насчитывают 30% всех мировых запасов. Основная масса магнезита сконцентрирована в провинции Ляонинь на
севере Китая. Самые крупные месторождения Ляониня расположены в 43 милях к югу и юго-востоку
от Аншана. Другие месторождения расположены в
Хепей, Шандонге, Хенане, Внутренней Монголии,
провинциях Сычуань, Шаанкси, Гансю и Ксинйанг, а
также в Тибетских горах. Предварительно ресурсы
магнезита составляют порядка 4 млрд тонн (Shand,
2006).
Магнезит по своей природе является осадочной
породой, которая образовалась в результате осаждения магнезита и доломита в Прикембрийскую лагуну
мелководного моря.
В Китае несколькими компаниями разрабатываются месторождения брусита.
Северная Корея
Северная Корея обладает одним из самых больших и высококачественных месторождений магнезита в мире. Запасы оцениваются в 445 млн т. Магнезитовые месторождения разрабатываются близ Танехона в провинции Канькио на востоке страны.
Нигерия
Обширное месторождение магнезита расположено близ деревни Сакасимта в 20 км к западу от Гаркида Таун в Гомби. Подтвержденные запасы составляют 500 тыс. т, а по прогнозу – более 4 млн т. Есть
мнение, что магнезит образовался при участии третичных базальтовых потоков (Shand, 2006).
Южная Африка
Основное количество магнезита Южной Африки
сосредоточено в провинциях Мпумаланга и Лимпопо. Оцененные запасы магнезита составляют около
18 млн т. Разработка ведется открытым методом.
Магнезит в ЮАР используется главным образом при
производстве обожженной магнезии для изготовления огнеупорных материалов.
Индия
Ресурсы магнезита оцениваются в 245 млн т. Основным местом расположения производства магнезита в Индии являются окрестности Салема, Тамил
Наду, расположенные к юго-западу от Мадраса. Среди главных производителей данного региона выделяются компании Dalmia Magnesite Corporation, Tamil
49
Nadu Magnesite Ltd., Tata Refractories Ltd., Pon Kumar
Magnesite Ltd., Salem Refractories, Ramakrishna
Magnesite и Badnnath Refractory.
В районе Алмора штата Уттар Прадеш кристаллический магнезит встречается вместе с доломитом,
тальком, кремнистым известняком и сланцем. Производителями в этом регионе являются Almora
Magnesite и Himalayan Magnesite (Shand, 2006).
Выпуск каустического кальцинированного и
обожженного магнезита составил около 200 тыс. т
в год.
Турция
Пояс ультращелочных комплексов, в котором выявлены месторождения магнезита, охватывает значительную часть Средиземноморья. В Греции, Турции
и Пакистане расположены основные источники
криптокристаллического магнезита. Сейчас Турция
опережает Грецию по объемам производства магнезита – 900 тыс. т в год. Основными районами Турции, где добывается и производится готовая продукция из магнезита, являются Eskisehir, Bilecik. и
Kutahya. Компания Kumas в Kutahya в 2003 г. произвела около 180 тыс. т обожженного магнезита. Предприятия компании Magnesit AS (MAS) расположены
на Анатолийском плато близ города Эскисехир. MAS
имеет три шахты в регионе Туллука: Tlltluca, Kocbal
и Komurluk. Также компании принадлежат шахты в
Beylikova и Bahtiyar, которые расположены в 150 км
восточнее г. Эскисехир. Общая мощность производства MAS составляет около 140 тыс. т в год. Calmag,
дочернее предприятие австрийского производителя
магнезии Styromag, расположенное в г. Тавсанли, добывает магнезит в подземных шахтах и продает около 15 тыс. т каустического кальцинированного магнезита ежегодно. На юге Турции, близ города Юесилова, в дюнах на берегу озера Салда встречается
криптокристаллический магнезит с примесями грязи.
Другой крупный производитель – компания Konya
Krom Magnezit – разрабатывает месторождение в
Kонуа, 240 км южнее Анкары. Разработка ведется
открытым способом. В 2000 г. было произведено
около 45 тыс. т обожженной магнезии (Industrial
Minerals Magazine, май 2004). Компания Akdeniz
Mineral Kaynaklari (AМК) в 2003 г. произвела 26 тыс. т
чистого сырого магнезита. Шахты компании расположены в местности между городами Эскисехир, Катахуа и Бозиюк (Shand, 2006).
Австрия
Первая коммерческая добыча магнезита возникла
в 1881 г. с открытием шахты Gros Veilsch. В 1952 г.
крупнейшей австрийской сталелитейной компании
Basic Oxygen Furnace в Линце потребовался в производстве огнеупорный материал, изготовленный из
магнезии. Это волшебным образом подхлестнуло
производство на шахте Veitsch. Производство сосредоточено в южной части страны. Шахты располагаются поясом вдоль осадочных образований, известных как зона граувакк. Шахты, управляемые VeitschRadcx AG и Hochhlzen, Radenthein и Breitenau, вме50
сте способны производить около 250 тыс. т обожженного магнезита в год. Шахта Breitenau является
крупнейшей по добыче магнезита в Австрии. Мощность залежи руды на месторождении составляет 200 м,
ее протяженность около 500 м. Radenthein является
второй по величине шахтой, на которой добыча происходит при помощи блокового обрушения (Shand,
2006).
Компания
Styromagnesit
Stcirische
Magnesitindustrie GmbH (Styromag) является вторым
производителем магнезита в Австрии. Шахта в
Oberdorf an der Laming, что в 15 км северо-западнее
Брук-де-Мура, построена для отработки месторождения Wieser. Извлекается сырой магнезит. Компания
Styromag имеет годовую мощность производства,
равную примерно 35 тыс. т каустического кальцинированного магнезита.
Россия
Около 90% добываемого в России магнезита используется в конечном итоге в производстве огнеупорной продукции.
Основным объектом сырьевой базы огнеупорной промышленности России является Саткинская
группа месторождений магнезита (Саткинское, Березовское, Никольское, Ельничное), близ г. Сатка
Челябинской области на Южном Урале. Залежи открыты в 1894 г. В наши дни добыча на этих месторождениях осуществляется открытым способом
(Еремин, 2007). ОАО «Комбинат Магнезит», расположенное в Сатке, имеет общую производственную
мощность около 2,1 млн т обожженной магнезии и
90 тыс. т каустической кальцинированной магнезии
в год, что по данным 2004 г. составляет 98,7%, остальное – это Киргитейское месторождение в Красноярском крае (Количественная и геолого-экономическая…, 2007).
Месторождения-лидеры данной группы находятся в западной части Башкирского мегаантиклинория,
сложенного верхнепротерозойскими образованиями.
Большинство промышленных залежей магнезита образуют линейно-вытянутую зону, приуроченную к
северо-западному пологому крылу Саткинской синформы, сложенной карбонатными и карбонатно-глинистыми породами одноименной свиты нижнерифейского возраста. Магнезитовая минерализация в
пределах Саткинско-Тараташской зоны терригеннокарбонатной провинции прослеживается на трех
стратиграфических уровнях (Количественная и геолого-экономическая…, 2007).
В России имеется 11 разведанных месторождений брусита. Кулдурское месторождение является
вторым по величине в мире месторождением брусита и единственным разрабатываемым сейчас в России. Запасы руды в этом месторождении составляют 38 млн т с содержанием гидроксида магния до
65% (Еремин, 2007).
Испания
В 2002 г. объем производства сырого магнезита
составил 637 тыс. т, в том числе 70 тыс. т обожжен-
ного магнезита и 140 тыс. т каустического кальцинированного магнезита. Основная часть испанского
магнезита производится в провинции Наварра у
подножия Пиренейских гор. В этом регионе встречается линзовидный и крупнозернистый магнезит.
Компания Magnesitas Navarras S.A. имеет шахту в
Эуги и производственный комплекс в Зубини близ
Памплона.
Компания Magnesitas de Kubian S.A. разрабатывает месторождение Рубиан, расположенное на северозападном побережье Испании в Инкио (Луго). Добыча микрокристаллического магнезита ведется подземным способом с использованием камерно-столбовой системы. Компания имеет завод, расположенный
в Монте Кастело. Мощность производства составляет 125 тыс. т в год (Industrial Minerals Magazine, June
2004).
Словакия
Магнезитовая руда добывается на нескольких месторождениях между городами Косице и Лусенец на
востоке страны рядом с венгерской границей. Месторождения носят названия Podrecany, Burda, Lubenik,
Amag и Ddbrava-Mikova. Месторождения образовались в процессе гидротермального замещения зернистого доломита. Компания Slovenske Magnezitove
Zavody AS владеет подземной шахтой в Елсаве. Ежегодная мощность производства составляет 330 тыс. т
обожженной магнезии (Shand, 2006).
В мировой экономике происходит увеличение
мощностей по целому ряду направлений. Это можно
проиллюстрировать несколькими примерами. В Австралии планируется использовать 100 тыс. т магнезии для производства каустической кальцинированной магнезии, в 2013 г. завод увеличит мощность до
400 тыс. т магнезиальной продукции. Турецкие ведущие производители используют резервы небольших
по запасам локальных месторождений для производства каустической и обожженной магнезии, в частности, компания Kümas планирует в два раза увеличить
мощность на заводе Кютахья (Kütahya), компания
Bommag Ltd доводит свою производственную мощность до 30 тыс. т. В Бразилии единственный производитель
обожженной
магнезии
(Magnesita
Refratários, S.A.) планирует увеличение продукции
от 120 до 440 тыс. т. Новая фабрика открыта в Саудовской Аравии мощностью до 39 тыс. т в год каустической кальцинированной магнезии и 32 тыс. т
обожженной магнезии. Саудовская Аравия объединяет несколько крупных поставщиков и потребителей магнезита на своем рынке. В Австрии огнеупорное производство основывается на приобретении
магнезии из морской воды, которая поставляется из
Дрогхеда (Ирландия) и Порсгрунна (Норвегия). В эту
страну экспортируются высокочистая обожженная
магнезия из Ирландии и каустическая кальцинированная магнезия из Норвегии, где введен новый завод с
годовой производственной мощностью 80 тыс. т (данные USGS) (табл. 4).
Таблица 4
Мировая добыча магнезита, тыс. т
США
Австралия
Австрия
Бразилия
Китай
Греция
Индия
Корея
Россия
Словакия
Испания
Турция
Другие страны
Общее мировое
2010
2011
86
202
115
4040
86
95
43
346
187
133
288
141
5760
90
200
115
4100
90
100
45
350
190
130
300
150
5900
Запасы
10 000
95 000
15 000
160 000
550 000
30 000
6000
450 000
650 000
35 000
10 000
49 000
390 000
2 500 000
П р и м е ч а н и е . Данные USGS.
В дополнение к приведенным данным надо указать, что большие запасы магниевых компаундов сосредоточены в морских водах и озерных рассолах, а
также в подземных водных резервуарах. На рынке
США использование морской воды и рассолов для
получения магнезии составляет 57% всех магнезиальных продуктов по состоянию на 2011 г. Окись
магния и другие составляющие извлекаются из воды
в двух компаниях в штатах Калифорния и Флорида,
рапы – компанией в штате Мичиган, а также из озерных рап – две компании в штатах Северной Каролины и Вашингтона.
Мировые запасы, из которых магнезиальные компаунды могут извлекаться, широко распространены,
что составляет примерно 12 млрд т магнезита и несколько млн т брусита. К этим показателям добавляются запасы доломита, форстерита, магнийсодержащих эвапоритовых минералов, магнийсодержащих
рассолов, что оценивается в несколько млрд тонн.
Магнезиальные гидрооксиды могут извлекаться из
морской воды.
Магний как металл
Магний используется в качестве одного из компонентов в сплавах с алюминием (43% всего магния), в
литье и обработке определенных продуктов – 40%,
десульфиризации железа и сплавов – 11% и других
направлениях – 6% (табл. 5).
Около 21 тыс. т металла извлекается из старых
продуктов (рециклинг).
Основными импортерами сплавов магния являются Китай и Россия.
Помимо магнезита и брусита, на мировом рынке
заняли определенные позиции магнезиальные ультрамафитовые образования (оливиниты, дуниты, перидотиты, серпентиниты), содержащие магнезиальные силикаты – диопсид CaMg(Si2O6), энстатит Mg2 (Si2O6),
тремолит Ca2Mg5(Si4O11)(OH)2, оливин-форстерит
Mg2SiO4 и ряд других (Нетрадиционные..., 1990). Интерес представляют безжелезистые разновидности.
Исследования магнезиальных силикатов должны проводиться комплексно, и вообще они имеют большую
актуальность и перспективность.
51
Таблица 5
Конечное использование магния, метр. тыс. т
Год
Банки и
контейнеры
Химикаты
Сероочистка
железа и стали
Огнеупоры
Машины
1975
1985
1995
2000
2003
12
19
50
37
25
10
7
1
1
1
–
–
21
22
15
9
5
5
3
4
38
34
18
25
23
Продукция
из цветных
металлов
9
10
2
2
2
Транспорт
Другие
Общее
потребление
38
36
55
53
40
4
6
15
17
10
120
117
167
160
120
П р и м е ч а н и е . Источник: U.S. Geological Survey. 2005.
Благодаря структурным особенностям и химическому составу магнезиальные силикаты обладают
ценными технологическими свойствами, которые
позволяют получать изделия с хорошими диэлектрическими и термическими характеристиками, химической стойкостью и инертностью, механической
прочностью. Вследствие этого они могут быть использованы в производстве электро- и радиокерамики, керамической облицовочной плитки, пигментов, тепло- и звукоизоляционных материалов. Следует сказать, что керамические материалы сейчас
рассматриваются как основа научно-технического
прогресса во многих отраслях. Применение их разнообразно, вплоть до постройки двигателей внутреннего сгорания. Во многих развитых странах ведутся интенсивные работы по созданию керамики с
особыми специфическими свойствами, поиску новых видов сырья, совершенствованию технологии
их переработки, получению широкой номенклатуры
новых материалов с наименьшими энергетическими
затратами (Нетрадиционные..., 1990; Прокофьева,
2005).
Особое место занимают оливины. Они обладают
высокой точкой плавления – 1760 °C, в некоторых
породах высокое содержание магния, превосходные
термоаккумулирующие свойства, высокая относительная плотность, стабильный химический состав,
высокая твердость (6,5–7,0 по шкале Мооса). Оливин в мировом производстве широко используется в
качестве огнеупоров в металлургии железа, в составе формовочных смесей, а также как абразив, в производстве минеральной ваты, при очистке воды и
других областях. Наметилась тенденция замены дорогостоящих огнеупоров (графит, циркон, хромит),
используемых при доводке внутренних поверхностей литейных форм на оливин. Таким образом, более 80% оливина используется в литейном производстве, до 7% – это огнеупоры, остальная доля –
абразивная промышленность. Требования, предъявляемые к оливину, довольно жесткие. Используемое промышленностью оливиновое сырье не должно быть интенсивно затронуто вторичными изменениями и соответственно по составу должно отвечать следующим содержаниям: MgO 45–51%; SiO2
40–43%; Fe2O3 7–8%; CaO 0,2–0,8%; Al2O3 + TiO2
1,8–2%. В чистом виде оливины не образуют месторождений, и для получения оливина высокого качества породы необходимо обогащать.
52
На примере США могут быть отмечены богатые проявления магнезиальных ультрамафитовых
проявлений, связанных с дунитами, перидотитами
и серпентинитами. В серпентинитах Калифорнии
выявлен асбест. Вообще серпентиниты добываются и используются как щебень для дорожного покрытия. Запасы оливина в штатах Северная Каролина и Джорджия оцениваются в 230 млн т при
48% содержании MgO. Дополнительно к этому в
штате Вашингтон запасы оливина в дунитах составляют 50 млн т на Cypress Island и несколько
млн т в районе Twin Sisters. В настоящее время в
США добывается не более 100 тыс. т оливина.
Ежегодно до 200 тыс. т оливина импортируется из
Норвегии (Kramer, 2002). Продукция из Раубергвика водным путем поступает в США по четкому
графику поставок.
Серпентин (хризотил) относится к группе водных
силикатов магния и имеет химическую формулу
Mg3 (Si2O5)(OH)4 (Кривовичев, 2008). По кристаллической структуре он относится к сложным минералам. Идеальное содержание окислов в серпентине
следующее, вес. %: MgO – 43,0; SiO2 – 44,1 и H2O –
12,9; соотношение между компонентами колеблется
в незначительных пределах. В виде примесей всегда
присутствуют окислы железа FeO и Fe2O3, а также
NiO. Цвет серпентина от темно-зеленого до зеленовато-черного и желтого, твердость 2,4–3,0, плотность 2,55–2,6 г/см3, прочность на растяжение у
хризотил-асбеста наиболее высокая. Серпентин обладает способностью удерживать 10–13% химически
связанной воды при высоких температурах.
В природе серпентин выступает в роли главного
породообразующего минерала в серпентините, состав которого несколько меняется в зависимости от
геологических условий формирования. Большое количество серпентинита скапливается ежегодно в
отвалах асбестовых рудников, где серпентинит составляет основную породу отвалов. Чистота и гранулометрический состав минерала в большинстве
случаев приемлемы для приготовления бетона.
Вообще серпентинит используется в строительстве
преимущественно как облицовочный материал, в
термостойкой керамике, в производстве термоизоляционных материалов, мелиорантов, магнезиальных
вяжущих, в огнеупорах, сельском хозяйстве и др.
(Соколов, 1999). Существуют два способа применения серпентиновых материалов в конструкциях
биологической защиты: заполнитель для бетона и
засыпка (Геворкян, Геворкян, 2010). Серпентинитовый бетон можно использовать в качестве
эффективного материала в конструкциях биологической защиты ядерных энергетических установок
без специального охлаждения. Защита из серпентинита в виде засыпки также обладает высокими
свойствами, сохраняющимися при повышенных
температурах, и очень удобна в технологическом
отношении, поэтому широко применяется при
сооружении реакторных установок (Cерпентинит в
защите.., 1972).
Тальк и микротальк являются востребованными
на мировом рынке продуктами минерального сырья.
К основным их потребителям относятся целлюлознобумажная, лакокрасочная, керамическая, резиновая,
медицинская, парфюмерная и другие отрасли промышленности. В чистом виде тальк имеет химическую формулу Mg3Si4O10(OH)2. Твердость по шкале
Мооса составляет 1. Тальк – уникальный минерал,
пластинчатый по структуре и гидрофобный по природе. Основными его физико-химическими свойствами являются чешуйчатая структура, мягкость, белизна, гидрофобность, атмосферостойкость, кислото- и
термостойкость, химическая инертность, высокая
температура плавления. Кроме того, тальк обладает
хорошими диэлектрическими и абсорбирующими
свойствами.
Доломиты имеют многоцелевое применение. В
бывшем СССР было разведано 44 месторождения доломита для флюсов и огнеупоров с запасами 3180
млн т, 70 месторождений для производства строительных материалов. Для производства стекла, огнеупоров и флюса разрабатывалось 17 месторождений
с добычей более 20 млн т, в том числе на Данковском – 1900 тыс. т, Саткинском – 7250 тыс. т. Наибольшие объемы добычи доломитов за рубежом – в
Великобритании, Канаде, Японии, Бельгии, США,
Испании и Индии (Еремин, 2007).
Магнезиальное сырье
Фенноскандинавского щита
В Фенноскандии были заложены основы по использованию оливина в качестве промышленного
минерала. Заслуга принадлежит В. Гольдшмидту
(Goldschmidt, 1937) в тот период, когда он был во
главе Норвежского комитета по минеральному сырью (Statens Råstoffkomité). Добыча началась в дунитовой части (Алмкловдален) массива в 1948 г. Компания A/S Olivin производила до 4,0 млн т продукции для огнеупоров и минеральной ваты. В 2003 г.
этой компанией акции проданы компании North Cape
Minerals, основанной в 1993 г. в составе American
Unimin Corp (Karlsen, 1998).
В 2008 г. в Норвегии произведено 2,5 млн т оливиновой продукции, что составило 40% всего мирового производства. Сейчас три из четырех горных
предприятий приостановили свою деятельность в
связи с уменьшением спроса на готовую продукцию.
Действующий рудник принадлежит компании North
Cape Minerals. Эта компания проводит добычу в западной части Норвегии, недалеко от Ахейма
(Åheim), эксплуатируя дуниты Алмкловдален, 75%
продукции используется в металлургии железа и стали для восстановителя шлаков, остальные области
использования в основном связаны с огнеупорными
материалами. Запасы оливина Алмкловдален оцениваются в 2 млрд т горной массы (Malvik, Moen, 2008)
(табл. 6).
Таблица 6
Главные химические и физические свойства дунитов
выпускаемой AS North Cape Minerals
оливиновой продукции
Элементные свойства
Химические
MgO
SiO2
Fe2O3
Al2O3
CaO
ппп
Физические
Удельная плотность
Твердость по шкале Мооса
Показатели
47–51%
41–43%
6,5–7,7%
0,5–1,0%
0,05–0,06%
0,2–1,5%
3,2–3,3 г/см3
6,5–7
Средний минеральный состав дунита: оливин
92%, пироксен и серпентин 5%, хлорит 1,5% и шпинель 1%. Состав оливина – 94% форстерита и 6%
фаялита (Karlsen, 1998).
Общей чертой для всех месторождений является
то, что они формируются во внутренних частях зональных метаморфических линз, более или менее устойчивых по составу, образованных в высокометаморфизованной области докембрийских пород Западного гнейсового района.
Ультрамафические тела района Алмкловдален
входят в состав полиметаморфического гнейсового
комплекса юго-западной Норвегии (рис. 2). Они образуют конусообразные деформированные тела.
Метаморфизованные ультрамафические тела представлены дунитами, гранатовыми лерцолитами и
хлоритовыми гарцбургитами. Эклогиты и гранатовые дуниты переслаиваются с дунитами. Главный
тип – это дунит гомогенного состава. На эти породы оказали влияние три события – свекофеннский
цикл (1600–1800 млн лет), свеконорвежский цикл
(900–1200 млн лет) и каледонский цикл (350–600
млн лет) (Brueckner, 1975). Отмечено, что дуниты
испытали продолжительные деформации в ретроградных Р-Т условиях метаморфизма, причиной которого были мантийные процессы условий фации
гранатовых перидотитов через глубиннокоровые и в
конечном итоге верхнекоровые условия амфиболитовой фации метаморфизма. Близкая ассоциация
дунитов с рассланцованными гнейсами отражает
тот факт, что дуниты связаны с глубинными разломами. Серпентинизация ограничивается в значительной степени только в контактовых зонах дунитов (Cordellier et al., 1981).
53
Рис. 2. Упрощенная геологическая схема территории Алмкловдален с контурами гравитационных аномалий Буге в милигалах. Точки на плане – ультрамафитовые тела, незалитые поля – в основном гнейсовый комплекс (Cordellier et al., 1981)
Тальк-карбонатные зоны в метасоматических
ультрамафитовых линзах составляют потенциал
тальковых месторождений Норвегии, которые связаны с Каледонской горной системой и образованы в
соответствующих РТ-условиях метасоматических изменений в ультрамафитах (Vrijmoed, 2009). Талькмагнезитовые образования являются типичными в
ультрабазитовых телах. Они расположены в ядрах
серпентинизированных дунитов, а во внешних зонах
трансформируются в серпентиниты и тальковый камень. Тальковый камень залегает на границе с каледонскими филлитами или сланцами. Тальк-магнезитовые линзы рассматриваются как продукты гидротермального воздействия. Обычно белизна талькового порошка составляет 72–80%. Содержание талька
составляет 50–70%, остальное – это главным образом
железосодержащий магнезит (брейнерит) и небольшое количество шпинели и хлорита.
В Норвегии прогнозируются потенциальные перспективные проявления оливинсодержащих пород.
Считается, что вероятность обнаружения их очень
высокая, если принимать во внимание наличие большого количества линз в Каледонской горной цепи,
где фиксируются благоприятные РТ-условия для метасоматических преобразований ультрамафитов
(Lindahl, Nilsson, 2008).
В Швеции в начале 30-х гг. оливин использовался
в производстве теплоустойчивых материалов. Небольшие объемы производились для минеральных
удобрений. Сегодня применяется в огнеупорах.
Большинство месторождений оливина сформировано
в шведских каледонидах.
54
В Ямтлэнде оливинсодержащие породы с красновато-желтой окраской на выветрелой поверхности
разрабатывались с 1950-х до середины 80-х гг. Эти
породы использовались в производстве огнеупорных
кирпичей и плит для пола. В докембрийских образованиях на этой площади оливины не имеют широкого распространения. Только одно небольшое проявление в Пурну в Норботтене эксплуатировалось. В
настоящее время не производится собственная продукция, но на нескольких объектах проводится пилотная добыча.
На Кольском полуострове имеется целый ряд месторождений магнезиальносиликатных пород, вполне отвечающих требованиям для получения на их основе огнеупорных, строительных и технических материалов – оливиниты Ковдора и Хабозера, дуниты
Сопчеозера и Падос-тундры (Морозова и др., 2005;
Оливины..., 2005). Потребность в магнезиальных огнеупорах, огнеупорной и химически стойкой керамике, строительных материалах на внутреннем рынке
России достаточно велика.
Сравнительно большие запасы магнийсиликатного сырья на Кольском полуострове расположены на
Хабозерском месторождении оливинитов. Данное
месторождение оливинитов приурочено к интрузии
ультраосновных пород Лесная Варака герцинского
возраста. Площадь интрузии составляет около 9 км2.
В связи с поисками огнеупорных материалов массив
Лесная Варака был длительное время в поле внимания, начиная с тридцатых годов. Оливиниты каледонского возраста составляют 85–90% всей площади
массива. Различаются две группы пород: рудные
мелко-, среднезернистые, а также пегматоидные оливиниты и безрудные грубозернистые оливиниты (Каледонский комплекс…, 1965). Оливиниты занимают
центральную часть массива и окружены полосой пироксенитов, контактирующих с вмещающими породами. Массив прорван многочисленными дайками и
жилами ийолитов, тингуаитов, канкринитовых сиенитов и т. д. (Пожиленко и др., 2002).
По данным опытно-промышленных испытаний
Горного института КНЦ РАН сделан вывод о том, что
изучение состава и свойств оливинитов позволило выявить области их применения (табл. 7). Данные оливиновые высококачественные концентраты могут использоваться для производства форстеритовых огнеупоров, химически стойкой керамики, компонентов
обмазки сварочных электродов. Сунгулитовый и иддингситовый концентраты пригодны для пигментов и
наполнителей лакокрасочных, полимерных материалов, для производства резинотехнических изделий,
магниевых мелиорантов (Ракаев, Морозова, 2007).
Таблица 7
Химический состав исходных магнезиальных материалов (Белогурова и др., 2005)
Материал
Оливинит (Хабозеро)
Оливинит (Ковдор)
Дунит (Сопчеозеро)
Сунгулит (Хабозеро)
MgO
40,29
39,4
38,49
37,76
SiO2
37,55
38,7
40,76
43,28
Fe2O3
14,64
9,9
2,70
0,41
На массиве Лесная Варака (Хабозерское месторождение) на балансе числятся запасы по кат. А + В
+ С1 9,7 млн т оливинитов со средним содержанием
MgO 43,6% (фаялитовая составляющая не более
13%). На Ковдорском массиве запасы оливинитов
как сырья для огнеупоров утверждены в количестве
290 млн т по категории А + В + С1. Опытно-промышленные партии ковдорских оливинитов также
испытаны на предприятиях черной и цветной металлургии.
Разработка Хабозерского месторождения на массиве Лесная Варака началась силами предприятия
АО «Железобетонные изделия». Производство товарного оливинита пока невелико, т. е. 10 тыс. т в
год. Спрос по прогнозу будет расти. Потребителями
являются металлургические и цементные заводы. АО
«Ковдорслюда» планирует подготовить к освоению
месторождение ковдорских оливинитов.
В Финляндии (в восточной части страны) месторождения и проявления талькового камня и талька
расположены в границах Карельского кратона Фенноскандинавского щита. По минеральному составу
месторождения и проявления талька объединяются в
две группы: апоультрамафитовый тальковый камень
и апокарбонатный тальк (талькит). Апоультрамафитовый тип формируется в гранит-зеленокаменных
областях мезо- и неоархея. В формациях архейского
возраста отмечается около 100 проявлений тальковых сланцев и талькового камня в Финляндии
(Vesasalo, 1965). Большинство из них приурочены к
архейским зеленокаменным поясам и протерозойским сланцевым комплексам.
Тальк-магнезитовые породы прошли многостадийный путь формирования. Существенное значение
в формировании значимых месторождений талька
играли события свекофеннского этапа активизации
на рубеже 1900–1700 млн лет. Как отмечается
(Kuronen, 1995), существовали благоприятные структурные условия и размеры тел для образования тальковой руды высокого качества (табл. 8). В настоящее
время выявлена общая последовательность формиро-
FeO
10,1
6,6
7,45
0,34
CaO
0,56
1,0
2,08
0,40
TiO2
3,52
0,1
–
0,32
Al2O3
0,25
0,7
2,18
0,81
Na2O + K2 O
0,32
0,3
0,1
0,11
вания пород: серпентинит – тальк-магнезитовая
порода – тальковый сланец – скарн – кварцевая порода – черный сланец – слюдяной сланец (Kuronen,
Tuokko, 1997) (рис. 3).
Таблица 8
Химический состав финских тальк-магнезитовых пород
SiO2
Al2O3
Fe2O3 (общ.)
MgO
CaO
CO2
Лахнаслампи
33,69
0,98
6,20
35,48
0,29
20,45
Хорсманахо Уутела Нунналахти
34,60
0,48
5,91
36,00
0,07
24,03
34,40
0,64
5,74
36,40
0,06
24,51
30,10
1,47
7,88
33,06
2,02
21,05
П р и м е ч а н и е . Источник: Niemela, 2001.
История обработки талькового камня в местечке
Нуннанлахти муниципалитета Ююка имеет более
чем столетние традиции. Уже тогда финские каменщики были мастерами прикладного искусства, и их
работы вызывали восторг не только в своей стране,
но и за пределами Финляндии.
В 1980 г. стараниями Элизы и Рейо Ваухконен
была создана компания Tulikivi, что в переводе означает «огненный камень». Эта компания со своими
дочерними предприятиями, формируя группу
Tulikivi, специализируется в производстве каминов и
строительного камня. Тальковый камень традиционно известен как отличный печной материал. Благодаря хорошей способности аккумуляции тепла и огнестойкости он используется в качестве печного камня
уже сотни лет. Стандартные печи собираются так называемым способом нулевой заделки швов, с использованием отфрезерованных сборных элементов с
отшпунтованными пазками. В качестве клея применяется смесь порошкообразного талькохлорита, жидкого стекла и воды. Все печи моделей «Туликиви»
являются отопительными печами, и они работают
по принципу противопотока. Среди моделей есть
хлебные печи, печи-камины и плиты, работающие на
55
дровах или электричестве, а также их комбинации
(рис. 4). Отшлифованные тонкие плитки серийного
производства лучше всего подходят для облицовки
внутренних стен и небольших поверхностей полов.
Рекомендуемая толщина плитки, используемой для
больших поверхностей полов, равна 30 мм. Пол «Туликиви», оснащенный ночным электрообогревом, –
это приятный накопитель тепла.
Рис. 3. Карьер Лахнаслампи (Финляндия) Mondo Minerals Oy
по добыче тальковой руды (фото 2005 г.)
Рис. 4. Камины в выставочном зале центрального офиса группы Tulikivi в Нуннанлахти
56
Группа Tulikivi является мировым лидером по
производству талькового камня, а также ведущим
производителем теплосберегающих каминов.
Магнезиальное сырье Карелии
Большое общегеологическое значение при образовании пород имеет связь и зависимость от особенностей геодинамических режимов тектоно-магматических эпизодов в общей цепи магматизм – тектоника – геодинамика Земли. Высокомагнезиальные породы характеризуют определенную геохимическую
специфику мезо- и неоархея. Эти комплексы стали
преобладающими на ранней стадии формирования
земной коры. К наиболее ранним продуктивным на
высокомагнезиальные промышленные минералы относятся коматиит-базальтовая серия зеленокаменных
поясов архея (высоко-Mg вулканиты) и бонинитоподобные ассоциации в составе супракрустальных
толщ тех же поясов, с которыми связаны новообразованные по высокомагнезиальным породам тальк,
магнезит и серпентин двух этапов (мезо- и неоархей): 3,06–2,9 (Ведлозерско-Сегозерский, Сумозерско-Кенозерский и Южно-Выгозерский пояса) и
2,85–2,8 млрд лет (Костомукшская структура, где в
коматиитовых лавах концентрации MgО составляют
24–31%, достигая 33–39%) (Богатиков и др., 2010). В
дальнейшем на кратонной стадии преобладали
кремнеземистые высокомагнезиальные серии (пикриты, базальты, андезиты), образующие крупные
лавовые потоки с огромными роями габброноритовых даек и становлением на этой стадии расслоенных мафит-ультрамафитовых интрузивов. Например, с тектоническим эпизодом в интервале 2,45–
2,43 млрд лет в палеопротерозое в рифтовых структурах произошло формирование крупного расслоенного мафит-ультрамафитового Бураковского интрузива, содержащего в себе такие высокомагнезиальные промышленные минералы, как оливин, серпентин или докарбонатитовые оливиниты Тикшеозерского массива. Большие по объему образования
магнезита появляются в серпентиновой ультращелочной породе, претерпевшей гидротермальное выщелачивание магния из серпентинита (Светлоозерское месторождение). Именно это обстоятельство
определило доминирующее положение при рассмотрении перспектив территории Карелии на высокомагнезиальное сырье (рис. 5). Форма образований зависит от исходных размеров породы и степени метасоматизма. Образования обычно встречаются в форме линзовидных тел и гнезд, размеры образований варьируют. Другой (третий) класс магнезиальных пород на этой территории связывается с доломитами осадочно-вулканогенных толщ палеопротерозоя Карельского кратона и Свекофеннской
складчатой области. Магнезит представляет собой
магниевую составляющую в изоморфном ряду карбонатов, образуя ряд от магнезита через брейнерит
3–30% до сидерита FeCO3. Чистый магнезит встре-
чается редко, а природные минералы часто образуют изоморфные ряды.
В Карелии выделены два типа тальксодержащих
пород (Precambrian…, 1993). Месторождения и проявления первого типа (апоультрамафитовый тип) распространены в ультрамафитах перидотит-пикритового
или дунит-перидотитового состава, а также в коматиитах, обычно серпентинизированных, в архейских
гранит-зеленокаменных областях. К ним относятся
тальковый камень, реже тальк (железистый). Проявления второго типа (апокарбонатный тип) приурочены
исключительно к доломитам ятулийского надгоризонта протерозоя. С этими комплексами связаны проявления маложелезистого талька до талькитов.
Результаты научно-прикладных исследований
тальковых пород Республики Карелия обосновывают
новые данные по оценке минерально-сырьевой базы
талька и талькового камня (Соколов, 1995; Бархатов
и др., 2010; Щипцов и др., 2011 и др.).
Подобные месторождения в Карелии, как правило, генетически связаны с гидротермальной переработкой перидотитовых коматиитов и серпентинитов
лопийской металлогенической эпохи. К наиболее
изученным месторождениям и проявлениям талька
первого типа относятся Светлоозерское, Повенчанка
и Игнойльское месторождения. Общими чертами
всех этих месторождений являются интрузии серпентинизированных дунитов и гарцбургитов покровного
типа, в которых обнаруживаются крутопадающие
обогащенные тальком рудные тела мощностью до
200 м. Вмещающими породами в большинстве случаев выступают серпентиниты и хлоритовые сланцы.
К настоящему времени выявлено около 20 проявлений и месторождений талькового камня в центральных районах Карелии и на территории административного подчинения г. Костомукши.
К важным результатам исследований термостойкости горных пород относится выявление ее зависимости от состава и структуры пород, показатели которой возрастают с увеличением их теплофизических параметров и уменьшаются с ростом размера
зерен минералов, слагающих породы. Полученные
результаты позволили сделать общий вывод о том,
что в футеровке тепловых агрегатов, в которых используемые материалы подвержены термическим
ударам (до 600 °C), предпочтительней использование
талько-хлоритовых сланцев (Щипцов и др., 2004).
Подписан Меморандум о сотрудничестве между
Tulikivi Group и Институтом геологии Карельского
научного центра РАН в области геологии талькового
камня и развития технологий. По выданной финской
компании лицензии и в соответствии с соглашением
проведена доразведка известного месторождения
талькового камня Турган-Койван-Аллуста на южном
берегу оз. Сегозеро (Медвежьегорский район). В европейской части России Республика Карелия является единственной геологической провинцией, где
имеются месторождения и проявления минерала
талька промышленного значения.
57
58
Рис. 5. Схема размещения основных месторождений и проявлений высокомагнезиального сырья на территории
Республики Карелия (с использованием адаптированной карты-схемы М. М. Стенаря (1989)):
1 – палеозой (известняки, доломиты, песчаники, пески и глины девона и карбона); Нео- и мезопротерозой: 2 – венд (песчаники, алевролиты, глины, конгломераты, гравелиты – валдайская серия); 3 – рифей (конгломераты, гравелиты, песчаники, алевролиты, аргиллиты, туфопесчаники, диабазовые, базальтовые туффиты и туфы – салминская свита); 4 – вепсий (конгломераты, кварцито-песчаники – петрозаводская, шокшинская и др. свиты). Палеопротерозой: 5 – калевий, людиковий, ятулий (кварцевые конгломераты, аркозы, кварцито-песчаники, кварциты, доломиты, шунгиты, вулканиты, диабазы, туфы, туффиты, пикриты и другие вулканогенно-осадочные породы, сланцы,
гнейсы, амфиболиты сортавальской, ладожской, сегозерской, онежской и др. серий и свит, малые интрузии разного состава); 6 – сумий,
сариолий (конгломераты, аркозы, сланцы, доломиты, диабазы, туфы, туфопесчаники, туфобрекчии, кварцевые порфиры, кератофиры и
пр. большезерской, тунгудско-надвоицкой и др. серий и малые интрузии разного состава). Архей: 7 – породы Чупинского парагнейсового комплекса Беломорского подвижного пояса (гнейсы, амфиболиты, мигматиты, гранито-гнейсы беломорской серии и ее аналогов), малые интрузии разного состава и возраста; 8 – лопий (гнейсы, амфиболиты, железистые кварциты, графитистые сланцы, вулканиты разного состава гимольской, парандовской, тикшозерской и др. серий нео- и мезоархея и малые интрузии разного состава); 9 – нерасчлененные, преимущественно гранитоидные породы и мигматиты архея с ядрами континентальной коры; 10 – палеопротерозойские интрузии
(граниты, гранодиориты, основные, ультраосновные породы); 11 – неоархейские интрузии гранитов и гранитоидов; 12 – разрывные нарушения различного возраста, определяющие блоковое строение региона. (а) – площади, перспективные для поисков маложелезистого
талька; (b) – проявления маложелезистого талька апокарбонатного типа (1 – Пудожгорское, 2 – Габсельгское, (g) – Повенецкий рудный
узел с проявлениями рибекит-асбеста (Краснополянское, Сапенецкое, Повенецкое и др. проявления); (h) – антофиллит-асбест, 3 – Пиндушское, 4 – Фенькина Лампи, 5 – Саригора); (c) – месторождения (Сегозерская группа) и проявления талькового камня апоультрабазитового типа (6 – Каллиево-Муреннанваара, 7 – Турган-Койван-Аллуста, 8 – Уросозерское, 9 – Вожемское, 10 – Остерозеро (Нижний Петтель), 11 – Черный Наволок (Совдозеро), 12 – Карзикозеро, 13 – Парандовское, 14 – Няльма Губа, 15 – Каменная Река, 16 – Озерки, 17 –
Костомукшское); (d) – месторождения и проявления тальк-карбонатных руд железистого талька апоультрабазитового типа (18 – Светлоозерское, 19 – Повенчанка, 20 – Кумбуксинское, 21 – Южно-Вожминское, 22 – Золотопорожское, 23 – Вожмозерское, 24 – Хюрсюля, 25 –
Игнойла); (e) – серпентиниты (26 – Аганозерское, 27 – Светлоозерское, 28 – Хаутаваара, 29 – Вожемское, 30 – Кропотнаволок, 31 – Таловейс, 32 – Ханкус); (f) – оливиниты (33 – Бураковский, 34 – Тикшеозерский, 35 – Ханкус)
Другой тип (апокарбонатный) установлен, но для
определения перспектив требуется постановка поисково-оценочных работ на данной территории.
В определенных магматических комплексах Карелии присутствуют оливиниты и дуниты. Они
благодаря отсутствию химически связанной воды
являются наиболее ценным сырьем для производства форстеритовых огнеупоров. Отдельно можно
выделить мощные проявления оливинитов, дунитов и оливинового габбро в субщелочных пироксенит-габбровых с карбонатитами и нефелиновыми
сиенитами Тикшеозерском и Елетьзерском массивах на севере Карелии. Здесь геологически и петрографически изучены и описаны многочисленные
проявления оливинитов, реже дунитов и оливиновых габбро. Содержание MgO в некоторых оливинсодержащих породах достигает 45% (Богачев и
др., 1963).
Значительные скопления дунитов и оливинитов
также фиксируются в Аганозерском блоке Бураковского расслоенного мафит-ультрамафитового массива (Горошко, 1998). Дунитовая подзона ультраосновной зоны серпентинитов центральной части Аганозерского блока по всему разрезу однородна и характеризуется высоким содержанием оливина (88–98%).
Содержание MgO варьирует в пределах 36,97–
46,77% при значительной мощности высокомагнезиальных дунитов (Fо85-90) и аподунитовых серпентинитов (Лавров и др., 2004).
Оливиниты с содержанием оливина 70–90% присутствуют в центральных частях ультрамафитов
Невгозерского, Ортсасьярвинского, Каменноозерского и других массивов (табл. 9).
В чистом виде оливины не образуют месторождений, и для получения оливина высокого качества породы нуждаются в обогащении. В связи с этим актуальными задачами становятся:
1) выявление неизмененных участков оливинсодержащих пород. К одному из перспективных объектов относятся участки, расположенные в границах
Тикшеозерско-Елетьозерского комплекса;
2) изучение геолого-минералогических характеристик руды и минералов;
3) оценка обогатимости пород и качества получаемых концентратов;
4) испытания полученных концентратов в изделиях.
Таблица 9
Химический состав оливинитов Карелии
(Лавров, 1979), мас. %
Оксиды
Невгозерский
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
ппп
NiO
CoO
V2O5
P2O5
Cr2O3
35,01–38,24
0,06–0,2
0,23–3,33
2,86– 7,42
4,67–7,85
0,11–0,18
38,24–45,46
До 1,38
До 0,08
0–0,05
5,9–10,72
0,16–0,38
0,019–0,024
0,01–0,037
0–0,29
0,24–0,75
Массив
ОртсасьТикшеярви
озерский
36,36–38,85 35,67–38,08
0,12–0,31
0–0,16
2,78–3,69
0,29–1,18
4,55–6,79
4,87–7,11
4,74–5,91
7,13–7,64
0,15–0,19
0,16
34,27–42,51 39,29–41,74
0–2,58
0–0,12
0,04–0,11
0,05–0,2
0,03–0,07
До 0,05
4,11–8,42
6,75–7,77
0,24–0,32
0,14–0,32
0,02
0,016–0,044
0,03–0,05 0,016–0,023
0,03–0,07
До 0,17
0,71–1,27
0,38–0,47
Каменноозерский
35,32–35,4
0,15–0,16
1,02–1,39
5,82–6,08
4,69–5,78
0,1–0,12
40,68–40,95
0–0,52
0,11–0,14
0–0,07
9,63–10,42
0,14–0,17
0,02
Сл.
Сл.
0,74–0,96
Таким образом, необходимо решить целый комплекс задач от выбора наиболее перспективных участков и определения показателей их технологической переработки до разработки рациональной экономически приемлемой технологической схемы обогащения с учетом современных требований промышленности и экологии среды.
59
Серпентиниты Карелии как тип промышленной
породы изучены достаточно слабо, но геологические
данные позволяют говорить о широком распространении данных пород, что может быть предметом минералого-технологических исследований, как, например, тремолит и диопсид – на сегодня новые промышленные минералы для Карелии. На Аганозерском месторождении хромовых руд выявлены две
разновидности серпентинитов: серпентиниты по высокожелезистым и по высокомагнезиальным дунитам. Мощность по разрезу 540 и 410 м соответственно. Кемиститы и серпентиниты богаты магнием (36–
38%) и содержат незначительное количество примесей Al2O3 (0,1–0,5%) и CaO (0,24–0,5%). На Светлоозерском тальк-магнезитовом месторождении определены содержание MgO в среднем 34% и малое количество примесей Al2O3 (0,2–3%) и CaO (0–2%). На
других участках (Хаутаваара, Вожемский, Таловейс,
Ханкус, Кропотнаволок и др.) отмечены более низкие содержания MgO (25,7–32,35%) и значительно
более высокие содержания Al2O3 (3–6%) и CaO (2,9–
5,8%) (Ильина и др., 2011). По химическому составу
серпентиниты Светлоозерского и Аганозерского месторождений пригодны для использования в качестве биологической защиты ядерных реакторов, а
предварительные исследования серпентинитов уча-
стка Хаутаваары указывают на перспективность их
применения для сварочного дела (Ильина и др.,
2011).
По опубликованным данным (Минерально-сырьевая база..., 2006) доломиты первого класса государственного резерва представлены разведанным Райгубско-Пялозерским месторождением в Кондопожском
районе. Балансовые запасы категорий А + В + С1 составляют 12 млн т. Помимо этого указывается еще на
четыре месторождения (Пялозеро, Оленеостровское,
Кузарандовское, Виданское) и шесть проявлений доломитов. Среди данного перечня Кузарандовское месторождение доломитов относится к категории незагрязненных примесями (кварц) доломитов. По химическому составу доломит удовлетворяет требованиям ГОСТ 5331-63 для производства строительной извести и ГОСТ 9179-59 для производства гидравлической извести. Доломиты участка Киви-Шурья (Пялозеро) по химическому составу отвечают требованиям
к огнеупорному сырью 1 класса.
Территория Карелии на Фенноскандинавском щите представляет собой область, наиболее перспективную на высомагнезиальное сырье. Это связано с тем,
что здесь нижний срез земной коры, выходящей на
поверхность, представлен существенно магнезиальными по составу породами.
ЛИТЕРАТУРА
Бархатов А. В., Щипцов В. В., Анисимов Ю. М. Современное состояние и перспективы освоения месторождений
талькового камня и талька в Карелии // Горный журнал.
2010. № 2. С. 26–27.
Белогурова О. А., Гришин Н. Н., Саварина М. А. Жаростойкие бетоны на основе негидратированных магнезиальносиликатных пород // Огнеупоры и техническая керамика. 2005. № 8. С. 30–36.
Богатиков О. А., Коваленко В. И., Шарков Е. В. Магматизм, тектоника, геодинамика Земли: связь во времени и в
пространстве. М., 2010. 606 с.
Богачев А. И., Зак С. И., Сафронова Г. П., Инина К. А.
Геология и петрология Елетьозерского массива габброидных пород Карелии. М.; Л., 1963. 159 с.
Геворкян Р. Г., Геворкян М. Р. Использование серпентинитов в целях защиты ядерных реакторов и оборонных
сооружений // Оборонные реформы: совершенствование
системы боевого и тылового обеспечения ВС. Ереван,
2010. С. 111–121 (на арм. яз. с русск. анн.).
Горошко А. Ф. Новый геолого-промышленный тип месторождений комплексного никель-магнезиального сырья
в ультрамафитах Карелии // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 1. Петрозаводск, 1998. С. 24–35.
Еремин Н. И. Неметаллические полезные ископаемые:
Учебное пособие. М., 2007. 459 с.
Ильина В. П., Попова Т. В., Фролов П. В. Высокомагнезиальное сырье Карелии и перспективы его использования
// Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 14. Петрозаводск, 2011. С. 190–196.
Каледонский комплекс ультраосновных, щелочных пород и карбонатитов Кольского полуострова и Северной Карелии / Кухаренко А. А. и др. М., 1965. 772 с.
Количественная и геолого-экономическая оценка ресурсов неметаллических полезных ископаемых: Методиче-
60
ское пособие. Т. III: Нерудное металлургическое сырье.
Казань, 2007. 94 с.
Кривовичев В. Г. Минералогический словарь. СПб.,
2008. 556 с.
Лавров М. М. Гипербазиты и расслоенные перидотитгаббро-норитовые интрузии докембрия Северной Карелии.
Л., 1979. 136 с.
Лавров М. М., Голубев А. И., Трофимов Н. Н. Геохимия
и рудоносность Бураковской расслоенной интрузии // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 7. Петрозаводск, 2004. С. 75–92.
Минерально-сырьевая база Республики Карелия. Кн. 2:
Неметаллические полезные ископаемые. Подземные воды
и лечебные грязи. Петрозаводск, 2006. 356 с.
Морозова Т. А., Рухленко Е. Д., Ракаев А. И., Николаев
А. И. Минералого-технологические исследования магнийсиликатного сырья Хабозерского месторождения Кольского полуострова с целью получения на их основе огнеупорных, строительных и технических материалов // Проблемы рационального использования природного и техногенного сырья Баренцева региона в технологогии
строительных и технических материалов. Петрозаводск,
2005. С. 141–143.
Нетрадиционные виды нерудного минерального сырья
/ Под ред. У. Г. Дистанова, А. С. Филько. М., 1990. 261 с.
Оливины Кольского полуострова. I. Влияние условий
залегания оливинитов на их качество / Гришин Н. Н., Калинников В. Т., Ларичкин Ф. Д., Горюнов Г. К. // Инновационный потенциал кольской науки. Апатиты, 2005.
Пожиленко В. И., Гавриленко Б. В., Жиров Д. В., Жабин
С. В. Геология рудных районов Мурманской области. Апатиты, 2002. 359 с.
Прокофьва В. В. Магнезиальные силикаты в производстве строительной керамики. СПб., 2005. 157 с.
Ракаев А. И., Морозова Т. А. Разработка новых технологий обогащения неметаллических руд Кольского полуострова // Север промышленный. 2007. № 4.
Cерпентинит в защите ядерных реакторов / Под общей
ред. Ю. А. Егорова; авт. И. А. Аршинов, Г. А. Васильев,
Ю. А. Егоров и др. М., 1972. 240 с.
Соколов В. И. Влияние термообработки на теплофизические свойства серпентинитов // Месторождения индустриальных минералов Фенноскандии: геология, экономика
и новые подходы к переработке и использованию. Петрозаводск, 1999. С. 117–118.
Соколов В. И. Талько-хлоритовые сланцы Карелии и
пути их использования. Петрозаводск, 1995. 128 с.
Хорошавин Л. В., Перепелицын В. А., Кононов В. А.
Магнезиальные огнеупоры: Справочник. М., 2001. 576 с.
Щипцов В. В., Бубнова Т. П., Гаранжа А. В. и др. Оценка потенциала промышленных минералов Карелии: шаг за
шагом // Геология Карелии от архея до наших дней. Петрозаводск, 2011. С. 161–171.
Щипцов В. В., Заверткин А. С., Соколов В. И. Перспективы производства огнеупорных материалов на основе минерально-сырьевых ресурсов Республики Карелия // Новые
огнеупоры. 2004. № 7. С. 51–55.
Bradley W. W. Magnesite of California. California state
printing office, Sacramento, 1925. 147 p.
Brongniart A. Traite Elcmentaire de Mineralogic, 2. 489.
Paris, 1807.
Brueckner H. K. Contact and fracture ultramafic
assembladges from Norway: Rb-Sr evidence for crustal
contamination // Contrib. Mineral. Petrol. 1975. Vol. 49.
P. 39–48.
Cordellier F., Bouldier F., Boullier A. M. Structural study
of the peridotite Almklovdalen massif (Southern Norway)
// Tectonophysics. 1981. Vol. 77. P. 257–281.
Davy H. Electro-chemical researches on the decomposition
of the Earths: with observations on the metals obtained from
the alkaline Earths, and on the amalgam procured form
ammonia // Philosophical Transactions of the Royal Society of
London. 1808. 98. P. 333–370.
Delamethrie J. C. The´orie de la Terre, 2. 93. Paris, 1795.
Gallaghan E., Vitaliano C. J. Magnesite and brucite
deposits at Gabbs, Nye County, Nevada // Bureau of Mines,
State of Nevada. 1946. 16 p. (manuscript).
Gildersleeve B. Magnesite and brucite in the United States,
exclusive Alaska and Hawaii: U. S. Geol. Survey Vineral Inv.
Resource Map MR-27, 1962.
Goldschmidt V. M. The Principles of Distribution of
Chemical Elements in Minerals and Rocks // The Seventh
Hugo Müller Lecture delivered before the Chemical Society on
March 17th, 1937. Journal of the Chemical Society (2). 1937.
P. 655–673.
Harben P. W., Bates R. L. Geology and World deposits.
Industrial Minelals Division, Metal Bulletin Plc, London, 1984.
312 p.
Hoffman F. Dissertationum physico-chymicarne Haloe
Magdeburigieae. 1729.
Industrial Minerals Magazine. 2004. May, N 5; June, N 6.
Karlsen T. A. Nordic Minerals Review. Norway
// Industrial Minerals. 1998. N 374. P. 67–77.
Kramer D. A. Current mining of olivione and serpentine.
U. S. Geological Survey Open-Pile Report, Reston. Virginia,
2002.
Kramer D. A. Magnesium, Its Alloys and Compounds. U.
S. Geological Survey Open-Pile Report 01-341. Reston.
Virginia, 2001.
Kuronen E., Tuokko I. Horsmanaho talc deposit // Mineral
deposits; research and exploration, where do they meet?
// Proc. Fourth Biennial SGA Meeting, Turku, Finland,
excursion guidebook A4. Geological Survey of Finland.
Guiode 42. 1997. P. 39–42.
Kuronen E. Lahnaslammen vuolukivimassiivi synty,
kehitys ja nykyinen koostumus monivaiheisen metamorfoosin
ja deformation tuloksena // Unpublished master’s thesis,
University of Oulu, Department of geology. 116, 1995 (in
Finnish).
Lampadius M. A. Sammlung Praktiseh-Chemischer
Abhandlungen, 3. 241. Dresden, 1800.
Lindahl I., Nilsson L. P. Geology of the soapstone deposits
of the Linnajavri area, Hamarøy, Nordland, north Norwegian
Caledonides – Norway’s largest reserves of soapstone
// Slagstad T. (ed.). Geology for Society, Geological Survey of
Norway Special Publication, 11. 2008. P. 19–35.
Malvik T., Moen K. Industrial mineral producers in
Norway. 33IGC excursion No. 37, August 01–05, 2008.
Precambrian industrial minerals of Karelia / Ed. V.
Shchiptsov. Petrozavodsk, 1993. 84 p.
Shand M. A. The Chemistry and Technology of Magnesia.
John Wiley & Sons, Inc., 2006. 263 p.
Sheerer P. E. Magnesium hydroxides production from
natural brine in Michigan. AIMF preprint no 78-K-311. Fall
Meeting / Lake Buena Vista, Fla, 2001. 8 p.
Vesasalo A. Talc schists and soapstone occurrences of
Finland // Bull. Comm. Geol. Finlande. 1965. N 265. 75 p.
Vrijmoed J. C. Physical and chemical interaction in the
interior of the Caledonian mountains of Norway, PhD thesis,
submitted to the faculty of Mathematics and Natural Sciences.
2009. 184 p.
А. Е. Ромашкин*, А. Лепланд**, Л. Йусу***, Д. В. Рычанчик*, А. И. Голубев*
ФОСФОРИТОВЫЙ ГОРИЗОНТ ВЫСОКОУГЛЕРОДИСТЫХ ПОРОД
ЛЮДИКОВИЯ ОНЕЖСКОЙ СТРУКТУРЫ
Повышенное содержание фосфора в углеродистых породах заонежской свиты отмечалось рядом
исследователей (Голубев и др., 1984), затем фосфоритовые (апатитовые) прослои были выявлены среди
образований верхней заонежской подсвиты (людиковийский надгоризонт, 2,1–1,92 млрд лет) в пределах
Онежского синклинория. Нижнепротерозойские фосфориты известны в различных структурах и геологических разрезах, однако описываемые в данной работе имеют ряд существенных особенностей. В первую
очередь, это их отчетливо выраженная слоистость –
тонкие (доли мм – первые мм) прослои, состоящие
преимущественно из сфероидов – обособлений, микролинзочек, залегающих согласно слоистости вмещающих пород, в то время как другие известные
проявления фосфатогенеза в основном представлены
конкрециями и конкреционными прослоями (Мележик и др., 1989; Созинов и др., 1989; Юдович и др.,
1990), т. е. они являются преимущественно диагенетическими или еще более поздними образованиями,
в то время как обнаруженные онежские фосфаты, повидимому, представляют собой седиментогенные либо раннедиагенетические образования. При этом
фосфатоносные прослои заонежской свиты содержат
богатый спектр преобразований фосфатного вещества – от первичных комковатых выделений различной
степени чистоты, иногда со следами биогенных
структур, до чистых апатитовых прослоев и прожилков поздних генераций.
Впервые высокие содержания фосфора в породах
заонежской свиты обнаружены авторами при детальном опробовании Шуньгского разреза в 2002 г., где
отмечены содержания Р2О5 до 21,8 мас. %. Затем в
аншлифах по этому разрезу Н. С. Бискэ были выявлены коллофановые структуры, характерные для
фосфоритов (Бискэ, 2010). В 2008 г. несколько аншлифов исследовались авторами на микрозонде в
Норвежской геологической службе (НГС), г. Тронхейм. В результате выявлены обогащенные апатитом
микропрослои, содержащие несколько его генера-
––––––––––––
* Институт геологии Карельского НЦ РАН.
** Норвежская геологическая служба.
*** Тартуский университет, Эстония.
62
ций, затем было проведено дополнительное опробование этого же разреза и параллельные исследования
в НГС и ИГ КарНЦ РАН с использованием микрозондового анализа. Также изучались сопоставимые
стратиграфические интервалы скважин, пробуренных в рамках проекта FAR-DEEP и вскрывших заонежские образования (скв. 12А, 12В, 13А).
В результате этих исследований на определенном
уровне разреза выявлена серия тонких (доли мм –
первые мм) апатитовых прослоев, содержащих
спектр структур – от первичных комковатых обособлений до секущих прожилков чистого перекристаллизованного апатита. В сколах были отмечены биогенные структуры, соответствующие бактериальному масштабу. Кроме того, в некоторых будинированных доломитовых прослоях найдены остатки перекристаллизованных апатитовых слойков, сохранившихся после перекристаллизации доломита.
Ю. С. Шелухиной были отмечены прослои мощностью до 0,5 см, сложенные мелкокристаллическим
апатитом (до 42 мас. % Р2О5). Они обнаружены в высокоуглеродитых (шунгитовых) пелитах, в скважине,
пробуренной на Пигмозерском участке, в северной
части Онежского прогиба. Согласно приведенной ею
стратиграфической схеме, этот интервал сопоставим
с уровнем Шуньгского разреза (Шелухина, 2011). В
последние годы аналогичные микропрослои апатита
в высокоуглеродистой породе, а также высокие содержания Р2О5 в доломитах выявлены на участке Тетюгино в Толвуйской синклинали – на стратиграфическом аналоге уровня Шуньги. Также при просмотре авторами керна Онежской параметрической скважины (Онежская…, 2011), пробуренной на Кондопожском полуострове, возникли предположения о
наличии в доломитах фосфатных прослоев на сопоставимом стратиграфическом уровне, которые пока
инструментально не доказаны.
Таким образом, имеются две особенности проявлений первичной фосфоритовой минерализации: вопервых, широкое площадное распространение фосфатообразования в пределах Онежской структуры;
во-вторых, связь с определенным стратиграфическим
уровнем, характеризующимся резкой сменой изотопного состава органического углерода.
Рис. 1. Общий вид фосфоритового прослоя в шунгитовой породе, состоящего из сближенных микрослойков. Видно комковато-линзовидное строение микрослоев, сложенных обособлениями различной степени чистоты апатита. Темно-серое/черное – шунгитовая порода,
оттенки серого – апатит различной степени чистоты, светлое – выделения и прожилки чистого апатита. Уч-к Шуньга
Наиболее четко выраженные микропрослои фосфатов находятся в высокоуглеродистой породе – шунгитах (Филиппов, 2002) (шунгит-2 по классификации
П. А. Борисова), в контактовой зоне шунгитового и лидит-доломитового комплексов (для месторождения
Шуньга). Здесь же отмечены реликты фосфоритовых
прослоев в углеродсодержащих серых доломитах. Вся
эта ассоциация относится к верхней части верхнезаонежской подсвиты людиковийского надгоризонта.
Наиболее полно она представлена на участке Шуньга.
Характерный вид фосфоритового прослоя в шунгите показан на рис. 1. Здесь отчетливо видна микрослоистая
структура шунгитового матрикса и фосфатные микропрослои, состоящие из линзовидно-комковатых выделений апатита различной степени чистоты, перекристаллизованные прожилки и выделения чистого апатита.
Максимально обогащена фосфатом зона мощностью около 0,5–1 м, находящаяся в приконтактовой
части высокоуглеродистых шунгитовых пород и перекрывающего их лидит-доломитового комплекса.
Наибольшее количество фосфатных микрослоев концентрируется на контакте фрагментированного доломитового прослоя с шунгитами, включая нижний
(преимущественно) и верхний его контакты. В самом
доломитовом прослое максимально обогащены фосфатом приконтактовые его части.
По данным микрозондового анализа, фосфаты
представлены фторапатитом, иногда с примесью железа. В зонах перекристаллизации апатита иногда отмечается фосфат урана. Апатитовые микропрослои в
шунгитах и некоторые детали их строения показаны
на рис. 2, 3. Некоторые из них, мощностью в доли мм,
группируются в прослои из сближенных слойков. Их
мощность может достигать 2–3, реже 5 мм. В этих
обогащенных фосфатом прослоях, кроме собственно
апатитовых выделений, отмечаются микрослои и линзочки флогопита, а также высокоуглеродистой шунгитовой породы. Микрослойки фосфорита, в свою очередь, состоят из тесно сгруженных комковатых и линзовидных обособлений различной степени чистоты
(рис. 2, А–В). Заметны пластичные деформации вещества, свидетельствующие об образовании микрослоев
в нелитифицированном осадке. В составе фосфатных
линзочек всегда присутствует органическое вещество
(ОВ). Часто оно располагается по их границам и обогащенным зонам. Отчетливо проявляется процесс переклисталлизации фосфата, приводящий к появлению
выделений чистого апатита по отдельным зонам и
прожилкам. Размеры индивидуальных обособлений и
линзочек апатита могут достигать 1 мм, хотя обычно
они составляют доли мм (рис. 2, Г, Д). Первичные выделения аутигенного фосфата различаются степенью
чистоты и размерами отдельных кристалликов апатита (рис. 3, Б). В зонах наибольшей сохранности (меньшей раскристаллизации) отчетливо видна аутигенная
природа апатита (рис. 3, В). Плохо раскристаллизованные палочковидные, часто изогнутые индивиды
кристалликов апатита, размерами в доли мкм, содержат большое количество ОВ как внутри, так и особен64
но вокруг кристаллитов, образуя своеобразную «рыхлую» структуру обособлений.
Флогопитовые линзовидные микропрослои отличаются более тонким, однородным строением. Они
обычно менее обогащены ОВ, нежели фосфаты, и могут входить в структуру фосфатных прослоев, а также
образовывать «закатыши» в микрослоях (рис. 2, Б), секущие микропрожилки (рис. 2, В). В более мощных
деформированных флогопитовых слойках и апатит, в
свою очередь, иногда образует своеобразные «закатыши» (рис. 3, А), также перекристаллизованный чистый
апатит частично замещает флогопит в его секущих
прожилках (рис. 3, Г). Наиболее чистые (поздние) фазы апатита образуют скопления ограненных кристаллов, слагают секущие прожилки совместно с кварцем,
флогопитом. В наиболее поздних фазах апатита встречаются ксенотим (рис. 3, А), фосфат урана (рис. 3, Д),
сульфиды. Наличие флогопитовых и фосфатных микрослоев и линз, их общий слоисто-деформационный
план, совпадающий со слоистостью вмещающих шунгитовых пород, общий структурный план всей пачки
пород указывают на их совместное образование.
В доломитах сохраняются реликты первичной
слоистости, но в них практически весь апатит перекристаллизован. Кристаллы апатита и их скопления трассируют былую слоистость исходной породы. Здесь
встречаются и зоны плохо раскристаллизованного апатита, с остатками ОВ в межзерновом пространстве.
По сравнению с фосфатами в шунгитовых прослоях, апатит представлен более чистыми фазами,
сконцентрированными в скопления, часто совместно
с ОВ (рис. 4, А). Характерно также выполнение фосфатом межзернового пространства доломитов (рис.
4, Б). Особым типом являются овоидные выделения
апатита в кальците, который, в свою очередь, представлен в виде расположенных согласно реликтам
слоистости вторичных образований в доломите, часто с кварцем (рис. 4, Г, Д). Тем не менее, несмотря на
большую степень перекристаллизации, апатитовые
выделения в доломите часто сохраняют реликты первичной структуры – «лохматость» аутигенных кристаллов апатита, мелкие (доли мкм) «палочки» – кристаллиты, окруженные ОВ, включения ОВ в кристалликах апатита (рис. 4, В). Окончательное разделение
минеральных фаз при перекристаллизации апатита (и
доломита) приводит к образованию зональных выделений в доломите, ядро которых сложено ОВ, а отторочка – чистым апатитом с примесью кварца (рис. 4,
Е), расположенным согласно реликтам слоистости.
Более выразительно первичная (аутигенная) природа
фосфорита сохраняется в высокоуглеродистых слоях. Вероятно, это связано с насыщенностью породы большим
количеством ОВ, придававшим гидрофобные свойства
породе, что длительное время препятствовало диагенетическим – катагенетическим преобразованиям минерального матрикса и карбонизации ОВ. С другой стороны,
первичные микрослои фосфатов изначально могли различаться по степени чистоты (количества ОВ, глинистых/флогопитовых фрагментов), терригенной примеси.
А
Б
В
Г
Д
Рис. 2. Детали строения фосфатных прослоев в высокоуглеродистых породах:
А – строение микропрослоев апатита (оттенки серого), уч-к Шуньга; Б – микропрослои апатита (оттенки серого),
выделения перекристаллизованного апатита (светлое), флогопитовый «закатыш» (темно-серое изометричное выделение во втором снизу прослое), уч-к Шуньга; В – линзовидное строение микропрослоя апатита (серое), прожилок флогопита (темно-серое), черные прожилки – углеродистое вещество (УВ), уч-к Шуньга; Г – строение
апатитовых микролинз (серое) в шунгитовом матриксе, уч-к Шуньга; Д – комковатые выделения апатита (серое)
со следами перекристаллизации в максовитовом матриксе, уч-к Тетюгино
65
А
А
ББ
В
В
ГГ
Д
Д
Рис. 3. Особенности строения фосфатных прослоев в шунгитовых породах уч-ка Шуньга:
А – апатитовый «закатыш» (светло-серое) во флогопите (серое), черное – УВ, белое – ксенотим; Б – микропрослои апатита различной степени чистоты микрокристаллической структуры (оттенки серого), светлое – выделения перекристаллизованного апатита: В – микрокристаллическая структура аутигенного апатита (серое), светлое – перекристаллизованный апатит, черное – УВ; Г – выделение чистого апатита (белое) во флогопитовом прожилке, секущем микропрослой
фосфатов; Д – выделения фосфата урана (белое) в перекристаллизованном апатите (серое), черное – УВ
66
А
Б
В
Г
Д
Е
Рис. 4. Особенности выделений апатита в доломитах:
А – выделения апатита различной степени чистоты (светло-серое) в доломите (темно-серое), черное – УВ, уч-к Тетюгино; Б –
выделения апатита (светло-серое) между кристаллами доломита (темно-серое), черное – УВ, уч-к Тетюгино; В – реликты первичной структуры апатитового выделения, черное – УВ, уч-к Тетюгино; Г – овоидные образования перекристаллизованного
апатита (светлое) в кальцитовом выделении (светло-серое) совместно с кварцем (темно-серое) в доломите (темно-серое), черное – УВ, уч-к Шуньга; Д – овоидные выделения апатита (светлое) в кальците (светло-серое), темно-серое – кварц, черное –
УВ, уч-к Шуньга; Е – зональное выделение УВ (черное) и апатита (светлое) в доломите (серое), уч-к Тетюгино
67
Перекристаллизация – очищение апатита, выделение отдельных фаз апатита, флогопита и ОВ (иногда
кварца, кальцита) – только в самых поздних фазах
приводит к выделению чистого апатита – апатита
прожилков и замещающего флогопит в его прожилках (рис. 3, Г). Еще более поздние процессы преобразований вещества приводят к отложению уже чистого апатита, пирита, сфалерита, ксенотима (рис. 3, А),
фосфата урана (рис. 3, Д) и других минералов.
Фосфор – элемент, входящий в биологический
цикл и, соответственно, накапливающийся в первичном ОВ. Источником фосфора в бассейне могут быть
как терригенная компонента, так и растворенные
комплексы при континентальном сносе, в зонах апвеллинга (Холодов, 2003а). Известны хемогенные и
биогенные модели осаждения фосфата (Холодов,
2003б), причем в последнее время биогенно-осадочной модели отдается приоритет. Хемогенная садка
фосфатов (не считая замещения фосфатом раковин,
других биогенных образований, обломков минералов – по существу, диагенетические замещения)
требует специфических условий, а именно: концентрации комплексов фосфора в воде, окислительный
потенциал.
Модели с биогенным преобразованием фосфора
выглядят предпочтительней. Однако вывод фосфора
из биогенных соединений предполагает деструкцию
ОВ, его содержащего. Возможно, обособление фосфатов из ОВ требует изменения режима седиментации – размыва, окисления органики и переотложения
фосфора в поддонном слое осадка (ранний диагенез),
т. е. перерыва в осадконакоплении. С одной стороны,
это не согласуется с традиционными моделями генезиса шунгитовых пород (последовательное накопление насыщенных ОВ осадков, их последующего преобразования в диагенезе – катагенезе, миграция углеводородов). С другой стороны, описываемый интервал находится на стратиграфической границе средней – верхней заонежских подсвит (в трехчленной
версии строения заонежской свиты). Выделяемая ранее (Сиваев, 1975) верхняя (третья) подсвита заонежской свиты отличается более грубыми, раскристаллизованными осадками (биотит-кварцевой основы) с
относительно пониженным содержанием Сорг. (хотя
подсвита выделялась по повышенной (более 50%)
доле вулканогенного материала в разрезе). Тем не
менее, по последним данным, часть разреза, лежащая
выше «уровня Шуньги», отчетливо отделяется от нижележащих высокоуглеродистых пелитов, лидит-доломитового комплекса более грубыми осадками, относительно пониженным содержанием Сорг., отчетливыми турбидитными циклами, повышенной «кристалличностью» пород, утяжелением изотопного состава Сорг.
Появление на этой границе фосфатных прослоев
можно объяснить перерывом в осадконакоплении,
перемывом осадка, окислением органики и образованием в самом раннем диагенезе/седиментогенезе аутигенного фосфата. Модель, предложенная А. Ле68
пландом, с участием бактерий, вторичным окислением восстановленных сульфат-редукцией сульфидов,
рассматривается пока как наиболее вероятная, несмотря на ее кажущуюся сложность. Однако присутствие перекристаллизованных прослоев фосфата в
доломитах значительно осложняет эту модель. Повидимому, лидитовая покрышка (часть лидит-доломитового комплекса) являлась экраном для миграционных углеводородов (УВ), насытивших до предела
(60–70 мас. %) тонкие осадки этой части заонежской
свиты. При данном предположении сложно представить процесс окисления – сброса Р2О5 в такой гидрофобной среде. Биогенная модель предполагает прямое и/или косвенное участие живых организмов в
процессе осаждения (накопления) фосфатов. Как отмечает В. Н. Холодов (2003а), механизм бактериального образования фосфатов в илах и карбонатных
осадках еще недостаточно изучен.
Для углеродистых морских осадков, многие исследователи отдают предпочтение первичному образованию франколита из поровых вод в осадке на
кальциевом барьере (Юдович и др., 1990). Источником фосфора в поддонных водах может являться ОВ
формирующегося осадка. Биогенный фактор может
отвечать за создание условий, с одной стороны, высвобождающих (растворяющих) фосфор, с другой –
создающих условия для его фиксации в осадке в виде франколита/апатита. Геохимические и морфологические особенности строения Шуньгской части
разреза заонежской свиты позволяют принять опосредованно-биогенную модель фосфатообразования
на данном стратиграфическом интервале заонежской
свиты. Ассоциация сульфатредуцирующих и сероокисляющих бактерий, располагающихся последовательно в колонке обводненного осадка, создающая
редокс-клин, способствует сначала увеличению количества H2S в поровых водах, а выше в колонке –
окислению ОВ, выделению фосфатов на границе осадок – наддонные воды. При этом анаэробные организмы (сульфатредуцирующие бактерии) генерируют H2S, являющийся источником питания для вышележащих сероокисляющих сообществ (возможно, и
бактерий-метанотрофов (Qu et al., 2012)). Таким образом, контрастные условия в колонке породы, при
достаточной аэрации верхнего слоя рыхлого осадка,
могут создавать условия для образования растворимых комплексов фосфора, а затем их выделения (при
наличии достаточного количества ионов кальция в
растворе) в виде франколита (апатита). Очевидно,
что процесс фосфатообразования следует отнести к
раннедиагенетическим преобразованиям, а не к чисто седиментогенным. Предполагаемым путем деструкции ОВ и высвобождения накопленного в нем
фосфора может быть деятельность метанотрофных
организмов, энергию для окисления – преобразования органики им могут предоставлять, кроме кислорода в воде, также и сульфаты, NO3 в воде.
Интереснейший объект, выявленный в последние
годы исследований, требует дальнейшего изучения
для прояснения некоторых принципиальных аспектов, касающихся как собственно процессов фосфатообразования, одних из древнейших на Земле, так и
их связь с другими синхронными процессами. Раннедиагенетические прослои аутигенного апатита, располагающиеся в высокоуглеродистой пачке осадков,
тесно соседствуют с перекристаллизованными реликтами апатитовых прослоев в доломитах, которые
и сами, возможно, являются продуктом диагенетической карбонатизации. Концентрация этих прослоев
на определенном стратиграфическом уровне, получившем пока условное название «уровень Шуньги»,
с достаточно широким площадным распространени-
ем в Онежской структуре, явно указывает на перестройку геохимической ситуации на этом рубеже,
который соответствует смене условий осадконакопления. Известный скачок изотопного состава Сорг. с
–25‰ до –40‰ δС13 (Qu et al., 2012) дополняется
данными проекта FAR-DEEP, указывающими на не
менее значимое утяжеление Сорг. вверх по разрезу.
Несомненно, что на этом рубеже произошла трансформация циклов углерода, серы и фосфора. Планируемые последующие исследования геохимии, изотопии углерода ОВ и карбонатов, серы и кислорода
должны дать новый материал для понимания происходивших изменений.
ЛИТЕРАТУРА
Бискэ Н. С. Минеральный состав и структурно-текстурные особенности высокоуглеродистых пород Шуньгского
месторождения // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 13. Петрозаводск, 2010. С. 80–87.
Голубев А. И., Ахмедов А. М., Галдобина Л. П. Геохимия черносланцевых комплексов нижнего протерозоя Карело-Кольского региона. Л., 1984. 193 с.
Мележик В. А., Предовский А. А., Басалаев А. А. Эволюция докембрийского конкрецеобразования – отражение
направленных изменений условий экзогенеза (Балтийский
щит) // Конкреции докембрия. Л., 1989. С. 35–44.
Онежская палеопротерозойская структура (геология,
тектоника, глубинное строение и минерагения) / Отв. ред.
Л. В. Глушанин, Н. В. Шаров, В. В. Щипцов. Петрозаводск, 2011. 431 с.
Сиваев В. В. Строение шунгито-карбонатно-сланцевой
толщи верхнего ятулия в северо-западном Прионежье
// Геология и полезные ископаемые Карелии / Под ред.
В. А. Соколова. Петрозаводск, 1975. С. 91–102.
Созинов Н. А., Горбачев С. В., Чистякова Н. Н. и др. Углеродисто-фосфатные конкреции в докембрии и фанерозое (сходство и различия) // Конкреции докембрия. Л., 1989. С. 51–59.
Филиппов М. М. Шунгитоносные породы Онежской
структуры. Петрозаводск, 2002. 280 с.
Холодов В. Н. Геохимия фосфора и происхождение
фосфоритов. Сообщение 1. Роль терригенного материала в
гипергенной геохимии фосфора // Литология и полезные
ископаемые. 2003а. № 4. С. 370–390.
Холодов В. Н. Геохимия фосфора и происхождение
фосфоритов. Сообщение 2. Источники фосфора на континенте и генезис морских фосфоритов // Литология и полезные ископаемые. 2003б. № 6. С. 563–585.
Шелухина Ю. С. Сульфидная минерализация и благородные металлы в шунгитоносных породах Онежского
прогиба (Карелия): Дис. … канд. геол.-минер. наук. СПб.,
2011. 192 с.
Юдович Я. Э., Кетрис М. П., Мерц А. В. Геохимия и рудогенез Ba, P и Mn в черных сланцах. Сыктывкар, 1990.
107 с.
Qu Y., Crne A. E., Lepland A., Van Zuilen M. A.
Methanotrophy in a Paleoproterozoic oil field ecosystem,
Zaonega Formation, Karelia, Russia // Geobiology. 2012. Vol.
10. P. 467–478.
Н. С. Бискэ
РАМАНОВСКИЕ СПЕКТРЫ УГЛЕРОДНОГО ВЕЩЕСТВА
КОНТАКТОВО-МЕТАМОРФИЗОВАННЫХ ПОРОД:
НА ПРИМЕРЕ ШУНГИТОВОЙ ЗАЛЕЖИ ЛЕБЕЩИНА
Введение
В геологической литературе последнего десятилетия Рамановская спектроскопия рассматривается
как надежный инструмент для определения уровня
метаморфических преобразований углеродсодержащих пород. О. Бейссаком (Beyssac et al., 2002) путем
определения рамановских параметров углеродного
вещества (carbonaceous matter – CM) метапелитов,
степень регионального метаморфизма которых была
установлена независимыми методами, был разработан RSCM геотермометр, позднее отградуированный
для более широкого интервала температур – от 100
до 700 °С (Rahl et al., 2005). В дальнейшем геотермометр был модифицирован для определения температур контактового метаморфизма (Aoya et al., 2010).
Материалом послужили углеродсодержащие метапелиты и метапсаммиты из контактовых ореолов крупных гранитных массивов. В то же время в ряде работ
(Wopenka, Pasteris, 1993; Jehlicka, 2003) отмечалось,
что породы разного состава в пределах одной зоны
(субфации) регионального метаморфизма различаются по виду спектра и, соответственно, значениям рамановских характеристик углеродного вещества, хотя характер спектра позволяет отнести породу к той
или иной фации регионального метаморфизма. Определенное влияние на степень графитизации оказывают природа исходного вещества и давление (главным образом одностороннее). Специфическими особенностями рамановского спектра обладают углеродные вещества, отложившиеся из парогазовых и
жидких флюидов. Перечисленные факты ограничивают возможности RSCM геотермометра и свидетельствуют о необходимости проведения дальнейших исследований. Шунгитоносные породы Онежской палеопротерозойской структуры представляют
в этом отношении значительный интерес благодаря
разнообразию генетических особенностей и состава,
различиям в характере и степени метаморфического
преобразования, а также широкому площадному и
временному развитию. Целью данной работы (представляющей собой часть планируемого исследования) явилось получение рамановских характеристик
70
углеродного вещества шунгитоносных пород и определение его структурной эволюции в процессе контактового метаморфизма, обусловленного воздействием гипабиссальных базитовых интрузий. Объектом исследования послужили высокоуглеродистые
шунгитоносные породы Лебещинской залежи, интрудированные силлом габбродолеритов.
Геологическое строение участка Лебещина
Участок Лебещина расположен в северо-восточном борту Толвуйской синклинали Онежской палеопротерозойской структуры. В его пределах обнажаются образования нижнего шунгитоносного горизонта верхней подсвиты заонежской свиты людиковия:
туфы, туфоалевролиты, туфопелиты, алевролиты и
карбонатные сланцы с различным содержанием углеродного вещества. Геолого-геофизическим картированием (Филиппов и др., 2003) в составе осадочного
горизонта выявлены две залежи шунгитоносных пород с содержанием углерода до 60% (рис. 1). Северная залежь в плане имеет форму субмеридиональной
линзы протяженностью около 500 м. В южную оконечность залежи внедрилась апофиза (выступ кровли?) интрузии габбродолеритов. При выклинивании
апофиза расщепилась на ряд частично фрагментированных клиновидных полос, разделенных высокоуглеродистой породой. Строение южной залежи более
сложное (рис. 1, а). Она сильно деформирована, вероятно, частично уничтожена внедрившимся силлом,
во фронтальной части которого наблюдаются шунгит-базитовые псевдобрекчии. Впервые они описаны
Л. П. Галдобиной как тектонические брекчии с углеродистым цементом эндогенного происхождения
(Галдобина, 1991). Л. П. Галдобиной составлен геологический план наиболее хорошо обнаженной части
участка, получены данные по петрографии и петрохимии основных разновидностей пород. Одновременно в рамках плановой темы было проведено опробование углеродсодержащих пород, изучены их
структурные особенности, физико-химические и технологические свойства (Калинин и др., 1991). В более поздних работах (Бискэ и др., 2004; Полещук,
а
б
Рис. 1. Схема геологического строения южной (а) и северной (б) частей участка Лебещина по А. Е. Ромашкину
(Филиппов и др., 2003):
1 – основные породы заонежского габбро-базальтового комплекса: I, III – нерасчлененные, II – интрузивные габбро-долериты; 2 – участки
с жилами максовитов в габбро-долеритах; 3 – шунгит-базитовые псевдобрекчии; 4 – максовиты: 1) – верхняя часть осадочного горизонта,
2) – нижняя часть осадочного горизонта; 5 – алевролиты, алевропесчаники; 6 – границы обнажений
2007) на основании детального изучения морфологии,
состава и структурно-текстурных особенностей брекчий обосновано их формирование в результате расслоения основного магматического расплава при внедрении во влагонасыщенные, высокоуглеродистые породы, пластифицированные под воздейтвием интрузии. В кровле интрузии и вокруг крупных фрагментов
долеритов в высокоуглеродистом матриксе брекчии
зафиксированы природные коксы (Бискэ, 2009).
Шунгит-базитовая псевдобрекчия состоит из
обломков аподолеритов от долей миллиметра до нескольких метров в длину, погруженных в углеродистый матрикс. Степень насыщения обломками, их
ориентировка, размеры, характер и интенсивность
проявления вторичных процессов изменения базитов
и матрикса заметно варьируют. Преобладают неправильные по форме, удлиненные фрагменты с признаками пластичных деформаций. Встречаются фрагменты лентообразной, сложноизогнутой, каплевидной и эллипсоидальной формы, реже – угловатые обломки. Отдельные фрагменты обнаруживают, наряду
с плоскими гранями, грани сложной формы. Крупные автономные образования обычно вытянуты
вдоль контакта основного тела, мелкие группируются возле них в виде шлейфов и оторочек, образуют
структуры дезинтеграции более крупного обломка,
иногда – структуры закатывания. Участки насыщенной обломками брекчии чередуются с участками
«рассеянной» брекчии с редкими фрагментами долеритов. Первые тяготеют к основной интрузии, вторые располагаются преимущественно на удалении от
нее. Таким образом, внутренняя структура брекчий
весьма изменчива, что, безусловно, повлияло на конфигурацию теплового поля, окружавшего интрузию.
Матрикс шунгит-базитовой псевдобрекчии пелитоморфный, со следами течения. Слоистость наблюдается лишь в немногочисленных обломках обуглероженных туфопелитов и алевролитов. Ее залегание
обычно не совпадает с залеганием пород, вмещающих
брекчию. Содержание углерода в матриксе достигает
60%. Непосредственно в контакте с силлом или его
крупными фрагментами высокоуглеродистые породы
ококсованы: обнаруживают пористую, кавернозную и
миндалекаменную структуры и полигональную микростолбчатую отдельность, ориентированную перпендикулярно контакту. Обычно в эндоконтактах развита
сеть трещин или присутствуют единичные тонкие трещины, а также поры и каверны, выполненные разными формами углеродного и минерального вещества.
На контакте, реже на удалении от него в долеритах наблюдаются жилы малой мощности, сходные по составу и структуре с ококсованным матриксом. Жилы
прослежены на расстояние до 5 м.
Краевые зоны и фрагменты интрузива сложены
мелкозернистыми лейкоксенизированными хлоритактинолит-альбитовыми породами, неравномерно
обуглероженными, с реликтами миндалекаменной и
микропорфировой структур. На их состав и текстурно-структурные особенности существенное влияние
оказали процессы контаминации и метасоматоза
постмагматической стадии. Тепловое воздействие базитов обусловило ускоренное созревание органического
71
вещества и выделение огромной массы газообразных
и жидких углеводородов. Парогазовые флюиды конденсировались с образованием гидротерм, из которых отложились многочисленные прожилки с углеродным веществом. Значительная часть углеводородов осталась запечатанной в виде твердых битумов в
зоне контакта и подверглась термическому воздействию, обусловившему появление мозаичных микроструктур. Наиболее тонкие микроструктуры свойственны матриксу. Внедрявшийся расплав также обогащался летучими компонентами, захватывая и переплавляя породы с ОВ. Предполагается, что на дезинтеграцию расплава и смешивание его с осадочной породой оказали влияние такие механизмы, как механическое давление, термический удар, адвективное
всплывание, эксплозия, флюидизация и газогидроразрыв. Степень их участия в формировании псевдобрекчий была весьма различной и видоизменялась во времени и пространстве, фрагментация носила многостадийный характер (Полещук, 2007; Бискэ, 2011).
микрообъемах породы присутствуют участки, где сохранилась тесная связь углеродного и минерального
вещества. Кроме того, многочисленные пустоты в
природных коксах заполнены или инкрустированы
1
2
Пробы и аналитические методы
Материал для спектроскопических исследований
отбирался из матрикса и обломков псевдобрекчии на
различном расстоянии от контакта с силлом и его крупными фрагментами. Использовались аншлифы и шлифы для микрозондовых определений. Для регистрации
спектров применялся рамановский дисперсионный
спектрометр Nicolet Almega XP (Thermo Scientific).
Длина волны излучения составляла 532 нм. Ширина
спектрального окна (100–3500 см-1) позволяла одновременно со спектрами углеродного вещества получать
спектры минеральных компонентов породы: кварца,
полевых шпатов, слюд и др. Разложение полученных
спектров производилось с помощью программного
обеспечения «Omnic». Отнесение полученных линий
различным колебаниям графитоподобного углерода
осуществлялось с использованием литературных данных (Ferrari, Robertson, 2000 и др.). После разложения
спектров определялись положение максимума пиков
(M), их интенсивность (Н), ширина на половине высоты (W) и площадь (А), а также параметры R1 (D1/G)H и
R2 D1/(G+D1+D2)A для определения степени структурной упорядоченности углеродного вещества и температур метаморфического преобразования (Beyssac et al.,
2002; Aoya et al., 2010). Размер кристаллитов вычислен
согласно работе (Ferrari, Robertson, 2000). В связи с гетерогенностью углеродного вещества каждая разновидность снималась не менее 5 раз. Расчет параметров производился для каждого спектра в отдельности с последуюшим усреднением данных.
Полученные результаты и их обсуждение
Под микроскопом СМ изученных природных коксов весьма неоднородно (рис. 2). Основная его часть
обособляется между скоплениями минеральных
зерен или слагает включающую их матрицу. В
72
3
0,1 мм
Рис. 2. Морфология выделений углеродного вещества:
1 – струйчатые обособления углеродных шариков в контакте с
долеритами; 2 – углеродные шарики; 3 – природный кокс с
кварцевыми миндалинами, углеродными прожилками и
обособлениями. 1, 2 – полированный шлиф, отраженный свет, 2 –
электронное изображение
миграционным СМ – свободным или в срастании с
гидротермальными минералами. Наблюдаются тонкослоистые, каемчатые, чешуйчатые, глобулярные и
сферолитовые агрегаты.
После разложения спектров для большей части
проанализированных проб в области первого порядка (1100–1800 см-1) получены две широкие интенсивные полосы G (графитовая) на 1584–1607 см-1 и D1
(дефектов) на 1344–1354 см-1, а также три дополнительных пика «дефектов»: D2 в виде плеча на пике
G, D3 (~1510 см-1) и D4 (1152–1212 см-1). Пример
разложения спектров первого порядка приведен на
рис. 3. Характерные спектры СМ Лебещины представлены на рис. 4. Появление линий D1 и D2 связано с наличием дефектов на краях и внутри графеновых плоскостей. Пик D2 нередко маскируется широкой полосой G. Пик D4 может быть отнесен к локальной краевой колебательной моде. Он указывает
на присутствие углеродных связей sp3 и наблюдается
только в спектрах слабоупорядоченного углерода.
Обычно очень широкий пик D3 отражает присутствие в структуре неупорядоченностей в виде аморфного углерода, возможно, в форме промежуточных
дефектов вне плоскостей ароматических колец с
sр3-связями, а также колец с нечетным количеством
атомов углерода (Ferrari, Robertson, 2000). В спектрах второго порядка особое внимание уделялось
анализу формы пика с максимумом на 2700 см-1, который является обертоном D-пика и позволяет судить о взаимодействии графеновых слоев. Расщепление пика 2700 см-1 свидетельствует о появлении
трехмерной упорядоченности в частице нанографита, сужение и рост его интенсивности связывают с
уменьшением межслоевого расстояния и увеличением размера кристаллитов (Wopenka, Pasteris, 1993).
Рис. 3. Декомпозиция рамановского спектра первого
порядка: D4 (1165,4 см-1), D1 (1346,1 см-1), D3 (1496,6 см-1),
G (1580,3 см-1), D2 (1612,1 см-1). Углеродное вещество из
межзерновых промежутков в природном коксе, спектр 2 на
рис. 4
Основные рамановские характеристики СМ Лебещины сведены в таблицу. По характеру рамановских
спектров (рис. 4) и значениям структурных параметров СМ участка отвечает турбостратному аморфному углероду, что соответствует определениям, полу-
ченным ранее другими методами (Калинин и др.,
1993). В то же время значения рамановских характеристик испытывают колебания как в пределах зоны
брекчирования в целом, так и в микрообъеме отдельного образца. Заметное возрастание степени упорядоченности СМ отмечается только непосредственно
в контакте с интрузией, особенно в «динамически
спокойных» участках экзоконтакта. Здесь обнаружены выделения миграционного СМ с мозаичной
структурой, сходной со структурой нефтяного кокса.
На основании формы спектров и значений рамановских параметров, с учетом морфологии и характера
распределения СМ, среди изученных углеродных веществ выделено несколько групп (табл.).
Рис. 4. Рамановские спектры углеродного вещества в
матриксе шунгит-базитовой псевдобрекчии:
1 – из углеродного прожилка; 2, 3 – из межзерновых промежутков;
4 – из скоплений углеродных шариков. Расстояние от плоскости
контакта с интрузией: 1, 2 – 1,5–2 м; 3, 4 – 1–2 см
1. Миграционное СМ (антраксолит), слагающее
микропрожилки, пленки, обособления как в трещинах и кавернах долеритов, так и в матрице брекчии
на разном удалении от контакта, имеет форму рамановского спектра, характерную для слабоупорядоченного вещества. В области спектра от 1200 до 1700
см-1 наблюдаются две характерные полосы: G (~1600
см-1) и D (линия 1 на рис. 4). Полоса G асимметричная благодаря присутствию линии D2 и смещена в
длинноволновую область, по ширине и интенсивности она заметно уступает полосе D. Разложение спектров выявило присутствие пиков D3 и D4, пик D2
обычно маскируется широкой полосой G. Пики D3 и
D4 выражены слабо, но их пиковая и интегральная
интенсивности несколько выше (для пика D4) или заметно выше (для пика D3), чем в спектрах других типов углеродного вещества. В области спектра второго порядка намечаются две слабые линии с максимумами на ~2700 cм-1 и ~2900 см-1. Низкая степень кристалличности миграционного СМ нашла отражение в
максимальных (для изученных углеродных веществ)
значениях R1 и R2. Аналогичную конфигурацию
спектра имеет СМ туфосланцев и алевролитов из обломков пседобрекчии. Вероятно, подобная форма
спектра может служить указанием на миграционный
73
Основные рамановские характеристики
Морфология и характер распределения
углеродного вещества
Микропрожилки, пленки, обособления
Мелкие обособления между минеральными
зернами:
в ксенолитах туфосланца
в жильном матриксе
в матриксе брекчии
в матриксе брекчии в контакте с долеритами
Включения в лейстах альбита во фрагментах
долеритов
Тонкодисперсное углеродное вещество в срастании
с кварцем:
в матриксе брекчии
в миндалинах углеродистых прожилков и обособлений
Скопления и прожилки углеродных шариков
Пик G
M, см-1
W, см-1
1601
58
Пик D1
M, см-1
W, см-1
1348
65
R1
R2
(S/G)H
(D1/G)H D1/(G+D1+D2)A
1,73
75
0,20
1606
1595
1587
1582
1589
53
67
56
53
37
1349
1352
1349
1346
1354
74
65
60
61
42
1,63
1,30
1,08
1,02
1,02
0,75
0,61
0,57
0,57
0,58
0,18
0,42
0,43
0,40
0,58
1587
34
1353
46
0,70
0,50
0,52
1588
1589
1588
35
28
34
1354
1357
1355
49
40
36
0,71
0,34
0,40
0,50
0,33
0,39
0,57
0,80
0,85
П р и м е ч а н и е . M – максимум, Н – высота, W – ширина на половине высоты, А – площадь. Спектры получены в аналитической лаборатории Института геологии КарНЦ РАН, аналитик В. А. Колодей.
характер углеродного вещества. Миграционное углеродное вещество отложилось из горячих гидротермальных растворов. Можно предположить, что его
появление в прогретой контактовой зоне произошло
после застывания интрузии.
2. Углеродное вещество, выполняющее межзерновые промежутки между минеральными зернами цемента брекчии, характеризуется структурным разнообразием (линии 2 и 3 на рис. 4; табл.). Обычно оно
более структурно упорядочено, чем миграционное
СМ, слагающее прожилки и обособления, хотя в отдельных образцах они не различимы по форме спектра и значениям рамановских параметров. Интересно,
что иногда наблюдается тенденция к разупорядочиванию структуры по мере разрастания межзерновых выделений СМ. Для спектров углеродного вещества этой
группы характерны следующие особенности: основные линии спектра D и G обычно близки по интенсивности; R2 и ширина линии D заметно меньше, чем в
первой группе; пик на 2700 см-1 вырос в два-три раза
по сравнению с первой группой и заметно превышает
пик на 2900 см-1 по интенсивности и площади; появляется пик на ~2400 см-1, свойственный упорядоченному
СМ. Размер кристаллитов (La) составляет 3–4 нм.
Температура образования, рассчитанная по геотермометру, разработанному для контактового метаморфизма, варьирует от 370 до 390 °С.
3. В данную группу объединены наиболее структурно упорядоченные разновидности СМ из непосредственного контакта с базитами (линия 4 на рис.
4, табл.). Для них характерны узкие пики D и G с резким преобладанием по интенсивности линии графита
(R1 = 0,3–0,7); симметричный острый пик на 2700
см-1, по интенсивности приближающийся к пику G;
отсутствие пика D4; резкое уменьшение интенсивности пика D3: (D3/G)Н менее 0,02; четкое разрешение
пика D2 и наиболее низкие (0,3–0,5) значения R2.
Углеродное вещество из прожилков и обособлений
по ряду параметров (WD1, WG, (S/G)H, R1, R2) явно
превосходит тонкодисперсное СМ из коксов и фрагментов долеритов по степени кристалличности. Со74
гласно полученным значениям рамановских параметров в структуре СМ данной группы отсутствует
аморфный и тетраэдрический углерод, количество
дефектов в графеновой плоскости минимальное, а
размеры кристаллитов (10 и более нм) – максимальные для изученных углеродных веществ. Однако отсутствие расщепления полосы с максимумом на 2700
см-1 свидетельствует о двумерноупорядоченной
структуре углерода, что согласуется с определениями В. В. Ковалевского, по которым межслоевое расстояние СМ участка Лебещина в контакте с габбродолеритами уменьшается только до 0,342 нм (Калинин и др., 1993). СМ этой группы отложились предположительно из перегретого парогазового флюида
или испытали высокотемпературное термическое
воздействие непосредственно в контакте с долеритами. Аналогичные углеродные микрошарики рассматриваются как продукты коксования жидких возгонов
(смолы или пека), выделившихся из керогена под тепловым воздействием интрузии (Штах и др., 1978).
Значения палеотемператур прогрева пород с признаками коксования, рассчитанные с помощью геотермометра, разработанного для контактового метаморфизма (Aoya et al., 2010), располагаются в интервале
350–500 °С. Нижняя граница интервала условно проведена по температуре регионального метаморфизма,
которая по RSCM геотермометру (Rahl et al., 2005) составляет для углеродистых алевролитов Онежской
структуры 345–360 ± 50 °С. Температуры свыше 400
°С получены для углеродистых пород непосредственно из контакта с интрузией. Сходные результаты приведены С. Ю. Чаженгиной и В. В. Ковалевским для
Залебяжской залежи, расположенной на одном с Лебещиной стратиграфическом уровне, на противоположном борту Толвуйской сннклинали: размер кристаллитов (La) углеродного вещества в приконтактовоых зонах варьирует от 2 до 4 нм, R1 – от 1,06 до 1,29; максимальная температура метаморфического преобразования пород в кровле силла габбродолеритов, определенная с помощью геотермометра Aoya, составляет
~435 °С. И в той и в другой залежи над кровлей габб-
родолеритовой интрузии* в высокоуглеродистой породе установлены полиэдры (Калинин и др., 1991, Ковалевский, 1994), или гиперфуллерены (Chazhengina,
Kovalevski, 2012), полые углеродные частицы, которые образуются в миграционном шунгите (антраксолите) при термообработке до 2100 °С.
Шунгитовый углерод является неграфитируемым,
т. е. в лабораторных условиях он не переходит в графит при термообработке до температуры ~3000 °С,
причем основные полосы D и G становятся равными
по интенсивности при увеличении температуры до
~2000 °С (Холодкевич и др., 1999). Ю. К. Калининым (Шунгиты Карелии..., 1975) показано, что при
термообработке шунгита межслоевое расстояние не
изменяется до температуры 1400 °С, при которой
происходит его резкое уменьшение и начинается монотонный рост размеров кристаллитов. Таким образом, графитизация исходного углеродного вещества,
по всей вероятности, протекала пульсационно и с
различной скоростью для разных составляющих –
межслоевого расстояния, дефектности в слоях и в их
упаковке, размере слоев.
Согласно работе (Онежская палеопротерозойская..., 2011, с. 199), ранние генерации клинопироксена в заонежских долеритах кристаллизовались в интервале температур от 1060 до 1160 °С. Естественно
предположить, что температура кристаллизации базальтового расплава в зонах расслоения и смешения с
осадочными, влагонасыщенными и обогащенными углеродным веществом породами была существенно
(возможно, на ~500 °С) снижена в связи с раскислением расплава и насыщением его летучими. Дезинтеграция расплава (вплоть до капель) способствовала его
быстрому остыванию. Кроме того, интенсивная гидротермальная переработка пород брекчии свидетельствует о вероятном участии конвективного процесса в
переносе тепла, что также способствовало интенсивному прогреву пород залежи и ускоренному остыванию интрузии. Как известно, природные коксы формируются в контактах относительно небольших гипабиссальных интрузий, так как для их формирования
необходим сильный, до 600–900 °С, но кратковременный прогрев и давление, не препятствующее удалению летучих. Степень структурного преобразования
углеродного вещества определяется не только температурой внедрения магмы, но и скоростью прогрева
вмещающих пород и длительностью теплового воздействия, причем степень преобразования и скорость
нагрева связаны обратно пропорциональной зависимостью (Петрологический..., 2006).
Выводы
1. По данным рамановской спектроскопии углеродное вещество Лебещины является структурно неоднородным. Установлена зависимость значений его
структурных характеристик от морфологии и характера распределения в породе. Различия в структурных параметрах и форме спектра, установленные для
миграционного СМ (антраксолит) и углеродного вешества, входящего в матрицу породы (кероген), могут быть использованы для их определения.
2. Получены сведения о степени дефектности и о
взаимодействии графеновых слоев, размере кристаллитов, а также о содержании аморфной фазы и тетраэдрического углерода в структуре углеродных веществ, различных по морфологии и характеру распределения.
3. Показано, что в контактовой зоне в структуре
углеродного вещества происходит рост размера кристаллитов и уменьшается количество различных дефектов. Однако даже непосредственно на контакте с
интрузией не установлена трехмерная структура углерода. По характеру спектров и значениям рамановских параметров углеродное вещество участка Лебещины соответствует турбостратному углероду.
4. Температуры природного коксования, полученные
методом рамановской спектроскопии, располагаются в
температурном интервале пластичности лабораторных
каменноугольных коксов. Тем не менее возможность
применения геотермометра Aoya для определения температур природного коксования в связи с неравновесностью процесса и неграфитируемым характером углеродного вещества представляется сомнительной. Для использования RSCM геотермометра в целях определения
температур образования углеродного вещества гидротермального происхождения представляется необходимым провести дополнительные исследования с определением температур другими независимыми методами.
Работа выполнена при поддержке Президиума РАН
(Программа фундаментальных исследований № 28).
ЛИТЕРАТУРА
Бискэ Н. С. Природные коксы в залежах максовитов
(Карелия, Заонежский п-ов) // Минерагения докембрия.
Петрозаводск, 2009. С. 15–18.
Бискэ Н. С. Особенности воздействия силлов на высокоуглеродистые отложения палеопротерозойской Онеж––––––––––––––––––––––––
*
По геофизическим данным проба, в которой В. В. Ковалевским обнаружены полиэдры, отобрана над кровлей апофизы
(крупного фрагмента?) габбродолеритовой интрузии. Поблизости
были расчищены выходы шунгит-базитовой псевдобрекчии с
обломками долеритов.
ской мульды // Материалы VI Междунар. науч. конф.
«Вулканизм, биосфера и экологические проблемы». Майкоп; Туапсе, 2011. С. 119–122.
Бискэ Н. С., Ромашкин А. Е., Рычанчик Д. В. Протерозойские пеперит-структуры участка Лебещина // Геология
и полезные ископаемые Карелии. Вып. 7. Петрозаводск,
2004. С. 193–199
Галдобина Л. П. Предполагаемый канал поступления
углеводородных флюидов в нижнем протерозое Онежской
структуры // Геология и рудогенез докембрия Карелии.
Петрозаводск, 1991. С. 18–23.
75
Калинин Ю. К., Галдобина Л. П., Ковалевский В. В. и
др. Физико-химические и технологические исследования
по созданию на основе шунгитовых пород композиционных материалов. Отчет по теме 103. Т. 1. Петрозаводск,
1993. 258 с. // Фонды КарНЦ РАН.
Ковалевский В. В. Надмолекулярная и молекулярная структуры шунгитового вещества // Органическое
вещество шунгитоносных пород Карелии (генезис, эволюция, методы изучения). Петрозаводск, 1994. С. 129–
136.
Онежская палеопротерозойская структура (геология,
тектоника, глубинное строение и металлогения) / Отв. ред.
Л. В. Глушанин, Н. В. Шаров, В. В. Щипцов. Петрозаводск, 2011. 431 с.
Петрологический атлас ископаемого органического
вещества России / Ред. В. И. Гинцбург, Т. С. Лысенко.
СПб., 2006. 606 с.
Филиппов М. М., Клабуков Б. Н., Ромашкин А. Е., Суханов А. В. Складки нагнетания по шунгитоносным горизонтам участка «Лебещина» // Геология и полезные
ископаемые Карелии. Вып. 6. Петрозаводск, 2003.
С. 82–92.
Полещук А. В. Палеопротерозойские брекчиевидные
породы (пепериты) Северо-Онежской мульды Балтийского
щита // Бюл. МОИП. 2007. Т. 82, вып. 6. С. 27–46.
Холодкевич С. В., Березкин Е. В., Давыдов Е. Ю. Особенности структуры и температурная стойкость шунгитового углерода к графитации // Физика твердого тела. 1999.
Т. 41, вып. 8. С. 1412–1415.
Штах Э., Маковски М. Т., Тейхмюллер М. и др. Петрология углей. М., 1978. 554 с.
Шунгиты Карелии и пути их комплексного использования / Ред. В. А. Соколов, Ю. К. Калинин. Петрозаводск,
1975. 240 с.
Aoya M., Koukrtsu Y., Endo S. et al. Extending the
applicability of Raman carbonaceous-material geothermometer
using data from contact metamorphic rocks // Journal of
Metamorphic Geology. 2010. Vol. 28. P. 895–914.
Beyssac O., Goffe B., Chopin C., Rouzaud J. N. Raman
spectra of carbonaceous materials from metasediments: a new
geothermometer // Journal of Metamorphic Geology. 2002.
Vol. 20. P. 859–871.
Chazhengina S. Y., Kovalevski V. V. Shungite carbon as an
indicator of metamorphic transformations // Georaman 2012,
Tenth International Conference on Raman Spectroscopy
Applied to the Earth Sciences, Nancy. P. 23–24.
Jehlicka J. Raman spectroscopy of carbon and solid
bitumens in sedimentary and metamorphic rocks //
Spectrochimica Acta Part A: Molecular and Biomolecular
Spectroscopy. 2003. Vol. 59, Issue 10. P. 2341–2352.
Ferrari A. C., Robertson J. Interpretation of Raman spectra
of disorderes and amorphous carbon // Physical review B.
2000. Vol. 61, N 20. P. 14095–14107.
Rahl J. M., Kristin M. A., Brandon M. T., Fassoulas C.
Raman spectroscopic material thermometry of low-grade
metamorphic rocks: Calibration and application to tectonic
exhumation in Crete, Greece // Earth and Planet. Sci. Letters.
2005. Vol. 240. P. 339–354.
Wopenka B., Pasteris J. D. Structural characterization of
kerogens to granulite-facies graphite: Applicability of Raman
microprobe spectroscopy // American Mineralogist. 1993.
Vol. 14. P. 533–577.
Н. Ю. Васильев*, А. О. Мострюков**, В. А. Сунцов***
УСЛОВИЯ ТЕКТОНИЧЕСКОГО НАГРУЖЕНИЯ
И ПРОГНОЗ ПЕРСПЕКТИВНЫХ УЧАСТКОВ
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ТАЛОВЕЙС
Введение
В статье излагаются результаты исследования,
представленные авторами на заседании Рабочей
комиссии международного проекта «FENGOT» в
п. Косалма (Карелия, 25.08.2011). В тексте рассмотрены процедуры реконструкции механизмов деформирования структуры золоторудного объекта (Костомукшский район Карелии, см. врезку на рис. 4) и
проанализированы результаты реконструкций. По
соотношению параметров тектонического поля напряжений выявлены особенности условий синрудного нагружения объекта и локализованы участки
их дискретного проявления в структуре месторождения.
Практическая цель работы – выделение наиболее
перспективных участков на одной из лицензированных площадей (лицензии № ПТЗ 01278 БР от
26.10.2005 и ПТЗ 14813 БП от 11.12.2009) и определение рекомендаций для проведения поисково-оценочных работ. Работа выполнена по заказу и при финансовой поддержке ООО «Карелгеоресурс» и ООО
«Костомукшское золото».
Исследование основано на реконструкциях тектонофизических условий развития сдвиговых деформаций в структуре указанного месторождения, включая
и его раму. По результатам реконструкций в истории
развития месторождения выделено четыре последовательных этапа (фазы) изменения условий его тектонического нагружения (механизмов деформирования). Установлена аналогичность синрудных условий тектонического нагружения данного объекта,
сформированного в докембрии, с выявленными ранее в других регионах (Васильев, Мострюков, 2007)
условиями синрудного нагружения мезозойского и
кайнозойского рудоносных объектов. Из данной аналогии следуют два принципиально важных вывода.
Первый – об эффективности анализа условий деформирования земной коры для прогноза обстановок
––––––––––––––––––––––––
*
РГГРУ-МГРИ им. С. Орджоникидзе.
**
Геофизическая обсерватория Борок ИФЗ РАН.
***
ООО Карелгеоресурс.
пространственно-временного взаимодействия процессов тектогенеза и рудогенеза и в соответствии с этим
достоверности развиваемых представлений о рудолокализующих условиях тектонического нагружения геологических структур (Васильев, Мострюков, 2007).
Второй вывод – об эффективности применения фазово-циклической модели развития тектонических деформаций (Васильев, Мострюков, 2001) к анализу условий развития локальных обстановок рудогенеза не
только на фанерозойских, но и на докембрийских этапах (циклах) геологического развития Земли.
Результаты работы подтверждены данными геохимической съемки и поискового бурения.
К обоснованию прогноза обстановок рудогенеза
по реконструкции механизмов
тектонических деформаций
В ве де н ие в пр о б ле м у
Одна из фундаментальных закономерностей генезиса рудных сегрегаций (лат. segregatio – отделение): гнезд, жил, линз, рудных тел, залежей – определяется дискретностью их проявления в иерархии
структурно-вещественных неоднородностей месторождений, рудных полей, узлов и т. п. Устойчивый
шаг дискретности, «контролирующий» локализацию сегрегаций на системно ориентированных границах этих неоднородностей (на берегах разрывов,
трещин, разломов, тектонизированных контактах
горных пород) и конформность сегрегаций границам этих неоднородностей, – хорошо известные эмпирические закономерности. Они давно используются с учетом принципа иерархичности в практике
поисков и разведки месторождений. В основе этих
закономерностей лежат бесспорные факты либо парагенетических, либо генетических соотношений,
связывающих процессы тектоники и рудообразования. Для развиваемого подхода к прогнозу обстановок рудогенеза чрезвычайно важны свидетельства
именно генетической связи между этими процессами. Результаты реконструкций параметров тектонических полей напряжений на эндогенных месторождениях свидетельствуют о реальности такой связи
77
(Васильев и др., 1999; Васильев, Мострюков, 2000,
2001, 2007).
Тематические исследования, посвященные анализу соотношений между процессами рудогенеза и
тектогенеза, начаты в нашей стране в 30–40 гг. прошлого века работами Ф. И. Вольфсона, А. В. Королева, А. В. Пэка, В. М. Крейтера. Результаты исследований этих ученых и их последователей воплощены в подробнейших классификациях структур рудных полей и месторождений, обоснованных как
теоретическими разработками, так и экспериментальными данными.
Вместе с тем по мере появления все более новых
и детальных классификаций все острее становилась
потребность в более информативных – количественных методах анализа деформационных процессов тектогенеза для численных оценок изменчивости параметров этих процессов в истории развития тектонических деформаций. Другими словами,
явно требовались такие методы анализа, чтобы выводы, основанные на их результатах, обеспечивали
бы возможность рассматривать формирование месторождения «…как результат развития процессов
рудогенеза на фоне закономерной последовательной смены геодинамических обстановок в истории
геологического развития…» (Рундквист, 1995, с. 118).
Представляется, что изменение структуры тектонического поля напряжений (условий тектонического
нагружения земной коры) следует полагать одним
из «необходимых» событий смены геодинамических
обстановок.
К середине прошлого века в связи с интенсификацией геологических исследований уже не только
перед рудной отраслью, но и в целом перед геологией возникла проблема более глубокого и детального исследования процессов тектогенеза. Соответственно, стала реальной необходимость в совершенствовании количественных методов анализа тектонических структур. Именно тогда и начало
формироваться новое научное направление исследований, базирующееся на численных методах
изучения тектонических деформаций земной коры
с использованием достижений физики и математики. Выдающаяся заслуга в развитии таких исследований в нашей стране, без сомнения, принадлежит
М. В. Гзовскому, многогранная исследовательская
деятельность которого определила рождение и развитие тектонофизики. Одной из главнейших задач
тектонофизики он считал реконструкцию и моделирование (на основе принципов подобия) тектонических полей напряжений с целью выявления
информации о численных характеристиках, изменяющихся во времени и пространстве, механизмов
деформирования земной коры. К важнейшим результатам работы научной школы М. В. Гзовского
в данном направлении относится создание структурно-кинематического метода реконструкций
тектонических полей напряжений (Гущенко, 1973,
1979 и др.).
78
С тр ук т ур но - к и не м а ти ч е с к и й м е то д р е ко н ст р ук ц и и те к то ни че ск и х по ле й н а пр я ж е ни й
Метод основан на доказанной Д. П. Маккензи
(McKenzie Dan P., 1969) закономерной причинноследственной зависимости направлений сдвиговых
смещений (τn) в горных породах от направлений, воздействующих в этот момент на породы, главных нормальных напряжений (σ1,σ2,σ3). Процедурами метода
предусмотрено использование данной зависимости
для решения «обратной задачи» – нахождения характеристик тектонических напряжений по совокупности
данных о кинематике сдвиговых смещений. Результатом реконструкции является численная информация о
параметрах тектонических полей напряжений, необходимая для «количественной» характеристики разнообразных кинематических (сбросовых, сдвиговых,
взбросовых и «комбинированных») механизмов деформирования земной коры. Это информация об ориентации осей и плоскостей действия трех главных
нормальных и двух максимальных касательных напряжений (соответственно, σ1, σ2, σ3 и τmлев, τmправ) в
трехмерном пространстве, а также о величине относительных «растяжения-сжатия» земной коры, фиксируемой по численному значению коэффициента ЛодэНадаи (–1 ≤ μσ ≤ +1), (–1 ≤ με ≤ +1). Надо отметить, что
практически одновременно с О. И. Гущенко французским исследователем Ж. Анжелье (Angelier, 1975 и
др.) был независимо разработан близкий метод реконструкции тектонических полей напряжений, основанный на той же закономерной генетической связи
сдвигов с главными нормальными напряжениями.
Преимущество структурно-кинематического метода анализа определяется, в первую очередь, тем,
что в нем для решения задачи о кинематических условиях (механизмах) деформирования земной коры к
реконструкциям привлекается кинематическая информация о направлениях тектонических движений.
Т. е. исходной информацией для метода являются
данные не только о пространственной ориентировке
трещин, но и о направлениях (векторах) относительного перемещения плоскостей (берегов) этих трещин в трехмерном пространстве. С единой кинематической природой и исходной информации, и реконструируемых параметров деформационного процесса, вероятно, следует связывать подтверждаемые
практикой объективность, надежность и репрезентативность результатов структурно-кинематического
метода анализа тектонических полей напряжений.
Исходная информация о кинематике тектонических движений, фиксируемая по «штрихам и бороздам скольжения», – это данные о знаках («правых» и
«левых») и направлениях векторов сдвиговых (сколовых) смещений по трещинам и разрывам горных пород. Пример записи «полевой» информации о кинематике тектонических движений дан на рис. 1. Эту
информацию собирают in situ («на месте» лат.) – в
естественных обнажениях горных пород и в стенках
горных выработок и «привязывают» с помощью навигатора GPS к координатам топографической сети.
Рис. 1. Пример записи полевой информации
В настоящее время структурно-кинематический
метод реконструкции тектонических полей напряжений осуществляется на основе компьютерных технологий. Разработан алгоритм и создан пакет программ, обеспечивающий: анализ разномасштабных
выборочных совокупностей полевых данных (в зависимости от иерархического ранга изучаемого объекта), высокую скорость проведения аналитических
расчетов и надежность их результатов. В результате
обработки первичных данных получают численные
значения одиннадцати (11) тектонофизических параметров, оптимально характеризующих механизмы
деформирования земной коры (±μσ, ±με, σ1, σ2, σ3, ε1,
ε2, ε3, τmлев, τmправ, ±∆Ζε ; пояснения к ним см. выше).
Определяемые по форме и пространственной ориентировке эллипсоидов тектонических напряжений и
деформаций в трехмерном пространстве численные
значения этих параметров, а точнее, их комбинации
являются наиболее надежной и объективной информацией, детально характеризующей особенности
развития (изменения) условий деформирования геологических структур и во времени, и в пространстве.
Собственно, комплексом численных значений этих
параметров и характеризуются особенности тектонофизических условий развития деформационного процесса в массивах горных пород и обосновывается,
как будет показано ниже, процедура прогноза обстановок рудогенеза.
Наиболее ярко эффективность алгоритма структурно-кинематического метода анализа проявляется в расчетах, проводимых на основе пространственно-временной сепарации данных о кинематике
сколовых смещений. В результате для последовательного ряда тектонических полей напряжений,
инверсионно сменяющих друг друга, рассчитываются численные характеристики параметров этих
полей. Объективным свидетельствам достоверности таких временных рядов являются известные
факты разнонаправленных борозд скольжения,
фиксируемых на «одной плоскости» трещины или
разрыва (см. рис. 1).
Таким образом, структурно-кинематический метод реконструкции тектонических полей напряжений
стал эффективным инструментом выделения информации о закономерностях последовательного изменения механизмов деформирования земной коры в процессе тектогенеза (Васильев и др., 1999; Гущенко,
1999; Васильев, Мострюков, 2000, 2001). Метод апробирован на объектах различных иерархических
уровней (рангов): например, в платиноносном Гальмоэнанском ультраосновном массиве Корякского нагорья (Васильев и др., 1999; Васильев, Мострюков,
79
2000), в Байкальском рифте (Васильев, Мострюков,
2002), в Эльджуртинском гранитном массиве Большого Кавказа (Vasilyev et al., 2002).
Ци к л ы и фа зы те к то н и че ск и х де ф о р м а ци й
Одна из важнейших закономерностей тектогенеза
проявляется в последовательной смене кинематических механизмов (взбросовых, сдвиговых, сбросовых)
деформирования земной коры, контролирующих этапы и стадии развития региональных и локальных тектонических структур. Ведущим фактором смены механизмов процесса является непрерывно-прерывистое, эволюционное развитие знакопеременных тектонических «импульсов», вероятно отражающих симметричную флуктуацию направленного инверсионного изменения энергетики эндогенных процессов относительно разномасштабных поверхностей раздела в
структурно-вещественных комплексах земной коры.
Скорее всего, именно с пространственно-временными
изменениями тектонических «импульсов» следует
связывать квазициклические изменения структуры
тектонического поля напряжений в трехмерном пространстве (X, Y, Z) – на последовательных фазах цикла деформации (рис. 2, Васильев, Мострюков, 2001).
Проявление цикла (χυχλοζ – круг, кругооборот)
деформации контролируется условием длиннопериодной устойчивой ориентации главных осей тензора
напряжений (Tσцикл = const), а фазы (φατιζ – проявление, появление) деформации – условием короткопериодной устойчивой ориентации осей главных нормальных напряжений (‫׀‬σ1фаз, σ2фаз, σ3фаз = const) тензора во времени и пространстве относительно координат X, Y, Z (рис. 2). Смена фаз в течение цикла деформации обусловлена непрерывным изменением
характеристик тектонического «импульса» – соотношений между величинами главных нормальных напряжений (σ1, σ2, σ3) в интервалах значений от (+1,
условий максимального «сжатия») до (–1, условий
максимального «растяжения»). Предельными значениями (+1; –1) интервалов определяются условия инверсионной переиндексации (соответственно,σ1↔σ2;
σ3↔σ2) главных осей тензора напряжений (при сохранении ориентации их, главных осей тензора Tσ =
const, в пространстве). Явлением инверсионной переиндексации обусловлена унаследованная смена механизмов
деформирования
земной
коры
(…взброс↔сдвиг↔сброс…) на границах фаз цикла.
Непрерывно-прерывистое и эволюционное изменение условий деформации сопровождается унаследованным развитием трещиноватости. Объективным
свидетельством такого развития является геометрическое подобие («scaling» англ.) систем трещин в
горных породах и систем микротрещин в минералах
этих пород (Васильев, Мострюков, 2000).
Полный цикл деформации реализуется в шестикратном изменении формы и ориентации эллипсоидов напряжений (деформаций) как закономерном
следствии непрерывной пульсации соотношений между относительными величинами главных нормаль80
ных напряжений (от –1 до +1) на границах фаз. Непрерывность развития процесса деформации выражается в унаследованном сохранении ориентации одной из осей главных напряжений (σ1, σ3) эллипсоида
и сменой индекса другой оси на индекс (σ2) промежуточного напряжения в «соседних» фазах (рис. 2).
Плавность переходов между фазами подчеркивается
выравниванием величин между одним из главных
напряжений (σ1, σ3) и промежуточным напряжением
(σ2) в эллипсоидах напряжений на границах фаз. Эти
равенства (σ3↔σ2, σ1↔σ2) являются условием появления «точек инверсии» в компонентах девиатора
напряжений и, соответственно, реализации инверсионных механизмов смены фаз, когда деформируемый
объем земной коры находится в состоянии одноосного тектонического нагружения (или «максимального
растяжения», или «максимального сжатия»).
Итак, подчеркнем главные признаки циклического развития условий деформирования земных недр.
В течение каждой фазы цикла происходит направленное изменение формы эллипсоида деформации
(от με = –1 до με = +1 или наоборот), а в течение полного цикла – закономерный процесс шестикратно
проявленной инверсионной смены ориентации осей
главных нормальных напряжений (σ1↔σ2, σ3↔σ2).
Природу циклического развития (цикла) тектонических деформаций, фиксируемого по шестикратной
инверсионной смене фазовых механизмов деформационного процесса (рис. 2), вероятно, следует связывать с проявлением, как минимум, двух «противоположно» направленных тенденций в закономерностях
развития земной коры. С одной стороны, это последовательное развитие силового (энергетического)
импульса, направленного на нарушение изостатического равновесия блоковой структуры земной коры,
а с другой стороны, – высокая инерционность
(«инерция массы») направленного развития тектонических структур, препятствующая «мгновенному»
установлению такого равновесия.
Процедуры структурно-кинематического
метода реконструкции тектонических
напряжений на рудоносных объектах
Структурно-кинематическая реконструкция тектонофизических параметров деформационного процесса при изучении такого иерархически разномасштабного и генетически многофакторного природного объекта, как земная кора с ее структурно-вещественными неоднородностями и рудными телами, могла быть осуществлена только с позиций системного
подхода к процедурам анализа. Поэтому выполнение
процедур – и для анализа истории развития условий
тектонического нагружения формирования деформационной структуры рудоносных объектов, и для выделения синрудных фаз деформирования земной коры и на этой основе прогноза перспективных участков объекта – проводится с учетом нескольких важных для целей исследования особенностей объекта.
Рис. 2. Фазово-циклическая модель инверсионного изменения условий деформации геологической среды. Выделенные сектора показывают условия деформации, оптимальные для рудогенеза
Первая особенность определяется необходимостью реконструкции тектонического поля напряжений регионального и локального иерархических рангов, каждое из которых (целое и его часть) характеризуется своими целостными (эмерджентными, Николаев, 1992, с. 42) свойствами, информацию о которых представляют, соответственно, данные об «основном и дополнительных (внутрислойных)» (Гзовский, 1975, с. 122, 124) механизмах деформирования
исследуемого объекта. Необходимость «рангового»
подхода к процедурам реконструкции продиктована
и отмеченной выше обязательной дискретностью
развития рудных сегрегаций на «внутренних» границах неоднородностей структуры объекта. Понятно,
что выявление таких границ в структуре тектонического поля напряжений возможно только по информации об изменчивости «внутрислойных» – локальных механизмов (условий) деформирования объекта.
Вторая особенность определяется необходимостью получения информации о пространственной
дифференциации условий «уплотнения-разуплотнения» структуры объекта на синрудных фазах его деформирования. В основе этого требования лежит хорошо известная из петрофизики горных пород и руд
закономерная связь рудных сегрегаций с границами
участков, характеризующихся различиями в эффективной пористости и, соответственно, проницаемости горных пород для процессов флюидо-массопереноса (Звягинцев, 1978, с. 139).
Третья особенность обусловлена необходимостью комплексных оценок условий проницаемости
объекта в процессе его деформирования – по количественным характеристикам условий относительных
«сжатия-растяжения» (+1 ≥ μσ ≥ –1), «уплотнения-разуплотнения» (+1 ≥ με ≥ –1) и вертикального «уплотнения-разуплотнения» (±ΔΖ) деформационной структуры объекта на синрудной фазе его деформирования.
Как показывает практика, только комплексные оценки
содержат достаточно надежную и объективную информацию о дифференцированном в пространстве,
дискретном проявлении рудолокализующих механизмов деформационного процесса. Численно характеристики этих условий определяются следующими значениями параметров взбросовых механизмов деформирования локального ранга: отрицательными значениями коэффициентов Лодэ-Надаи: (–1 < μσлок < 0) «растяжения», (–0,3 < μεлок < 0) «разуплотнения» и положительными значениями величины (+0,14 ≥ ΔΖлок ≥ 0,12)
«вертикального» разуплотнения.
На рис. 3 приведены иллюстрации, поясняющие
содержание процедур выделения потенциально-рудоносных объемов геологической среды по данным о
численных соотношениях между параметрами (σ1лок,
σ3лок, σ1рег, σ3рег, ±μεлок, ±μσлок, ±ΔΖлок) региональных и
локальных механизмов деформирования земной коры.
На фрагменте 1 рис. 3 графически показаны граничные условия, контролирующие возможное распределение ориентировок главных нормальных напряжений (σ1лок, σ3лок) локального ранга относитель82
но ориентировок главных нормальных напряжений
(σ1рег, σ3рег) регионального ранга на примере взбросовой фазы регионального деформирования рудоносного объекта. Часть поверхности верхней полусферы
сетки Вульфа, ограниченная следом поверхности
прямого шарового конуса с осью σ1рег регионального
ранга, запретна для ориентации осей σ3лок локального
ранга, а часть поверхности полусферы, ограниченная
следом поверхности прямого конуса с осью σ3рег регионального ранга, запретна для ориентации осей
σ1лок локального ранга. Эти соотношения служат критериями процедуры временнòй сепарации механизмов деформирования локального ранга. Процедура
сепарации, или определение относительного возраста этих механизмов, проводится исходя из данных
соотношений – по указанному выше необходимому
соответствию ориентации осей главных нормальных
напряжений (σ1, σ3) механизмов локального и регионального рангов.
На фрагменте 2 рис. 3 приведены эллипсоиды деформации, форма которых определяется тремя предельными значениями коэффициента Лодэ-Надаи (με
= –1; με = 0; με = +1). Каждая из форм характеризует
процесс деформации в условиях последовательно
сменяющихся одноосного «разуплотнения», трехосного нагружения и одноосного «уплотнения» блоков
земной коры (слева направо).
Первыми условиями определяется развитие процесса деформации при максимальном разуплотнении
земной коры в направлении ориентации оси ε1. Процесс деформации состоит в раскрытии трещин и разрывов, ориентированных и по образующей прямого
шарового конуса под углом около 45°, и по нормали
относительно оси ε1. Условия трехосного нагружения определяют развитие процесса деформации –
раскрытия трещин и разрывов, ориентированных в
соответствии с простиранием плоскостей действия
максимальных касательных напряжений (τmправ,
τmлев). Условиями одноосного сжатия определяется
развитие процесса деформации при максимальном
уплотнении земной коры в направлении ориентации
оси ε3 и раскрытии кругового пояса трещин (разрывов), ориентированных по образующей прямого шарового конуса с осью, ортогональной (под углом 90°)
к ориентации главной оси ε3.
Параметр деформационного процесса (+1 ≤ με ≥ –1)
является одним из критериев оценки условий развития обстановок эндогенного рудогенеза по условиям
общего разуплотнения среды (0 ≥ με ≥ –0,3) на взбросовой фазе деформирования земной коры. При этом
надо отметить, что «близкий» параметр (+1 > μσ > –1),
несущий информацию об условиях «внешнего» тектонического нагружения блоков земной коры, является
одним из трех критериев оценки развития обстановок
рудогенеза в условиях растяжения (0 > μσ > –1).
Однако недостаточная репрезентативность его вычислений, обусловленная методическими причинами, делает информацию о параметре наименее надежной.
Рис. 3. Процедуры выделения рудолокализующих условий деформации геологической среды. Дополнительные пояснения в тексте
На фрагменте 3 рис. 3 показана схема, иллюстрирующая процесс изменения относительной величины
вертикальной компоненты ±ΔZ деформации. Отметим, что объем эллипсоида равновелик объему единичной сферы. На верхней части схемы показан процесс увеличения (+ΔZ) этой компоненты, фиксируемого по отрезку вертикальной оси между «образующими» сферы и эллипсоида, которая проходит через
центры этих фигур. На нижней части схемы показан
процесс сокращения (–ΔZ) величины вертикальной
компоненты деформации. Знак и величина изменения вертикальной компоненты деформации являются
объективными свидетельствами уплотнения (–ΔZ)
или разуплотнения (+ΔZ) деформационной структуры исследуемого объекта, происходящих в процессе
фазового изменения структуры тектонического поля
напряжений. Верхний рисунок иллюстрирует наиболее благоприятные для флюидо-массопереноса и метасоматоза условия вертикального разуплотнения
геологической среды в процессе ее деформации (ΔZ
> 0). Нижний рисунок иллюстрирует, наоборот, неблагоприятные для флюидо-массопереноса и метасоматоза условия уплотнения среды в процессе ее деформации (ΔZ < 0). Численная характеристика (±ΔZ)
является вторым главнейшим критерием оценки условий, благоприятных для формирования обстановок
эндогенного рудогенеза.
Фрагмент 4 рис. 3 иллюстрирует условия деформирования структуры рудного объекта на примере двух
фаз (А и В) развития деформационного процесса. Условия охарактеризованы соотношениями между численными значениями параметров (±μεлок, ±ΔZлок,
±μσлок) на графиках, построенных в координатах (±με,
±ΔZ), – отдельно для рудной (A) и безрудной (B) фаз
деформационного процесса. В левом верхнем квадранте графика (А) черными кружками обведены характеристики тектонофизических параметров деформирования «продуктивных» участков рудоносных
объектов. Эти характеристики содержат принципиально новую количественную информацию о рудолокализующих условиях тектонического нагружения геологических структур в развитии обстановок рудогенеза.
Сопоставление характеристик тектонофизических параметров деформационного процесса из рудоносных
объектов разного возраста, сформированных в разных
геологических условиях и разных регионах, позволило сделать вывод о феноменальной близости этих условий, названных рудолокализующими и, вероятно,
имеющих более общее значение для эндогенных рудных полей (месторождений) (Васильев, Мострюков,
2007). Использование рассмотренных характеристик в
качестве критериев для прогноза обстановок рудогенеза подтвердило эффективность их применения и в
настоящем исследовании.
Результаты исследования
На полевом этапе работы собраны данные об ориентации 1282 векторов сколовых тектонических сме84
щений в 103 пунктах наблюдений относительно равномерно распределенных по исследованной площади
(рис. 4) и «привязанных» к координатам топографической сети. На камеральном этапе сначала были выполнены реконструкции региональных механизмов,
а затем локальных механизмов деформирования земной коры. Такой порядок выполнения реконструкций
объясняется тем, что параметры механизмов регионального иерархического ранга являются необходимой информационной основой (критерием) для определения «возрастной» характеристики реконструируемых следующей процедурой механизмов локального ранга. Это определение, как уже отмечалось,
проводится по соответствию кинематики локальных
и региональных механизмов деформации земной коры (см. фрагмент 1 на рис. 3).
Р егио н а ль ны е м е ха н и з м ы пр о цес са
де ф о р м и р о ва н и я з ем но й ко р ы
Первая процедура состояла в реконструкции последовательного ряда фазовых условий деформирования земной коры, определявших временнýю смену
параметров деформационного процесса регионального иерархического ранга. В результате реконструкции, проведенной по данным о выборочной совокупности из 1282 направлений тектонических смещений
(τn = 1282), выявлено четыре инверсионно сменяющих друг друга фазовых механизма деформационного процесса (справа налево, от наиболее древней к
наиболее молодой фазе, это фаза D → фаза C→ фаза
B → фаза A на рис. 4).
Из сравнительного анализа механизмов деформационного процесса следует, что деформирование земной коры в пределах объекта происходило
в условиях сохранения диагональных (СЗ-ЮВ и
СВ-ЮЗ) ориентаций у двух «пологих» (субгоризонтальных) главных осей тензора напряжений на
всех четырех последовательно сменяющих друг
друга фазах деформационного процесса. При этом
устанавливается явное соответствие СЗ-ЮВ ориентации одной из главных осей тензора простиранию линеаментов мегарегионального иерархического ранга (подчеркиваемому береговыми линиями крупнейших озер Карелии и Финляндии), а
другой оси – СВ-ЮЗ простиранию береговых линий менее крупных Каменного и Заячьего озер в
районе месторождения (смотри рис. 4 и врезку на
этом рис.). Соответствие ориентации главных осей
тензора (Т σ) генеральным направлениям «унаследованного» простирания границ новейших разномасштабных морфоструктур, вероятно, можно считать предварительным свидетельством достоверности выполненных реконструкций. Результаты
дальнейшего сопоставления собственно «кинематики» реконструированных механизмов деформации с последовательностью тектонических событий, установленных (Кулешевич, Фурман, 2009) в
исследованном районе, только подтверждают этот
вывод.
Рис. 4. В левом верхнем углу – географическое положение района. В правом верхнем углу – схема геологического строения района по В. Фурману, 2001 г. Внизу – синоптические стереограммы осей и плоскостей действия главных напряжений на последовательных фазах деформации. Дополнительные пояснения в тексте
Смена условий деформирования земной коры
происходила при последовательном изменении кинематического типа механизмов деформационного
процесса – от сдвигового типа (D) к взбросовому (С),
далее еще к одному взбросовому (B) и опять сдвиговому (A).
Развитие древней фазы деформационного процесса (D), судя по коэффициенту Лодэ-Надаи (με =
–0,16), происходило в условиях общего разуплотнения структуры объекта. Наиболее вероятным событием было раскрытие границ структурно-вещественных неоднородностей объекта, ориентированных в
соответствии с СВ-ЮЗ простиранием субвертикальной плоскости «растяжения» (σ1, рис. 4), другим событием – тектонические движения по границам
структуры объекта, ориентированным в соответствии с С-СВ простиранием плоскости право-сдвиговых максимальных касательных напряжений (τmправ,
рис. 4). С такой кинематикой согласуется процесс
интрузии и формирования контактов Центрального и
Факторного гранитоидных массивов с комплексами
основных и ультраосновных горных пород.
Ведущим фактором процесса деформирования
земной коры на фазе (С) следует полагать особенности переходного режима изменения кинематики процесса. Признаками такого режима являются: 1) смена
кинематического типа механизма деформации от
«сдвигового» на «взбросовый» и 2) смена процесса
разуплотнения структуры объекта процессом ее нарастающего, но далеко не максимального уплотнения. Величина коэффициента Лодэ-Надаи здесь достигает значения только με = +0,30. Смена сдвигового
механизма деформации на взбросовый определяет
появление важнейшего условия для увеличения амплитуды вертикальных тектонических движений
(контролируемого субвертикальной ориентацией оси
«растяжения» σ1; см. рис.4) и, соответственно, для
возникновения локальных зон повышенной проницаемости в структуре объекта. Последнее, как известно, является необходимым условием для развития процессов и флюидо-массоперноса, и метасоматоза, и рудогенеза. С реализацией этого же условия,
по-видимому, следует связывать возникновение
бòльшего числа обстановок рудогенеза на фазе (С),
которую поэтому назовем Главной рудной фазой.
Деформирование земной коры на фазе (В) продолжает контролироваться взбросовым механизмом
процесса и сопровождается возрастающим уплотнением структуры объекта, характеризуемым величиной коэффициента Лодэ-Надаи (με = +0,49). Другой
важнейшей особенностью процесса деформации явилась переориентация оси главного нормального напряжения (σ3, «сжатия») с ЮЗ румбов на фазе (С) на
ЮВ румбы на фазе (В) (рис. 4). По-видимому, и рост
уплотнения структуры, и новая ориентация оси
«сжатия» (σ3 – Аз. пр. 146°∠3°, рис. 4) вместе явились главной причиной появления складок в структуре объекта. Наблюдения за простиранием крутопадающих осевых поверхностей складок (например,
86
Аз. пр. 54° СВ в т. н. 92), ориентированных по нормали к ориентации оси «сжатия» (σ3), явно подтверждают достоверность выводов о кинематике условий
деформации земной коры на фазе (В).
На заключительной фазе (А) деформирования
земной коры кинематический тип механизма процесса становится опять сдвиговым, но уже с другой (обратной по сравнению с фазой D) ориентацией главных напряжений (σ1, σ3, рис. 4). По величине коэффициента Лодэ-Надаи (με = +0,19) можно судить о
резком ослаблении процесса уплотнения структуры
объекта. Поэтому важным событием заключительной
фазы (А) стало внедрение наиболее «молодых» в
структуре объекта даек лампроитов рифейского возраста (Аз. пр. 340°, Кулешевич, Фурман, 2009), ориентированных в соответствии с элементами залегания реконструированной плоскости действия относительного «растяжения» (σ1 – Аз. пад. 57° СВ∠78°,
рис. 4). Другим событием заключительного процесса
деформации, отмеченным многими исследователями
Таловейса, явилось проявление левосдвиговых тектонических движений в полном соответствии с
реконструированной плоскостью действия левосдвиговых максимальных касательных напряжений
(рис. 4) – по границе Центрального и Факторного
массивов гранитоидов.
Корреляция последовательных событий в тектоническом развитии объекта с последовательной сменой региональных механизмов (D→C→B→A) деформирования земной коры свидетельствует о весьма вероятной достоверности выполненных реконструкций. Данный вывод позволяет использовать информацию о региональных механизмах процесса для
сепарации локальных механизмов деформирования
земной коры по соответствию их кинематике фаз (D,
C, B, A), исходя из соотношений между ориентацией
осей главных нормальных напряжений (σ1лок, σ3лок и
σ1рег, σ3рег) – как это было показано на фрагменте 1
рис. 3.
Ло ка ль н ые м е х а н из м ы пр о це с са
де ф о р м и р о ва н и я з ем но й ко р ы
Реконструкция механизмов деформирования земной коры, определявших изменчивость локальных
условий ее тектонического нагружения или структуру тектонического поля напряжений локального иерархического ранга основана на (тех же, что и в реконструкциях регионального ранга) данных о 1282
векторах тектонических смещений из 103 пунктов
наблюдений. Напомним, что при реконструкции параметров тектонических напряжений регионального
ранга эта информация рассматривалась в форме единой «региональной» выборочной совокупности данных (∑Nt = 1282tn). Исходя из новой задачи, эта информация (имеющая привязку к географическим координатам) была преобразована методом «скользящего окна» во множество «локальных» выборочных
совокупностей, формирующее регулярную пространственную сеть исходных данных. Параметры такой
сети: шаг между узлами сети (L) = 20 м, радиус «окна» (R) = 150 м, сумма векторов (Nt) ≈ 50tn не менее
50 шт. в пределах каждого узлового «окна» – были
приняты, исходя из средней плотности распределения полевой информации на изучаемой площади.
Результаты реконструкций, выполненных для каждого из узлов регулярной сети, после процедуры их
временнòй сепарации явились фактической основой
для построения фазовых (D, C, B, A) планов изменчивости локальных условий развития деформационного процесса в геологической структуре объекта.
Причем, естественно, изменчивости не только пространственной, но и временнòй. Так, при сравнении
суммарных количеств локальных механизмов деформации, реконструированных для разных фаз, установлена определенная их дифференциация от фазы к
фазе (D→C→B→A). Условия деформации земной
коры на наиболее «древних» фазах D и C характеризуются равными количествами данных о 138 локальных механизмах процесса. Условия деформации на
«средней» (по возрасту) фазе B характеризуются
данными только о 64 механизмах процесса, а на наиболее «молодой» фазе A – данными уже о 160 механизмах. Таким образом, количества механизмов изменяются в ряду фаз: 138 шт.→138 шт.→64
шт.→160 шт. Сравнивая этот ряд с рядом значений
коэффициента Лодэ-Надаи (με), реконструированных для фаз деформации регионального ранга
(–0,16→+0,30→+0,49→+0,19), следует отметить обратное соотношение экстремумов характеристик
этих рядов на фазе деформации (В). Оно заключается
в том, что минимальному количеству локальных механизмов деформации (64 шт., фаза B) соответствует
максимальное значение коэффициента Лодэ-Надаи
(με = +0,49, фаза B). Вероятно, данное соотношение
следует связывать с закономерным сопряжением условий максимального уплотнения и минимальной
тектонической подвижности структуры объекта исследований в результате действия взбросового механизма деформации. И наоборот, максимальное количество механизмов, характеризующих условия деформации объекта на фазе A (160 шт.), скорее всего,
следует связывать с резким разуплотнением структуры объекта (με = +0,19) и, соответственно, увеличением степени ее тектонической подвижности, а также лучшей сохранностью векторов тектонических
смещений, возникших в фазу действия «самого молодого» сдвигового механизма деформации.
Анализ пространственной изменчивости локальных условий тектонического нагружения земной коры проведен на примере Главной рудной фазы (С),
где наиболее четко проявилось действие рудолокализующих механизмов деформации. На рис. 5 для этой
фазы дана информация об ориентации осей главных
нормальных напряжений локального ранга (σ1лок,
σ2лок, σ3лок) и ориентации осей-плоскостей действия
главных напряжений (σ1, σ2, σ3, τmлев, τmправ) регионального ранга. Первая информация представлена тремя
облаками («множествами») стрелок, соответственно,
синего, зеленого и красного цветов, вторая – круговой «синоптической» диаграммой (окраска осей и
плоскостей та же, что и у параметров локального
ранга). Из сопоставления этих материалов следует,
что наиболее устойчивыми азимутальными направлениями характеризуются оси сжатия (σ3лок) и промежуточного напряжения (σ2лок) локального ранга, в целом близкие к ориентации соответствующих осей регионального ранга. Азимутальные же направления
осей растяжения (σ1лок) локального ранга менее устойчивы и ориентируются по довольно разнообразным румбам. Эти факты свидетельствуют о том, что
развитие локальных механизмов деформации на
Главной рудной фазе (C) происходило в условиях
относительно небольшого регионального сжатия
(уплотнения структуры объекта), подчеркиваемого
значением величины коэффициента Лодэ-Надаи
(μεрег = +0,30) регионального ранга. Согласованность
кинематики механизмов деформации локального и
регионального ранга является, по-видимому, существенным аргументом в пользу достоверности не только выполненных реконструкций, но и вывода о реальном взаимодействии региональных и локальных
условий тектонического нагружения объекта на синрудной фазе его деформирования.
На рис. 6 дана информация об изменчивости значений коэффициента Лодэ-Надаи (–1 ≤ μεлок ≤ +1) в
структуре месторождения, основанная на данных о реконструкции локальных механизмов деформирования
структуры месторождения на Главной рудной фазе
(С). Сразу отметим довольно большой диапазон (положительных и отрицательных) значений коэффициента, свидетельствующий о разнообразии «синрудных» условий локального уплотнения и разуплотнения структуры месторождения. При этом следует обратить внимание на несомненные факты не только
дискретно-зонального (направленного) развития, но и
их дифференциацию в структуре объекта. Так, если
условиями локального разуплотнения структуры определялось ее развитие преимущественно на юго-западном фланге объекта, то локальное уплотнение
структуры объекта характерно для его северо-восточного фланга. В целом зонам локального разуплотнения и уплотнения присущи два генеральных направления их простирания (СВ-ЮЗ) и (ССЗ-ЮЮВ), согласующиеся с простиранием плоскостей действия, соответственно, промежуточного (σ2рег) напряжения и максимального сжатия (σ3рег) регионального иерархического ранга. Факт пространственно-временного сопряжения кинематических особенностей процесса деформации, фиксируемого по параметрам механизмов и
локального, и регионального ранга, по всей вероятности, свидетельствует о его объективной реальности.
Поэтому данный факт можно считать достаточным
аргументом для вывода о генетической связи процесса синрудного разуплотнения объекта с кинематикой
механизмов деформации локального и регионального
рангов на фазе C и для вывода о прогностическом значении параметра (±μεлок).
87
Рис. 5. Ориентация главных нормальных напряжений локального ранга для Главной рудной фазы деформации (С). На
синоптической стереограмме – оси и плоскости действия главных напряжений регионального ранга для Главной рудной фазы
деформации (С). Дополнительные пояснения в тексте
Рис. 6. Распределение коэффициента Лодэ-Надаи (±με) на Главной рудной фазе деформации (С). Дополнительные пояснения в тексте
На рис. 7 дана информация об изменчивости величины условий «вертикального» уплотнения-разуплотнения (±ΔΖлок) в деформационной структуре объекта
на фазе C. Изменчивость этой величины, так же как и
величины коэффициента Лодэ-Надаи (±μεлок), характеризуется, во-первых, большим диапазоном ее отрицательных и положительных значений (соответственно,
вертикального уплотнения и разуплотнения), а, вовторых, дискретно-зональной формой распределения
в структуре объекта. Точно так же, как и по характеристикам коэффициента Лодэ-Надаи (+μεлок), северовосточный фланг объекта характеризуется преимущественно условиями вертикального уплотнения
(–ΔΖлок) его деформационной структуры. Однако простирания границ между зонами вертикального уплотнения (–ΔΖлок) и разуплотнения (+ΔΖлок), в отличие от
зон с различными значениями величины коэффициента Лодэ-Надаи (±μεлок), явно согласуются, во-первых, с
простиранием (Аз. пр. 299° СЗ) плоскости растяжения
(σ1рег) регионального механизма деформации, а, вовторых, с изменчивостью простирания продуктивной
зоны контакта толщ ультраосновного и гранитоидного
составов. Выявленную картину зависимости величины (±ΔΖлок) от кинематики условий тектонического
нагружения структуры объекта на Главной рудной фазе (С), по-видимому, можно считать еще одним аргументом, свидетельствующим о достоверности выполненных реконструкций и прогностической информативности рассматриваемого параметра (±ΔΖ).
В ы де л е ни е пер сп е к ти в ны х уч а ст ко в
место рож де н и я Т а ло ве йс
Анализом численных характеристик кинематических параметров деформационного процесса установлено, что во время проявления Главной рудной фазы
(C) цикла деформации в структуре месторождения
было сформировано семь участков с оптимальным сочетанием рудолокализующих условий процесса, численные характеристики которых соответствуют выявленным для обстановок рудогенеза (Васильев, Мострюков, 2007). Во время проявления фаз деформации
(B) и (D) были сформированы: один перспективный
участок на фазе (В) и два участка на фазе (D). Результаты анализа рудолокализующих условий деформации на фазах D, C и B представлены на левом фрагменте рис. 8. На этом фрагменте различной штриховкой показаны ареалы проявления условий разуплотнения деформационной структуры объекта, благоприятные для развития процессов флюидо-массопереноса,
метасоматоза и рудогенеза на соответствующих фазах
(D, C, B). В пределах этих полей кружками красного и
синего цвета показаны участки с оптимальным сочетанием условий деформации для формирования обстановок рудогенеза (ΔΖ > 0,09; –0,3 < με < 0). При этом
красным цветом обозначены наиболее надежные участки, а синим цветом – менее надежные. Кружками
оранжевого и голубого цвета показаны участки с сочетанием условий деформации, близким для выводов о
формировании обстановок рудогенеза, но еще менее
90
надежными (0,06 < ΔΖ < 0,09; –0,3 < με < 0). Из них
оранжевым цветом обозначены более надежные, а голубым цветом – менее надежные. Такая дробная градация степени надежности выделения участков обусловлена, во-первых, практической необходимостью
определения критериев очередности выполнения поисково-оценочных работ, а, во-вторых, использованием в качестве таких критериев надежности расчета параметров полей напряжений.
Анализ простирания границ ареалов на левом фрагменте рис. 8 свидетельствует об их преимущественно
широтной и меридиональной ориентации, из чего были
определены рекомендации к выбору диагональной
(СВ-ЮЗ; СЗ-ЮВ) ориентации ствола наклонных поисковых скважин. При выборе точек заложения кустов
скважин было рекомендовано исходить в первую очередь из необходимости их расположения между участками оптимального сочетания рудолокализующих условий деформации земной коры, обозначенными красными кружками на левом фрагменте рис. 8.
На правом фрагменте рис. 8 приведена схема распределения литохимических аномалий золота (в условных единицах), составленная для Центрального участка
месторождения Таловейс в ИМГРЭ, Машечкин, 2011 г.
Из этой схемы четко следует, что распределение металла в структуре объекта определяется преимущественно
ортогональным – меридиональным и широтным простиранием границ его аномалий. Этот вывод находится
в полном согласии с нашим выводом, сделанным по результатам тектонофизического анализа рудолокализующих условий деформационного процесса.
Выводы
1. Структурно-кинематический анализ условий
деформирования земной коры является эффективным методом создания информации для прогноза обстановок пространственно-временного взаимодействия процессов тектогенеза и рудогенеза.
2. Анализ тектонических деформаций земной коры докембрийского возраста на основе модели фазово-циклического изменения условий деформационного процесса показал реальную возможность применения модели к анализу не только фанерозойских
этапов развития Земли.
3. Результаты проведенного анализа явились еще
одним подтверждением объективной реальности рудолокализующих условий деформации земной коры.
4. На основе анализа рудолокализующих условий
деформации земной коры выделены перспективные
площади на месторождении Таловейс, достоверность
выделения которых согласуется с результатами минералого-геохимического изучения вещественного
состава земной коры.
В заключение разрешите выразить глубокую благодарность нашему старшему товарищу кандидату
геол.-минер. наук Евгению Венедиктовичу Дарагану
за его инициативу и поддержку авторов в проведении данного исследования.
Рис. 7. Распределение тектонофизического параметра вертикального уплотнения-разуплотнения (±ΔΖ) геологической среды. Дополнительные пояснения в тексте
Рис. 8. На левом фрагменте схема выделения перспективных участков. На правом фрагменте схема литохимических аномалий золота по данным
ИМГРЭ, 2011 г. Дополнительные пояснения в тексте
ЛИТЕРАТУРА
Васильев Н. Ю., Корчемагин В. А., Костенко Н. П. и др.
Этапы и стадии тектонического нагружения в эволюционном развитии массива габбро-пироксенит-дунитовой формации (Ватыно-Вывенская сутура, Корякское нагорье)
// Тектоника, геодинамика и процессы магматизма и метаморфизма: В 2-х т. М., 1999. Т. 1. С. 121–123 (Материалы
XXXII Тектонич. совещ.; Т. 1).
Васильев Н. Ю., Мострюков А. О. Тектонофизическая
реконструкция условий размещения благородных металлов в дунитах расслоенного массива // М. В. Гзовский и
развитие тектонофизики. М., 2000. Т. 1. С. 281–295.
Васильев Н. Ю., Мострюков А. О. Закономерности развития циклов деформации в процессах тектогенеза // Тектоника неогея: Общие и региональные аспекты: В 2-х т.
М., 2001. Т. 1. С. 90–93 (Материалы XXXIV Тектонич. совещ.; Т. 1).
Васильев Н. Ю., Мострюков А. О. Мезо-кайнозойский
цикл деформации земной коры Байкальского рифта (по
тектонофизическим реконструкциям) // Строение и история развития платформ Евразии: Научные чтения памяти
проф. М. В. Муратова (материалы совещания). М., 2002.
С. 17–19.
Васильев Н. Ю., Мострюков А. О. Особенности рудолокализующих условий деформации геологической среды
в характеристиках тектонических полей напряжений
// Фундаментальные проблемы геотектоники: В 2-х т.
М., 2007. Т. 1. С. 126–130 (Материалы XL Тектонич. совещ.; Т. 1).
Васильев Н. Ю., Мострюков А. О. Критерии прогноза
обстановок рудогенеза в структуре тектонического поля
напряжений (на примере кварц-золоторудного проявления докембрийского возраста) // Х Междунар. конф. «Новые идеи в науках о Земле»: Докл. в 3-х т. М., 2011. Т. 1.
С. 185.
Гзовский М. В. Основы тектонофизики. М., 1975. 536 с.
Гущенко О. И. Анализ ориентировок сколовых тектонических смещений и их тектонофизическая интерпретация при реконструкции палеонапряжений // Докл. АН
СССР. 1973. Т. 210, № 2. С. 331–334.
Гущенко О. И. Метод кинематического анализа структур разрушения при реконструкции полей тектонических
напряжений // Поля напряжений и деформаций в литосфере. М., 1979. С. 7–25.
Гущенко О. И. Кинематический принцип относительной геохронологии палеонапряжений (основной алгоритм
тектонического стресс-мониторинга) // Теоретические и
региональные проблемы геодинамики. М., 1999. С. 108–
125 (Тр. ГИН РАН; Вып. 515).
Звягинцев Л. И. Деформации горных пород и эндогенное рудообразование. М., 1978. 174 с.
Кулешевич Л. В., Фурман В. Н. Золоторудное месторождение Таловейс в Костомукшской докембрийской зеленокаменной структуре (Карелия) // Геология рудных месторождений. 2009. Т. 51, № 1. С. 58–76.
Николаев П. Н. Методика тектоно-динамического анализа. М., 1992. 295 с.
Петров В. А., Мострюков А. О., Васильев Н. Ю. Структура современного поля напряжений мезо-кайнозойского
цикла деформации Байкальской рифтовой зоны // Геофизические исследования. 2008. Т. 9, № 3. С. 39–61.
Рундквист Д. В. Глобальная металлогения // Смирновский сборник-95 (Основные проблемы рудообразования и металлогении). М., 1995. С. 92–123.
Angelier J. Sur l`analyse de measures recueillies dans des
sites failles: l`utilite d`une confrontation entre les methods
dynamiques et cinematiquues // C. R. Acad. Sci. Paris, 1975.
Vol. 281. P. 1805–1808.
McKenzie Dan P. The relation between fault plane
solutions for earthquakes and directions of the principial
stresses // Bull. Seismol. Soc. Amer. 1969. Vol. 59, N 2.
P. 591–601.
Vasilyev N. J., Mostrjukov A. O., Sim L. A. Die Rolle der
tektonischen Spannungen bei der Entwicklung des EldjurtinskGranitoidkörpers
und
seines
Rahmens
(Kaukasus).
Tektonophysikalische Rekonstruktion // Tectonic & Magma
2001, Special Issue in honour of Hans Cloos. Part II.
Zeitschrift für geologische Wissenschaften, Berlin, 2002.
Vol. 30, H. 1/2. S. 131–144.
Л. В. Кулешевич, М. Ю. Нилов
Au-Cu-Mo-ПОРФИРОВОЕ ПРОЯВЛЕНИЕ КАДИЛАМПИ-1
И ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ КРИТЕРИИ ВЫДЕЛЕНИЯ
МАЛОСУЛЬФИДНЫХ ШТОКВЕРКОВЫХ ЗОН В ЗАПАДНОЙ КАРЕЛИИ
Группа Au-содержащих Cu-Mo-порфировых и Auполиметаллических проявлений, выделяемых с первыми в единой зональности, представлена в Карелии порядка 20 объектами, такими как месторождения Лобаш и Лобаш-1, проявлениями Пяяваарской группы
(Ширкоярви, Муштаоя), Костомукшских (Восточное,
Кургелампи), Идельских (Кочкома), Южно-Сегозерских (Бергаул), Центральным Хаутаваарским, Ялонваара (Au-Cu-Mo-W) и некоторых других в архейских
зеленокаменных поясах Карелии. На финской территории в ЗП Хатту (Иломантси) с массивом Куйттила
связано одноименное золоторудное месторождение в
тоналитах. Молибденит и шеелит являются обязательными спутниками этих месторождений. Содержание
Au в карельских месторождениях и рудопроявлениях
сильно колеблется, например на месторождении
Лобаш-1 − от 0,1–0,4 до 216 г/т, ср. 1–4 г/т, Ag 10–
100 г/т, ср. 3–10, Cu 0,1–1%, ср. 0,1–0,4% (Минеральносырьевая база…, 2005).
Оруденение месторождений подобного типа локализуется в апикальной части интрузий либо выходит во вмещающие толщи. Массивы обычно многофазные, представлены диоритами, гранодиоритами,
гранит-порфирами, лейкогранитами. Массивы сопровождаются грейзенизацией, биотититами, пропилитами, гумбеитами (в разных условиях и вмещающих
средах), а также березитизацией вмещающих пород.
Штокверковые, вкрапленно-прожилковые или жильные типы руд представлены молибденитом, халькопиритом, пирротином, пиритом, галенитом, сфалеритом, иногда шеелитом, разнообразными висмутотеллуридами. Количество кварцевых прожилков обычно
не превышает 20% от общего объема (площади) измененных пород. Золото на этих рудных объектах
обычно тяготеет к полиметаллической части руд.
Оно иногда бывает совмещено с молибденовыми рудами (Ялонваара), но часто бывает пространственно
отделено них (Лобаш), причем полиметаллы и золото накладываются на более ранние Mo-W рудные ассоциации (Лавров, Кулешевич, 2010).
Выделение гранитных массивов, часто значительно перекрытых четвертичными отложениями, проводится обычно с помощью магниторазведки, а выде94
ление кварцевых штокверковых зон и малосульфидного оруденения в них геофизическими методами
представляет большую сложность. Некоторый опыт
в этом был приобретен авторами в совместных работах с КГЭ на участках Лобаш и Кадилампи (Бородулин, Кулешевич, 1986; Нилов и др., 2006; Рязанцев и
др., 2011).
Массив Кадилампи
Северной Приграничной площади
В предшествующих геолого-геохимических работах, проводимых КГЭ на Приграничной Северной
площади, были выявлены вторичные ореолы рассеивания и выделены перспективные аномалии. На некоторых из них, в том числе на проявлении Кадилампи, при шлиховом опробовании были обнаружены
сульфиды полиметаллов, шеелит и золото (Юдин,
2004; Нилов и др., 2006). Небольшой двухфазный
гранитный массив Кадилампи расположен северовосточнее одноименного озера в западной приграничной полосе Карелии на продолжении зеленокаменного пояса Хатту из Финляндии на российскую
территорию. Массив имеет размер 300×700 м, он
прорывает вулканогенно-осадочную толщу и амфиболиты по основным вулканитам (рис. 1). К центральной части интрузива приурочен штокверк с AuCu-Mo минерализацией – рудопроявление Кадилампи-1 (рис. 1).
Массив представлен гранодиоритами и порфировидными гранитами. В нем и во вмещающих толщах
встречаются пегматитовые жилы. Центральная часть
интрузива сложена розово-серыми крупнозернистыми порфировидными гранитами, вскрытыми в скважинах и канавах. Гранодиориты содержат SiO2
69,28%, (Na2O+K2O) – 7,16% (Na > K). Порфировидные граниты содержат крупные вкрапленники микроклина, плагиоклаз, кварц, биотит. Породы отличаются повышенной щелочностью: SiO2 70,06%,
(Na2O+K2O) – 9,83% (K > Na). Массив Кадилампи по
своим петрографо-петрохимическим характеристикам сопоставляется с массивами на территории Финляндии − это Куйтилла в южной части и Валкеасуо
на севере ЗП Хатту (Нилов и др., 2006). В северной
части зеленокаменного пояса Хатту на территории
Финляндии находятся небольшие месторождения золота, приуроченные к субмеридиональным шир-зонам либо расположенные непосредственно в зонах
рассланцевания подобных гранитных массивов
(Geological..., 1993).
отвечают условиям образования высокотемпературных пропилитов. Видимая минерализация представлена пиритом, молибденитом, халькопиритом, реже
пирротином. К ней приурочена повышенная концентрация золота (до 5,3 г/т). В литохимических ореолах
Au сопровождается Сu, Те, Bi (Юдин, 2004).
Изменения в поздних фазах K-гранитов и гранито-гнейсах менее значительны. K-граниты сопровождаются щелочными микроклин-альбитовыми метасоматитами, широко развитыми на всей площади. Эти
метасоматиты протягиваются к северу от западного
контакта массива Кадилампи.
Геохимический и минеральный состав руд
Рис. 1. Схема геологического строения участка Кадилампи, уточненная по геофизическим данным (основа по
С. Н. Юдину, 2004):
1 – вмещающие сланцы; 2 – амфиболиты по метабазальтам; 3 –
граниты массива Кадилампи; 4 – альбититы; 5 – габбро, габбродолериты (PR1); 6 – скважины (а) и точки обнажений (б); 7 – тектонические зоны; 8 – геофизический профиль I–II; 9 – обнажения
Юго-западнее массива Кадилампи встречаются
окварцованные гнейсы, сланцы и биотитизированные амфиболиты по базальтам, восточнее – амфиболиты по базальтам. Во вмещающих толщах северозападнее массива развиты K-Na-полевошпатовые метасоматиты и альбититы, которые были вскрыты в
С-113–116. Экзоконтактовое влияние гранитов массива на вмещающие толщи проявлено в виде порфиробластической амфиболизации по габбро в северной
части участка, биотитизации и серицитизации вмещающих сланцев в южной части и образовании зонок
с эпидотом и кварцем в самих интрузивных породах.
Наиболее интенсивные изменения гранитоидов
установлены в центральной части массива, здесь к
субмеридиональной зоне приурочен вытянутый штокверк. Ширина штокверковой зоны (по данным бурения) достигает 100 м. Жилы и прожилки развиваются
по двум доминирующим системам трещин – СЗ и
ССВ, их мощность от 1–2 см до 0,5 м. Количество
кварцевых жил на массу породы составляет 20%. В
их зальбандах встречаются эпидот, серицит, турмалин, хлорит, биотит, альбит, т. е. изменения пород
Изучение минерального состава руд позволило
установить, что в кварцевом штокверке в измененных гранит-порфирах вкрапленное оруденение представлено двумя типами: 1 – медно-молибденовым и
2 – золото-полисульфидным. Оно сформировалось в
две стадии.
Медно-молибденовая более высокотемпературная
минерализация (содержание Mo 1–1,53%) приурочена к центральной части кварцево-жильного штокверка западной части участка. Количество сульфидов в
прожилках − 10–20%. Они представлены преимущественно молибденитом и халькопиритом. Встречаются пирит, борнит, реже галенит, сфалерит, висмутотеллуриды и единичные зерна электрума, висмута,
серебра (рис. 2), вероятно наложенные на более
поздней стадии.
Молибденит выделяется в виде мелких и средних
по размеру чешуек, иногда розеток, имеющих размер
от 10–50 мкм до 0,3–1 см (рис. 2/1–2). В зоне окисления молибденит замещается Mo-Fe-Ce-La-карбонатом (рис. 2/6). Медные минералы представлены вкрапленностью халькопирита и борнита, иногда они бывают окислены и замещаются халькозином или купритом (табл. 1, рис. 3/2–3, 7, 9). Сульфиды полиметаллов в этих рудах встречаются в небольшом количестве, среди них преобладает галенит. Установлены
также висмутотеллурит, Ag-содержащий пильзенит,
единичные выделения электрума (Ag 43,5%), реже
серебра (табл. 1/7, 2/1–2; рис. 2/4–5).
Золото-сульфидная минерализация приурочена к
центральной части штокверка к субмеридиональной
зоне наиболее измененных пород, сложенных кварцем, эпидотом, мусковитом. В гранитах происходит
замещение олигоклаза (Ca ~ 2,65%) на альбит, в зонках рассланцевания и на контактах прожилков увеличивается количество серицита, появляется эпидот,
хлорит, выделяется повышенное количество сфена и
апатита. Эту ассоциацию по условиям образования
можно отнести к пропилитам. В срастании с сульфидами хлорит имеет высокожелезистый состав. Первичный ортит замещается эпидотом, затем по нему
развивается карбонат с РЗЭ – бастнезит.
В зонах изменения молибденитовая минерализация сменяется золото-халькопирит-пиритовой, при
этом содержание Аu возрастает от 0,3 г/т до 5,3 г/т.
95
2
2
4
1
1
1
5
2
3
3
2. Уч. 4. 1 – молибденит, 2 – галенит, 3 –
борнит, 4 – эпидот, 5 – альбит
1. Вкрапленные руды (уч. 1): 1 – молибденит, 2 – эпидот, 3 – кварц
3. Уч. 22. 1 – халькопирит (сп.1), 2 – кварц
1
1
2
1
3
1
5. Уч. 15. Серебро (1) в кварце
4. Уч. 5. 1 – борнит, 2 – электрум. 3 –
пильзенит
6. Уч. 21. Mo-Fe-Ce-La-карбонат
Рис. 2. Минеральная ассоциация Cu-Mo-оруденения (обр. МНК-1)
Таблица 1
Рудные минералы Au-Cu-Mo-порфирового проявления Кадилампи-1
Элемент
Mo
S
Ag
Fe
Cu
Te
Bi
Se
Pb
Сумма
Обр.
Уч.
1
38,09
61,91
2
37,85
62,15
3
4
5
6
36,98
28,81
32,49
14,77
7
8
9
39,83
55,36
10
1,81
30,26
32,77
11,17
60,01
7,59
59,92
28,52
31,65
100
100,01
1-1
4-2
22-2
99,99
МНК-1
4-4
12
13
15,03
84,97
23,5
22,31
14
55,07
44,64
32,01
66,19
100
11
46,47
53,53
100
85,23
100
100,01
100
100
5-3
4-3
5-1
4-1
4-2
100
НК-1Б
5-1
41,0
36,69
100
100
4-4
13-1
7,73
44,93
68,78
100
100
НК-2
7-2
8-1
П р и м е ч а н и е . Медно-молибденовая минерализация штокверка (1–7): 1–2 – молибденит, 3 – халькопирит, 4–5 – борнит, 6 – галенит, 7 –
Ag-содержащий пильзенит. Золото-полиметаллическая минерализация (8–12): 8 – халькопирит, 9 – пирит, 10 – теллуровисмутит, 11 – волынскит, 12 – акантит. Вкрапленность в гранито-гнейсах (в ореоле): 13 – селеногаленит, 14 – науманнит.
На контакте кварцевых прожилков с измененными гранитами совместно с сульфидами (10%)
развиты эпидот, сфен, апатит (рис. 3/1, 7). Сфен и
апатит образуют крупные зерна и их срастания с
эпидотом.
Изучение минерализации рудной зоны показало,
что основными минералами здесь являются халькопирит, пирит, второстепенными – пирротин, золото,
галенит, реже встречаются сфалерит, висмутотеллуриды (теллуровисмутит Bi2Te3, волынскит), акантит
Ag2S (табл. 1/8–12, рис. 3/4–5). Ag-Bi-Te-фазы обычно
96
выделяются в мельчайших дырочках в сульфидах, на
их контакте и реже самостоятельно в кварце. Размер
зерен висмутотеллуридов – 10–90 мкм. Золото размером 1–20 мкм встречается в пирите, окисленном
халькопирите (куприте и халькозине) и образует самостоятельные зерна. Тонкодисперсное золото и
халькопирит были обнаружены в крупных зернах
апатита (рис. 3/7). Золото достаточно высокопробное, содержание Ag в нем составляет от 2–10% до
24,12%. Тонкодисперсное золото в апатите не содержит Ag (табл. 2).
Таблица 2
Самородные золото и серебро кварцевого штокверка проявления Кадилампи-1
Элемент
Ag
Au
Сумма
Уч.
1
53,76
46,24
100
5-2
2
100
3
24,12
75,88
100
7-1
100
15-1
4
5
6,03
93,97
100
15-1
100
100
9-1
6
7
2,32
97,68
100
17-1
100
100
15-2
8
9
5,78
94,22
100
18-1
100
100
17-2
10
10,58
89,42
100
25-1
П р и м е ч а н и е . Медно-молибденовое оруденение (1–2): 1 – электрум, 2 – серебро. Золото-полисульфидное оруденение (3–10): 3 – Agсодержащее золото, 4–10 – золото.
2
1
1
4
5
2
2
1. Вкрапленность сульфидов (пирита и
халькопирита) в кварце на границе прожилка
(1) с измененным гранитом (2)
1
2
3
2. Золото (1, белые точки) в пирите
(2), 3 – халькопирит, 4 – эпидот, 5 –
кварц. Уч. 16
2
3. Золото (белые точки) в пирите (1) и
окисленном халькопирите (2). Уч. 18
1
3
1
1
4. На контакте пирита (1) и халькопирита (2) –
волынскит (3). Уч. 4
4
5. Теллуровисмутит (сп. 1) в
срастании с халькопиритом. Уч. 5
6. Тонкодисперсное золото (1), в 2 –
пирите. Уч. 15
3
3
2
1
1
2
2
7. 1 – пирит, 2 – халькопирит с каймой халькозина, 3 –
апатит (белые точки в нем – золото), 4 – кварц. Уч. 8
1
8. 1 – золото, 2 – халькопирит, 3 –
пирит. Уч. 7
9. Золото (белое)
халькопириту. Уч. 17
в
куприте
по
Рис. 3. Минеральная ассоциация золото-сульфидного оруденения (обр. НК-1б)
В гранитах повышенной щелочности изменения
обычно сопровождаются увеличением количества
альбита, появлением эпидота, хлорита. Сфен замещается рутилом, который в виде мелких кристаллов
развивается по более крупным зернам сфена (рис.
4/3). Биотит при этом замещается хлоритом. На поздних стадиях изменений, в связи с увеличивающейся
щелочностью и окисленностью растворов, более широкое развитие приобретают карбонаты редкоземельных элементов, особенно бастнезит (рис. 4/1–3, 6).
Он выделяется самостоятельно, образует вростки в
сфене и срастается с рутилом. Сульфиды в этих гранитах в западной части уч. Кадилампи встречаются в
небольшом количестве (~1–3%). Они представлены
халькопиритом, иногда пиритом. В халькопирите обнаружены единичные редкие тонкодисперсные
включения селеногаленита Pb(S,Se) и науманнита
Ag2Se (рис. 4/4–5; табл. 2/13–14). Халькопирит находится в срастании со сфеном и эпидотом. В поверхностной зоне он подвержен сильному окислению,
вплоть до полного замещения купритом или халькозином и гематитом.
97
2
2
4
3
6
2
3
3
1
2
5
1
1
1. Обр. НК-1б. 1 – Ce-эпидот, 2 – эпидот, 3 –
апатит, 4 – биотит, 5 – кварц, 6 – карбонат РЗЭ
2. Обр. НК-1б. Уч. 21. Срастание эпидота
(1) и бастнезита (2, белый), 3 – апатит
3. Обр. НК-3. 1 – сфен, 2 – рутил, 3 –
бастнезит (белый)
4
3
3
2
2
1
2
3
1
7
6
4. Обр. НК-3. Уч. 14. 1 – калишпат (сп.1),
2 – биотит, 3 – эпидот, 4 – сфен, 5 –
халькопирит, в кайме гематит, 6 – хлорит,
7 – кварц
5. Обр. НК-3. Уч. 10. 1 – халькопирит (в
краях гематит) с включениями 2 –
селеногаленита и науманнита, 3 –
мусковит
6. Обр. НК-3. 1 – гематит по халькопириту,
2 – карбонат РЗЭ – бастнезит (белый)
Рис. 4. Сульфиды и карбонаты редкоземельных элементов в калиевых и измененных гранитах
Геофизические исследования на участке
Кадилампи-1
Геофизические работы на уч. Кадилампи-1 проводились в 2004 г. (сотрудниками КГЭ и КарНЦ РАН)
с целью картирования гранитного массива и оконтуривания в нем кварцевого штокверка с пирит-молибденитовым оруденением. Были использованы электроразведочные работы методом ВП установкой серединного градиента по сети 50×20 м и магнитометрия с шагом по профилям 10 м (Нилов и др., 2006).
Результаты этих исследований представлены на
рис. 5. Характер магнитного поля в восточной и центральной частях участка спокойный, без существенных градиентов. Интенсивность приведенных значений составляет от –150 до –200 нТл, что характерно
для гранитного тела, зафиксированного в обнажениях. Оси положительных магнитных аномалий в западной части с интенсивностью до 300–500 нТл
можно сопоставить с зонами повышенного (до 9500
Ом⋅м) кажущегося удельного сопротивления (аномалии № 1 и 2) и существенного отклонения сдвига фазы ВП порядка –1,2°. Вероятно, это связано с развитием в краевой части интрузива метасоматитов по
вмещающим породам, с повышенным содержанием
магнетита и сульфидов, выявленных также и севернее массива.
98
В центральной части гранитного массива зафиксированы две линейные системы зон повышенного
(до 10 000–12 000 Ом · м) кажущегося удельного сопротивления, не находящие отражения в магнитном
поле. Повышение удельного сопротивления пород
связывается со штокверковым окварцеванием интрузива (прожилками с доминирующим ССВ и менее
выраженным СЗ направлением), которые установлены по результатам изучения обнажений, канав и
скважин детального участка. Бедная вкрапленнопрожилковая минерализация молибденита и других
сульфидов, выявленная в измененных гранитах, не
находит отражения в результатах электропрофилирования и магнитометрии из-за неравномерного распределения проводящих включений, крайне низких
процентных содержаний и редкой сети наблюдений.
Увеличение поляризуемости зафиксировано лишь на
ПР 5 ПК 280, что, по-видимому, приурочено к локальному повышению концентрации рудных минералов.
Малая информативность полученных результатов
на уч. Кадилампи-1 поставила вопрос о выработке
методического подхода к выделению слабоконтрастных зон с бедной минерализацией. Для этого в
2011 г. полевым отрядом лаборатории геофизики ИГ
КарНЦ РАН проведены опытно-методические работы. В качестве опорного был выбран буровой профиль, проходящий через центральную часть ПР 5 (по
работам КГЭ в 2004 г.), длиной до 850 м (рис. 6). По
всей его длине выполнена магнитометрия с шагом
2 м и электропрофилирование ВП установкой серединного градиента шагом МN 5 м. По форме аномалий ρк и Та осуществлена привязка к предыдущим
исследованиям.
В результате работ (рис. 6) удалось проследить
зону щелочных метасоматитов в западном экзоконтакте (ПК –220 ÷ ПК –280), протягивающуюся с сеТа (нТл)
Cмаг
а
300
200
0
-100
0
100
200
300
400
100
200
300
400
10000
7500
10 5000
2500
ПР
500
ПР 9
ПР 7
500
ПР 6
ПР 5
0
100
200
300
400
Cмаг
ρк (Ом*м)
ПР 8
0
вера от участка Горное. Она выделяется по аномалии геомагнитного поля до 500 нТл и обрамляется
повышенными значениями (до 2,5%) поляризуемости. Установлен перекрытый четвертичными отложениями восточный контакт гранитного массива
(ПК 335) с вмещающими сланцами. Он фиксируется
по смене характера кривых Та и ρк. В восточной части профиля выделены границы тела амфиболитов
(рис. 6).
ПР 4
500
ПР 3
10000
7500
5000
2500
10000
7500
5000
2500
0
№1
100
200
б
300
100
200
№7
300
400
ПР 7
500
ПР 6
400
ПР 4
500
ПР 3
ПР 5
№5
0
№2
100
200
ПР 10
500
ПР 9
ПР 8
№4
0
400
300
№3
ПР 2
0
100
200
300
400
ПР 1
500 м
10000
7500
5000
2500
ПР 2
№6
0
100
200
300
400
ПР 1
500 м
1
Рис. 5. Графики аномального магнитного поля (а) и кажущегося удельного сопротивления (б) на участке Кадилампи-1:
1 – оси аномалий
Рис. 6. Графики геофизических параметров по профилю I–II на участке Кадилампи-1
Граниты массива Кадилампи характеризуются
неравномерным
распределением
кажущегося
удельного сопротивления и поляризуемости в области спокойного геомагнитного поля. С целью
фиксации в них слабых эффектов ВП над зонами
бедной сульфидной вкрапленности в ходе работ,
помимо уменьшения шага измерений, предпринята
попытка увеличения плотности тока и времени зарядки. Имеющиеся аппаратурные возможности и
тщательное обустройство заземлений питающей
линии позволили пропускать импульсы амплитудой до 1 А через весьма «высокоомный разрез».
Эти методические манипуляции позволили зафиксировать ряд аномалий ВП амплитудой до 2,5%
при времени зарядки 820 мс. Эксперименты с различной длительностью импульсов показали нецелесообразность ее дальнейшего увеличения ввиду
существенного повышения затрат времени при отсутствии качественных изменений получаемых
данных.
99
На приведенных графиках (рис. 6) прослеживается закономерность распределения пиков вызванной
поляризации. Они, как правило, тяготеют к аномалиям ρк либо их краевым частям. Подобную корреляцию можно считать картировочным геофизическим
признаком для выделения слабоминерализованных
зон в гранитах.
Электротомография. Для получения детальной
информации о характере распределения окварцевания и сульфидной минерализации в массиве использована методика электротомографии сопротивления
и ВП аппаратным комплексом «Скала 48», разрабо-
танным в Сибирском отделении РАН (Рязанцев, Нилов, 2011). Шаг между электродами составляет 5 м.
Измерения сопротивления и заряжаемости (одной из
характеристик эффекта ВП) выполнены встречными
трехэлектродными (pole-dipole) установками A-MN и
MN-B, что обеспечило наибольшую глубину исследования, при необходимой детальности и точности
замеров (Dahlin, Zhou, 2004). По результатам математической обработки массива полученных замеров построен непрерывный геоэлектрический разрез кажущегося удельного сопротивления и заряжаемости
(рис. 7).
Рис. 7. Геоэлектрические разрезы сопротивления (а) и заряжаемости (б) на
участке Кадилампи-1:
1 – четвертичные отложения; 2 – монолитные,
окварцованные граниты; 3 – зоны катаклаза и
рассланцевания, биотитизации и пиритизации; 4 – области с сульфидной минерализацией; 5 – номера скважин; 6 – тектонические нарушения
Основными факторами, влияющими на распределение сопротивления, являются степень трещиноватости либо брекчирования пород и их окварцевание.
При этом присутствие убогой сульфидной минерализации может отразиться лишь на увеличении вызванной поляризации (заряжаемости).
Понижение кажущегося удельного сопротивления приурочено к областям повышенной трещиноватости в центральной части профиля относительно более монолитных и менее измененных гранитов в
краевых частях разреза (рис. 7, а). Повышение заряжаемости до 20–30 мс отмечено на участках с сульфидной вкрапленностью (рис. 7, б). Пространственное распределение по разрезу областей с различными электрическими свойствами имеет сложный характер, но в целом максимальный эффект ВП наблюдается в градиентных зонах кажущегося удельного
сопротивления при переходе от максимальных значений к минимальным, что приводит к выводу о нахождении наибольших концентраций сульфидов на
контакте между монолитными гранитами и зонами
их дислокации.
100
Таким образом, при сопоставлении полученного
геоэлектрического разреза с имеющейся геологической информацией удалось оконтурить зону дислоцированных пород в центральной части гранитного
массива и наиболее крупные тектонические нарушения. Геофизические работы позволили уточнить
мощность (100 м), морфологию штокверка и его
внутреннюю неоднородность. Выполненные опытнометодические работы показали возможность стадийного наращивания информативности результатов
геофизических исследований от профильных работ
на этапе картирования перспективных зон до использования методики электротомографии при детальном
исследовании разреза с целью наиболее оптимального планирования буровых работ.
В заключение можно сделать следующие выводы.
Au-содержащее Cu-Mo-порфировое рудопроявление Кадилампи-1 связано с кварцевым штокверком в
порфировидных гранитах массива Кадилампи. Более
ранние изменения пород представлены полевошпатовыми метасоматитами, широко развиты микроклиновые прожилки и микроклинизация. Околорудные
изменения можно отнести к пропилитам. Они развиваются в ореоле прожилков в штокверковой зоне.
Прожилки имеют субмеридиональную и СЗ ориентировку. К прожилкам приурочена бедная вкрапленная
сульфидная минерализация.
Рудная минерализация представлена молибденитом, халькопиритом, висмутотеллуридами (пильзенитом, теллуровисмутитом, волынскитом), галенитом, золотом, электрумом, реже среди них встречаются сфалерит, акантит. Индикаторные элементы −
Mo, Cu, Bi, Te, Au, Ag, Pb, Zn. Этот набор элементов
типичен для всех проявлений подобного типа в Карелии и месторождения Лобаш.
Граниты повышенной щелочности поздней фазы
внедрения сопровождаются шелочными калишпатовыми метасоматитами. На уч. Кадилампи-1 они
проявлены ограниченно и сопровождаются убогой
сульфидной минерализацией, которая содержит Cu,
Pb, Ag, Se. Увеличение РЗЭ в гранитах указывает на
повышенную щелочность метасоматических процессов.
Малосульфидный кварцевый штокверк в гранитах был установлен на небольшой обнаженной площади и прослежен геофизическими методами на закрытой площади (на ширину 100 м). Аномальное поведение параметров ρк и заряжаемости совпадает с
областями проявления окварцевания и бедной сульфидной вкрапленности, контрастно выделяя их относительно участков спокойного поведения кривых над
неизмененными гранитами. Подобная корреляция
выделена как картировочный геофизический признак
для гранитных тел с штокверковым окварцеванием.
Методика электротомографии позволяет уточнить
мощность, морфологию штокверка и его внутреннюю неоднородность и рекомендуется к применению на стадии разведки.
ЛИТЕРАТУРА
Бородулин Ю. Д., Кулешевич Л. В. Анализ геофизических
полей участка Лобаш (Центральная Карелия) // Оперативноинформ. материалы «Геология и геохимия докембрийских образований Карелии». Петрозаводск, 1986. С. 42–49.
Лавров О. Б., Кулешевич Л. В. Минералогия золотосодержащих медно-молибден-порфировых руд в архейских
зеленокаменных поясах Карелии // Материалы Всерос.
конф. «Самородное золото». М., 2010. Т. I. С. 307.
Минерально-сырьевая база Республики Карелия. Петрозаводск, 2005. 280 с.
Нилов М. Ю., Юдин С. Н., Кулешевич Л. В. Геологическое строение и геофизические исследования Северной
Приграничной площади зеленокаменного пояса ЯлонвараХатту-Тулос // Геология и полезные ископаемые Карелии.
Вып. 9. Петрозаводск, 2006. С. 100–120.
Рязанцев П. А., Нилов М. Ю., Климовский А. В., Соколов С. Я. Возможности современных методик электрораз-
ведки при изучении приповерхностных частей докембрийских образований Карелии // Геология и полезные
ископаемые Карелии. Вып. 14. Петрозаводск, 2011.
С. 207–211.
Юдин С. Н. Информационный отчет о результатах поисков месторождений золота и МПГ на участке Приграничный Северный в пределах гранит-зеленокаменной области Ялонвара–Иломантси за 2004 г. Петрозаводск. ТГФ.
2004.
Dahlin T., Zhou B. A Numerical Comparison of 2D
Resistivity Imaging with Ten Electrode Arrays // Geophysical
Prospecting. 2004. N 52. P. 379–398.
Geological development, gold mineralization and
exploration methos in the Cate Archean Hattu Shist belt,
Ilomantsi, eastern Finland / Ed. by Pekka A. Nurmi and
P. Sorjonen-Ward // Geol. Survey of Finland. Sp. paper 17.
Espoo, 1993. 386 p.
А. В. Дмитриева
НОВЫЕ ДАННЫЕ ПО ГЕОХИМИИ И МИНЕРАЛОГИИ
СЯРГОЗЕРСКОГО УМЕРЕННОЩЕЛОЧНОГО КОМПЛЕКСА
(ЦЕНТРАЛЬНАЯ КАРЕЛИЯ)
Умереннощелочные интрузивные комплексы (санукитоиды), дифференцированные от базитов до сиенитов, широко развиты на территории Карелии. Они
представлены серией интрузивных тел и даек, изометричных и вытянутых в субмеридиональном направлении, секут смятые и деформированные толщи лопийских вмещающих и интрузивных пород. Временной интервал внедрения массивов оценивается в 2,75–2,73
(2,68 в Ведлозерско-Сегозерском ЗП) млрд лет для интрузивов восточной зоны санукитоидов и в 2,72–2,7
млрд лет для западной (Лобач-Жученко и др., 2007). Их
изучением занимались В. П. Чекулаев, С. Б. Лобач-Жученко, А. В. Самсонова и др. (Чекулаев, 1999; Чекулаев
и др., 2003; Lobach-Zhuchenko et al., 2005; Лобач-Жученко и др., 2007; Самсонов и др., 2004).
Образование посттектонических высоко-Mg массивов санукитоидов связывается с частичным плавлением метасоматизированной литосферной мантии,
обогащенной несовместимыми элементами (Mg, K,
Ba, Sr, Rb, P, Ti и LREE), которое происходит в условиях погружающегося слэба, либо над зонами субдукции, либо интракратонного растяжения земной
коры (Лобач-Жученко и др., 2007; Martin et al., 2010).
В этот комплекс оказались объединены породы с совершенно разной металлогенической специализацией, что потребовало более детального изучения их
геохимии и рудной минералогии.
Изученность интрузивного магматизма
Ондозерско-Сегозерской площади
Начало геологических исследований и изучение
магматизма Ондозерско-Сегозерской площади Центральной Карелии относится к концу 70-х годов. На
данной территории в 1978–1983 гг. Карельской ГЭ
проводилась съемка масштаба 1 : 50 000, при которой и были обнаружены интрузивные тела повышенной щелочности (Ганин и др., 1983). Изучение магматизма на этой площади проводилось Г. М. Павловым, непосредственно участвовавшим в геологической съемке, В. Д. Слюсаревым (1985 г.), в северной
части площади – В. В. Щипцовым (Павлов, 1984;
Слюсарев и др., 2001; Щипцов и др., 1987).
102
В 1987 г. В. В. Иваниковым с соавторами субщелочной комплекс был официально внесен в гомологический ряд магматических формаций пород повышенной щелочности, в 1997 г. им же дано обобщенное описание архейских сиенитов и монцонитов
(Иваников и др., 1987; Иваников, 1997). В 1984–
1988 г. все массивы пород повышенной щелочности,
выделенные КГЭ, были вынесены на геологическую
карту Карело-Кольского региона масштаба 1 : 500 000
и объединены в субщелочной интрузивный комплекс
завершающих этапов развития зеленокаменных поясов с возрастом около 2,7 млрд лет (Кофман, Гаскельберг, 1988).
Позднее Сяргозерский комплекс и другие массивы повышенной щелочности и магнезиальности стали относить к санукитоидной серии (породам, обогащенным Mg, LILE и LREE). Их выделением и изучением занимались сотрудники ИГГД РАН В. П. Чекулаев (Чекулаев, 1999), С. Б. Лобач-Жученко с соавторами (Лобач-Жученко и др., 2007; Lobach-Zhucheko
et al., 2005), А. В. Самсонов (Самсонов и др., 2004).
Массивы санукитоидов располагаются в пределах
Карельской гранит-зеленокаменной области вблизи
границ между крупными террейнами и образуют, по
мнению С. Б. Лобач-Жученко, две зоны – западную и
восточную. Интрузивы западной зоны однофазные,
их возраст оценивается в 2700–2720 млн лет (Чекулаев и др., 2003; Bibikova et al., 2005). В наиболее детально изученном Панозерском плутоне С. Б. ЛобачЖученко выделены три магматических импульса и
пять фаз, породы дифференцированы от пироксенитов до кварцевых монцонитов, проведен расчет возможного источника расплава (Гусева, 2006).
В 2001 г. В. Д. Слюсаревым дана петрографическая характеристика Сяргозерского субщелочного
комплекса, выделенного как габбро-монцонит-сиенит-гранитовый, и определены его перспективы на P
и Ti (Слюсарев и др., 2001). В. А. Земцовым геофизическими методами на данном участке установлен
размер и протяженность габбро-пироксенитовых и
рудных тел. По геохимическим данным для зон сульфидной минерализации установлена Co-Ni-Cu специфика, для пироксенитов – Fe-Ti-V-F-Ba-Sr, для сие-
нитов – Na-P-F-Ti-Ba-Sr. При всей большой работе
указанных авторов, следует отметить то, что недостаточно полно были представлена геохимия пород,
выделенных в единый субщелочной комплекс; не
изучена сульфидная рудная минерализация, акцессорные и редкие минералы. При общей установленной тенденции метасоматических изменений, определенной Л. В. Кулешевич, осталась неясна связь
поздних щелочных преобразований пород и соотношение этих процессов с эпидотизацией, а также их
роль для титанит-апатитовой и благороднометалльной минерализации. Именно эти вопросы и рассматриваются в настоящей работе.
Для решения поставленных вопросов были исследованы несколько участков Сяргозерской площади. Из интрузивных тел вблизи озер Шаравалампи, Сяргозеро, Торосозеро отобраны магматические разности пород умереннощелочного комплекса, образцы из рудных зон, а также метасоматиты. Кроме собственных образцов, отобранных в
ходе полевых работ, использовались все материалы (образцы, шлифы, аншлифы и данные аналитики), переданные автору В. Д. Слюсаревым. Содержания петрогенных элементов определялись методом «мокрой» химии в лаборатории КарНЦ РАН,
малых и редкоземельных элементов – ICP-MS. Состав породообразующих, рудных, редких и акцессорных минералов изучался при помощи микроанализатора INCA Energy 350, совмещенного с
электронным микроскопом Vega LSH.
Геологическое строение района Сяргозера
и взаимоотношения пород
На изучаемой территории развиты вмещающие
верхнеархейские (лопийские) амфиболиты и амфиболовые сланцы по базальтам (рис. 1), которые прорываются гранодиоритами и породами умереннощелочного комплекса. Отдельные изолированные обнажения черных филлитовых сланцев встречаются на
южном берегу оз. Сяргозеро, железистые кварциты
установлены северо-западнее, в районе р. Воломы.
Вмещающие толщи имеют субмеридиональное и СЗ
рассланцевание. В поздних деформациях они совместно с прорывающими их интрузивными образованиями были совместно рассланцованы, о чем свидетельствует сквозная СЗ ориентировка гнейсовидности и сланцеватости. В субщелочных интрузивных
телах отмечена система СВ разрывных нарушений, к
которым приурочены жилы альбититов как на уч.
Шараволампи, так и южнее его, что отмечалось и
В. Д. Слюсаревым (Слюсарев и др., 2001).
На Сяргозерской площади встречаются небольшие недифференцированные тела габброидов (мощностью до 140 м) и более крупные дифференцированные габбро-пироксенитовые массивы, которые
входят в состав Сяргозерского комплекса. Эти интрузии четко выделяются по интенсивным положительным аномалиям на общем пониженном фоне
магнитного поля окружающих пород. Субщелочные
интрузии формируют узкие вытянутые многофазные
тела, объединяющие пироксениты, габбро, монцодиориты и сиениты мощностью 200–750 м. Они протягиваются в субмеридиональном (уч. Сяргозеро, Торосозеро) и ССЗ направлении (уч. Шаравалампи) на
расстояние до 5–10 км.
Рис. 1. Схема геологического строения и размещения
интрузий повышенной щелочности Сяргозерской площади (по: Слюсарев и др., 2001):
1 – черные сланцы, 2 – амфиболиты по базальтам, 3 – амфиболиты
по габброидам, 4 – амфиболиты по пироксенитам, 5 – монцонитыкварцевые монцодиориты, 6 – гранодиориты-плагиограниты
огнейсованные (а) и массивные (б), 7 – кварцевые сиениты, 8 – субщелочные аплитовидные лейкограниты, 9 – анортоклазовый порфиробластез, 10 – дайковые тела кварцевых диоритов, диорит-гранодиоритовых плагиопорфиритов, 11 – альбитизация порфиробластическая и альбит-эпидотовые ассоциации, частью сульфидсодержащие, 12 – сульфидная минерализация, 13 – молибденовая
минерализация, 14 – площади калишпатизации, 15 – детальные
участки работ (1 – Шаравалампи, 2 – Торосозеро, 3 – Сяргозерский (д. Сяргозеро)
Пироксениты, габбро. Наибольший интерес представляют крупнозернистые зеленовато-черные габбро и пироксениты (рис. 2/1), в связи с высоким содержанием в них апатита, титаномагнетита и ильменита. В наиболее обнаженном массиве Шаравалампи
мощность тел габбро-пироксенитов, установленная
по полевым наблюдениям и геофизическим данным,
составляет от 80 до 300 м при протяженности до
3,5 км. Размер ксенолитов пироксенитов в монцодиоритах варьирует от нескольких сантиметров до 10 м
(рис. 2/2). Мощность рудных тел, выделяемых по
аномалиям высокой магнитности (18×103 нТл), составляет 40–100 м.
103
1
2
3
4
5
6
Рис. 2. Взаимоотношение пород Сяргозерского комплекса:
1–5 – массив Шаравалампи, 6 – уч. Сяргозеро. 1 – пироксениты (развитие наложенной калишпатизации); 2 – обломки пород 1-й фазы в
монцодиоритах; 3 – монцодиориты с ксенолитами пород 1-й фазы и наложенной эпидотизацией; 4 – жилы альбититов, секущие пироксениты; 5 – гнезда эпидота в пироксенитах, подвергшихся более раннему калишпатовому изменению; 6 – гигантозернистые сиениты
104
Вторая фаза. Позднее пироксенитов и габбро
внедряются монцодиориты и сиениты (2-я фаза).
Они развиты восточнее у оз. Шаравалампи, между
озерами Сяргозеро и Торосозеро и у д. Сяргозеро.
Интрузивные тела 2-й фазы сложены массивными
средне- и крупнозернистыми красноватыми породами, часто содержат обломки разного размера пироксенитов и габбро (рис. 2/2–3). При внедрении
дифференциатов 2-й фазы происходит их непосредственное воздействие на пироксениты и габбро и захваченные ими ксенолиты, что приводит к
амфиболизации этих пород, флогопитизации/биотитизации и калишпатизации (рис. 2/2). При этом
выделяются крупные (до 1 см) зерна титанита и
апатит. Этот раннещелочной метасоматоз можно
рассматривать как фенитизацию по пироксенитам
и габбро.
Альбититы. Монцодиориты и включенные в них
пироксениты секутся мелко-среднезернистыми жилами альбититов, мощностью около 15–20 см, 40° СЗ
<55о. В контактах жил встречаются обломки амфиболизированных пироксенитов, в них также развивается более поздний эпидот, а по ксенолитам – хлорит.
Этот процесс более позднего изменения, возможно,
накладывается и на породы ранней фазы. Эпидотизация отмечается в габбро, пироксенитах и монцодиоритах. В пироксенитах встречаются гнезда эпидота,
иногда с кварцем, размер которых достигает 30–
50 см (рис. 2/5).
Сиениты на юго-восточном берегу оз. Торосозеро
представлены массивными среднезернистыми породами красного цвета, восточнее они сменяются гигантозернистыми светло-розовыми разностями. Сиениты сложены крупными вытянутыми плотно упакованными кристаллами полевого шпата размером до
5 см в меланократовой массе (рис. 2/6). Зерна вытянуты по линейности –55°, <53°, иногда бывают незначительно изогнуты в соответствии с трахитоидностью пород.
Серые мелкозернистые рассланцованные гранодиориты (рис. 1), развитые в восточной части уч.
Шаравалампи и выделяемые В. Д. Слюсаревым в
Сяргозерский комплекс, при полевом изучении были
отнесены нами к более ранним магматическим образованиям на данной площади.
Петрохимическая характеристика комплекса
Петрография. Пироксениты сильно амфиболизированы, состоят на 75–80% из гипидиоморфных
зерен роговой обманки, развивающейся по диопсиду,
и актинолита. В породах установлено большое количество апатита (8–10%) и сфена (10–15%). Сфен образует крупные, до нескольких мм, ромбические и
неправильные кристаллы. В породе встречаются полевые шпаты (Pl, К-полевой шпат). На долю магнетита и ильменита приходится 10–12%. Акцессорные
и вторичные минералы представлены цирконом, эпидотом, карбонатом.
Небольшой ксенолит габбро, отобранный вблизи оз. Шаравалампи, оказался сильно измененной
породой, содержащей роговую обманку, коричневато-зеленый биотит, подвержен альбитизации и
эпидотизации. Изменения сопровождаются увеличением количества сульфидов, которые цементируют эпидот.
Монцодиориты представлены более лейкократовыми породами, состоящими на 55–60% из альбита
и К-полевого шпата (15%). Темноцветные минералы – роговая обманка (20–25%) и актинолит. Первичных пироксенов в шлифах не установлено. Рудные минералы встречаются в небольшом количестве (2–3%), апатит и сфен выделяются как акцессорные. Вторичные минералы представлены эпидотом
и карбонатом.
Сиениты сложены крупными зернами полевого
шпата (70–75%), идентифицированного в работе
В. Д. Слюсарева как анортоклаз. Детальное изучение показало, что подобные кристаллы представляют собой продукт распада твердого раствора на
К и Na компоненты. Темноцветные минералы
представлены гипидиоморфными зернами диопсида (10–12%), роговой обманкой (5–8%) и развивающимся по клинопироксену актинолитом. Акцессорные минералы – апатит, сфен, из вторичных
встречается эпидот.
Петрохимия. Сяргозерский умереннощелочной
комплекс дифференцирован по составу (табл. 1), содержание кремнезема варьирует от 43,5 в пироксенитах до 63,5% в сиенитах. Сумма щелочей возрастает
от 1,7 в основных до 11,4% в более кислых разностях. В породах во всем интервале содержаний SiO2
фиксируются повышенные значения MgO до 8–11%
в породах 1-й фазы и до 1,3–2,54% – 2-й фазы
(6,33%, по данным В. Д. Слюсарева, в контактовой
зоне). С увеличением кремнезема в целом отмечается
уменьшение содержания TiO2, суммарного FeO*,
MgO, CaO, P2O6, незначительно увеличивается Al2O3.
В пироксенитах отмечаются апатит-магнетитовые, существенно апатитовые и апатит-сфен-содержащие рудные зоны, что обусловливает высокую
концентрацию Ti от 4975 до 16891 ppm и P от 1426
до 9259 ppm.
На диаграммах Харкера (рис. 3) породы сяргозерского умереннощелочного комплекса формируют
единые тренды изменения составов, что свидетельствует об их генетической связи и фракционном характере кристаллизации. Прямолинейные или близкие к
прямолинейным тренды наблюдаются для пар SiO2MgO, SiO2-CaO, SiO2-FeO*, SiO2-TiO2 с увеличением
содержания щелочей от основных дифференциатов к
более кислым. Некоторые отклонения составов могут быть связаны с неоднородным распределением
кумулусных фаз при их отделении на разных стадиях
кристаллизации (P2O5, TiO2, FeO) и с наложением более поздних процессов. По составу породы сяргозерского комплекса близки панозерскому плутону и санукитоидам Карелии восточной зоны.
105
Таблица 1
Состав пород умереннощелочного сяргозерского комплекса
Комп.
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
H2O
ппп
P2O5
∑alc
Total
Li ppm
P
Sc
Ti
V
Cr
Mn
Co
Ni
Cu
Zn
Rb
Sr
Y
Zr
Nb
Sn
Ba
La
Ce
Pr
Nd
Sm
Eu
Gd
Tb
Dy
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
Hf
Pb
Th
U
ΣREE+Y
Обр.
1
67,52
0,4
15,71
1,51
1,8
0,041
1,64
2,97
4,61
2,08
0,21
1,31
0,19
6,69
99,99
25,43
652,69
<PO
2068,84
46,68
33,64
358,47
9,48
27,96
10,83
94,50
62,26
645,41
5,14
50,30
2,17
1,07
853,80
19,17
31,18
4,35
16,06
2,91
1,04
2,63
0,28
1,24
0,22
0,56
0,06
0,44
0,06
1,86
8,06
1,74
0,31
85,34
Ш-1
2
58,54
0,93
15,89
3,93
2,58
0,115
2,54
3,98
5,72
4,1
0,01
0,79
0,59
9,82
99,81
11,97
2626,29
7,32
5006,84
125,52
22,56
944,31
17,60
20,41
113,99
97,90
98,50
1621,41
22,16
160,94
13,06
2,84
2144,20
104,07
187,38
25,08
89,99
15,83
4,38
13,68
1,37
5,56
0,89
2,38
0,27
1,70
0,23
5,72
14,96
8,30
1,08
474,98
Ш-2
3
45,1
1,5
8,49
6,02
8,11
0,327
11,04
11,8
4,59
1,5
0,36
2,67
1,0
3,09
99,51
62,29
4163,49
25,08
7634,84
263,84
443,68
2462,31
49,18
193,21
39,16
303,90
50,02
975,81
40,16
220,38
11,72
4,82
392,60
128,15
287,46
42,80
150,59
29,16
5,89
24,04
2,54
10,52
1,70
4,49
0,51
3,25
0,44
8,03
7,47
5,30
0,97
731,70
Ш-3
4
72,77
0,06
14,89
0,56
0,43
0,031
0,45
0,67
7,43
2,14
0,04
0,47
0,05
9,57
99,99
2,44
<PO
<PO
189,84
11,19
<PO
230,39
1,70
8,97
192,43
12,85
10,29
59,41
0,56
77,74
1,05
0,75
401,40
0,76
1,87
0,40
2,03
0,30
0,12
0,25
0,02
0,11
<PO
0,06
<PO
0,07
<PO
5,85
19,86
2,40
3,31
6,55
Ш-4
5
43,54
1,68
4,66
7,7
7,9
0,334
10,23
17,67
1,0
0,7
0,17
2,01
2,16
1,7
99,75
46,93
9259,49
29,29
8974,84
311,52
90,76
2547,51
48,02
74,85
64,07
272,90
32,56
1312,21
51,92
83,86
14,24
3,92
104,92
275,51
539,18
70,00
255,83
44,48
9,66
36,71
3,60
14,02
2,22
5,86
0,63
3,85
0,50
5,22
9,09
9,62
0,93
1313,98
Ш-5
6
53,16
0,93
15,47
4,18
4,24
0,148
4,95
7,21
5,5
1,3
0,21
1,54
0,67
6,8
99,51
43,09
2634,69
14,40
4974,84
172,48
141,16
1145,91
27,10
73,25
26,67
160,02
45,82
2749,41
19,63
83,90
5,58
1,98
439,00
61,79
141,46
20,58
80,35
14,98
3,69
11,96
1,25
5,15
0,85
2,22
0,26
1,64
0,23
3,40
11,09
3,34
0,55
366,07
Ш-6/1
7
52,54
1,06
15,04
3,32
5,17
0,152
6,53
5,75
5,0
2,58
0,11
1,7
0,8
7,58
99,75
62,53
3080,69
7,56
8274,84
150,32
21,39
914,71
20,37
21,04
114,11
141,06
78,74
1024,61
37,73
165,58
26,86
3,88
1231,00
171,99
358,86
45,64
163,87
30,68
7,14
24,75
2,54
10,36
1,61
4,22
0,47
2,79
0,34
6,31
9,05
12,40
1,23
862,99
Ш-7
8
51,78
1,51
16,05
2,93
4,6
0,12
3,27
5,86
6,31
2,71
0,06
3,81
0,73
9,02
99,74
64,97
3177,09
8,26
8534,84
156,60
22,81
946,31
21,30
21,80
128,51
147,26
81,46
1057,81
38,80
166,62
27,65
3,97
1261,80
175,23
358,50
45,76
164,87
31,15
7,26
24,89
2,57
10,38
1,64
4,24
0,46
2,84
0,35
6,23
9,37
12,49
1,24
868,94
Ш-8
9
63,62
0,54
16,4
2,04
1,51
0,074
1,31
2,39
6,67
4,72
0,05
0,34
0,32
11,39
99,98
4,37
1214,29
<PO
2676,04
64,20
28,00
647,51
8,26
17,03
31,42
81,74
72,58
1394,61
12,22
99,06
8,38
1,93
1985,80
73,83
142,18
18,66
67,31
11,16
3,08
9,19
0,88
3,40
0,53
1,44
0,16
1,02
0,14
4,70
15,94
8,08
1,20
345,18
Ш-9
10
63,68
0,52
16,15
2,05
1,87
0,066
1,42
2,53
6,96
3,5
0,15
0,81
0,29
10,46
100,0
42,33
1002,29
<PO
2600,44
63,52
33,16
566,71
8,51
19,65
10,58
89,90
62,86
1040,61
11,29
143,38
10,02
2,14
1972,20
72,91
125,10
15,71
57,23
9,14
2,70
7,76
0,74
2,88
0,45
1,27
0,15
1,00
0,14
6,28
63,28
12,97
3,68
308,48
Ш-11
11
41,06
3,12
6,67
10,87
10,23
0,386
8,69
10,43
1,3
1,32
0,23
4,81
0,39
2,62
99,51
8,00
1426,29
46,22
16890,8
504,04
188,28
2980,71
68,06
90,89
58,51
404,46
66,26
546,21
51,60
263,66
40,32
6,27
229,24
161,43
376,74
49,12
177,67
32,74
7,98
27,52
3,01
13,17
2,20
5,92
0,70
4,31
0,57
12,08
8,47
11,04
2,97
914,67
Ш-10
П р и м е ч а н и е . 1–8 – уч. Шалговаара: 1 – вмещающие гранодиориты нормальной щелочности. Сяргозерский комплекс: 2 – кварцевый
монцодиорит, 3 – ксенолит пироксенита в монцодиоритах (1-я фаза), 4 – жила альбититовая, 5 – эпидотизированный амфиболит по пироксенитам со сфеном, 6–7 – ксенолит измененных габбро в монцодиоритах (1-я фаза), 8 – биотитизированное габбро (1-я фаза); 9–11 –
северный берег оз. Сяргозеро – Торосозеро: 9 – среднезернистые сиениты, 10 – порфировидные гигантозернистые сиениты, 11 – метасоматически измененный амфиболит по пироксениту (1-я фаза).
106
1234- +
5678-
15
10
5
Al2O3
Na2 O+K2 O
20
0
35
40
45
50
55
60
65
70
20
18
16
14
12
10
8
6
4
35
75
45
CaO
MgO
15
10
5
0
45
55
65
75
35
45
15
2.5
2
TiO2
FeO
3.5
3
10
5
1.5
1
0
0.5
0
55
55
65
75
65
75
S iO 2
20
45
75
18
16
14
12
10
8
6
4
2
0
S iO 2
35
65
S iO 2
SiO2
20
35
55
65
75
S iO 2
35
45
55
SiO2
Рис. 3. Диаграммы распределения петрогенных элементов в породах сяргозерского комплекса
Сяргозерский комплекс (1–4): 1 – пироксениты, 2 – габбро, 3 – монцодиорты, 4 – сиениты; 5 – вмещающие гранодиориты,
6 – жилы альбититов, 7 – область составов пород Панозерского комплекса, 8 – область составов санукитоидов восточной зоны
Так как ранее к этому же комплексу относили и
гранитоиды, развитые в обрамлении умереннощелочных массивов, то их составы также были вынесены на диаграммы. Гранодиориты участка Шаравалампи содержат 67,5% SiO2 и имеют нормальную
щелочность (6,7%) в отличие от монцодиоритов и
сиенитов (табл. 1, рис. 3). Альбититовые жилы также
имеют некоторые отклонения по составу от общего
тренда (рис. 3).
Геохимия. Породы комплекса характеризуются
высокими концентрациями Ba, Sr (рис. 4), обогащены REE (особенно легкими), для которых отмечается высокая степень фракционирования (LaN/YbN =
44–52).
В пироксенитах сумма редкоземельных элементов (REE+Y) колеблется от 366 (в ксенолитах)
до 1314 ppm. Увеличение содержания в породах
таких элементов, как Ba (105–439 ppm),
Sr (546–2749), Zr (84–264), наблюдается в наиболее измененных разностях и ксенолитах пироксенитов. В габбро ∑REE 862–868 ppm, содержание
Ba – 1231–1263, Sr – 1025–1058, Zr – 165–
167 ppm.
В монцодиоритах содержание ∑REE снижается
до 475 ppm, концентрация Ba увеличивается до 2144
ppm. Sr и Zr находится в тех же пределах – до 1621 и
161 ppm, соответственно. В сиенитах содержание
∑REE еще ниже – 308–345 ppm, Ba 1972–1986, Sr
1041–1385, Zr 99–143. Содержание Ba и Sr сильно
колеблется и зависит от присутствия калиевого полевого шпата.
По спектрам распределения REE выделяются
отчетливые тренды уменьшения их содержания с
увеличением SiO2 (рис. 5), что возможно при
фракционировании постоянной ассоциации минералов-концентраторов этих элементов. Одним из
минералов, контролирующим распределение REE
в породах, как показало изучение пород массива
Шаравалампи, является сфен. Содержание редких
земель в дифференциатах первой фазы сяргозерского комплекса несколько выше, чем в панозерском плутоне.
107
5000
100
4000
B a, ppm
120
Rb
80
60
40
3000
2000
1000
20
0
0
35
45
55
65
35
75
45
55
65
75
65
75
S iO 2
2500
400
2000
300
Z r, ppm
S r, ppm
SiO2
1500
1000
500
200
100
0
0
35
45
55
65
35
75
45
55
S iO 2
S iO 2
Рис. 4. Содержания крупноионных литофильных и высокозарядных элементов
Rock/C1
1000
А
10000
123-
100
1234-
+
100
10
10
1
Б
1000
Rock/C1
10000
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
1
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
1
3
5
7
9
11
13
Рис. 5. Распределение REE в пироксенитах и габбро 1-й фазы (А), монцодиоритах и сиенитах 2-й фазы (Б) Сяргозерского комплекса и Панозерского плутона (породы нормированы по хондриту С1; Sun, McDonough, 1989):
А. 1 – пироксениты, 2 – габбро, 3 – мафитовый комплекс Панозерского плутона (Гусева, 2006); Б. 1 – монцодиориты, 2 – сиениты, 3 – гранодиориты, 4 – монцониты (1–3 фазы) и кварцевые монцониты Панозерского плутона
На мультиэлементных диаграммах наблюдаются
отрицательные аномалии Ti, Zr, Y и Nb (рис. 6). В ряде работ по изучению санукитоидных массивов было
показано, что аномалия Ti связана с его концентрацией в амфиболе (минерале рестита при частичном плавлении базальтов слэба); либо с плавлением мантии в
присутствии карбоната, когда часть HFSE остается в
рутиле рестита; или с образованием в ультраосновных
породах тонких кайм вокруг шпинели флогопита и оксида титана, обогащенных Nb, которые образуются
при метасоматозе мантии и объясняют наличие NbTa-Ti аномалий. Характер распределения элементов
на спайдерграммах в породах Сяргозерского и Панозерского комплексов в целом близок.
Наличие в породах апатита, амфибола, карбоната
свидетельствует о присутствии летучих компонентов, связанных с метасоматозом мантии.
108
Временной интервал формирования санукитоидов восточной зоны, как показывают исследования многих авторов, составляет около 2,74 млн
лет (Иваников, 1997; Чекулаев и др., 2003;
Bibikova et al., 2005). На участке Сяргозеро по
цирконам (U-Th-Pb система) определен возраст
даек лампрофиров (Bibikova et al., 2005), секущих
сиениты, который составляет 2742 ± 14 млн лет,
также установлены более древние ксеногенные
цирконы с возрастом 2825 ± 3 и 2817 ± 7 млн лет,
что указывает на возможную контаминацию корового материала. Как для панозерского, так и
для сяргозерского комплекса характерно увеличение содержания Rb, Pb и Th от мафитов к более
кислым разностям, что также может свидетельствовать о наличии контаминации и фракционной
кристаллизации.
А
1000
123-
Rock/P M
Rock/PM
1000
100
10
1
Rb Th Ta Ce Pr P Sm Hf Ti Tb Y Er Yb
1Ba 3Nb 5La Pb
7 Sr
9 Nd11Zr13Eu15
19 Tm
21 Lu23 25
Gd 17
Dy Ho
Б
1234-
+
100
10
1
Rb
P11Sm
Er21 Yb
1 2 Th
3 4 Ta
5 6Ce
7 8Pr9 10
12 13Hf
14 15Ti16 Tb
17 18Y
19 20
22 23 24 25 26
Ba Nb La Pb Sr Nd Zr Eu Gd Dy Ho Tm Lu
Рис. 6. Мультиэлементные диаграммы для пироксенитов и габбро 1-й фазы (А), монцодиритов и сиенитов 2-й фазы (Б) Сяргозерского комплекса (приводятся в сравнении с породами Панозерского плутона, нормированы по примитивной мантии; Sun, McDough, 1989):
А. 1 – пироксениты и 2 – габбро; 3 – мафитовый комплекс Панозерского плутона (Гусева, 2006). Б. 1 – монцодиориты и 2 – сиениты, 3 –
гранодиориты, 4 – монцониты (1–3 фазы) и кварцевые монцониты Панозерского плутона
Рудогенные элементы. Максимальные концентрации TiO2, FeO, P2O5, Cr, V, Mn (рис. 7) установлены для пироксенитов, что связано с высоким содержанием в этих породах магнетита, ильменита, сфена
и апатита. Mn является характерной примесью ильменита, V – рутила. Количество Ni и Co уменьшается
от пироксенитов и габбро к монцодиоритам и сиенитам. С увеличением SiO2 наблюдается уменьшение
содержания Mo, Sn, W, Ta, Nb, Zn, Cd, Sc от пироксенитов к сиенитам, что, по-видимому, является отражением геохимического состава пород повышенной щелочности, в которых в процессе эволюции не
происходит накопления и образования значительных
концентраций этих элементов.
Содержание Cu в породах массива Шарвалампи
незначительно увеличивается от пироксенитов к
монцодиоритам. В жилах альбититов наблюдается
максимальная концентрация Cu (до 193 ppm) и Ag
(до 1,4 ppm), входящих в борнит, халькопирит и серебро. В гигантозернистых сиенитах отмечается повышение содержания Pb (63 ppm) на общем фоне (9–
16 ppm). Содержания Bi, Te, Ag низкие, не превышают 0,6 ppm.
Минералогия рудных зон
В породах сяргозерского комплекса были исследованы рудные и акцессорные минералы (табл. 2–7).
С учетом данных ICP MS анализов для интрузивных
и измененных пород, оценивались несколько типов
минерализации, которые могут давать рудные скопления и приводить к повышенным концентрациям
соответствующих элементов: 1 – Ba, Sr и REE в породах и минералах; 2 – P-Ti – оруденение; 3 – благороднометалльная минерализация.
В пироксенитах выделяются апатит-магнетитовые или существенно апатитовые рудные зоны или
ряд таких зон с мощностью от 10 до 100 м и протяженностью 1700 м.
Изменения пород связаны с метасоматическими
преобразованиями, накладывающимися в несколько
этапов:
1 – амфиболизация пироксенитов и габбро при
автометасоматозе. Основные дифференциаты содержат магнетит, ильменит, апатит (P-Ti-оруденение) и
теллуриды ЭПГ.
2 – внедрение монцодиоритов и сиенитов сопровождается щелочным метасоматозом с образованием
амфибола, Ba-содержащего К-полевого шпата, альбита, флогопита, апатита и сфена (P-Ti-оруденение) в
породах 1-й фазы.
3 – при формировании поздних жил альбититов
происходит наложение щелочных более низкотемпературных изменений с образованием альбита, эпидота, амфибола, хлорита, кварца, рутила и Au-Cu-S минерализации (благороднометалльное оруденение). На
поздних стадиях появляются кальцит, барит и карбонаты REE (Ba-Sr-REE специализация).
1. Барий, стронций и редкоземельные элементы. Накопление Ba (1970–2145 ppm) и Sr (1400–
1620 ppm) в породах Сяргозерского комплекса
происходит в полевых шпатах более кислых дифференциатов (альбит – BaO 0,09–0,81% и К-полевой шпат – BaO 0,22–1,16%), щелочных метасоматитах (К-полевой шпат с содержанием BaО до 2,75%),
которые можно отнести к фенитам, и связанной с
этими изменениями минерализации. При этом содержание Zr в породах 160–260 ppm, а также Nb и Ta –
низкое. Циркон встречается как акцессорный минерал. В поздних процессах изменения пород Ba и Sr
концентрируются в барите (BaO – 53,3–64,62%,
SrO – 0,94–9,61%) и даже целестине, обнаруженном
в сиенитах (BaO – 10,11%, SrO – 45,7%).
109
TiO 2+FeO
15
V+Mn
10
5
0
35
45
55
65
35
75
45
55
65
75
65
75
55
65
75
55
65
75
65
75
SiO2
S iO 2
500
1234- +
5678-
4000
3500
3000
2500
2000
1500
1000
500
0
3
2
300
P2 O 5
Cr
400
200
1
100
0
0
35
45
55
65
35
75
300
250
Ni+Co
Mo+Sn+W
8
6
4
200
150
100
2
50
0
0
35
45
55
SiO2
65
75
50
300
40
250
30
200
Zn+Cd
Ta+Nb
55
S iO 2
SiO2
10
20
50
0
0
45
55
SiO2
65
75
200
Pb
160
120
80
40
0
45
55
SiO2
45
35
45
SiO2
SiO2
240
35
35
150
100
10
35
Cu
45
65
75
70
60
50
40
30
20
10
0
35
45
55
SiO2
Рис. 7. Содержание рудогенных элементов в породах Сяргозерского комплекса:
Сяргозерский комплекс (1–4): 1 – пироксениты, 2 – габбро, 3 – монцодиорты, 4 – сиениты; 5 – вмещающие гранодиориты, 6 – жилы альбититов, 7 – область составов пород Панозерского комплекса, 8 – область составов санукитоидов восточной зоны
110
Таблица 2
Химический состав полевых шпатов, мас. %
Комп.
Al2O3
SiO2
K2O
Na2O
BaO
Обр.
Уч.
1
18,67
63,04
15,76
2
18,93
62,11
16,20
2,54
Ш-5
12_5
2,75
Ш-5
13_2
3
19,01
68,68
4
19,04
68,25
12,32
12,72
Ш-7
15_4
Ш-7
17_6
5
18, 0
62,45
18,44
6
18,43
63,68
16,85
1,11
Ш-2
2_3
1,04
Ш-2
2_5
7
20,04
67,9
8
18,66
68,44
11,97
0,09
Ш-2
2_4
12,43
0,47
Ш-2
5_7
9
18,72
65,75
6,92
7,5
0,65
Ш-9
19_1
10
18,71
64,19
16,95
11
18,66
63,3
16,52
Ш-9
2_1
1,46
Ш-9
6_5
12
19,49
65,97
13
18,76
67,97
14,45
0,09
Ш-9
2_2
12,99
0,28
Ш-9
9_3
П р и м е ч а н и е . 1–2 – пироксениты, 3–4 – габбро, 5–8 – монцодиориты, 9–13 – сиениты (9 – средний состав кристаллов полевого шпата,
отвечающий санидину).
Таблица 3
Химический состав минералов группы эпидота и сфена, мас. %
Комп.
Al2O3
SiO2
CaO
TiO2
FeO
La2O3
Ce2O3
Nd2O3
Обр.
Уч.
1
22,88
37,99
24,39
2
15,46
38,80
13,01
3
16,48
39,18
16,36
4
23,28
38,89
23,23
5
15,21
35,87
13,48
6
22,09
39,24
21,70
7
18,83
39,47
16,12
14,75
14,06
4,21
9,82
4,65
Ш-5
11_10
19,40
14,60
19,17
4,12
9,30
2,84
Ш-2
10_1
16,87
18,31
8
1,44
30,87
27,47
36,62
2,12
7,27
1,48
Ш-9
7_4
Ш-5
15_1
Ш-5
3_8
8,59
Ш-6/3
13_3
Ш-2
8_1
Ш-9
2_4
9
1,24
31,07
28,55
37,28
1,86
10
1,35
30,84
25,80
35,87
2,19
11
0,97
31,23
27,19
36,71
1,61
2,29
Ш-7
17_1
1,76
2,20
Ш-7
16_4
Ш-7
16_5
12
0,99
30,53
28,34
38,25
1,90
13
1,67
28,33
29,62
36,77
3,61
Ш-2
4_1
Ш-9
7_3
П р и м е ч а н и е . Минералы группы эпидота (состав приведен без учета группы OH). 1, 4, 6 – эпидот, 3, 7 – Ce-эпидот, 2, 5 – ортит. Сфен –
8–13. Породы: 1–3, 8 – пироксениты, 9–11 – габбро, 4, 5, 12 – монцодиориты, 6, 7, 13 – сиениты.
Таблица 4
Состав карбонатов с редкоземельными элементами, ат. %
Элемент
F
Ca
La
Ce
Pr
Nd
O
Обр.
Уч.
1
16,02
5,27
10,05
14,77
2
17,17
5,62
8,64
14,07
1,58
4,35
48,57
Ш-5
13_4
4,55
49,33
Ш-5
12_4
3
18,87
2,59
10,34
15,60
4
19,36
5,33
11,62
12,91
4,44
48,16
Ш-5
4_1
3,46
47,32
Ш-5
6_1
5
17,56
7,06
10,79
12,90
0,98
2,66
48,05
Ш-5
7_1
6
13,88
3,12
11,48
16,44
7
13,18
1,61
12,70
4,02
51,05
Ш-7
7_1
4,28
51,77
Ш-7
28_2
П р и м е ч а н и е . 1–5 – пироксениты, 6–7 – габбро. Состав приведен в ат. % по всем элементам (без
углерода).
Таблица 5
Химический состав баритов и целестина, мас. %
Комп.
SO3
SrO
BaO
Обр.
Уч.
1
34,43
0,94
64,62
Ш-5
16_1
2
37,09
9,61
53,30
Ш-6/3
5_1
3
37,25
1,29
61,46
Ш-6/3
7_1
4
39,12
2,41
58,47
Ш-6/3
9_1
5
37,52
5,52
56,96
Ш-6/3
11_1
6
38,55
1,05
60,39
Ш-7
4_3
7
35,73
2,20
62,07
Ш-7
21_2
8
36,19
1,95
61,85
Ш-7
24_2
9
35,83
1,64
62,52
Ш-9
4_1
10
44,19
45,70
10,11
Ш-9
3_2
П р и м е ч а н и е . 1–9 – барит, 10 – целестин. Породы: 1–5 – пироксенит (2–5 – ксенолит), 6–8 – габбро, 9–10 – сиенит.
Таблица 6
Химический состав сульфидов
Комп.
S
Fe
Cu
Обр.
Уч.
1
36,13
30,54
33,33
Ш-5
3_1
2
36,18
30,43
33,40
Ш-5
16_2
3
26,84
11,02
62,14
Ш-5
3_2
4
34,66
13,89
51,45
Ш-5
4_1
5
33,53
15,04
51,42
Ш-5
6_1
6
34,89
13,75
51,37
Ш-5
6_2
7
27,72
11,68
60,60
Ш-5
17_2
8
25,77
12,73
61,50
Ш-5
19_3
9
27,87
11,37
60,76
Ш-7
22_1
10
24,30
11
21,86
75,70
Ш-7
3_1
78,14
Ш-7
18_6
П р и м е ч а н и е . 1–2 – халькопирит, 3–9 – борнит, 10–11 – халькозин. Породы: 1–8 – пироксенит, 9–11 – габбро.
111
Таблица 7
Химический состав редких и акцессорных минералов
Эл-т
Pd
Pt
Te
Cu
Ag
Au
Bi
Pb
Se
Cd
S
Обр.
Уч.
1
23,43
10,20
64,65
1,72
2
3
33,74
66,26
33,39
66,61
4
31,44
68,56
5
35,28
64,72
6
34,44
65,56
7
8
9
10
40,30
100,0
11
34,02
65,98
12
13
100
59,70
100,0
76,41
23,59
Ш-5
18_1
Ш-5
13_1
Ш-5
13_2
Ш-5
5_1
Ш-5
5_2
Ш-5
7_1
Ш-5
17_1
Ш-5
11_1
Ш-7
12_1
Ш-5
7_1
9506
5_1
48,90
51,10
Ш-5 9506
21_1 8_1
П р и м е ч а н и е . 1 – кейтконнит, 2–3 – мончеит, 4–7 – электрум, 8 – клаусталит, 9 – цумоит, 10 – теллур,
11 – висмут, 12 – серебро, 13 – гринокит. Порода: 1–8, 10–13 – пироксенит, 9 – габбро.
Концентраторами REE являются сфен (Ce2O3
1,48–2,29% и Nd2O3 2,2%), эпидот, Ce-эпидот, ортит
и низкотемпературные карбонаты. Поздние изменения пироксенитов и габбро, вероятно, связаны с воздействием альбититов и сопровождаются образованием эпидота, хлорита, иногда кварца. Образующиеся при этом процессе минералы группы эпидота содержат REE и представлены ортитом (Ce2O3 до
9,82%, Nd2O3 до 4,65%, La2O3 до 4,21%) и Ce-эпидотом (Ce2O3 7,3–8,6%). Они иногда встречаются в зональном прорастании (табл. 3/1–7, рис. 8/10). Ортит
часто образует каймы вокруг зерен апатита (рис.
8/4). В монцодиоритах и сиенитах также встречаются
минералы группы эпидота, но в меньшем количестве
(ортит – ∑(La2O3, Ce2O3, Nd2O3) от 14,4 до 16,26%).
На поздних стадиях изменения пород появляется
REE-содержащий F-карбонат – паризит (Ce, La, Nd,
редко Pr; табл. 4; рис. 8/11).
2. P-Ti-оруденение установлено в породах 1-й
фазы (пироксениты и габбро) и представлено магнетитом, ильменитом, сфеном и F-апатитом.
Выделение магнетита и ильменита, скорее всего,
связано с раннемагматической стадией ультраосновных
дифференциатов. При внедрении в них более поздних
монцодиоритов и сиенитов повышенной щелочности
происходит обогащение сфеном (размером 2–5 мм),
ильменитом и F-апатитом (рис. 7/2–4). Ильменит содержит MnO до 5,55%. Для сфена характерны примеси Fe
(FeO* 1,29–3,6%), Al (0,93–1,7%), часто зональность,
обусловленная присутствием примесей LREE − Ce2O3
1,48–2,29% и Nd2O3 2,2% (табл. 3/8–13; рис. 7/5). Ильменит и сфен часто образуют эвтектические срастания
(рис. 7/2), температура их кристаллизации, очевидно,
была ниже, чем распад титаномагнетитов.
При поздних изменениях пироксенитов и габбро,
вероятно связанных с воздействием альбититов (с
образованием низкотемпературной ассоциации),
происходит выделение рутила, который развивается
по ильмениту.
В монцодиоритах и сиенитах также установлены
магнетит, сфен и F-апатит (размером до 2 мм), но в
гораздо меньшем количестве по сравнению с более
основными дифференциатами. В сфене наблюдается
112
зональность, обусловленная различным содержанием
примеси Fe (от 2 до 3,6%). При низкотемпературных
изменениях, вызванных воздействием альбититов, по
нему развивается тонкодисперсный рутил с примесью V (рис. 7/6).
3.
Благороднометалльная
минерализация
(ЭПГ, Au). В габбро-пироксенитовых массивах участка Шаравалампи определено содержание благородных металлов – Pt – 0,038 г/т, Pd – 0,074, Au – 0,02. В
амфиболизированных пироксенитах в амфиболе обнаружены единичные удлиненные кристаллы кейтконнита (PdPtCu)3Te (табл. 7; рис. 8/8) и мончеит
PtTe2 (размер зерен до 5 мкм), который, вероятно,
мог образоваться еще на магматической стадии при
более высоких температурах.
В зонах эпидотизации образуются тонкие прожилки и гнезда с сульфидами меди – халькопиритом
и борнитом (рис. 8/7). В непосредственном срастании с борнитом встречаются небольшие зерна галенита, самородного теллура, висмута и электрума (до
8–15 мкм, Ag 31,44–35,28%, рис. 8/8). В халькопирите также обнаружены единичные микровключения
серебра (1–5 мкм), цумоит (BiTe). Редко встречаются
клаусталит и касситерит. В зоне гипергенеза в измененных габбро борнит полностью замещается халькозином, который затем окисляется с образованием
тенорита и гематита (рис. 8/9).
Заключение. Сяргозерский умереннощелочной
комплекс представляет собой многофазный массив, о
чем свидетельствуют многочисленные ксенолиты
ультрамафитов в более кислых разностях пород и
единые эволюционные тренды на петрохимических
диаграммах. Ранняя фаза комплекса дифференцирована от пироксенитов до габбро, более поздняя – от
монцодиоритов до сиенитов. Сумма щелочей увеличивается от 1,4–3,1% до 11,4%, K2O/Na2O = 0,33–0,72
(от пироксенитов до сиенитов). Гранодиориты являются более древними вмещающими породами и не
входят в этот комплекс. Распределение петрогенных
и редкоземельных элементов подтверждает генетическую связь между породами комплекса (исключение
составляют поздние альбититы).
1
1
2
3
2
4
1
2
3
5
6
1
2
4
1
1
2
1
3
2
7
8
9
10
11
12
Рис. 8. Рудные, акцессорные и редкие минералы:
1 – магнетит (1) и сфен (2); 2 – апатит (1), ильменит (2), сфен (3), хлорит (4); 3 – сфен (1); 4 – апатит (1), ортит (2); 5 – зональный сфен;
6 – образование рутила по сфену; 7 – халькопирит (1) с борнитом (2); 8 – борнит (1), электрум (2), мончеит (3); 9 – замещение халькозина (1) гематитом и теноритом; 10 – срастание эпидота и ортита; 11 – паризит; 12 – кристалл полевого шпата с твердым распадом
Метасоматические преобразования происходили
в несколько этапов: 1 – амфиболизация пироксенитов и габбро при автометасоматозе. Основные дифференциаты содержат магнетит, ильменит, апатит и
теллуриды ЭПГ; 2 – внедрение монцодиоритов и
сиенитов сопровождается щелочным метасоматозом
(фенитизация пород) и сопровождается интенсивной
амфиболизацией пород, образованием Ba-содержащего К-полевого шпата, альбита, флогопита, апатита
и сфена в породах 1-й фазы; 3 – формирование поздних жил альбититов сопровождается щелочными более низкотемпературными изменениями (образова113
ние альбита, эпидота, амфибола, хлорита, кварца, рутила и Au-Cu-S минерализации). На поздних стадиях
появляются кальцит, барит и карбонаты REE.
Породы комплекса специализированы на P, Ti,
Ba, Sr, LREE, содержат в незначительном количестве
Pt, Pd. P и Ti обогащены породы ранних фаз, но максимально они сосредоточены в апатит-титанитовых
рудах, образующих маломощные залежи. Титан концентрируется в титаните, магнетите, ильмените и рутиле, образующихся последовательно, в соответствии со всеми этапами метасоматического изменения
пород.
Концентраторами REE являются сфен, эпидот,
ортит и поздние карбонаты. Накопление Ba 1970–
2145 ppm и Sr 1400–1620 ppm происходит в полевых
шпатах более кислых дифференциатов комплекса и
щелочных метасоматитах (фенитах), связанных с ними. Содержание Zr низкое (160–260 ppm). В поздних
процессах Ba и Sr концентрируются в барите и целестине.
Платиноиды входят в кейтконнит, мончеит. Метасоматические изменения, связанные с альбититами,
сопровождаются образованием сульфидов меди (халькопирит, борнит), электрума, более редких самородных элементов (серебра, теллура, висмута), цумоита,
иногда галенита, гринокита, клаусталита, в них также
установлены единичные зерна киновари и касситерита. Значительных концентраций они не дают.
ЛИТЕРАТУРА
Ганин В. А., Бондарев А. П. и др. Отчет о групповой
геологической съемке и геологическому доизучению масштаба 1 : 50 000 Елмозерского синклинория и его обрамления в Муезерском, Медвежьегорском и Сегежском районах КАССР, проведенных в 1978–83 гг. // Фонды КГЭ.
1983.
Гусева Н. С. Геология и петрология Панозерского санукитоидного плутона: Центральная Карелия. Автореф. дис.
… канд. геол.-минер. наук. СПб., 2006. 26 с.
Иваников В. В. Архейские сиениты и монцониты Карелии // Вестник СПбГУ, сер. 7. 1997. Вып. 1, № 7. С. 11–21.
Иваников В. В., Пилацкий В. Э., Богачев В. А. Гомологические ряды магматических гранитоидных формаций
позднего архея и протерозоя юго-восточной части Балтийского щита // Магматизм и геохронология докембрия Восточно-Европейской платформы в связи с крупномасштабным картированием: Тез. докл. IV рег. петрограф. совещ.
по Европейской части СССР. (Петрозаводск, 1987 г.). Петрозаводск, 1987. С. 41–42.
Кофман В. С., Гаскельберг Л. А. Геологическая карта
северо-запада РСФСР, масштаб 1 : 50 000. 1988.
Лобач-Жученко С. Б., Роллинсон Х., Чекулаев В. П. и
др. Геология и петрология архейского высококалиевого и
высокомагнезиального Панозерского массива Центральной
Карелии // Петрология. 2007. Т. 15, № 5. С. 493–523.
Павлов Г. М. Интрузия субщелочных габброидов бассейна р. Аминдомаоя (Центральная Карелия) // Геология,
магматизм. Петрозаводск, 1984. С. 12–14.
Самсонов А. В., Бибикова Е. В. Ларионова Ю. О. и др.
Магнезиальные гранитоиды (санукитоиды) Костомукшского района, Западная Карелия: петрология, геохронология и
тектонические условия становления // Петрология. 2004.
Т. 12, № 5. С. 495–529.
Слабунов А. И., Лобач-Жученко С. Б., Бибикова Е. В. и
др. Архей Балтийского щита: геология, геохронология,
геодинамические обстановки // Геотектоника. 2006. № 6.
C. 1–29.
Слюсарев В. Д., Кулешевич Л. В., Павлов Г. М. и др.
Субщелочной магматизм района Сяргозера // Геология и
полезные ископаемые Карелии. Вып. 3. Петрозаводск,
2001. С. 66–86.
Чекулаев В. П. Архейские «санукитоиды» на Балтийском щите // Докл. АН. 1999. Т. 368, № 5. С. 676–678.
Чекулаев В. П., Левченков О. А., Иваников В. В. и др.
Состав, возраст и Sm-Nd систематика санукитоидов Панозерского массива // Геохимия. 2003. № 8. С. 817–828.
Щипцов В. В., Кожевников В. Н., Скорнякова Н. И.
Геологическая эволюция Ондозерской структуры // Гранитоиды архея юго-восточной части щита. Л., 1987. С. 68–
118.
Bibikova E. V., Petrova A., Claersson S. The temporal
evolution of sanukitoids in the Karelian Craton, Baltic Shield:
an ion microprobe U-Th-Pb isotopic study of zircons // Lithos.
2005. Vol. 79. P. 129–145.
Lobach-Zhuchenko S. B., Rollinson H. R., Chekulaev V. P.
et al. The Archean sanukitoid series of the Baltic Shield:
geological setting, geochemical characteristics and implications
for their origin // Lithos. 2005. Vol. 79. P. 107–128.
Martin H., Moyen J.-F., Rapp R. The sanukitoid series:
magmatism at the Archean-Proterozoic transition // The Royal
Society of Edinburgh. 2010. Vol. 100. P. 15–33.
А. М. Ручьев
СТРУКТУРНЫЙ АНАЛИЗ СДВИГОВЫХ ЗОН: НОВЫЙ МЕТОД,
ПЕРВЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ
Введение
Сдвиговая деформация горных пород является
одним из главных механизмов тектонического структурообразования, а инициируемые и координируемые ею разнообразные процессы служат факторами металло-, петрогенеза. Одна из целей комплексного изучения зон сдвиговых дислокаций
(сдвиговых зон), нередко рудоконтролирующих, –
получение возможно более полной информации об
их строении и особенностях формирования. Успешность ее достижения во многом зависит от целесообразности и эффективности используемых методов структурного анализа, что заставляет обращать
на них особое внимание.
В деле изучения сдвиговых дислокаций в условиях докембрийских щитов важная роль вполне обоснованно отводилась (Гинтов, 2005) тектонофизическому методу структурных парагенезисов, ранее
именовавшемуся методом усредненных характеристик (Гинтов, Исай, 1988). Вместе с тем отмечались
и его «слабые места»: неопределенность степени
применимости к геологическим объектам представлений о сдвиговой деформации, сложившихся преимущественно в результате экспериментальных исследований; нередкие в практике затруднения при
идентификации сколов (Гинтов и др., 2009). Есть основания предполагать, что на пути развития парагенетического анализа именно второй из указанных недостатков является «камнем преткновения», мешающим не только росту востребованности метода
структурных парагенезисов, но и проверке адекватности представлений, на которых он базируется. В
связи с этим весьма актуальны уточнение, выработка
правил и приемов выявления парагенетичных структурных элементов, а также их идентификации.
Шаг в этом направлении – разработка метода
идентификации структурных элементов сдвиговых
дислокаций и решения обратной тектонофизической
задачи подбором модельного парагенезиса (Ручьев,
2007, 2008а, б, 2009а, в). Метод предназначен для
исследования природных объектов, свойства которых особенно сильно препятствуют выявлению
парагенезисов структурных элементов и их иден-
тификации в процессе полевых наблюдений.
Примерами таких объектов могут служить типичные
для докембрия Карелии фрагментарно обнаженные
крупноразмерные зоны полифазной сдвиговой
деформации гетерогенных геологических образований («зоны складчато-разрывных дислокаций»,
«зоны интенсивного рассланцевания» и т. д.). Их
сложная структура обусловлена сочетанием многочисленных пространственно совмещенных («наложенных» друг на друга) близких по ориентировке и
макроскопически сходных по минеральному выполнению элементов тектонической субплоскостной
анизотропии горных пород.
Далее приводится краткое описание метода, а также полученных в результате его применения сведений, позволяющих аргументировать целесообразность
и продуктивность нового подхода к анализу структуры природных сдвиговых дислокаций горных пород.
Метод идентификации структурных элементов
сдвиговых дислокаций и решения обратной
тектонофизической задачи подбором
адекватного модельного парагенезиса
Исходный материал для структурно-парагенетического анализа – первичные фактические данные
о пространственной ориентировке субплоскостных
элементов тектонических структур, направлении
смещения по ним, возрастных соотношениях, характере минерального выполнения. При полевой работе
элементы залегания отпрепарированных поверхностей кливажа, сланцеватости, дифференционной
полосчатости определяются с максимальной точностью непосредственным измерением или рассчитываются по замерам ориентировки не менее двух линий пересечения искомой плоскости с поверхностью
рельефа обнажения.
При статистической обработке первичных данных
и в дальнейшей работе для минимизации затрат труда
и времени целесообразно использовать компьютер и
специализированные программы, позволяющие построить, детализировать πS-диаграмму (рис. 1), точно
определить координаты статистических максимумов,
провести операции моделирования.
115
Рис. 1. Детализация πS-диаграммы с помощью программы «StereoNet» (Version 2.02). А–Г – шаги последовательной
детализации. N – число замеров в выборке. Здесь и далее: стереографическая равноугольная проекция, верхняя полусфера
При анализе и интерпретации фактического материала используются составляющие основу тектонофизической модели средней части зоны скалывания (Гинтов, Исай, 1988; Гинтов, 2005) следующие
представления о пространственных соотношениях
элементов идеализированного сдвигового структурного парагенезиса (ИССП), дополненные опубликованными сведениями о последовательности их
формирования: антитетические (R′) и синтетические
(R) сколы Риделя формируются на ранней стадии
деформации, они ориентированы плоскостями
базисных участков под углом скалывания (α0) к оси
максимального главного напряжения σ1, расположены с разных сторон от оси и под углами
соответственно π/4+α0 и π/4-α0 к осевой плоскости
зоны скалывания (плоскости генерального смещения), отклоняясь от нее при правом сдвиге вправо,
при левом – влево; синтетические P-сколы формируются после R′-, R-сколов, ориентированы
плоскостями базисных участков под углом α0 к оси
минимального главного нормального напряжения
сжатия σ3 и под углом π/4-α0 к осевой плоскости
зоны скалывания, располагаются зеркально-симметрично к плоскости R-сколов; Т – трещины отрыва –
перпендикулярны оси σ3 и компланарны оси σ1,
ориентированы плоскостями базисных участков под
углом π/4 к осевой плоскости зоны скалывания,
отклоняясь от нее при правом сдвиге вправо, при
левом – влево; синтетические L-сколы формируются
на заключительной стадии деформации, они
параллельны осевой плоскости зоны скалывания; все
плоскости, соответствующие базисным участкам
элементов сдвигового структурного парагенезиса,
пересекаются по линиям, параллельным оси σ2.
Тектонофизическая модель средней части зоны
скалывания с учетом наличия указанной последовательности формирования структурных элементов и возможности существования систем, включающих лишь часть этих элементов, позволяет
прогнозировать количество производных от ИССП
типов парагенезисов (различных наборов структурных плоскостей), определяя его как число
сочетаний двух, трех и четырех элементов из пяти.
Всего насчитывается 26 потенциальных типов
парагенезисов: 10 – двухэлементных, 10 – трех116
элементных, 5 – четырехэлементных, 1 – пятиэлементный.
Универсальный подход, обеспечивающий корректное выявление природных сдвиговых парагенезисов, представленных только двумя структурными элементами, пока еще не найден. Обсуждаемые и практически используемые уже несколько
десятилетий признаки «сопряженности» (парагенетичности) двух разнонаправленных сколов (их слияние,
взаимное пересечение, противоположность направлений смещений и др. (Гзовский, 1954 и др.)) представляются недостаточными для выявления парагенетичных пар структурных элементов и их идентификации. Генетически «сопряженными» пары сколов
можно уверенно считать только в наиболее простой
ситуации, когда именно они формируют и трассируют
зону с наблюдаемыми границами (границей). Однако
такие условия позволяют определить пространственную ориентировку плоскости главного сдвигания,
поэтому в методическом аспекте следует говорить уже
не о двух, а о трех плоскостях, дающих информацию о
«сопряженных» сколах. Угловые соотношения и учет
специфики структурных элементов способствуют
идентификации лишь гипотетического парагенезиса
{TL} – совокупности трещины отрыва и ориентированной под углом 45° к ней плоскости скола. Таким
образом, из-за отсутствия четких критериев парагенетичности пар «сопряженных» элементов субплоскостной анизотропии горных пород выделение
двухэлементных парагенезисов в общем случае
является весьма и весьма проблематичным.
Как уже отмечалось, рассматриваемый метод
предназначен для исследования геологических
объектов, свойства которых максимально усложняют
полевую идентификацию структурных элементов и
определение парагенезисов. Поэтому в процедуру
выявления последних с целью исключения произвольных решений введено ограничение: в общем
случае в качестве потенциально парагенетичных
можно выделять лишь такое число статистических
плоскостей (не менее трех), которое позволяет для
обоснования принадлежности их к единому
парагенезису использовать критерий закономерного
соотношения углов между структурными элементами средней части зоны скалывания.
В связи с этим анализ статистических данных
включает следующие действия: выделение на
πS-диаграммах поясов трех и большего числа
максимумов предпочтительной ориентировки структурных элементов (рис. 2, А); измерение углов
между однопоясными максимумами (рис. 2, Б);
проверку гипотезы о парагенетичности плоскостей, в
ходе которой удобно пользоваться таблицей углов
между элементами ИССП, которые заранее могут
быть рассчитаны с требующейся точностью для
всего диапазона возможных величин α0 (табл. 1).
Для вычисления α0 выбираются уравнения (табл.
2),
отражающие
закономерности
взаиморасположения тех структурных элементов ИССП, с
которыми сопоставляются анализируемые статистические плоскости, отвечающие предполагаемому
природному парагенезису. После нахождения α0 по
угловым соотношениям плоскостей можно установить, каким элементам ИССП они соответствуют.
Разумеется, при идентификации статистических
плоскостей обязательно учитываются полевые наблюдения последовательности формирования реальных структурных элементов и характера смещения
по ним. Отсутствие или недостаток таких сведений
резко снижают возможности метода.
При идентификации структурных элементов преимущественно по данным об их пространственной
ориентировке (в практике это довольно частая ситуация) следует иметь в виду, что носителями однознач-
ной и исчерпывающей информации о деформационных условиях являются относительно редко встречающиеся парагенезисы {R′RРТL}, {R′RРL},
{R′RТL}, {R′PTL}, {RPTL}, {R′RPT}.
Корректная идентификация прогнозируемых на
основе тектонофизической модели средней части зоны скалывания 10 потенциальных трехкомпонентных парагенезисов (табл. 2) только по угловым соотношениям их структурных элементов невозможна.
Тем не менее эти соотношения позволяют: во-первых, делать обоснованные выводы о парагенетичности структурных элементов с различной пространственной ориентировкой, иначе говоря, выделять парагенезисы, что само по себе является очень важным
достижением выполненного анализа; во-вторых, устанавливать принадлежность триад к группам «асимметричных», «симметричных», «сорокапяти-» и «девяностоградусных» парагенезисов (табл. 2). «Сорокапятиградусные» триады всегда содержат Т- и L-плоскости, «девяностоградусные» – R′- и P-плоскости.
Таким образом, даже в крайне неблагоприятных обстоятельствах можно получить хотя и не полную, но
полезную информацию. Она бывает особенно нужной при продолжении полевых работ на том же объекте, так как наличие сведений о сдвиговых структурных парагенезисах и их группах способствует целенаправленным наблюдениям и сбору необходимых
дополнительных фактических данных.
Рис. 2. Пример последовательности действий при анализе и моделировании:
А – исходная πS-диаграмма и выделенный на ней пояс трех максимумов; Б – измерение углов между максимумами, предварительная идентификация плоскостей, вычисление α0 по системе уравнений {R′RL} (табл. 2); В – составление исходной диаграммы элементов ИССП для правостороннего сдвига при α0=18°; Г–Ж – преобразование исходной диаграммы элементов ИССП: Г – после правого поворота на 62,9° вокруг
оси 00°∠00° (выделена жирным кружком); Д – после правого поворота на 76,9° вокруг оси 00°∠90°; Е – определение угла и направления поворота вокруг нормали к совмещенным L-плоскостям; Ж – результат левого поворота на 84,4° вокруг оси 346,9°∠62,9° – готовая модель; З –
проверка адекватности модели – «сложение» диаграмм «Б» и «Ж». R′, R, P, L – сдвиговые (сколовые) плоскости (гнейсовидность, сланцеватость, кливаж), Т – плоскость трещин отрыва; σ1, σ2, σ3 – оси главных нормальных напряжений сжатия (σ1≥σ2≥σ3)
117
Таблица 1
Углы между плоскостями ИССП при различных углах скалывания, градусы
α0
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
31
32
33
34
35
36
37
38
39
40
41
42
43
44
45
L^ R
(π/4 – α0)
45
44
43
42
41
40
39
38
37
36
35
34
33
32
31
30
29
28
27
26
25
24
23
22
21
20
19
18
17
16
15
14
13
12
11
10
9
8
7
6
5
4
3
2
1
0
L^R'
(π/4 + α0)
45
46
47
48
49
50
51
52
53
54
55
56
57
58
59
60
61
62
63
64
65
66
67
68
69
70
71
72
73
74
75
76
77
78
79
80
81
82
83
84
85
86
87
88
89
90
R^R'
(2α0)
0
2
4
6
8
10
12
14
16
18
20
22
24
26
28
30
32
34
36
38
40
42
44
46
48
50
52
54
56
58
60
62
64
66
68
70
72
74
76
78
80
82
84
86
88
90
L^P
(π/4 – α0)
45
44
43
42
41
40
39
38
37
36
35
34
33
32
31
30
29
28
27
26
25
24
23
22
21
20
19
18
17
16
15
14
13
12
11
10
9
8
7
6
5
4
3
2
1
0
Здесь следует отметить, что при неопределенности возрастной последовательности парагенетичных
структурных элементов и характера сдвига по ним
возможность идентификации во многом зависит от
основанного на полевых наблюдениях заключения о
наличии или отсутствии в парагенезисе трещин отрыва*. Такие заключения позволяют сузить круг рассматриваемых потенциальных парагенезисов. Например, при отсутствии в структуре исследуемого
объекта субплоскостных элементов с признаками
трещин отрыва из группы «девяностоградусных» парагенезисов исключается триада {R′PT}. При последующей идентификации парагенезисов {R′РL} и
*
Трещины отрыва, по крайней мере минерализованные,
благодаря своим особенностям обычно сразу привлекают
внимание и вряд ли будут пропущены при полевых наблюдениях.
118
L^ T
(π/4)
45
45
45
45
45
45
45
45
45
45
45
45
45
45
45
45
45
45
45
45
45
45
45
45
45
45
45
45
45
45
45
45
45
45
45
45
45
45
45
45
45
45
45
45
45
45
R'^P
(π/2)
90
90
90
90
90
90
90
90
90
90
90
90
90
90
90
90
90
90
90
90
90
90
90
90
90
90
90
90
90
90
90
90
90
90
90
90
90
90
90
90
90
90
90
90
90
90
R'^T
(α0)
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
31
32
33
34
35
36
37
38
39
40
41
42
43
44
45
R^P
(π/2 – 2α0)
90
88
86
84
82
80
78
76
74
72
70
68
66
64
62
60
58
56
54
52
50
48
46
44
42
40
38
36
34
32
30
28
26
24
22
20
18
16
14
12
10
8
6
4
2
0
R^T
(α0)
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
31
32
33
34
35
36
37
38
39
40
41
42
43
44
45
P^T
(π/2 – α0)
90
89
88
87
86
85
84
83
82
81
80
79
78
77
76
75
74
73
72
71
70
69
68
67
66
65
64
63
62
61
60
59
58
57
56
55
54
53
52
51
50
49
48
47
46
45
{R′RР}, требующей альтернативного решения, удается точно определить некоторые парагенезисы
{R′РL}. При строгом выполнении условия перпендикулярности статистических R′- и Р-плоскостей в качестве парагенезиса {R′РL} принимается совокупность лишь тех структурных элементов, величины
острых углов между которыми соответствуют нечетным числам (в парагенезисе {R′RР} острые углы – только четные (R^P = 2(π/4 – α0), R^R′ = 2α0), а
в парагенезисе {R′РL} – либо четные, либо нечетные). «Симметричный» парагенезис (табл. 2), если
ни один из его структурных элементов не обладает
выраженными признаками трещин отрыва, с большей вероятностью отвечает триаде {RРL}, если же
структурный элемент, интерпретируемый как трещина отрыва, занимает позицию Т-плоскости, пара-
генезис принадлежит к типу {R′RT}. По идентифицированным таким способом «симметричным» парагенезисам можно оценить величину α0, но они не
дают сведений о направлениях смещения по сдвиговым плоскостям, что препятствует выбору исходной модели ИССП. Аналогично, т. е. с учетом сведений о трещинах отрыва, проводится идентифика-
ция «асимметричных» парагенезисов {R′RL} и
{RPT}. По ним можно получить исчерпывающую
информацию о деформационных условиях (исключение – парагенезис {R′RL} при α0 = 15°, который
по угловым характеристикам сходен с «симметричным» парагенезисом {RPL} при α0 = 15°).
Таблица 2
Особенности парагенезисов трех и большего числа структурных элементов
Тип
Угол между
парагенезиса элементами ИССП
{R′RL}
R^L = π/4 – α0
R′^L = π/4 + α0
R^R′ = 2α0
{RPT}
R^T = α0
R^P = π/2 – 2α0
P^T = π/2 – α0
{RPL}
R^L = π/4 – α0
P^L = π/4 – α0
R^P = π/2 – 2α0
{R′RT}
R′^T = R^T = α0
R′^R = 2α0
{R′RP}
R′^R= 2α0
R^P = π/2 – 2α0
R′^P= π/2
{R′PL}
R′^L = π/4 + α0
P^L = π/4 – α0
R′^P= π/2
{R′PT}
R′^P= π/2
R′^T = α0
P^T = π/2 – α0
{R′TL}
R′^T = α0
R′^L = π/4 + α0
L^T = π/4
{RTL}
R^L = π/4 – α0
R^T = α0
L^T = π/4
{PTL}
P^L = π/4 – α0
P^T = π/2 – α0
L^T = π/4
{R′RPL}
R^L = π/4 – α0
R′^L = π/4 + α0
P^L = π/4 – α0
R′^R = 2α0
R^P = π/2 – 2α0
R′^P= π/2
{R′RPT}
См. {R′RP}
R^T = α0
P^T = π/2 – α0
{R′RTL}
См. {RR′L}
R^T= R′^T = α0
L^T = π/4
{RPTL}
См. {RPL}
R^T = α0
P^T = π/2 – α0
L^T = π/4
{R′PTL}
См. {R′PL}
R′^T = α0
P^T = π/2 – α0
L^T = π/4
{R′RPTL}
Полный набор
вышеприведенных
уравнений
«Симметричный»;
R^T = R′^T < 45°;
«Девяностоградусный»;
R′^P= 90
Уравнения для
вычисления α0
α0 = π/4 – R^L
α0 = R′^L – π/4
α0= R′^R/2
α0 = R^T
α0 = (π/2 – R^P)/2
α0 = π/2 – P^Т
α0 = π/4 – R^L
α0 = π/4 – P^L
α0 = (π/2 – R^P)/2
α0= R′^R/2
α0 = R^T = R′^T
α0= R′^R/2
α0 = (π/2 – R^P)/2
«Девяностоградусный»;
R′^P= 90°
α0 = R′^L – π/4
α0 = π/4 – P^L
«Девяностоградусный»;
R′^P= 90°; R′^T < 45°;
P^T > 45°; L^T = 45°
«Сорокапятиградусный»;
L^T=45°; R′^L > 45°;
α0 = R′^T
α0 = π/2 – P^Т
α0 = R′^T
α0 = R′^L – π/4
«Сорокапятиградусный»; углы ≤ 45°
L^T=45°; R^L и R^T < 45°;
α0 = π/4 – R^L
α0 = R^T
«Сорокапятиградусный»;
L^T=45°; P^L < 45°;
α0 = π/4 – P^L
α0 = π/2 – P^Т
«Девяностоградусный»;
R^L = P^L < 45°;
45° < R′^L < 90°;
R′^P= 90°
α0 = π/4 – R^L
α0 = R′^L – π/4
α0 = π/4 – P^L
α0= R′^R/2
α0 = (π/2 – R^P)/2
«Девяностоградусный»; признаки
{R′RP}, а также:
R^T = R′^T < 45°; P^T > 45°;
«Сорокапятиградусный»;
признаки {R′RL}, а также:
R^T=R′^T=α0 < 45°; L^T=45°
«Сорокапятиградусный»;
признаки {RPL}, а также:
L^T = 45°; R^T< 45°; P^T> 45°
Уравнения {′RRP}
α0 = π/2 – P^Т
α0 = R^T = R′^T
Уравнения {R′RL}
α0 = R^T = R′^T
«Сорокапяти- и
девяностоградусный»; признаки
{R′PL}, а также:
R′^T < 45°; P^T > 45°; L^T= 45°
«Сорокапяти- и девяностоградусный»
пятиэлементный
Уравнения {R′PL}
α0 = π/2 – P^Т
α0 = R′^T
Идентификационные признаки
(при 0° < α0 < 45°)
«Асимметричный»;
R^L < 45°; 45° < R′^L < 90°
«Асимметричный»;
R^T < 45°; 45° < P^T < 90°
«Симметричный»;
R^L = P^L < 45°
Уравнения {RPL}
α0 = π/2 – P^Т
α0 = R^T
Полный набор
вышеприведенных
уравнений
119
Р еше н ие о б р ат но й т ек то но фи зи че ско й
за да чи – определение пространственной ориентировки осей главных нормальных напряжений, отвечающих природному структурному парагенезису,
достигается моделированием соответствующего ему
ИССП. Моделирование включает: построение диаграммы элементов ИССП и осей главных нормальных напряжений сжатия при вычисленном угле скалывания (удобен исходный вариант при вертикальном положении оси σ2 и меридиональной ориентировке плоскости L-скола, рис. 2, В); преобразование
(поворот) модельной диаграммы до совмещения проекции выбранного на ней структурного элемента с
проекцией одноименного на статистической диаграмме (в качестве «опорного» предпочтителен наиболее выраженный идентифицированный максимум), при этом проекции оси σ2 и линии пересечения
плоскостей, соответствующих статистическим максимумам, должны совпасть (рис. 2, Г–Ж). При моделировании проверяется правильность идентификации структурных элементов природного парагенезиса. Адекватность модели качественно оценивается
степенью совмещения проекций элементов анализируемого (рис. 2, Б) и идеализированного (рис. 2, Ж)
структурных парагенезисов при «сложении» диаграмм (рис. 2, З). Пространственная ориентировка
осей главных нормальных напряжений определяется
по приемлемой модельной диаграмме.
Последовательность деформационных событий
может быть реконструирована с учетом возрастных
соотношений структурных элементов, принадлежащих различным парагенезисам.
Первые результаты практического
применения метода
Использование вышеописанного метода способствовало получению интересных в тектонофизическом и геологическом аспектах сведений, которые
кратко характеризуются далее.
В первую очередь необходимо отметить, что в результате изучения зон сдвиговых дислокаций и интенсивного рассланцевания горных пород разнообразных генетических типов, испытавших деформацию в различных условиях РТ-диапазона зеленосланцевой – высокобарической (кианитового типа) амфиболитовой метаморфических* фаций, получены фактические данные, которые еще раз подтверждают
конструктивность концепции структурных парагенезисов. Во всех морфотипах дислокаций, от хрупких
до пластических, сложная структура тектонической
субплоскостной анизотропии любых разновидностей
многократно деформированных пород может быть
интерпретирована как совокупность различного числа групп (систем) закономерно взаимоориентированных трех-пяти структурных элементов. Закономер*
Термин «метаморфизм» употребляется в широком смысле
для обозначения совокупности процессов эндогенного преобразования пород в твердом состоянии.
120
ность выражается в том, что угловые соотношения
последних точно соответствуют угловым соотношениям плоскостей ИССП. Это позволяет утверждать,
что тектонофизическая модель средней части зоны
скалывания (Гинтов, Исай, 1988; Гинтов, 2005) адекватно отражает объективные особенности пространственной ориентировки в системах субплоскостных
структурных элементов, сформированных при сдвиговой деформации пород в различных естественных
условиях, и дает возможность обоснованно (в рамках
принятых модельных представлений) выделять их
природные парагенезисы.
Последовательность формирования парагенетичных структурных элементов, устанавливаемая по
очередности (этапности) их проявления (визуализации) и развития при тектонофизическом моделировании (см. обзор: Ребецкий и др., 2009), а также реконструируемая с использованием традиционных признаков разновозрастности при исследовании естественных объектов, может быть объяснена двояко: либо значимо различным временем зарождения и особенностями последующего развития, либо только индивидуальными особенностями развития одновременно возникших сколов. Не вызывает сомнения
важность обоснования фактическими данными того
или другого варианта объяснения. В пользу последнего из них свидетельствует серия экспериментов
(Стоянов, 1977), в которых R′- и R-сколы возникали
статистически одновременно, а L-сколы появлялись
на ранних стадиях деформации.
Выявленная строгая закономерность угловых соотношений среднестатистических плоскостей, соответствующих структурным элементам природных
парагенезисов, тоже может рассматриваться как
факт, указывающий на единовременность их зарождения в условиях и в момент разрядки девиаторной
составляющей регулярного* поля напряжений. С учетом этого неодинаковую степень выраженности
структурных элементов, пересечение «ранних»
«поздними», скорее всего, следует связывать с различиями в характере функционирования плоскостей деструкции пород при последовательном изменении их
кинематической роли в процессе продолжающейся
сдвиговой деформации.
Угол скалывания (α0), характеризующий реологические особенности деформируемого вещества, используется во всех тектонофизических расчетах и относится к числу основных параметров при описании
зон сдвиговой деформации горных пород (Гинтов,
2005). В связи с этим важны как сама возможность
точного определения α0 по данным полевого исследования геологических объектов, так и обобщенные
сведения о характере его изменчивости в различных
обстоятельствах. Рассмотренный метод позволяет на
статистической основе определять угол скалывания
с высокой точностью. В результате его применения
*
Регулярным называется поле, в котором траектории одноименных главных нормальных напряжений прямолинейны и
параллельны (Гинтов, 2005).
установлен (Ручьев, 2008а, 2009а) значительно больший диапазон изменения величины α0 при сдвиговой
деформации горных пород в разнообразных естественных условиях, чем предполагалось ранее (Стоянов, 1977; Гинтов, Исай, 1988; Гончаров, Талицкий,
1998; Семинский, 2003 и др.). При относительно постоянных фоновых РТ-параметрах геологической
среды при полифазных сдвиговых деформациях одних и тех же пород величина α0 может изменяться
почти во всем диапазоне возможных значений (Ручьев, 2009в, рис. 6–9; 2010б, рис. 7). В связи с этим возникает вопрос о факторах, влияющих на реологические свойства горных пород в природном процессе
деформации.
Совокупности многочисленных максимумов сложных, в том числе малокруговых, πS-диаграмм элементов плоскостной анизотропии пород (кливажа, сланцеватости, дифференционной полосчатости и др.) обычно полностью подразделяются на группы трех-пяти
максимумов, соответствующие структурным парагенезисам. Разумеется, эту особенность нельзя связывать с отсутствием природных двухэлементных парагенезисов, тем не менее она дает основание для предварительной оценки полноты процесса сдвигового
структурообразования в естественных условиях.
Выявлено многообразие природных закономерных сочетаний трех и большего числа структурных
элементов – типов сдвиговых парагенезисов. Все 16
типов парагенезисов, прогнозируемых на основе тектонофизической модели средней части зоны скалывания (табл. 2), неоднократно идентифицированы
при исследовании различных геологических объектов. Наиболее часто наблюдаются триады {R′RL}
(обычно они составляют около 30–40%, иногда – до
60% всех парагенезисов), а также – «девяностоградусные» {R′PL} и {R′RP}. Новые данные о предпочтительном развитии сколов Риделя при сдвиговой
деформации горных пород в естественных условиях
вполне согласуются с результатами предшествующих полевых наблюдений и тектонофизического моделирования. Заслуживает внимания и нуждается в
объяснении типичное для различных условий природной среды формирование парагенетичных R′-, Pплоскостей, значительно более частое, чем можно
было ожидать, принимая во внимание экспериментальные данные.
Соответствующая обработка πS-диаграмм структурных элементов (в том числе осевых плоскостей
острозамковых складок подобного типа), наблюдавшихся на площадях, удаленных от линейных зон интенсивной деформации, тоже, как правило, позволяет
выделить сдвиговые парагенезисы. Таким образом, в
большинстве случаев тектонически обусловленная
субплоскостная анизотропия пород является продуктом сдвиговой деформации. Это заставляет очень
серьезно задуматься о приемлемости ряда структурных интерпретаций и схем, основанных на результатах применения методов геометрического анализа,
предназначавшихся для работы со складками изгиба.
Получена следующая новая информация о строении и развитии линеаментных зон интенсивной сдвиговой деформации, приводившей к рассланцеванию
горных пород в различных докембрийских структурно-вещественных комплексах на территории Карелии.
Сложная внутренняя структура крупных сублинейных зон дислокаций обусловлена сочетанием, как
правило, большого числа пространственно совмещенных различных сдвиговых парагенезисов структурных элементов (табл. 2). Каждый такой парагенезис соответствует самостоятельному эпизоду деформации, поэтому наблюдаемая ныне структура – суммарный результат многократной разрядки напряжений в условиях изменчивости реологических свойств
пород, о которой свидетельствует вариация угла скалывания почти во всем диапазоне возможных для него значений. Примерами могут служить Восточнослюдозерская субмеридиональная, Северослюдозерская субширотная зоны дислокаций и диафторитов
фации мусковит-биотитовых гнейсов (беломорский
комплекс пород), сформировавшиеся в ходе не менее
58 и 83 деформационных эпизодов соответственно
(Ручьев, 2009в), а также – постъятулийские рудоконтролирующие сдвиговые зоны месторождения золота
Педролампи (Ведлозерско-Сегозерский зеленокаменный пояс) (Ручьев, 2011).
Структурообразование линеаментных зон сдвиговых дислокаций было полициклическим (последовательность эпизодов деформации со стадиями роста
девиаторной составляющей напряжений и их разрядки), вероятно, многоактным (прерывистым) и в некоторых случаях очень длительным. Так, неоархейскопалеопротерозойский период развития Северослюдозерской субширотной сдвиговой зоны с предполагаемого момента ее заложения около 2,8 млрд лет тому
назад (Ручьев, 2010б, с. 25) до возрастного рубежа
1,75 млрд лет – приблизительно 1 млрд лет. В этом
временном интервале происходили события трех
тектоно-метаморфических этапов преобразования
горных пород.
При объяснении феномена долгоживущих разломных зон нередко используются понятия о наследовании и активизации тектонических структур. Эти
явления пока еще недостаточно изучены в отношении признаков, условий и способов реализации. Использование нового метода структурно-парагенетического анализа позволило детализировать представление о механизме активизации.
На примере Северослюдозерской зоны сдвиговых
дислокаций, формировавшейся в ходе различных
тектоно-метаморфических этапов при менявшихся
интенсивных параметрах процесса преобразования
химического и минерального состава пород, показана возможность функционирования в динамически и
кинематически единой системе разновозрастных
(уже существовавших и новообразующихся) структурных элементов (Ручьев, 2009в). Выполненные на
площадях беломорского комплекса пород, Ведлозер121
ско-Сегозерского и Ялонвара-Иломантси зеленокаменных поясов, Онежского синклинория, свекофеннид Северного Приладожья исследования других
крупных зон сдвиговых дислокаций также приводят
к выводу, что в ходе развития каждой из них подобное функционирование происходило почти систематически. Об этом свидетельствуют многократно установленные факты принадлежности одних и тех же
статистических плоскостей анизотропии горных пород к различным парагенезисам структурных элементов, маркирующим последовательные деформационные эпизоды истории развития зон сдвиговых
дислокаций. Эти же факты прямо указывают, что однажды возникшая в горной породе внутренняя поверхность раздела (сдвиговая плоскость), «залеченная» соответствующе ориентированными и, как правило, физически резко анизотропными минералами,
в дальнейшем, в условиях деформации, становилась
одним из наиболее вероятных мест нарушения
сплошности. Вероятно, именно этой особенностью
во многом обусловлено явление тектонического наследования. Установлено, что применительно к отдельному эпизоду сдвиговой деформации процесс
активизации выражается в избирательной регенерации в качестве элементов новообразующегося парагенезиса одного или двух плоскостных элементов ранее сформированной тектонической структуры. С
учетом полиэлементности структуры крупных зон
сдвиговых дислокаций частота случаев проявления
тектонического наследования и активизации прямо
пропорциональна количеству фаз деформации. Таким образом, процесс активизации элементов субплоскостной анизотропии горных пород является
важной характерной особенностью структурообразования в зонах полигенных сдвиговых дислокаций.
Как известно, тектонической активизации в ряде
случаев придается большое металлогеническое значение. При работе на рудопроявлениях и месторождениях применение нового метода позволяет ответить на вопрос: активизировались ли и могли ли
вновь участвовать в процессах рудогенеза ранние
контролирующие структуры при формировании
вблизи них относительно более поздних иначе ориентированных рудоконтролирующих сдвиговых зон?
Уже получены первые сведения о вариантах взаимодействия рудоконтролирующих структур в некоторых конкретных геологических ситуациях. Путем
сравнения структурных парагенезисов в разновозрастных образованиях выявлено наличие отчетливой
динамической и кинематической связи субортогональных зон сдвиговых дислокаций и диафторитов
дистен-биотит-мусковитовой фации Слюдозерского
участка (Ручьев, 2009в), относящихся к потенциально МПГ-золотоносному свекофеннскому структурно-метаморфическому комплексу в беломоридах, а
также отсутствие такой связи в более близких по
пространственной ориентировке рудоконтролирующих сдвиговых зонах на разведочной площади месторождения золота Педролампи (Ручьев, 2011).
122
В методическом аспекте необходимо отметить,
что многократное проявление процесса активизации
субплоскостных структурных элементов в ординарных условиях обилия их парагенезисов затрудняет
структурный анализ и особенно определение относительной последовательности эпизодов деформации.
Начинают в полном объеме вырисовываться сложные условия задачи построения детальных хронологических шкал деформационных процессов.
Совершенствование инструментария и приемов
структурно-парагенетического анализа должно помочь в деле разработки таких шкал, остро необходимых многим геологическим дисциплинам. Например,
отсутствие верных сведений об абсолютном и относительном времени различных эпизодов деформации
нередко ведет к ошибочным металлогеническим построениям и их дорогостоящим негативным последствиям.
В районах многих рудных объектов Карелии,
структурная изученность которых явно недостаточна, выяснение возрастной принадлежности тектонических дислокаций целесообразно начинать в местах
сочленения заведомо гетерохронных геологических
образований, сравнивая развитые в них парагенезисы
структурных элементов. В качестве успешного опыта подобной работы с применением вышеописанного
метода можно рассматривать сопоставление парагенезисов структурных элементов в лопийских и ятулийских породах разведочного участка золоторудного месторождения Педролампи, которое позволило
обосновать постъятулийский возраст рудоконтролирующих зон сдвиговых дислокаций и тем самым значительно расширить поисковые перспективы на
Онежско-Сегозерской площади (Ручьев, 2011). Кроме этого, в результате проведенных работ были уточнены и детализированы представления о структуре
месторождения и особенностях ее формирования.
В последние десятилетия вновь большой интерес
вызывает «старая» проблема связи деформационных
и метаморфических процессов. Вкладом, способствующим решению некоторых задач в рамках этой
проблемы, являются материалы структурно-парагенетического анализа зон сдвиговых дислокаций в
гнейсах чупинской свиты беломорид (Ручьев, 2009б,
в). Они позволяют обоснованно аргументировать
ключевую роль тектонической сдвиговой деформации в многоэтапной истории химических и минеральных преобразований этих пород. Доказано, что
особенности взаиморасположения изначально субплоскостных элементов структурно-текстурной анизотропии метаморфических разновидностей гнейсов,
маркируемой сингенетичными минеральными парагенезисами и возникшей благодаря их развитию, соответствуют закономерностям ориентировок структурных элементов сдвиговых парагенезисов. Новыми
фактическими данными подтверждается происхождение высокобарических гнейсов кианит-биотит-ортоклазовой минеральной фации при аллохимическом
стресс-метаморфизме (Ручьев, 2010а, б), эффектив-
ными факторами которого, наиболее вероятно, были
отмечавшиеся ранее (Чиков, 1990, 1992; Ребецкий,
2008 и др.) своеобразные физические и химические
процессы, сопровождающие деформацию горных пород. Выявлены важные особенности строения, локализации, а также генетической связи жильных тел
слюдоносных пегматитов с разновозрастными различно ориентированными свекофеннскими зонами
сдвиговых дислокаций и диафторитов кианит-биотит-мусковитовой фации (Ручьев, 2009в, г).
Завершая краткий обзор сведений, полученных
благодаря применению нового метода, следует еще
раз подчеркнуть, что ими, прежде всего, подтверждается реальность существования разнообразных природных сдвиговых парагенезисов субплоскостных
структурных элементов в гетерогенных разновозрастных горных породах, подвергшихся тектонической
деформации. Последовательное развитие большего
или меньшего числа таких парагенезисов является
типичной и во многих случаях существенной (необходимой и достаточной) особенностью механизма
структурообразования в естественных геологических
условиях. Эту особенность, хотя она и увеличивает
трудоемкость структурного анализа, в дальнейшем
нельзя игнорировать. Наоборот, нужно максимально
ее использовать в исследовательской работе при решении и научных, и прикладных задач.
Выводы
Метод идентификации структурных элементов
сдвиговых дислокаций и решения обратной тектонофизической задачи подбором адекватного модельного парагенезиса позволяет: успешно выявлять природные сдвиговые парагенезисы трех и большего
числа структурных элементов и идентифицировать
их; вычислять угол скалывания горных пород в условиях природной сдвиговой деформации; реконструировать пространственную ориентировку потенциальных структурных элементов сдвигового парагенезиса
и осей главных нормальных напряжений.
С учетом возможностей, которые дает этот метод,
целесообразно применять его для решения следующих задач.
Разработка структурно-возрастных шкал, основанных на данных об относительной возрастной последовательности формирования сдвиговых структурных элементов и их парагенезисов, каждый из которых соответствует отдельному эпизоду деформации. Шкалы, отражающие их очередность, априорно
оцениваются как максимально детальные и наиболее
реалистично характеризующие природные особенности исследуемого объекта.
Реконструкция полей палеонапряжений. Опыт
выполненных работ показывает, что практически на
каждом участке рассланцованных (кливажированных) коренных пород можно относительно легко получить статистическую информацию о характере их
деформации, в частности, данные для решения обратной тектонофизической задачи. В связи с этим
становится вполне реальной очень детальная пространственно-временная реконструкция полей палеонапряжений.
Корреляция процессов структурообразования и
металло-, минеро-, петрогенеза. Возможность
обоснованного выделения и идентификации парагенезисов структурных элементов позволяет согласовывать макро- и микроскопические, в том числе
микроструктурные, наблюдения, обеспечивает новый более высокий уровень изучения связи деформационных и вещественных преобразований горных пород.
Получение исходных данных для геометризации
объектов поисково-разведочных работ. Рассмотренный метод анализа сдвиговых дислокаций дает объективную информацию об их структуре и ее развитии. Он позволяет определить среднестатистическую
ориентировку структурных элементов, например, потенциальных минерализованных трещин отрыва, или
плоскости главного сдвигания, т. е. ответить на важный вопрос о простирании и падении рудоконтролирующей или рудоподводящей зоны в целом, даже если ее границы не вскрыты.
Автор благодарен члену-корреспонденту РАН
доктору геолого-минералогических наук В. А. Петрову за труд по рецензированию статьи и ценные замечания, способствовавшие ее улучшению.
ЛИТЕРАТУРА
Гзовский М. В. Тектонические поля напряжений // Изв.
АН СССР, сер. геофиз. 1954. № 5. С. 390–410.
Гинтов О. Б. Полевая тектонофизика и ее применение
при изучении деформаций земной коры Украины. Киев,
2005. 572 с.
Гинтов О. Б., Исай В. М. Тектонофизические исследования разломов консолидированной коры. Киев, 1988.
228 с.
Гинтов О. Б., Муровская А. В., Мычак С. В. Комплексирование структурно-парагенетического и кинематического
методов и построение геохронологических шкал деформационных процессов – условие дальнейшего прогресса в полевой тектонофизике // Тектонофизика и актуальные вопросы наук о Земле. К 40-летию создания М. В. Гзовским
лаборатории тектонофизики в ИФЗ РАН: Материалы докл.
Всерос. конф. В 2-х т. Т. 1. М., 2009. С. 22–27.
Гончаров М. А., Талицкий В. Г. Зарождаются ли «трещины скалывания» путем скалывания? // Вестник МГУ,
сер. 4, геология. 1998. № 3. С. 18–22.
Ребецкий Ю. Л. Механохимические процессы в теле
разлома // Связь поверхностных структур земной коры с
глубинными: Материалы 14-й междунар. конф. Ч. 2. Петрозаводск, 2008. С. 143–146.
Ребецкий Ю. Л., Михайлова А. В., Сим Л. А. Морфология структур разрушения в глубине зон сдвигания по результатам математического моделирования // Тектонофизика и актуальные вопросы наук о Земле… Т. 1. М., 2009.
С. 182–207.
123
Ручьев А. М. Структурный анализ сдвиговых дислокаций // Новые идеи в науках о Земле: III междунар. конф.
Доклады. Т. 1. S-1. М., 2007. С. 298–301.
Ручьев А. М. Сдвиговые структурные парагенезисы в
гнейсах чупинской свиты (беломорский комплекс пород
Балтийского щита) // Связь поверхностных структур земной коры с глубинными… Ч. 2. Петрозаводск, 2008а.
С. 158–161.
Ручьев А. М. Новый подход к структурно-парагенетическому анализу рудоконтролирующих зон рассланцевания (опыт исследования благороднометалльных
объектов на территории Карелии) // Проблемы рудогенеза докембрийских щитов: Тр. Всерос. науч. конф., посвящ. 90-летнему юбилею чл.-корр. РАН Г. И. Горбунова (Апатиты, 17–18 нояб. 2008 г.). Апатиты, 2008б.
С. 137–141.
Ручьев А. М. Идентификация структурных элементов
сдвиговых дислокаций и решение обратной тектонофизической задачи подбором адекватного модельного парагенезиса // Тектонофизика и актуальные вопросы наук о Земле… Т. 1. М., 2009а. С. 93–98.
Ручьев А. М. Аллохимический стресс-метаморфизм пород беломорского комплекса Балтийского щита // Тектонофизика и актуальные вопросы наук о Земле… Т. 2. М.,
2009б. С. 142–147.
Ручьев А. М. Структурные особенности сдвиговых дислокаций, контролирующих благороднометалльную минерализацию и пегматитогенез в гнейсах чупинской свиты
(беломорский комплекс пород Балтийского щита) // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 12. Петрозаводск, 2009в. С. 65–87.
Ручьев А. М. Пегматитогенез при аллохимическом
стресс-метаморфизме парагнейсов беломорского комплекса Балтийского щита (на примере Лоушского пегматитового поля) // Минерагения докембрия. Петрозаводск, 2009.
С. 228–231.
Ручьев А. М. Образование кианитовых гнейсов при аллохимическом стресс-метаморфизме (беломорский комплекс пород Балтийского щита) // Магматизм и метаморфизм в истории Земли: Тез. XI Всерос. петрографического
совещ. 24–28 авг. 2010 г. в Екатеринбурге. Т. II. Екатеринбург, 2010а. С. 191–192.
Ручьев А. М. Образование кианитовых гнейсов в тектонофизическом аспекте (беломорский комплекс пород Балтийского щита) // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 13. Петрозаводск, 2010б. С. 13–27.
Ручьев А. М. Структурные особенности разведочного
участка и относительный возраст золоторудного месторождения Педролампи // Геология и полезные ископаемые
Карелии. Вып. 14. Петрозаводск, 2011. С. 92–112.
Семинский К. Ж. Внутренняя структура континентальных разломных зон. Тектонофизический аспект. Новосибирск, 2003. 244 с.
Стоянов С. С. Механизм формирования разрывных
зон. М., 1977. 144 с.
Чиков Б. М. Об основах теоретической концепции
стресс-метаморфизма (применительно к линеаментным зонам земной коры) // Структура линеаментных зон стрессметаморфизма. Новосибирск, 1990. С. 6–31.
Чиков Б. М. Сдвиговое стресс-структурообразование в
литосфере: разновидности, механизмы, условия (обзор
проблемы) // Геология и геофизика. 1992. № 9. С. 3–38.
П. А. Рязанцев, В. С. Куликов
ОСОБЕННОСТИ СТРОЕНИЯ ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ
РОПРУЧЕЙСКОГО СИЛЛА И ИХ ИЗУЧЕНИЕ
ГЕОФИЗИЧЕСКИМИ МЕТОДАМИ
Введение
Гипабиссальные образования Фенноскандинавского кристаллического щита представляют особый
интерес для изучения процессов силлогенеза и эволюции пластовых интрузий в докембрии, сопоставления их с более поздними эпохами, а также поиска
и разведки месторождений полезных ископаемых. В
связи с появлением новых геологических данных и
обобщающих трудов, затрагивающих эту тематику
(Онежская..., 2011; Полещук, 2011), расширилось понимание механизмов интрузивных процессов в протерозое. Однако, наряду с этим, при детальном изучении отдельных интрузивных тел возникает целый
ряд трудностей и неоднозначностей геологического
характера. Это связано с отсутствием целостной картины изучаемых объектов. Для ее раскрытия необходимо привлечение комплексной информации и работа в рамках многоуровневых структурных моделей.
В данной статье представлены результаты научноисследовательских работ, проведенных в восточной
части Ропручейского силла. Совместное использование комплексных геолого-геофизических данных заверяет и уточняет строение района работ, установленное геологическими наблюдениями, а также позволяет обнаружить новые, ранее неизвестные особенности.
Геология района работ
Рекогносцировочные геологические исследования в юго-западном Прионежье начались еще в середине XIX в. (Г. П. Гельмерсен, А. А. Иностранцев и
др.) и были продолжены в начале XX в. (С. А. Яковлев, В. Рамсей, В. Валь, В. М. Тимофеев и др.). Комплексные исследования магматических образований
Прионежья были проведены К. О. Кратцем в 1946–
1949 гг. На основе полученных данных им совместно
с А. А. Полкановым исследовался механизм внедрения основных пород района (Полканов, 1956) и их
петрологические особенности (Кратц, 1959). Большой вклад в изучение морфологии, условий залегания, геохимических особенностей, а также в общую
систематизацию знаний о вепсийских (иотнийских)
основных породах внес Д. И. Гарбар (1971). Наряду с
этим, различные производственные геологические
организации выполняли в районе распространения
Ропручейского силла съемочные и поисковые работы на разные виды полезных ископаемых (Мартынов, 1961; Левин, 1964; Громов, 1982; Кевель, 1988).
В результате указанных исследований выявлены основные черты строения и формирования Ропручейского силла, а также вмещающих его образований,
главные из которых перечислены ниже.
1. После заложения Южно-Онежской мульды и
формирования мощного осадочного бассейна в палеопротерозое произошло внедрение основной магмы по подводящим каналам (предположительно дайкам северо-западного простирания, приуроченных к
осевой части мульды), точное положение которых не
локализовано. Расплав выбирал наиболее податливые межслоевые участки осадочного разреза, и его
кристаллизация происходила частично в движении
северо-восточного направления (Кратц, 1963). Эти
процессы исследователи относят к вепсийскому этапу силлообразования, который проявился в ЮжноОнежской мульде на рубеже 1770 млн лет (Бибикова,
1990).
2. В изученных разрезах магматических образований выделено два вида пород (габбродолериты и долериты), схожих по химическому и минералогическому составу, что свидетельствует об их генетическом единстве. Различие связано с условиями кристаллизации магмы, а также поздне- и постмагматическими процессами (Гарбар, 1971).
3. Среди отложений шокшинской свиты залегают
три взаимосвязанных пластовых тела основных пород: «главное», «верхнее» и «нижнее» (Громов,
1982). «Главный» силл представляет собой крупное
пологосекущее вмещающее породы интрузивное тело мощностью 80–200 м. «Нижний» силл картируется в низах шокшинской свиты, имеет мощность 5–
25 м и прослежен с перерывами на 35 км. Некоторые
исследователи (Светов, 1979; Голубев, Светов, 1983)
считают его лавовым покровом. «Верхний» силл
фиксируется выше главного, отделен от него мало125
мощными слоями кварцитопесчаников и прослежен
на 5 км при мощности 8–35 м (Громов, 1982).
4. Наибольшее распространение на площади
Ропручейской пластовой интрузии имеют нарушения северо-восточного простирания, относящиеся к
системе Бураковско-Кожозерской глубиной зоны
(Онежская..., 2011). Разломы северо-западного направления связаны с формированием молодого
Онежского грабена.
В данной статье рассматриваются некоторые особенности восточной части Ропручейского силла, вы-
деленные на основе геологических работ разных исследователей в период 1960–2012 гг. Представленная
геологическая схема (рис. 1) имеет в основе геологическую съемку масштаба 1 : 50 000, выполненную
ПГО «Невскгеология» на Прионежской площади в
1977 и 1981 гг., с дополнениями авторов. Этот участок характеризуется наибольшей концентрацией
горнопромышленных объектов в регионе: 14 лицензий на добычу облицовочного камня, щебеночный
карьер кварцитопесчаников, а также ряд рудопроявлений.
Рис. 1. Геологическая схема района (по: Громов, 1982, с дополнениями авторов):
1 – габбродолериты Ропручейского силла («главное» тело); 2 – мелкозернистые, частично миндалекаменные долериты («нижнее» и
«верхнее» тела); 3 – осадочные породы шокшинской свиты; 4 – осадочные породы петрозаводской свиты; 5 – четвертичные отложения;
6 – тектонические нарушения; 7 – опорные профили; 8 – пикеты ВЭЗ (а – ВЭЗы профиля III; б – ВЭЗы профиля I); 9 – некоторые скважины
На участке выделяются два основных класса пород: магматический, представленный силлом габбродолеритов, и осадочный, включающий кварцитопесчаники, темные кремнистые сланцы и алевролиты
шокшинской и петрозаводской свит, которые формировались в условиях окраины континентального массива субплатформенного характера (Галдобина,
1958; Гарбар, 1971). Дальнейшие процессы тектогенеза внесли свой вклад в создание современного геологического облика и геоморфологии участка работ.
Кроме того, существует сложная ранжированная система трещин на всей площади Ропручейского силла.
В интрузиве выделяют три разновидности габбродолеритов, приуроченных к различным его частям.
Верхняя и нижняя приконтактовые зоны представлены мелкозернистым, серо-черным иногда миндалекаменным долеритом. Средняя часть силла сложена
среднезернистыми серыми габбродолеритами, хорошо выдержанными по составу и цветности. В верхней части выделяют порфировидные габбродолери126
ты с габбросиенитовыми и аплитовыми жилами, а
также с включениями линзовидных пегматоидных
зон. Эта часть разреза, вероятно, образовалась в результате проработки газогидратным флюидом в период застывания силла. Падение силла на ЮЗ, с углами 5–10°, реже до 15°. Мощность по данным бурения достигает 200 м (Гарбар, 1971; Светов, 1979;
Громов, 1982; Кевель, 1988). Его залегание может
быть осложнено флексурными нарушениями, а также
наличием внутренних включений вмещающих пород
(Рязанцев, 2012).
Особый интерес в представленном участке вызывают отмеченные «верхнее», «главное» и «нижнее»
тела и их распределение в толще вмещающих пород.
Наличие верхнего тела фиксируется по результатам
геологических наблюдений и бурения в западном
сегменте III профиля (см. рис. 1). Породы, слагающие его, представляют собой тонкокристаллический
массивный миндалекаменный долерит, слабо хлоритизированный, карбонатизированный и окварцован-
ный. Изменения в этих габбродолеритах связывают с
гидротермально-метасоматическими
процессами.
«Нижнее» тело на участке зафиксировано в СВ части
профиля I и имеет мощность 5 м (Громов, 1982). Также в западной стенке Рыборецкого карьера в районе
профиля III авторами наблюдались непосредственные контакты этого тела как с вмещающими осадками, так и с «главным» телом (рис. 2).
Рис. 2. Полированный образец из контактовой зоны
кварцитопесчаников (серое слоистое поле) и долеритов
главного тела (черное поле справа) в западной стенке
Рыборецкого карьера (из коллекции В. С. Куликова)
При этом отчетливо прослеживается постепенный
переход пород от мелкозернистых (у непосредственного контакта с вмещающими породами) до среднезернистого в «главном» теле силла. Это свидетельствует о непосредственной связи «главного» тела и
«нижнего», последнее рассматривается как апофиза
первого. Вероятно, подобное соотношение можно
ожидать и «верхнего» тела с «главным». Таким образом, исходя из имеющейся информации, можно сделать выводы о сложном строении изучаемого участка.
Для ее заверки и получения новых данных выполнялись геофизические работы, результаты которых приводятся ниже. Три геологических разреза, построенные по данным бурения и полевых геологических наблюдений и нанесенные на схему, выступают в качестве опорных при дальнейшем изучении.
Геофизические работы
Геофизические работы при изучении Ропручейской пластовой интрузии имеют большое значение.
Так, например, в областях, перекрытых осадочным
чехлом, благодаря магнитометрии восстановлены
контуры залегания силла во вмещающих породах.
Это связано с тем, что более магнитные габбродолериты создают резкий градиент изменчивости на фоне
слабо магнитных кварцитопесчаников. Также при
помощи магниторазведки выделены тектонические
нарушения и глубинные разломы. Использование
гравиразведки, как показала практика, малоэффективно для выделения границ пластовой интрузии и
ее неоднородностей, несмотря на контрастность слагающих ее габбродолеритов по сравнению с кварцитопесчаниками (Левин, 1964; Громов, 1982). Зато ярко в поле силы тяжести в данном районе проявляется
Бураковско-Кожозерская глубинная зона. Расчеты по
главной аномалии показали, что верхняя граница
аномалеобразующего тела залегает на глубине около
8 км. И предположительно является крупным плутоном ультраосновных пород (Левин, 1964). Что же касается методов сейсморазведки, то она выполнялась
лишь на региональном уровне для исследования
больших глубин, поэтому для участка исследований
мало пригодна.
Изучение отдельных площадей с успехом можно
проводить, используя методы электроразведки. Хорошо зарекомендовала себя методика вертикальных
электрических зондирований (ВЭЗ) для изучения
изменений мощности, наличие внутренних включений и зон тектоники Ропручейского силла (Рязанцев, 2012). Поэтому вдоль опорных профилей I и III
были выполнены ВЭЗ, с шагом 200 и 300 м соответственно. Измерения проводились четырехэлектродной установкой с питающей линией AB/2 = 300 м и
приемной линией с двумя разносами, равными 20 и
40 м, по десять замеров на каждый. В результате
проведенных работ получился массив данных, характеризующий геоэлектрические свойства разреза
вдоль выделенных профилей. На примере профиля
III (рис. 3) видно, что большинство наблюдаемых
кривых имеют гладкое распределение замеров. Это
позволяет сделать выводы о качестве получаемых
результатов.
Однако имеется ряд ВЭЗ, осложненных помехами, прежде всего контрастными приповерхностными
неоднородностями (ППН), эффект от которых можно
выделить, анализируя полученные кривые. Искажающее влияние ППН может быть двух типов – искажение неоднородностями, расположенными вблизи измерительных электродов (P-эффект) и вблизи
питающих электродов (C-эффект) (Электроразведка..., 1994; Модин, 2004; Колесников, 2007). Наглядное проявление P-эффекта можно наблюдать на кривой ВЭЗ № 1 в верхнем сегменте. Здесь кажущееся
удельное сопротивление (ρк) достигает величины
37 кОм·м, что вызвано резким переходом от низкоомных четвертичных образований к кварцитопесчаникам с высокими показателями ρк. Последние и выступают в роли ППН, так как приемный электрод находится в зоне их влияния, смещая кривую в область
повышения ρк и искажая кривую. C-эффект, в свою
очередь, хорошо прослеживается на ВЭЗ № 3 в верхней части. Его возникновение связано с тем, что ВЭЗ
выполнялся вдоль дороги, отсыпанной околом с
карьеров. Из-за этого возникала неравномерная высокоомная среда, выступающая ППН. С увеличением
разноса питающие электроды были вынесены за пределы дороги, что сразу отразилось на кривой.
127
Рис. 3. Карта графиков кажущихся удельных сопротивлений, измеренных методикой ВЭЗ по профилю III
В результате подбора теоретических кривых становится возможным построить геоэлектрический разрез, отражающий распределение сопротивлений в среде на глубину порядка 150–200 м. Предполагается, с
опорой на петрофизические данные, что кварцсодержащие породы шокшинской свиты с сопротивлениями порядка 10 кОм·м будут контрастировать с габбродолеритами Ропручейского силла (до 10 кОм·м во
влажном состоянии) и четвертичными отложениями.
Полученные результаты
Обработка и интерпретация результатов выполнялись в комплексе по двум опорным профилям с учетом генезиса и эволюции всего района. При совмещении геологических и геофизических данных осуществляется попытка получить новое, целостное отображение исследуемого участка. Ниже на рисунках
представлены разрезы по опорным профилям I и III.
Одномерный геоэлектрический разрез, полученный
методикой ВЭЗ, позволяет выделить различные литотипы пород и их положение в пространстве. Они
вынесены на комплексном геологическом разрезе,
построенном по геолого-геофизическим данным.
Рассмотрим сначала профиль I (рис. 4), который
проходил в южной части исследуемого участка, через
Другорецкое месторождение облицовочного камня,
субпараллельно геологическому разрезу (см. рис. 1).
Анализируя полученный результат, можно уверенно
выделить тело «главного» силла с увеличением мощности от 50 до 150 м в направлении падения. Также
хорошо выделяются «верхний» покровный силл и
разделяющий прослой кварцитопесчаников. На пикетах 2100–3000 под кварцитопесчаниками по уровню
сопротивлений картируется петрозаводская свита
или нижнешокшинская подсвита (Громов, 1982),
предположительно с включениями глинистых и
алевролитовых слоев. Ниже ее наблюдается зона с
аномальными значениями ρ (менее 1500 Ом·м), идентифицировать которую не удалось, но которая, возможно, объясняется включениями углеродсодержащего вещества, по аналогии с битумами, обнаруженными в сайнаволокской вулкано-тектонической
структуры (Иванова, 1994). «Нижнее» тело, располо128
женное под «главным» силлом (наблюдаемое в нижнем уступе скального выступа в восточной части
Другорецкого карьера), вследствие его маломощности выделить по ВЭЗ не удалось. Уверенно определяются крупные тектонические нарушения на ПК
700, ПК 1300, ПК 2400 по смещению положения границ модельных сопротивлений.
Особый интерес на профиле I вызывает интервал
ПК 1300–2400, так как на нем локализовано большое
количество карьеров по добыче облицовочного камня. Так, например, наиболее продуктивные из них
сосредоточенны на ПК 2100–2400, тогда как карьеры, располагающиеся в области уменьшения ПК, не
перспективны. Это связано с тем, что первая группа
находится в средней части «главного» силла, характеризующейся выдержанным составом и трещиноватостью. Вторая группа располагается в верхней части «главного» силла и в «верхнем» силле, что обусловливает ее непродуктивность и как следствие закрытие. Еще одной отличительной характеристикой
рассматриваемых месторождений является невыдержанность по окраске. Это выражается в появлении
мелкозернистой разновидности габбродолеритов.
Можно предположить, что это связано с контактовым
взаимодействием «верхнего» и «главного» тела
габбродолеритов, которое сыграло роль фактора неупорядоченного распределения цветности, или с влиянием наложенных постмагматических процессов.
Опорный профиль III расположен в северной части участка, недалеко от Рыборецкого карьера по
добыче щебня из кварцитопесчаников. На разрезе
(рис. 5) также уверенно выделяется тело «главного»
силла и толщи вмещающих пород. На ПК 0–1000
уверенно прослеживается слой кварцитопесчаников,
который разделяет «главное» тело и «верхнее», различающиеся структурно-текстурными особенностями и вариациями минерально состава. В правой части на ПК 2500–3000 можно проследить низкоомное
тело (ρ около 1000 Ом·м), предположительно углеродсодержащее, выделенное и на профиле I (см. рис. 4).
Хорошо прослеживается форма залегания и увеличение мощности силла по профилю в ЮЗ направлении.
Выделяются тектонические нарушения на ПК 600,
ПК 1700, ПК 2400.
Рис. 4. Разрезы по опорному профилю I:
а – геоэлектрический разрез; б – геологический разрез; 1 – габбродолериты; 2 – кварцитопесчаники
шокшинской свиты; 3 – кварцитопесчаники петрозаводской свиты; 4 – четвертичные отложения; 5 –
неидентифицированная низкоомная аномалия; 6 – крупные тектонические нарушения
Рис. 5. Разрезы по опорному профилю III:
а – геоэлектрический разрез; б – геологический разрез; 1 – габбродолериты; 2 – кварцитопесчаники
шокшинской свиты; 3 – кварцитопесчаники петрозаводской свиты; 4 – четвертичные отложения; 5 –
мелкозернистые, миндалекаменные долериты; 6 – неидентифицированная низкоомная аномалия; 7 –
крупные тектонические нарушения
129
Обоснованность полученных результатов подтверждается совпадением геофизических и геологических
опорных пунктов и скважин. Так, например, нижний
контакт габбродолеритов и кварцитопесчаников, наблюдаемый на дневной поверхности (ПК 2300 на профиле I, ПК 2400 на профиле III), расположен приблизительно в 40 м под уступом. Выполненный ВЭЗ на
ПК 2400 профиля I фиксирует модельную глубину
контакта, равную 40,7 м, а на ПК 2300 профиля III
контакт, фиксируемый на глубине 35 м, имеет модельную глубину, по данным ВЭЗ, 32,9 м. Совпадает также положение границ пород ПК 650 на профиле I и
ПК 750 на профиле III с результатами бурения скважин № 10 и 4 соответственно. В целом на обеих геоэлектрических моделях повторяются основные структурные особенности и их пространственное размещение в пределах исследуемого участка. Это выражается
в наличии флексурных нарушений по всей протяженности восточной части Ропручейского силла, которые
связаны, по-видимому, с тектоническими процессами
при формировании Южно-Онежской мульды.
Выводы
В результате анализа имеющихся материалов и
выполненных геофизических работ можно сделать
следующие выводы.
1. Ропручейский силл как магматическое образование имеет сложное, до конца не изученное строе-
ние. Это связано как с процессами силлогенеза, так и
с последующими тектоно-магматическими преобразованиями.
2. На изучаемой площади выделяются три взаимосвязанных тела интрузивного комплекса: «нижнее», «главное» и «верхнее». Они отличаются по петрографическим параметрам (структура, текстура) и
частично по химическому составу. Механизм образования этих тел остается дискуссионным (Онежская...,
2011). Однако авторы предполагают, что они сформировались из единого очага и разделились в период
двух- или трехфазного внедрения основного расплава в мощную осадочную толщу Южно-Онежской
мульды.
3. Особенности месторождений облицовочного
камня (например, Другорецкого) напрямую связаны
и контролируются их положением в разрезе «главного» тела Ропручейского интрузивного комплекса.
4. Впервые выявлено наличие электропроводящего тела под флексурным перегибом на участке исследований у западного побережья Онежского озера.
Его природа достоверно не установлена. Предположительно это пласт, обогащенный углеродистым
веществом, аналогичный телам, установленным в
районе д. Сайнаволок.
Авторы благодарят м. н. с. А. В. Климовского и
м. н. с. М. Ю. Нилова за помощь в проведении полевых геофизических исследований.
ЛИТЕРАТУРА
Бибикова Е. В., Кирнозова Е. И., Лазарев Ю. Н. и др. UPb изотопный возраст вепсия Карелии // Докл. АН СССР.
1990. Т. 310, № 1. С. 212–216.
Галдобина Л. П. Иотнийские образования района Прионежья КАССР // Изв. КФАН СССР. 1958. № 5. С. 10–18.
Гарбар Д. И. Стратиграфия. Верхний протерозой. Йотнийская серия. Верхнепротерозойские (постиотнийские) магматические образования // Геология СССР. Т. I. Ленинградская,
Псковская и Новгородская области. М., 1971. С. 64–81.
Голубев А. И., Светов А. П. Геохимия базальтов платформенного вулканизма Карелии. Петрозаводск, 1983.
192 с.
Громов Ю. А. Отчет о результатах прогнозно-геологических работ масштаб 1 : 50 000 партии № 8 и № 7 на Прионежской площади в 1977 и 1981 годах. ТГФ. Петрозаводск, 1982.
Иванова Т. А., Оношко И. С. Битумы в районе сайнаволокской вулкано-тектонической структуры // Органическое
вещество шунгитоносных пород Карелии (генезис, эволюция, методы изучения). Петрозаводск, 1994. С. 124–126.
Кевель С. А. Отчет о поисковых и поисково-оценочных
работах на блочный камень для целей прецизионного машиностроения в Прионежском районе Карельской АССР в
1987–88 гг. ТГФ. Петрозаводск, 1988.
Колесников В. П. Основы интерпретации электрических
зондирований. М., 2007. 248 с.
Кратц К. О. Иотнийские основные породы южной Карелии и их титаномагнетитовое оруденение // Материалы
по геологии Карелии. Петрозаводск, 1959. С. 233–240.
Кратц К. О. Геология карелид Карелии. M.; JI., 1963.
210 с.
130
Левин Г. М. Отчет о работах, выполненных ЮжноОнежской геофизической партией за 1963 г. ТГФ. Петрозаводск, 1964.
Мартынов А. П. Отчет о детальных геологоразведочных работах, проведенных в 1960 г. на Ропручейском месторождении габбродиабазов, расположенном в Прионежском районе КАССР. ТГФ. Петрозаводск, 1961.
Модин И. Н. Метод сопротивления на постоянном токе.
Современные методы обработки и интерпретации данных
/ Методическое пособие. М., 2004. 30 с.
Онежская палеопротерозойская структура (геология,
тектоника, глубинное строение и минерагения) / Отв. ред.
Л. В. Глушанин, Н. В. Шаров, В. В. Щипцов. Петрозаводск,
2011. 431 с.
Полещук А. В. Онежская структура Балтийского щита:
геологическое строение и этапы формирования базитовых
силлов в эволюции палеопротерозойского бассейна. Автореф. дис. … канд. геол.-минер. наук. М., 2011. 24 с.
Полканов A. A. Геология хогландий-иотния Балтийского
щита // Труды лаборатории геологии докембрия. Вып 6. М.;
Л., 1956. 122 с.
Рязанцев П. А. Комплексный геофизический профиль через Ропручейский силл габбродолеритов на участке Ржаное –
Анашкино // Труды КарНЦ РАН. 2012. № 3. С. 165–171.
Светов А. П. Платформенный базальтовый вулканизм
карелид Карелии. Л., 1979. 208 с.
Электроразведка методом сопротивлений / Отв. ред.
В. К. Хмелевской, В. А. Шевнин. М., 1994. 160 с.
Шевнин В. А., Бобачев А. А. 2D инверсия данных, полученных по обычной 1D технологии ВЭЗ // Георазрез. 2009.
№ 3. URL: http://georazrez.uni-dubna.ru.
П. В. Медведев, С. А. Светов, А. И. Светова
ДРЕВНЕЙШИЕ МЕЗОАРХЕЙСКИЕ ФОССИЛИЗИРОВАННЫЕ
МИКРООРГАНИЗМЫ: ПАЛЕОСРЕДА СУЩЕСТВОВАНИЯ
И АТЛАС БИОФОРМ*
Проблема появления и эволюции органических
форм на Земле является ключевой в современном естествознании. Развитие инструментальных методов
микроскопических исследований позволяет заниматься палеонтологическим изучением осадочных
пород на новом техническом уровне. В результате
развития бактериальной палеонтологии (термин
предложен академиком А. Ю. Розановым) стало возможным установить широкое распространение фоссилизированных микроорганизмов в архейских вулканогенно-осадочных породных ассоциациях (Розанов и др., 2008; Астафьева, Розанов, 2010; Астафьева
и др., 2011; Schidlowski, 1988; Furnes, 2004).
Древнейшие на сегодняшний день микрофоссилии
обнаружены в метаморфизованных в зеленосланцевой
фации кремнистых породах из вулканогенных разрезов зеленокаменных поясов Западной Австралии (серия Варравуна, 3,49–3,31 млрд лет) и Южной Африки
(серии Онвервахт, 3,50–3,26 млрд лет и Фиг Три,
3,26–3,23 млрд лет) (Сергеев и др., 2007; Астафьева и
др., 2011; Furnes, 2004). Следует подчеркнуть, что все
найденные древнейшие микрофоссилии связаны с
микробиальными постройками (строматолитами и
др.). Большинство специалистов трактует палеоархейские микрофоссилии как остатки коккоидных и нитчатых бактерий, обладавших хемолитотрофным метаболизмом и не нуждавшихся в солнечном свете и кислороде. В течение последних 15 лет многочисленные
минеральные псевдоморфозы по микроорганизмам
были обнаружены в метеоритах, относящихся к классу углистых хондритов (Астафьева и др., 2011;
Hoover, 2011). Несмотря на продолжающиеся дебаты
по обоснованию генетической природы древнейших
микрофоссилий (Происхождение биосферы…, 2007;
Сергеев и др., 2007; Астафьева и др., 2011), эти находки позволяют существенно расширить временные
рамки существования жизни в раннем архее.
До последнего времени на территории Фенноскандинавского щита самыми древними находками являлись
сфероморфные акритархи и фрагменты нитчатых микроорганизмов, выделенные методом мацерации (химиче––––––––––––
* Статья публикуется в порядке дискуссии (прим. ред.).
ского растворения кремнезема плавиковой кислотой) из
метаморфизованных осадочных пород ВедлозерскоСегозерского зеленокаменного пояса с возрастом 2,85–
2,86 млрд лет (Семченская и Совдозерская структуры,
Центральная Карелия) (Тимофеев, 1982). В настоящее
время данные находки подтверждены электронно-микроскопическими и микрозондовыми исследованиями,
проведенными в Палеонтологическом институте РАН
под руководством академика А. Ю. Розанова. Учеными
этого же института обнаружены новые разновидности
микрофоссилий в осадочных породах с возрастом 2,80–
2,70 млрд лет в Хизоварской структуре (Парандово-Тикшозерский зеленокаменный пояс) на севере Карелии
(Астафьева, Розанов, 2010; Астафьева и др., 2011).
В данной работе представлены результаты детального геологического и палеонтологического исследования древнейших (3,0–2,9 млрд лет) на Фенноскандинавском щите мезоархейских кремнистых осадочных пород – силицитов из вулканогенно-осадочных разрезов Хаутаваарской и Койкарской структур
Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса
Центральной Карелии (рис. 1). В изучаемых структурах силициты приурочены к коматиит-базальтовой и
базальт-андезит-дацит-риолитовой (БАДР) вулканогенно-осадочным ассоциациям, формировавшимся в
контрастных геодинамических обстановках зоны перехода протоокеан – протоконтинент во временном
интервале 3,05–2,90 млрд лет. Таким образом, на
примере исследуемых объектов, возможно, не только
обосновать наличие микрофоссилий в древнейших
на Фенноскандинавском щите осадочных породах,
но и выявить характер распределения микроорганизмов в латерально разобщенных палеообстановках
транзитной зоны от шельфа до океанического ложа.
Геологическая характеристика района работ
Архейский Ведлозерско-Сегозерский зеленокаменный пояс представляет собой сохранившийся фрагмент
мезо-неоархейской аккреционной системы, сложенной
несколькими стратотектоническими ассоциациями, образованными в контрастных геодинамических обстановках (Светов, 2005, 2009; Слабунов и др., 2006).
131
Рис. 1. Упрощенная схема геологического строения палеоархейского Водлозерского блока (Центральная и
Восточная Карелия) и положения зеленокаменных поясов в его обрамлении. Черным цветом показаны мезоархейские зеленокаменные структуры, темно-серым цветом –
архейские комплексы Водлозерского блока, светло-серый
цвет – палеопротерозойские породы. Район работ:
а – Койкарская, б – Хаутаваарская структуры Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса
Древнейшие комплексы зеленокаменного пояса
представлены вулканитами дифференцированной
БАДР-серии известково-щелочного и адакитового
ряда (Хаутаваарская и Койкарская структуры), интерпретируемой как фрагмент островодужного комплекса (Светов, 2005, 2009), а также коматиит-базальтовой серии с прослоями глубоководных кремнистых и углеродистых осадков (Светова, 1988),
сформированной в обстановках океанического плато,
сохранившейся в Хаутаваарской, Койкарской, Совдозерской, Паласельгинской структурах (Светов,
2005; Светова и др., 2008).
Дифференцированный БАДР-адакитовый комплекс Койкарской структуры сохранился в виде фрагмента верхней части вулканогенно-осадочного разреза
реконструированной мощностью 500 м (рис. 2, а). В
разрезе представлена стратифицированная толща тонкого переслаивания туфов дацитового состава (БАДРадакитовой серии), туффитов, туфопесчаников, граувакк, силицитов, доломитов с прослоями углеродсодержащих алевролитов и двухфазная дайковая система дацитов и дацит-риолитов с возрастом
2935 ± 15 млн лет (Бибикова, Крылов, 1983). Изучаемый фрагмент породной последовательности Койкарской структуры является аналогом верхней части разреза мезоархейского островодужного комплекса Хаутаваарской площади (Светов, 2005).
Интерпретация петрологического состава вулканитов и геохимии осадков островодужного комплекса позволяет предполагать формирование ассоциа132
ции в задуговом бассейне (Светов, 2009). В настоящее время получены новые геохронологические данные для субвулканической фазы Хаутаваарской
структуры (Игнойльская палеовулканическая постройка). На вторично-ионном микрозонде высокого
разрешения SHRIMP-II в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург) проведено исследование 10 зерен цирконов, выделенных из 8 кг
пробы субвулканических дацитов (рис. 3, а). Все зерна имеют магматическую зональность и хорошую
сохранность ядерных частей кристаллов. Установлено, что Th/U-отношение для изученных зерен варьирует в пределах 0,29–1,14 (среднее значение по пробам – 0,72, свидетельствует об их магматическом
происхождении), а изохронный возраст равен
2958,7 ± 6,0 млн лет, что может рассматриваться как
время формирования субвулканической фазы Хаутаваарской структуры. Полученная датировка хорошо
согласуется с имеющимися геохронологическими
данными (Сергеев, 1989; Овчинникова и др., 1994;
Светов и др., 2010). Время формирования всего разреза вулканогенно-осадочного островодужного комплекса Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного
пояса укладывается в интервал 2995 (± 20) –
2945 (± 19) млн лет
(Хаутаваарская
структура),
2990–2935 (±15) млн лет (Койкарская структура).
Мафитовый (коматиит-базальтовый) комплекс
Хаутаваарской структуры в современном эрозионном
срезе представлен стратифицированной лавово-пирокластической толщей высокомагнезиальных пород коматиит-базальтовой ассоциации мощностью около
2,5 км (Светова, 1988). Осадочные породы – силициты, туффиты, графитистые алевролиты, широко распространены в разрезе в виде цемента в подушечных
лавах коматиитов, базальтов и отдельных прослоев
(мощностью от 3 до 20 м) туффитов и силицитов между массивными лавовыми потоками (рис. 2, б). Время
формирования коматиит-базальтовой ассоциации по
данным Sm-Nd метода (по породе в целом) составляет
2921 ± 55 млн лет (Светов, 2005). Для более точной
оценки времени формирования осадочных прослоев и,
соответственно, коматиитового разреза Хаутаваарской структуры проведено изучение цирконов из слабоизмененного слоя силицитов, залегающего в пачке с
тонким переслаиванием мафитовых туффитов и силицитов, в средней части коматиитового разреза Хаутаваарской структуры (рис. 2, б). Из слоя силицитов была отобрана проба весом 10 кг, из которой удалось выделить около 20 зерен циркона, имеющих торпедовидный, копьевидный, гиацинтовый и изометричный облик. Цвет зерен варьирует от розоватого, желтоватого
до сероватого. Размер зерен колеблется от 0,35×0,10
до 0,15×0,11 мм. Микрозондовое изучение циркона
показало наличие в них микровключений ильменита,
апатита, олигоклаза и фрагментарно сохранившихся
обрастаний циркона каймами плагиоклаза (лабрадорандезин). Для большинства зерен характерна магматическая зональность и хорошая сохранность ядерных
частей кристаллов. Именно такие кристаллы были
Рис. 2. Схемы реконструированных разрезов:
а – редуцированный фрагмент верхней части мезоархейского разреза БАДР-адакитовой ассоциации Койкарской структуры; б – редуцированный разрез мезоархейской коматиит-базальтовой ассоциации Хаутаваарской структуры. Фрагменты
разрезов ограничены тектоническими зонами
Рис. 3. Диаграммы с конкордиями для цирконов из пород древней островодужной и коматиит-базальтовой ассоциации Хаутаваарской структуры Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса Центральной Карелии:
а – диаграмма с конкордией для цирконов, выделенных из центральной части субвулканического некка Игнойльской постройки
(БАДР-адакитовая ассоциация Хаутаваарской структуры); б – диаграмма с конкордией для цирконов, выделенных из слоя силицитов (залегающего в пачке с тонким переслаиванием мафитовых туффитов и силицитов) в средней части коматиитового разреза
Хаутаваарской структуры. Ниже изохронных диаграмм приведены фотографии зерен цирконов (CL-режим) и положение точек
датирования на вторично-ионном микрозонде высокого разрешения SHRIMP-II. В скобках, рядом с номером точек, приведены
значения 207Pb/206Pb возраста отдельных зерен цирконов
133
изучены на прецизионном микрозонде SHRIMP-II в
ЦИИ ВСЕГЕИ. В результате датирования шести зерен
цирконов установлено, что их изохронный возраст составляет 2917,2 ± 8,7 млн лет (рис. 3, б), а Th/U отношение для данных зерен варьирует в пределах 0,42–1,32.
Таким образом, полученные временные значения могут
рассматриваться как возможное древнее ограничение
времени формирования высокомагнезиальной ассоциации Хаутаваарской структуры. В пределах Койкарской
зеленокаменной структуры коматиит-базальтовая ассоциация представлена 800 м стратифицированным разрезом (переслаивание массивных, подушечных лавовых потоков с пачками туфов, туффитов и силицитов),
имеет близкий по вещественному наполнению разрез
(аналог Хаутаваарского) и сечется дайками дацитов
возрастом 2935 ± 15 млн лет (Бибикова, Крылов, 1983).
Время формирования коматиит-базальтовой ассоциации Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса
оценивается интервалом 2950–2900 млн лет.
Мезоархейские осадочные породы ВедлозерскоСегозерского зеленокаменного пояса
Литологическая типизация осадков ВедлозерскоСегозерского зеленокаменного пояса позволяет выделить несколько групп: вулканогенную (перемытые
туфы, туффиты, BIF, граувакки, туфопесчаники),
терригенную (конгломераты, граувакки, арениты, аркозы), хемогенную (доломиты, силициты) и породы
смешанного ряда (хемогенно-вулканогенные, хемогенно-терригенные и др.).
Осадочные парагенезы бассейнов седиментации
Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса
(Хаутаваарская и Койкарская структуры), приуроченных к протоокеаническим коматиитовым формациям,
представлены туфами-туффитами коматиитового ряда, мафитовыми граувакками, силицитами, граувакковыми алевролитами, магнетит-амфиболовыми кварцитами, пирротиновыми рудами. Силициты встречаются
как между лавовыми потоками коматиитов, коматиитовых базальтов, так и в переслаивании с мафитовыми
граувакками и графитистыми алевролитами.
Внутриформационные осадки древней островодужной системы (Хаутаваарская и Койкарская структуры), маркируемой вулканитами БАДР-серии с субвулканитами адакитового ряда, представлены туфотуффитовой ассоциацией, прошедшей гравитационное осаждение и перемыв в бассейнах межвулканических депрессий. При затихании эксплозий формировались ритмиты — туффит-туфопесчаник-силицит, пачки углеродистых алевролитов. Продукты
размыва континентальной окраины маркируются
шельфовыми отложениями и прибрежно-морскими
турбидитами (конгломераты, аркозы, арениты, туфопесчаники и песчаники).
Образование кремнистых осадков Койкарской
структуре синхронно с отложением тонкой кислой
пирокластики (дацитовых туфов, туффитов). Силициты формируют линзы среди туфов, граувакк, тон134
ких песчаников, с редкими слойками графитистых
алевролитов. Перекрываются они доломитами, графитистыми алевролитами, слоистыми светло- и темно-зелеными граувакками.
Мезоархейские силициты
Изученные мезоархейские силициты представляют
собой афанитовые кремнистые и алюмокремнистые
породы хемогенной природы, маркирующие в разрезе
мафитовой и островодужной ассоциаций перерывы в
вулканической деятельности (Светов, 2005).
Силициты характеризуются массивной, тонкослоистой, брекчированной, реже конкреционной текстурой (рис. 4, а–б), имеют серый, зеленовато-серый,
розоватый или черный цвет, обусловленный присутствием в осадочных породах хлорита, окислов железа и тонкодисперсного графитистого вещества. В минеральном составе силицитов преобладает волокнистый, колломорфный халцедон (на отдельных участках породы частично перекристаллизованный в
криптозернистый кварц), слагающий породу на 75–
80%. В виде примеси присутствуют серицит, альбит,
калиевый полевой шпат, биотит, мусковит. В качестве акцессорных минералов выявлено небольшое количество зерен терригенного циркона (чаще осколков, имеющих слабоокатанные, корродированные
формы), а также редкие минеральные агрегаты ниобатов группы фергюсонита-самарскита.
Особенностью осадочного разреза в Хаутаваарской структуре является широкое распространение
маломощных прослоев тонкослоистых силицитов
(рис. 4, б, г), сложенных чередующимися слоями
кремнезема (1–3 мм) и слойками (0,2–0,6 мм) хлорит-серицитового состава. В минеральном составе
пород доминирует мелкозернистый кварц, а в текстурном плане не обнаружены массивные, конкреционные и брекчированные текстуры в породах. Мощность слоев тонкослоистых силицитов, залегающих
между лавовыми потоками коматиитов, варьирует от
1 до 3–5 м.
В разрезе Койкарской структуры, наряду с тонкослоистыми, широко представлены массивные серые, зеленовато-серые силициты с конкреционными
текстурами, а также массивные силициты с ленточной слоистостью. В Койкарской структуре выявлены
кремнистые осадочные породы смешанного генезиса
(терригенно-хемогенного), называемые седиментогенными брекчиями. Под этим термином мы понимаем разрушенные при волновой деятельности из-за
землетрясений или возобновления вулканической
деятельности слои силицитов (конкреционных или с
гелевой слоистостью) в виде слегка окатанных литокластит, погруженных в песчанистый цемент (мелко- или грубозернистый), или уплотненных литокласт без видимого цемента. Слоистые силициты со
слоистостью ленточного типа сложены чередующимися слоями 2–3 мм кремнезема и 0,5–1 мм слойками хлорит-серицитового состава.
Рис. 4. Макро- и микрофото мезоархейских силицитов Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного
пояса:
а – конкреционные силициты Койкарской структуры, б – тонкослоистые силициты Хаутаваарской структуры, в – кремниевые конкреции с радиально-лучистой структурой и тонкокристаллическим цементом в силицитах Койкарской структуры, ув. 72, ник. ×, г – тонкослоистые силициты Хаутаваарской структуры, ув. 72, ник. ×
Конкреционные силициты встречаются как в
виде отдельных слоев, так и в виде линзовидных
прослоев в горизонтах туффитов (Рыбаков, Светова, 1989). Породы характеризуются наличием
большого количества кремнистых стяжений – конкреций, правильной овальной или линзовидной
формы, вытянутых по сланцеватости. Конкреции
имеют размер от 1–2 до 20 мм, характеризуются
четкими внешними контурами (рис. 4, а). В ряде
случаев стяжениям свойственно внутреннее зональное строение: периферическая часть более
светлая, тонкозернистая, центральная – более темная с радиально-лучистыми волокнистыми структурами, выполнена халцедоном с примесью альбита и карбоната. Они содержат отдельные вкрапленники кварца размером до 0,5–1 мм. Конкреции или
плотно упакованы, или заключены в цемент криптозернистого кремнезема с рассеянными включе-
ниями чешуек серицита. Мощность слоев конкреционных силицитов в Койкарской структуре варьирует от 1 до 20 м.
Выше по разрезу в Койкарской структуре силициты перекрываются доломитами красно-бурыми, затем темно-зелеными, серыми и белыми, сформированными из карбонатного осадка, накопившегося в
условиях замкнутого соленого бассейна. Все породы
перекрываются графитистыми алевролитами и светло-зелеными, темно-серыми граувакками.
В рассматриваемых структурах Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса силициты метаморфизованы в условиях хлорит-серицитовой субфации зеленосланцевой фации регионального метаморфизма (Металлогеническая эволюция…, 1993). Это
позволяет проводить детальные микропалеонтологические исследования кремнистых пород, не затронутых процессами перекристаллизации.
135
Методы палеонтологического исследования
и особенности подготовки образцов
Для палеонтологического исследования нами был
выполнен отбор проб из поверхностных выходов силицитов. В Койкарской структуре изучались конкреционные и массивные силициты из верхней части
разреза осадочной пачки островодужного комплекса
(рис. 2, а), в Хаутаваарской структуре – слои массивных силицитов того же уровня, где было выполнено
изотопное датирование (рис. 2, б). В работе использованы штуфы породы, не имеющие контакта с дневной поверхностью, без корок выветривания, трещиноватости и любых проявлений вторичных процессов (ожелезнения, карбонатизации и т. д.). Глубина
отбора проб от дневной поверхности варьировала от
15 до 20 см. Электронно-микроскопически анализировались сколы силицитов площадью от 2 до 6 см2,
приготовленные непосредственно перед исследованием. В стерильных лабораторных условиях образцы
со свежими сколами промывались последовательно в
воде (15 минут с ультразвуковой обработкой) и затем
в спирте для исключения поверхностного загрязнения. В общей сложности было подготовлено около
30 препаратов с различными плоскостными сечениями (как в крест, так и параллельно напластованию).
Микроскопические исследования образцов с
углеродным и бериллиевым напылением проводились
на
сканирующем
электронном
микроскопе
VEGA II LSH (Tescan) с энергодисперсионным
микроанализатором
INCA Energy 350
(Oxford
instruments) в Институте геологии КарНЦ РАН
(г. Петрозаводск), с использованием BSE и SE детекторов при HV = 20 кВ. Расчет химического состава (в
случае использования бериллиевого напыления) осуществлялся в лицензионном программном комплексе
«The microanalysis suite issue 17» (Oxford instruments).
Полученные результаты
Валовой химический состав 25 проб силицитов определен «мокрой» химией в Институте геологии
КарНЦ РАН (г. Петрозаводск). Содержание петрогенных элементов (мас. %) в тонкослоистых массивных
кремнистых породах Хаутаваарской и Койкарской
структур варьирует в следующих пределах: SiO2 –
75,20–86,23, TiO2 – 0,03–0,28, Al2O3 – 8,10–11,41,
Fe2O3 – 0,14–1,52, FeO – 0,10–0,36, MnO – 0,01–0,05,
MgO – 0,21–0,57, СаO – 0,14–0,98, Na2O – 0,50–2,10,
K2О – 3,15–4,47, H2О – 0,06–0,22, ппп – 0,30–1,72.
Для конкреционных силицитов Койкарской
структуры концентрации петрогенных элементов
находятся на близком уровне с массивными силицитами. Содержания варьируют в следующих пределах (мас. %): SiO2 – 76,10–82,34, TiO2 – 0,05–0,42,
Al2O3 – 8,01–11,24, Fe2O3 – 0,21–1,12, FeO – 0,12–
0,31, MnO – 0,01–0,04, MgO – 0,17–0,32, СаO – 1,10–
1,41, Na2O – 0,69–1,97, K2O – 2,71–5,56, H2О – 0,04–
0,36, ппп – 0,38–2,18.
136
Прецизионный анализ содержания редких и редкоземельных элементов в силицитах проводился на квадрупольном масс-спектрометре X-SERIES 2 фирмы
Terhmo scientific (метод ICP-MS) в Институте геологии
КарНЦ РАН. Установлено, что кремнистые породы
Хаутаваарской и Койкарской структур имеют близкую
геохимическую характеристику, значительно обогащены Rb (400–720 ppm), Ba (700–1200 ppm), Th (20–
40 ppm), U (4–6 ppm), Nb (25–60 ppm), Ta (2–6 ppm),
Zr (600–900 ppm), Hf (25–36 ppm) и тяжелыми РЗЭ.
В результате детального электронно-микроскопического и микрозондового исследования было выявлено присутствие в кремнистых осадочных породах
Хаутаваарской структуры нескольких разновидностей
фоссилизированных микроорганизмов (рис. 5, а–г).
Наибольшее количество находок связано с обнаружением фрагментов нитевидных трубчатых микрофоссилий длиной от 30 до 600 мкм, диаметром от
5 до 20 мкм и толщиной стенок 0,5–1 мкм. Кроме того, выявлены многочисленные деформированные
(скрученные, сплющенные, разорванные) фрагменты
отдельных чехлов (рис. 5, в). В единичных случаях обнаружены нижние части колоний трубчатых микрофоссилий (собранных в пучки), представляющих в поперечном сечении округлые образования размером до
60×100 мкм (рис. 5, д). Вероятнее всего, данные находки являются фоссилизированными чехлами хемолитотрофных микроорганизмов, обитавших в глубоководных обстановках в зоне гидротермальной активности, связанной с ультраосновным (коматиит-базальтовым) подводным вулканизмом.
В конкреционных силицитах Койкарской структуры также удалось установить наличие микрофоссилий (рис. 6, а–е, рис. 7, а–д), причем в значительно
большем количестве, чем в кремнистых породах
Хаутаваарского комплекса. Среди доминирующих
находок – прекрасно сохранившиеся фрагменты
трубчатых микрофоссилий длиной от 40 до 800 мкм
(рис. 6, а, в, д), что значительно превышает размер
находок в силицитах Хаутаваары. Важно подчеркнуть, что морфология микрофоссилий в изучаемых
структурах идентична, однако размеры и сохранность существенно отличаются. Наблюдаются микрофоссилии, прикрепленные к зернам породы своеобразной «корневой системой» (рис. 5, д, е). Вероятно, нитчатые микроорганизмы крепились к частицам
осадка с помощью гликокализа (внеклеточного органического вещества). Диаметр нитевидных трубчатых микрофоссилий колеблется от 5 до 15–18 мкм,
при этом толщина стенок трубок (чехлов бактерий?)
варьирует от 0,7 до 2 мкм (рис. 7, в). Особенностью
морфологии является однородная, без признаков
ветвления нитевидная структура микрофоссилий.
Кроме целых форм, нами идентифицировано значительное количество расплющенных и деформированных фрагментов размером от 10–20 мкм до 400 мкм
(рис. 7, а–д). В отдельных случаях стенки чехлов обрастают мелкими гранулами кремнезема, вероятно
образовавшимися в ходе процесса фоссилизации.
Рис. 5. Электронно-микроскопические изображения микрофоссилий, обнаруженных в хемогенных силицитах из разреза коматиит-базальтового комплекса Хаутаваарской структуры Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса:
а – длинный окремненный чехол нитчатого микроорганизма; б – увеличенная деталь стенки чехла с обрастанием
мелкими гранулами кремнезема, образовавшимися на стенке лопнувшего чехла в процессе фоссилизации; в – эффект скручивания трубчатого чехла микроорганизма; г – трубчатый чехол микрофоссилии; д – нижняя часть предполагаемой колонии нитевидных трубчатых микрофоссилий, представляющая в поперечном сечении округлые агрегаты, крепящиеся к частицам осадка, вероятно, с помощью гликокализа (внеклеточного органического вещества)
137
Рис. 6. Электронно-микроскопические изображения микрофоссилий, обнаруженных в хемогенных
силицитах из верхней части разреза БАДР-адакитового комплекса Койкарской структуры Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса:
а – фоссилизированный «закрученный» чехол нитчатого микроорганизма; б – деталь предыдущего снимка, видна
стенка чехла и область крепления к осадку; в – длинный фоссилизированный чехол микроорганизма; г – увеличенная
деталь стенки чехла с обрастанием мелкими гранулами кремнезема, образовавшимися на стенке лопнувшего чехла в
процессе фоссилизации; д – деформированный чехол; е – место крепления чехла к кристаллу кварца и фрагмент фоссилизированного гликокализа в правом нижнем углу снимка
138
Рис. 7. Электронно-микроскопические изображения микрофоссилий, обнаруженных в хемогенных
силицитах из верхней части разреза БАДР-адакитового комплекса Койкарской структуры Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса:
а – деформированный чехол нитчатого микроорганизма; б – фрагмент трубчатого чехла микроорганизма; в – раскрытая
трубка, видна толщина стенок микрофоссилии; г – утолщенный бактериальный агрегат (возможно, фрагмент трубки);
д – скрученная крайняя часть трубки
139
Рис. 8. Электронно-микроскопические изображения микрофоссилий, обнаруженных в доломитах из
верхней части разреза БАДР-адакитового комплекса Койкарской структуры Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса:
а – фрагмент фоссилизированного чехла микроорганизма; б – бактериальная нить; в – фоссилизированный гликокализ
(внеклеточное органическое вещество); г – нитчатый микроорганизм; д – фоссилизированные нити и внеклеточное органическое вещество
140
Выявленные в мезоархейских силицитах микрофоссилии морфологически подобны нитевидным
микроорганизмам, установленным в корах выветривания палеопротерозойского (~2,4 млрд лет, район
оз. Паанаярви, Северная Карелия) и архейского возрастов (~2,8 млрд лет, район оз. Воронье, Лехтинская
структура, Северная Карелия), а также бактериальным формам, найденным в углистом хондритовом
метеорите Мурчисон (CM2) (Астафьева и др., 2011).
Химический состав микрофоссилий существенно
отличается от вмещающей породы (приводится по
данным микрозондового анализа, с использованием
бериллиевого напыления проб, содержание элементов в вес. %). По химическому составу выделяются
две группы микрофоссилий: I – «углеродистые»: С –
17–64%, O – 33–56%, Si – 0–4,9%, Al – 0–1,5%, P – 0–
0,2%; II – «кремнистые»: Si – 7–20%, O – 34–64%,
С – 0–40%, Al – 0–8%. Однако полученные микрозондовым методом значения (нормализованы к
100%; в силу инструментального ограничения не
учитываются предполагаемые концентрации N, H в
бактериальных формах) могут использоваться лишь
как ориентировочные, не позволяя проводить корректные химические классификации.
В целях сравнительного анализа микробиальных
сообществ, кроме силицитов нами проведено изучение доломитов Койкарской структуры, залегающих в
разрезе выше конкреционных силицитов. Доломиты
образуют пласты мощностью от 35 до 45 м и прослеживаются в структуре на 2 км по латерали. По химическому составу породы отвечают известковистым
доломитам MgO/CaO = 0,38–0,40. Доломиты имеют
массивную текстуру, сургучно-красный цвет пород
обусловлен примесью гематита. Изучение пород под
сканирующим электронным микроскопом показало
наличие в них микрофоссилий, подобных обнаруженным в кремнистых осадочных породах, но в
меньшем количестве.
Условия формирования силицитов как среды
развития архейских микробиальных сообществ
Геологические данные, полученные в результате
предыдущих исследований Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса (Светова, 1988; Светов,
2005, 2009; Светова, и др., 2008; Светов и др., 2010),
позволяют нам провести реконструкцию условий
формирования кремнистых породных серий.
Петрологическое изучение островодужного
БАДР-адакитового комплекса Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса (Хаутаваарская и
Койкарская структуры) с мощной осадочной толщей в верхней части разреза позволило установить
его подобие с породными ассоциациями фанерозойских субдукционных систем, формирующихся в окраинно-континентальных обстановках (Светов,
2005).
На основе детального петрологического и изотопно-геохимического изучения коматиит-базальтовой
ассоциации Хаутаваарской структуры (содержащей
прослои силицитов) установлена принадлежность
коматиитов к Al-недеплетированному типу Мунро
(аналогичных комплексу Мунро Тауншип, Канада
(Arndt, 2008), формировавшихся в плюмовом режиме
(Светов, 2005). Широкое распространение в
ассоциации с коматиитами мощных (1500–1800 м)
толщ толеитовых подушечных лав, содержащих
между потоками прослои туфов и глубоководных
осадочных пород – силицитов, графитистых
алевролитов с горизонтами железистых кварцитов,
позволяет предполагать образование коматиитбазальтового комплекса в океанических обстановках
внеосевого вулканизма (удаленного от спрединговых
центров), подобных современным океаническим
плато (Светов, 2005).
Образование силицитов в Койкарской и Хаутаваарской структурах происходило в перерывах между
фазами вулканической активности в подводных обстановках, при этом основное отличие в генезисе
кремнистых осадочных пород связано с различными
типами бассейнов седиментации – глубоководным
океаническим (в случае коматиит-базальтовой формации Хаутаваарской структуры) и мелководным задуговым (БАДР-адакитовой ассоциации Койкарской
структуры).
Изучение изотопной систематики кислорода, проведенное ранее для силицитов Койкарской структуры (Металлогеническая эволюция…, 1993), показало, что величина δ18О относительно стандарта
SMOW для массивных кремнистых осадочных пород
варьирует в узких пределах от 12,9 ± 0,16‰ (тонкослоистый силицит) до 13,0 ± 0,17‰ (однородные
массивные силициты). Для конкреционных разновидностей отмечаются более широкие вариации значения δ18О – от 12,7 ± 0,12‰ до 13,1 ± 0,14‰. Изотопный состав кислорода мезоархейских силицитов
Койкарской структуры подобен кремнистым породам группы Онвервахт в зеленокаменном поясе Барбертон (ЮАР), имеющим возраст 3,5 млрд лет. Для
данных образований разброс величины δ18О составляет от 9,4 до 21‰.
Формирование силицитов в изучаемых структурах могло быть приурочено к гидротермальным фумарольным системам подводных вулканических построек, при этом в процессе седиментогенеза активно участвовала морская вода.
Модельная температура кремнистого осадконакопления в Койкарской структуре на основе интерпретации значений δ18О составляла 160 °С (Металлогеническая эволюция…, 1993), что, скорее всего, не может соответствовать температуре воды в
архейском океане, однако сопоставимо с температурами в океанических гидротермальных полях.
Альтернативная интерпретация, допускающая участие в седиментогенезе силицитов метеорной воды
(с первичным низким значением величины δ18О)
в объеме от 40 до 50%, позволяет получить температуру океана около 70 °С, что коррелирует с
141
моделью формирования силицитов группы Онвервахт, для которых вклад метеорных вод составлял
около 40%.
Для мезоархейских силицитов Койкарской структуры, формирующихся в задуговом бассейне в непосредственной близости от островодужного комплекса, предположение об участии метеорных вод в седиментогенезе представляется возможным. Таким образом, реальные значения температур седиментации
могли варьировать от 70 до 160 °С.
Отложение мезоархейских кремнистых осадков,
вероятнее всего, происходило при химическом осаждении кремнезема из метастабильных коллоидных
растворов, формирующихся в подводных гидротермальных системах. Поступление кремнезема могло
быть обусловлено фумарольной деятельностью, наступившей после ослабления вулканической активности. Вблизи вулканов формируются геотермальные поля, по мере удаления от которых рассол охлаждается и изменяется pH среды. Золи кремнезема
коагулировали и выпали из раствора в виде коллоидного осадка. Кремнезем осаждался в виде слоев и гелевых сгустков, которые при диагенезе формировали
конкреции или чистые слои силицитов, мощностью
от 0,5 до 20 м.
Вполне вероятно, что флюидные растворы глубинной циркуляции в архейских бассейнах, подобно
современным морским гидротермальным системам,
характеризовались не только повышенной температурой, но и наряду с кремнеземом были обогащены
СО2 и СH4 (Короновский, 1999), делая среду потенциально благоприятной для развития термофильных
хемолитотрофных микроорганизмов.
Выводы
В результате исследования древнейших силицитов Фенноскандинавского щита впервые установлено, что на данной территории 3,0–2,9 млрд лет назад
существовали специфические сообщества микроорганизмов, представленные нитевидными формами.
Размеры сохранившихся чехлов составляют 10 мкм в
диаметре при длине до первых сотен мкм. Оазисы
жизни были локализованы в зонах гидротермальной
активности, связанной как с подводным вулканизмом коматиитового состава в обстановках, подобных
современным океаническим плато, так и с вулканизмом среднего и кислого состава в задуговых бассейнах. В этих условиях обитали хемолитотрофные микроорганизмы, для метаболизма которых не требовались солнечный свет и кислород. Все необходимые
для органического синтеза химические элементы поставлялись гидротермами, связанными с вулканизмом. Выявленные микрофоссилии, вероятно, принадлежат к группе микроорганизмов-термофилов, комфортно существующих в водной среде при высокой
температуре.
Исследования проведены в рамках проекта «Реконструкция древнейших (3,8–3,0 млрд лет) условий
становления и последующего развития микробиальных сообществ раннего докембрия на примере восточной части Фенноскандинавского щита» по Программе фундаментальных исследований № 28 Президиума РАН «Проблемы происхождения жизни и становления биосферы» и поддержаны грантом РФФИ
11-05-93959-ЮАР_а.
ЛИТЕРАТУРА
Астафьева М. М., Розанов А. Ю. Древнейшие коры выветривания (на примере Карелии) и микрофоссилии // Палеопочвы и индикаторы континентального выветривания в
истории биосферы. Серия «Геобиологические системы в
прошлом». М., 2010. С. 10–22.
Астафьева М. М., Герасименко Л. М., Гептнер А. Р. и
др. Ископаемые бактерии и другие микроорганизмы в земных породах и астроматериалах. М., 2011. 172 с.
Бибикова Е. В., Крылов И. Н. Изотопный возраст кислых вулканитов Карелии // Докл. АН СССР. 1983. Т. 268,
№ 5. С. 1231–1235.
Короновский Н. В. Гидротермальные образования в
океанах // Соросовский образовательный журнал. 1999.
№ 10. С. 55–62.
Металлогеническая эволюция архейских зеленокаменных поясов Карелии. Ч. I. Вулканизм, седиметогенез, метаморфизм и металлогения / Науч. ред. Ю. И. Лазарев. СПб.,
1993. 208 с.
Овчинникова Г. В., Матреничев В. А., Левченков О. А. и
др. U-Pb и Pb-Pb изотопные исследования кислых вулканитов Хаутаваарской зеленокаменной структуры, Центральная Карелия // Петрология. 1994. Т. 2, № 3. С. 266–281.
Происхождение биосферы и коэволюция минерального
и биологического миров / Науч. ред. Н. П. Юшкин, В. И.
Ракин, О. В. Ковалева. Сыктывкар, 2007. 202 с.
142
Розанов А. Ю., Астафьева М. М., Вревский А. Б. и др.
Микрофоссилии раннедокембрийских континентальных
кор выветривания Фенноскандинавского щита // Отечеств.
геол. 2008. № 3. С. 83–90.
Рыбаков С. И., Светова А. И. Конкреционные алюмокремнистые породы в разрезах осадочно-вулканогенных
формаций архейских зеленокаменных поясов Карелии
// Конкреции докембрия. Л., 1989. С. 199–207.
Светов С. А. Магматические системы зоны перехода
океан – континент в архее восточной части Фенноскандинавского щита. Петрозаводск, 2005. 230 с.
Светов С. А. Древнейшие адакиты Фенноскандинавского щита. Петрозаводск, 2009. 115 с.
Светов С. А., Светова А. И., Назарова Т. Н. Ведлозерско-Сегозерский зеленокаменный пояс Центральной Карелии – новые геохронологические данные и интерпретация
результатов // Геология и полезные ископаемые Карелии.
Вып. 13. Петрозаводск, 2010. С. 5–12.
Светова А. И. Архейский вулканизм Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса Карелии. Петрозаводск,
1988. 148 с.
Светова А. И., Светов С. А., Назарова Т. Н. Мезоархейские седиментационные ансамбли в пределах офиолитоподобных комплексов Центрально-Карельского террейна // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 11.
Петрозаводск, 2008. С. 135–141.
Сергеев В. Н., Семихатов М. А., Федонкин М. А. и др.
Основные этапы развития докембрийского органического
мира: сообщение 1. Архей и ранний протерозой // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2007. Т. 15, № 2.
C. 25–46.
Сергеев С. А. Геология и изотопная геохронология гранит-зеленокаменных комплексов архея Центральной и
Юго-Восточной Карелии: Автореф. дис. … канд. геол.-минер. наук. 1989. 24 с.
Слабунов А. И., Лобач-Жученко С. Б., Бибикова Е. В. и
др. Архей Балтийского щита: геология, геохронология,
геодинамические обстановки // Геотектоника. 2006. № 6.
С. 1–29.
Тимофеев Б. В. Микрофитофоссилии раннего докембрия. Л., 1982. 128 с.
Arndt N. T. Komatiite. Cambridge university press, 2008.
490 p.
Furnes H. Early Life Recorded in Archean Pillow
Lavas // Science. 2004. Vol. 304, N 5670. P. 578–581.
Hoover R. B. Fossils of Cyanobacteria in CI1
Carbonaceous Meteorites: Implications to Life on Comets,
Europa, and Enceladus // Journal of Cosmology. 2011. Vol. 13.
P. 3811–3848.
Schidlowski M. A 3.800-Million year isotopic record of life
from carbon in sedimentary rocks // Nature. 1988. Vol. 333.
P. 313–318.
В. В. Макарихин
ФАУНИСТИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ОТЛОЖЕНИЙ
МИКУЛИНСКОГО ГОРИЗОНТА
В РАЗРЕЗЕ ВЕРХНЕГО ПЛЕЙСТОЦЕНА КАРЕЛИИ
Четвертичные отложения, равномерным чехлом
перекрывающие разнообразные породы раннего докембрия, на территории Карелии имеют сравнительно
небольшую мощность, не превышающую обычно несколько десятков метров. Основная часть этих отложений сформирована в ходе деградации Скандинавского оледенения и послеледниковых процессов, датируемых интервалом 15–9 тыс. лет. Именно эти образования, сравнительно хорошо изученные предшественниками, обусловили существование современных
ландшафтных форм, представляющих классическую
область развития плейстоценовых оледенений (Бискэ,
1959; Бискэ и др., 1974; Бискэ (ред.), 1975 и др.).
Существенно менее изученными до настоящего
времени остаются более древние отложения, сохранившиеся лишь в небольших промоинах, заполненных алеврито-глинистым осадком, содержащим иногда мелкораковинную морскую фауну. Мощность
этих образований не превышает нескольких метров.
Эти осадки были отнесены к микулинскому горизонту, датируемому интервалом 130–115 тыс. лет, который предшествует заключительным этапам формирования валдайских и последующих образований голоцена (Говберг, 1970; Говберг и др., 1974; Экман,
1987; Демидов, 2003). Предложенные возрастные интервалы обосновывались палеонтологическими определениями и данными изучения стабильных изотопов. Материал отбирался из керна многочисленных
мелких скважин, разбросанных на обширной территории – от Балтийского до Белого моря. К сожалению, сопоставление фаунистических комплексов, определенных различными специалистами, иногда
сильно затруднено. Отсутствие описаний и изображений раковин, точной привязки к месту сбора, характеристики слоев, представленных керном скважин, не позволяет убедительно коррелировать выделяемые стратиграфические уровни. Остается открытым и вопрос о выделении и описании необходимых
стратотипов.
Конечно, существующие проблемы не могут быть
решены в рамках какой-то одной краткосрочной программы. В настоящей статье приведены результаты
изучения мелкораковинной фауны моллюсков, соб144
ранных из небольшого обнажения на правом берегу
р. Гридина в 5 км юго-западнее пос. Гридино (Кемский р-н). Местонахождение установлено учеными
ИГ КарНЦ РАН В. В. Травиным и О. Б. Лавровым.
Они же впервые и опробовали его.
Выход алеврито-глинистых осадков темно-серого
цвета в нижней части склона долины реки имеет видимую мощность около 1 м. Отдельные его фрагменты содержат небольшие линзовидные участки, обогащенные мелкораковинным детритом (ракуша).
Именно из них и была отобрана проба весом до 2 кг.
После промывки высушенный материал просеивался
через сито № 2 (диаметр ячеи 2 мм), из которого отбирались раковины, пригодные для определения
(табл. 1, а). В подготовке проб для анализа принимал
участие ряд сотрудников Лаборатории региональной
геологии и геодинамики ИГ КарНЦ РАН.
ТИП MOLLUSCA
Класс PELECYPODA
Род Astarte Sowerby 1818
Astarte borealis (Schumacher) 1817
Основы палеонтологии. Том Моллюски панцирные, двустворчатые, лопатоногие. М., 1960. С. 102. Слодкевич В. С.
Фауна моллюсков из плейстоценовых отложений побережья залива Лаврентия // Тр. Ленинградского об-ва естествоиспытателей. 1935. Т. LXIV, вып. 1. С. 112–121.
Табл. 2, а–б.
М а т е р и а л. Десятки разрозненных правых и
левых створок удовлетворительной сохранности.
О п и с а н и е. Раковина округленно-треугольной
формы с умеренно прочной стенкой, равностворчатая, почти равносторонняя. На поверхности – тонкие
концентрические линии нарастания, покрывающие
всю поверхность створки. Макушка чуть выступающая, заостренная, слегка сдвинута вперед. Замок правой створки состоит из центрального массивного зуба. На левой – два кардинальных и нечетко выраженных латеральных зуба. Мантийная линия без синуса,
внутренние края раковины гладкие.
Р а з м е р ы. Длина раковин варьирует в пределах
3–5 мм. Высота чуть меньше длины.
Р а с п р о с т р а н е н и е и в о з р а с т. Плейстоцен арктического побережья России, доходя на востоке до берегов северной Японии. Обитает преимущественно на глубинах менее 100 м.
Astarte alaskensis Dall 1903
Dall W. H. Synopsis of the family Astartidae with the review
of the American species. Proc. U. S. Amer. Nat. Mus. 26.
P. 946. Основы палеонтологии. Том Моллюски панцирные,
двустворчатые, лопатоногие. М., 1960. С. 102.
Табл. 2, в, г.
М а т е р и а л. Многочисленные разрозненные
правые и левые створки хорошей сохранности.
О п и с а н и е. Сравнительно крупные толстостенные раковины округленно-треугольной формы,
неравносторонние. Наружный рельеф состоит из
больших округлых валикообразных концентрических ребер с широкими межреберными понижениями. Помимо крупных концентров в нижней части раковины различаются иногда более тонкие линии нарастания. Макушка слегка заостренная, слабо загнута и повернута вперед. Она расположена в передней
трети раковины. Передний край выпуклый, выдвинутый вперед, нижний – слабо округленный, задний –
слегка усеченный. Замок правой створки представлен одним массивным кардинальным зубом и двумя
рудиментарными по его краям. В левой створке – два
более тонких зуба, задний из них отделен четким желобком. Иногда различается слабо выраженный задний латеральный зуб. Мантийная линия без синуса,
внутренние края гладкие.
Р а з м е р ы. Обычная длина раковины – 5–7 мм,
высота чуть меньше длины. Максимальная длина одного из экземпляров (левая и правая створки разных
индивидов) достигала 2,4 см.
Р а с п р о с т р а н е н и е и в о з р а с т. Циркумполярный вид, обитающий на глубине 20–125 м.
Наиболее широкое распространение отмечено в восточной части арктического побережья (районы Чукотского полуострова и Аляски). Плиоцен – ныне.
Род Montacuta Turton 1819
Основы палеонтологии. Том Моллюски панцирные, двустворчатые, лопатоногие. М., 1960. С. 117.
Табл. 2, д, е.
М а т е р и а л. Единичные левые и правые створки неплохой сохранности.
О п и с а н и е. Мелкие округлые или овальные
раковины с узкими радиальными ребрышками и тончайшими концентрическими линиями нарастания.
Клювовидная макушка расположена почти посредине, слегка свернута вперед. Мантийная линия не просматривается. По краю гладкой внутренней поверхности створок просвечивают окончания радиальных
ребер. Кадинальных зубов не замечено. В боковой
части замкового края каждой из створок угадываются по два сближенных коротких латеральных зуба.
Р а з м е р ы. Максимальная высота раковин редко превышает 3 мм. Длина равна или чуть меньше
высоты раковины.
Р а с п р о с т р а н е н и е и в о з р а с т. Эоцен –
голоцен Европы, Азии и Америки.
Род Plicatula Lamark 1801
Основы палеонтологии. Том Моллюски панцирные, двустворчатые, лопатоногие. М., 1960. С. 87.
Табл. 4, а, б.
М а т е р и а л. Единичные целые и нарушенные
створки.
О п и с а н и е. Тонкие, иногда просвечивающие
хрупкие раковины округлых очертаний с несколько
спрямленным замочным краем. На существенно приподнятой над замочным краем макушке правой створки различаются снаружи следы прирастания. Некоторые из раковин в этом месте получили повреждения в
виде округлой зияющей дыры. Расположение макушки почти равноудаленное. Обе створки имеют практически одинаковый рельеф, состоящий из тонких концентрических линий нарастания, покрывающих всю
поверхность створки, и высоких, округлых, бугристых
ребер, концы которых выходят за пределы нижнего
края створки. Примакушечная часть створок свободна
от ребер. Рост ребер происходит с перерывами, после
которых их толщина и расстояние между ребрами заметно увеличиваются. Внутренняя поверхность створок гладкая, без каких-либо признаков мантии и мускулов, зубы отсутствуют.
Р а з м е р ы. Длина и высота раковин в изученном материале не превышает 5 мм.
Р а с п р о с т р а н е н и е и в о з р а с т. Триас –
голоцен Евразии и Америки.
Род Mytilus L. 1758
Mytilus edulis L. 1758
Основы палеонтологии. Том Моллюски панцирные, двустворчатые, лопатоногие. М., 1960. С. 91. Михайлова И. А., Бондаренко О. Б. Палеонтология. Ч. 2. М., 1997. С. 244. Скарлото О. А. Двустворчатые моллюски Dysodonta. М., 1960. С. 92.
Табл. 4, в, г.
М а т е р и а л. Редкие соединенные пары створок
мелких раковин и единичные разрозненные – более
крупных.
О п и с а н и е. Раковина клиновидной формы,
равностворчатая, очень неравносторонняя с конечной макушкой. Брюшной край сильно редуцирован и
располагается почти по прямой линии. Спинной –
плавно изогнутый выпуклый. Высота раковины значительно превышает длину. Поверхность створок
гладкая с концентрическими линиями нарастания,
наиболее отчетливыми в нижней и передней части
створок. Изнутри створки гладкие, перламутровые,
мантийная линия и мускульные впечатления почти
не просматриваются. Под макушкой различаются
тонкие зубовидные бугорки.
Р а з м е р ы. Высота наиболее крупных раковин
достигает 1,5–2,5 см. Обычно же она не превышает
нескольких миллиметров.
Р а с п р о с т р а н е н и е и в о з р а с т. Триас –
ныне во всех частях света. Обитатели морских и солоноватых вод.
145
Мелкораковинная фауна микулинского горизонта р. Гридина
Таблица 1
а – вид отмытого материала пробы № 1;
б – Incertae sedis, правая (?) створка, вид
снаружи; в – Incertae sedis, вид изнутри;
г – Hiatella arctica L., левая створка, вид
снаружи; д – Hiatella arctica L., изнутри
Таблица 2
а – Astarte borealis (Schumacher), левая
створка, вид снаружи; б – Astarte borealis
(Schumacher), изнутри; в – A. alascensis
Dall, левая створка снаружи; г – A.
alascensis Dall, изнутри; д – Montacuta
Turton, правая створка, снаружи; e –
Montacuta Turton, изнутри
146
Таблица 3
а – Collonia Gray; б – Alaba Adams; в – Natica
russa Gould, вид сбоку; г – Natica russa Gould, вид
снизу; д – Helcion Monfort, вид сбоку
Таблица 4
а – Plicatula Lamark, левая створка, вид снаружи;
б – Plicatula Lamark, изнутри; в – Mytilus edulis L.,
левая створка снаружи; г – Mytilus edulis L., изнутри; д – Ostrea edulis L., правая створка снаружи; е – Ostrea edulis L., изнутри
147
Род Ostrea L. 1758
Ostrea edulis L. 1758
Основы палеонтологии. Том Моллюски панцирные, двустворчатые, лопатоногие. М., 1960. С. 88. Бондаренко О. Б.,
Михайлова И. А. Краткий определитель ископаемых беспозвоночных. М., 1969. С. 180. Bucquoy E. D., Dautzenberg Th.,
Dolifus G. Les mollusques marins du Russilion. II. Pelecypodes.
Paris, 1892. P. 360.
Табл. 4, д, е.
М а т е р и а л. Единственная (правая) створка в
описываемой коллекции моллюсков.
О п и с а н и е. Массивная створка треугольноокруглой формы, слабо выпуклая, края относительно
гладкие. Макушка крупная, округло-тупая с неясно
выраженным рубцом прикрепления (?). Скульптура
состоит из грубых концентрических линий нарастания, более отчетливых у брюшного края. Внутренняя
связка расположена в треугольной ямке под макушкой. Изнутри створки наблюдается небольшое овально изогнутое мускульное впечатление, несколько
смещенное ближе к заднему краю. Мантийная линия
цельная, просматривается с трудом.
Р а з м е р ы. Высота створки – около 5 см. Длина – 4 см.
Р а с п р о с т р а н е н и е и в о з р а с т. Представители данного рода в северных широтах встречаются относительно редко, предпочитая более теплые
воды южных морей. Триас – ныне.
Род Hiatella Daudin in Bosc 1801
Hiatella arctica (L.) 1767
Основы палеонтологии. Том Моллюски панцирные, двустворчатые, лопатоногие. М., 1960. С. 133. Мерклин Р. Л.,
Петров О. М., Амитров О. В. Атлас-определитель моллюсков четвертичных отложений Чукотского полуострова.
М., 1962. С. 44–45. Скарлото О. А. Класс двустворчатые
моллюски (Bivalvia). Атлас беспозвоночных дальневосточных морей СССР. М., 1955. С. 156.
Табл. 1, г, д.
М а т е р и а л. Десятки разрозненных левых и
правых створок хорошей сохранности.
О п и с а н и е . Раковина удлиненно-прямоугольной формы с относительно толстой стенкой, значительно вытянутая в длину. Поверхность покрыта грубыми морщинистыми концентрическими линиями
нарастания, не просматривающимися изнутри. Во
многих экземплярах (не у всех) на задней части створок отчетливо наблюдаются 2 чешуйчатых ребра.
Макушка сильно сдвинута вперед, имеет плавно
округленную форму. Замочная площадка слабо развита. Иногда можно различить на разных створках
по одному кардинальному зубу. Мантийная линия
выражена не везде. В единичных случаях угадывается синус.
Р а з м е р ы. Обычная длина створок не превышает 1 см при высоте до трех-четырех мм. Максимально наблюдавшаяся длина – 1,5 см.
Р а с п р о с т р а н е н и е и в о з р а с т. Один
из самых распространенных видов в морях север148
ного побережья Европы и Азии. Обитает в широком диапазоне морских глубин, сверля норки или
пользуясь норками других животных. Миоцен –
ныне.
Incertae sedis
Табл. 1, б, в.
М а т е р и а л. Единичная (правая?) створка.
О п и с а н и е. Небольшая овально-крыловидная
створка с радиальными призматическими ребрами,
окончания которых обусловливают зазубренные края
раковины как снаружи, так и изнутри. Задний край
выглядит несколько уплощенным и вытянутым. Макушка почти эпистолярная, имеет форму заостренного конуса. Ареал состоит из двух узких частей, разделенных глубокой вмятиной.
Р а з м е р ы. Длина створки – 3 мм, высота – около 2,5 мм.
Р а с п р о с т р а н е н и е и в о з р а с т. Северовосточная часть Карелии, микулинский горизонт
верхнего плейстоцена.
Класс GASTROPODA
Род Collonia Gray 1850
Основы палеонтологии. Том Моллюски – брюхоногие. М.,
1960. С. 103.
Табл. 3, а.
М а т е р и а л. Единичные раковины удовлетворительной сохранности.
О п и с а н и е. Пухленькие башенки, сравнительно толстостенные, без перламутрового слоя, с тонкой
поперечной скульптурой. Завиток невысокий, состоит из двух быстро возрастающих оборотов. Основание выпуклое. Устье почти прямое, округлое.
Р а з м е р ы. Высота раковины – 1,5 мм, высота
завитка – около 0,2 мм, ширина (диаметр) раковины –
2 мм, диаметр устья – около 0,7 мм.
Р а с п р о с т р а н е н и е и в о з р а с т. Европа и
Северная Америка, палеоцен – плиоцен.
Род Alaba Adams 1853
Основы палеонтологии. Том Моллюски – брюхоногие. М.,
1960. С. 155.
Табл. 3, б.
М а т е р и а л. Очень большое количество раковин хорошей сохранности.
О п и с а н и е. Маленькие раковины, тонкостенные, башенковидной формы. Завиток сравнительно
высокий, почти равный высоте последнего оборота.
Устье овального очертания с едва заметным сифональным вырезом, имеющим форму слабо выраженной депрессии. Отворот внутренней губы очень узкий. Основание выпуклое, не обособленное. Наружная поверхность гладкая со слабо уловимыми тонкими осевыми штрихами.
Р а з м е р ы. Высота раковин – 2,5–3,0 мм, ширина – около 1,0 мм, высота завитка – чуть более 1 мм,
апикальный угол – 30 градусов, высота последнего
оборота – 1,5–2,0 мм, высота устья – 0,5 мм.
Р а с п р о с т р а н е н и е и в о з р а с т. Широко
распространенный род, обычно обитающий при нормальной солености морской воды. Растительноядные. Эоцен – ныне.
Род Natica Scopoli 1777
Natica russa Gould 1859
Основы палеонтологии. Том Моллюски – брюхоногие. М.,
1960. С. 182. Мерклин Р. Л., Петров О. М., Амитров О. В.
Атлас-определитель моллюсков четвертичных отложений
Чукотского полуострова. М., 1962. С. 50–51.
Табл. 3, в, г.
М а т е р и а л. Единичные раковины удовлетворительной сохранности.
О п и с а н и е. Сравнительно крупные умеренно
массивные раковины шаровидной формы с короткой
малооборотной спиралью и большим вздутым последним оборотом. Устье голостомное месяцеобразной формы, лежащее чуть косо, достаточно широкое
с неясно выраженным периетальным каналом. Наружная губа заостренная, ровная. Внутренняя – с отворотом. Массивный умбональный каллус полностью перекрывает пупок. Мелко эродированная поверхность раковин не позволяет уверенно судить о ее
характере, однако участками на ней угадывается тонкая осевая штриховка.
Р а з м е р ы. Высота раковины – 5–7 мм, ширина
чуть меньше высоты.
Р а с п р о с т р а н е н и е и в о з р а с т. Широко
распространенный циркумполярный арктическо-бореальный вид, обитающий обычно на глубинах 50–100 м.
Helcion Montfort 1810, sensu lato
Основы палеонтологии. Том Моллюски – брюхоногие. М.,
1960. С. 85.
Табл. 3, д.
М а т е р и а л. Единственный экземпляр приличной сохранности.
О п и с а н и е. Колпачковая раковина со значительно смещенной вперед заостренной макушкой,
позади которой имеется щелевидное углубление, заканчивающееся в задней части тонким округлым отверстием, различимым только изнутри. Стенка кол-
пачка относительно толстая. На поверхности присутствуют грубые чешуйчатые радиальные ребра, слегка изгибающиеся к задне-брюшной стороне. Различаются также более тонкие прерывающиеся концентрические элементы нарастания. Чередование крупных ребер и более узких промежутков между ними
обусловливает зубчатые края овально-округлого
устья. Мантийной линии практически не видно.
Внутренняя поверхность раковины гладкая. По краям просвечивают грубые элементы поверхностной
скульптуры.
Р а з м е р ы. Большой диаметр устья – 5 мм, малый – 4 мм. Высота колпачка – 2,5 мм.
Р а с п р о с т р а н е н и е и в о з р а с т. Представители сходных групп колпачковых достаточно часто встречаются в интервале олигоцен – ныне. Они
ведут малоподвижный образ жизни, прочно прикрепляясь к жесткому субстрату в зоне морского прибоя
и питаясь соскабливаемыми микроскопическими водорослями. В зоне шельфа современные колпачковые гастроподы обычно не опускаются ниже глубины 70 м. Описанный экземпляр пока не может быть
достаточно точно идентифицирован из-за своеобразия его некоторых признаков и недостаточности материала.
В заключение необходимо отметить, что сегодня
фауна четвертичных отложений Карелии – классической области развития позднеледниковых образований – изучена еще крайне недостаточно. Представленный материал – лишь робкая попытка начать системное изучение четвертичной фауны Карелии. Выявлено богатейшее его разнообразие даже на примере всего лишь одного небольшого обнажения, хотя
описана только незначительная часть одной пробы.
Широкое представительство морских форм в данных
отложениях указывает на возможность более точно
оконтурить границы и возраст древних морей или
проливов. А дополненные современными изотопными определениями эти сведения сделают наше представление о четвертичной истории существенно
предметным и доказательным.
ЛИТЕРАТУРА
Бискэ Г. С. Четвертичные отложения и геоморфология
Карелии. Петрозаводск, 1959. 307 с.
Бискэ Г. С. (ред.). Онежское озеро. Петрозаводск, 1975.
168 с.
Бискэ Г. С., Григорьев С. В., Малинина Т. И. и др.
Онежское озеро. Петрозаводск, 1975. 168 с.
Бискэ Г. С., Лукашов А. Д., Экман И. М. О связи котловин крупнейших озер Северо-Запада с тектоникой // Новейшие и современные движения земной коры восточной
части Балтийского щита. Петрозаводск, 1974. С. 35–42.
Бондаренко О. Б., Михайлова И. А. Краткий определитель ископаемых беспозвоночных. М., 1969. 480 с.
Говберг Л. И. Распределение моллюсков в толще голоценовых осадков Белого моря // Океанология. 1970. Т. 10,
вып. 5.
Говберг Л. И., Медведев В. С., Невский Е. Н. К вопросу о биостратиграфическом расчленении осадочных
толщ Белого моря и основных этапах развития бассейна
в голоцене // Бюл. МОИП, отд. геологии. 1974. Т. 49,
№ 12.
Демидов И. Н. Четвертичные отложения // Разнообразие биоты Карелии: условия формирования, сообщества,
виды. Петрозаводск, 2003. С. 19–27.
Мерклин Р. Л., Петров О. М., Амитров О. В. Атлас-определитель моллюсков четвертичных отложений Чукотского полуострова. М., 1962. 84 с.
Михайлова И. А., Бондаренко О. Б. Палеонтология. Ч. 2.
М., 1997. 496 с.
Николаев С. Д., Николаев В. И., Говберг Л. И. Характер
изменения температуры Белого моря в голоцене по изотоп-
149
но-кислородным данным // Тез. док. V Всесоюз. симпоз. по
геохимии стабильных изотопов. М., 1974.
Основы палеонтологии. Том Моллюски – брюхоногие.
М., 1960. 360 с.
Основы палеонтологии. Том Моллюски панцирные,
двустворчатые, лопатоногие. М., 1960. 360 с.
Скарлото О. А. Класс двустворчатые моллюски
(Bivalvia). Атлас беспозвоночных дальневосточных морей
СССР. М., 1955. 220 с.
Скарлото О. В. Двустворчатые моллюски Dysodonta.
М., 1960. 150 с.
Слодкевич В. С. Фауна моллюсков из плейстоценовых отложений побережья залива Лаврентия // Тр. Ленинградского
об-ва естествоиспытателей. 1935. Т. LXIV, вып. 1. С. 112–121.
Экман И. М. Четвертичная система // Геология Карелии. Л., 1987. С. 79–93.
Dall W. H. Synopsis of the family Astartidae with the review
of the American species. Proc. U. S. Amer. Nat. Mus. 26. P. 946.
Т. С. Шелехова, В. В. Колька, О. П. Корсакова
ИСТОРИЯ ОЗЕРА КОРЖИНО ПО ДАННЫМ
ДИАТОМОВОГО АНАЛИЗА
(РАЙОН ПОСЕЛКА КУЗЕМА, CЕВЕРНАЯ КАРЕЛИЯ)
Введение
Донные отложения озер и содержащиеся в них
комплексы диатомовых водорослей позволяют восстановить условия формирования осадков: глубину
водоема и изменение его уровня, соленость и температуру воды. В работе представлены результаты диатомового анализа донных отложений озера Коржино
(N 65°23´25´´; E 33° 33´59´´) с абсолютной отметкой
уреза воды 72,0 м н. у. м., расположенного в районе
поселка Кузема (рис. 1), на Карельском берегу Белого моря в 10–15 км западнее пояса краевых образова-
Рис. 1. Район исследований (обозначен черным квадратом)
ний ругозерской (сальпаусселькя I) стадии оледенения, возраст которых оценивается в 11,3–10,8 тыс.
14
С лет (Ekman, Iljin, 1991). Озеро округлой формы,
вытянуто с северо-запада на юго-восток, с двумя небольшими островами в восточной и южной части акватории. Берега его залесены, местами заболочены.
Максимальная глубина озера – 1,9–2,0 м, площадь
составляет приблизительно 3,0 км2.
Материалы и методика исследований
Исходные материалы представлены керном, полученным в результате бурения донных отложений в
самом глубоком месте котловины озера Коржино с
помощью поршневого пробоотборника. С глубины
1,90 м были отобраны донные осадки мощностью
3,2 м. В полевых условиях они изучались литологостратиграфическим методом с визуальными определениями их структуры и текстуры, подробным описанием и фотодокументацией керна, опробованием
его для дальнейших лабораторных исследований с
применением методов палинологического, диатомового и радиоуглеродного (14С) анализов.
Ранее в разрезах донных осадков из котловин
озер, расположенных на террасах Белого моря, на основе литологических и микропалеонтологических
характеристик были выделены пять фациальных разновидностей донных осадков, отражающих их генетические различия (Колька и др., 2005): осадки фации позднеледникового приледникового озера (I),
которые обычно представлены неслоистой, неяснослоистой или ленточной глиной, слоистым разнозернистым песком; осадки фации переходной зоны от
пресноводных (приледникового озера) к морским условиям седиментации (II) в виде переслаивания зеленоватого песка или алеврита с коричневым до черного органическим материалом (содержание органики
здесь достигает 55%) и чистого алеврита или песка;
осадки фации, соответствующей морским условиям
(III), представленные как минеральным (разнозернистым песком и алевритом), так и органическим (отдельные раковины и их фрагменты) материалом;
осадки фации переходной зоны от морских к озер151
ным условиям (IV) в виде переслаивания гиттии и
алеврита, а также неслоистой, неяснослоистой гиттии или алевритистой гиттии; осадки фации пресноводного озера (V) – черная, темно-коричневая гиттия, иногда в верхних частях с растительными макроостатками. Причем в котловинах современных
озер были встречены и полные, и редуцированные
последовательности фаций.
Стратиграфия донных отложений
Разрез донных осадков озера Коржино (рис. 2)
представлен следующей седиментационной последовательностью (снизу вверх, глубины учтены от уреза
воды):
лись за счет цвета осадков, в нижней части интервала до глубины 3,08 м отмечена горизонтальная слоистость при мощности слойков до 1 см;
– на глубине 3,05–2,78 м залегает неслоистый сапропель (гиттия) светло-коричневого цвета до желтого с минеральными частицами, который в самой
нижней части с глубины 3,03 м обогащен алевритом,
чем подчеркивается резкий контакт с нижележащими осадками;
– с глубины 2,78–1,90 м вскрыт темно-коричневый монотонный сапропель с незначительной примесью минеральных частиц.
По литологическим признакам предполагалось,
что нижние пески (5,1–3,5 м) и ленточные глины до
глубины 3,12 м накапливались в условиях пресноводного приледникового водоема (фация I), алевритистый сапропель с пятнистыми текстурами, возможно, соотносится с осадками переходной зоны
(фация II), выше которых залегают осадки континентального пресноводного бассейна (фация V). Точная
их генетическая привязка была осуществлена по данным диатомового анализа.
Методика диатомового анализа
Рис. 2. Стратиграфическое строение разреза донных
отложений озера Коржино
– на глубине 5,1–4,4 м залегает тонко- и мелкозернистый горизонтально слоистый песок, с мощностью слойков 2,5–4,0 см;
– в интервале глубин 4,4–3,50 м песок сильно разжижен и керн поднять не удалось;
– на глубине 3,50–3,12 м вскрыты ленточные глины с тонкими зимними пелитовыми слойками и летними алевритовыми, в летних слойках встречены отдельные зерна крупнозернистого песка и единичная
мелкая галька, причем на глубине 3,50–3,40 м материал более грубый;
– ленточные глины с глубин 3,12–3,05 м перекрыты алевритистым сапропелем (гиттией) с «муаровыми» или пятнистыми текстурами, которые прояви152
Техническая обработка проб и приготовление постоянных препаратов на диатомовый анализ производились по общепринятой методике (Диатомовый
анализ, 1949–1950; Давыдова, 1985). Образцы дезинтегрировались в пирофосфорнокислом натрии с последующей отмывкой от него методом декантации.
Для подъема диатомей использовалась калиево-кадмиевая тяжелая жидкость. В качестве твердой среды
применялась аниллин-формальдегидная смола (показатель преломления 1,68). Подсчет и определение
створок диатомей проводились по горизонтальному
ряду в средней части стекла до 250 экземпляров. По
возможности створки идентифицировались до вида,
разновидности и формы. При этом использовалась
соответствующая справочная литература (Диатомовый анализ…, 1949; Диатомовые водоросли…, 1951;
Molder, Tynni, 1967–1973; Tynni, 1975–1980;
Krammer, Lange-Bertalot, 1986 и др.). Для выявления
роли отдельных видов и состава доминирующих
комплексов диатомеи подразделялись на единичные,
численность которых в осадках составляет менее 1%
(на диаграммах они показаны знаком +), обычные
(1–5%) и массовые (более 5%). Среди последних выделялись доминанты, численность створок которых
составляла более 10%, и субдоминанты – от 5 до
10%. Результаты диатомового анализа представлены
на фрагментах диатомовых диаграмм, характеризующих разные фации отложений.
Диатомовый анализ выполнен по 32 образцам с
разными интервалами. Послойно и наиболее подробно с интервалом 1–2 см изучены осадки с глубины
3,15–3,0 м. Нижняя и верхняя часть разреза с глубины 5,10–4,40 и 3,00–1,90 (соответственно) изучены с
интервалом 5–10 см (гл. 3,0–1,90 м).
Результаты диатомового анализа
и этапы развития водоема
глубина,м
По данным диатомового анализа выделено несколько этапов развития водоема, разделенных на
фазы, соответствующие различным палеоклиматическим периодам голоцена. В донных отложениях
выявлено 279 видов и разновидностей диатомовой
флоры из 40 родов (табл. – вкл.), подсчитано соотношение видов по галобности (рис. 3).
Галобность
Кузема-9 ,абс.отм.72м
3,03-3,04
3,07-3,08
3,10-3,11
3,14-3,15
3,30-3.35
3,40-3,45
4,50-4,45
4,70-4,60
490-4,80
ств орок нет
5,10-5.0
0%
полигалобы
20%
40%
мезогалобы
60%
галофилы
80%
100%
Индифференты
Рис. 3. Соотношение видов по галобности в диатомовом
комплексе донных отложений озера Коржино
1 этап (гл. 5,10–4,90 м). На данном отрезке накапливались тонко-, мелкозернистые пески с горизонтальной слоистостью. В образце из данного интервала на глубине 5,10–5,0 м удалось обнаружить только
единичные мелкие обломки морских центрических
видов, а также единичные створки Caloneis
schrödery, Coscinodiscus sp., Chaetoceros holsaticus,
Navicula sp., Pinnularia quadratarea, что свидетельствует об их случайном характере. В целом образец
следует считать немым, что соответствует седиментации в пресноводном приледниковом озере (рис. 4).
2 этап, в течение которого накапливались песчаные осадки и ленточные глины, вскрытые в разрезе
на глубине 4,90–3,12 м. При подробном диатомовом
анализе установлено, что пески содержат обильную
ископаемую солоноватоводно-морскую флору, представленную как целыми створками, так и многочисленными обломками. На гл. 490–440 см сумма солоноватоводных и морских видов составляет более
80%, из них: полигалобы — 58,4–94,8%; 0,4–8,8% –
мезогалобы; галофилов 2,8–39,2% (рис. 3). Среди
полигалобов выявлены Coscinodiscus radiatus
Ehr., Diploneis bombus, Chaetoceros holsaticus,
Thalassiosira sp. c единичными морскими формами
Opephora marina, O. schwartzii. Из мезогалобов преобладают Mastogloia smithi, Mastogloia smithi var.
lacustris, Diploneis smithi var. pumilla, Diploneis
interrupta, Navicula rammosima, Navicula digitoradiata
и др. (рис. 4; фото 1, 2).
В группе галофилов представлены Epithemia
sorex, E. zebra, Fragilaria virescense var. subsalina,
Achnanthes hauskiana, Rhoicosphaenia curvata,
Amphora sp., Nitzschia sp., Caloneis schrödery.
Такой характер флоры свидетельствует об осолонении приледникового бассейна в результате притока атлантических морских вод через пролив Горло
Белого моря, что и по ранее установленным данным
(Колька и др., 2005) произошло в аллереде в ходе
позднеледниковой морской трансгрессии. Этот этап
(4,90–4,40 м) соответствует началу формирования
осадков фации II.
Накопление ленточных глин, вскрытых в керне
на глубине 3,50–3,12 м, указывает на то, что глубина
бассейна на последующих этапах позднеледниковой
трансгрессии увеличивалась как за счет притока морской воды, так и за счет поступления большого количества талой ледниковой воды, оказывающей сильное опресняющее влияние. Известно, что ленточные
глины формируются только в бассейнах с глубинами
более 20 м (Колька, 1996). Это сказалось на несколько измененном характере диатомового комплекса по
сравнению с нижележащими осадками. Отмечено
увеличение разнообразия диатомовой флоры, снижение в два раза численности мезогалобов и полигалобов и в том же соотношении возрастание доли галофильных видов, характерных для эстуариев рек,
сильно опресненных морских берегов, а также для
приледниковых пресноводных водоемов, в которые с
талыми водами поступает значительное количество
биогенных элементов из расконсервированных
льдов. В осадках на глубине 3,50–3,45 м диатомовый
комплекс представлен преимущественно галофилами
(до 60%) с доминантами Fragilaria virescense var.
subsalina, Rhoicosphaenia curvata и особенно Сaloneis
schrödery, характерной для послеледниковых водоемов, а также Achnanthes conspicua, A. delicatula
(Achnantheopsis), обитателей морских берегов. Кроме
этого, для осадков данного интервала характерно
большое разнообразие видов рода Navicula (14 видов), различных галофилов рода Achnanthes sp.
Встречаются
Synedra
pulchella,
мезогалобы
Mastogloia smithi var. lacustris, M. elliptica var. dansei,
Coscinodiscus sp., Chaetoceros holsaticus, Diploneis
boltiana, D. smithi var. pumilla, Diploneis interrupta,
Nitzschia apiculata, N. tribrionella, Rhopalodia gibba
var. ventricosa (рис. 5). Характер флоры, соответствующий 2 этапу, свидетельствует о начале поступления в приледниковый бассейн морских вод, развитии
позднеледниковой трансгрессии и формировании
153
Рис. 4. Фрагмент диатомовой диаграммы разреза Коржино (гл. 5,10-4,40 м)
в бассейне осадков литологической фации II, переходной от осадков приледникового озера к морским
осадкам. В позднем дриасе из-за климатического похолодания и реактивации близко расположенного
ледникового фронта (Колька и др., 2012) котловина
исследуемого озера оказалась на длительное время
заблокированной льдом. Литологическое и стратиграфическое несогласие отмечено здесь наличием
алевритистого сапропеля с «муаровыми» пятнистыми текстурами взмучивания.
В это время на прилегающей суше сначала были
представлены перигляциальные группировки растительности, затем появились тудровые кустарничковые сообщества, островные редкостойные березовые
ценозы, площадь которых постепенно расширялась
(Лаврова и др., 2011).
3 этап начинается с алевритистых сапропелей,
накопившихся с глубины 3,12 м. Анализ диатомовой
флоры в интервале глубин 3,12–3,0 м (рис. 6) показал, что здесь резко возрастает доля пресноводных
форм и с 40 до 15% сокращается число галофилов
при резком снижении участия мезогалобов (с 50 до
7%) с единичными полигалобами (на рис. 3 они
154
включены в мезогалобы. Фото 311–312). Это подтверждает предположение, что после таяния мертвого льда, блокировавшего котловину ранее, в ней начал развиваться пресноводный континентальный водоем и стали формироваться осадки фации V. Датировка, полученная из этого интервала (с глубины
3,12–3,06 м), составила 7950 ± 310 14С лет, или 8868
± 365 календарных лет (Колька и др., 2012), фиксирует время разблокировки депрессии от мертвого
льда и начало функционирования континентального
озерного водоема. Доказательством тому является
довольно высокое разнообразие видов диатомей, главенство пресноводных планктонных форм небольших водоемов Aulacoseira italica, A. lyrata, A. distans,
обрастателей Fragilaria, Gomphonema, Epithemia,
Cymbella, донных Pinnularia, Navicula, Nitzschia,
Diploneis, Amphora sp. На формировании диатомового комплекса, по-видимому, сказывалось первичное
происхождение вод.
Третий этап развития водоема разделяется на несколько фаз в соответствии с составом диатомовых
водорослей, обнаруженных в осадках на глубинах 3,12–
3,05; 3,05–2,80; 2,80–2,35; 2,35–2,05 и 2,05–1,90 м.
Рис. 5. Фрагмент диатомовой диаграммы разреза Коржино (гл. 3,50–3,15 м)
Рис. 6. Фрагмент диатомовой диаграммы разреза Коржино (гл. 3,15–3,0 м)
Рис. 7. Фрагмент диатомовой диаграммы разреза Коржино (гл. 3,0–1,90 м)
10 мкm
30 мкm
10 мкm
20 мкm
10 мкm
8 мкm
10 мкm
10 мкm
40 мкm
20 мкm
10 мкm
10 мкm
Фото 1 – 490–480 см: Coscinodiscus radiatus (1, 4, 6, 7, 9), Coscinodiscus sp. (5), Chaetoceros holsaticus (8), Thalassiosira sp. (2)
158
20 мкm
20 мкm
10 мкm
20 мкm
10 мкm
10 мкm
30 мкm
20 мкm
20 мкm
Фото 2 – 460–470 см: Coscinodiscus radiatus (1, 5, 6, 7, 8), Thalassiosira sp. (2, 4), Caloneis schrodery (3)
159
10 мкm
20 мкm
10 мкm
5 мкm
30 мкm
20 мкm
7 мкm
10 мкm
10 мкm
10 мкm
10 мкm
10 мкm
Фото 3 – 445 см: Coscinodiscus radiatus (1, 2, 12), Chaetoceros holsaticus (4), Navicula radiosa (5), Cocconeis placentula
(6), Grammatophora oceanoca (7), Aulacoseira granulate (8), Caloneis schrodery (9), Navicula capitata (10), Chaetoceros
holsaticus (11)
160
30 мкm
10 мкm
20 мкm
30 мкm
20 мкm
10 мкm
20 мкm
30 мкm
10 мкm
Фото 4 – 311–312 см: Cymbella cymbiformis (1), Diploneis finnica (2), Epithemia sorex (3), Navicula gastrum (4), Nitzschia
denticula (5), Pinnularia mesolepta (5), Diploneis interrupta (7), Epithemia sorex с неопределенными сферическими
формами (8), Cyclotella comta (9)
161
30 мкm
10 мкm
20 мкm
10 мкm
20 мкm
20 мкm
10 мкm
10 мкm
7 мкm
30 мкm
20 мкm
30 мкm
Фото 5 – 290–280 см: Pleurosygma sp. (1), Diploneis bombus (2), Lyrella lyra (3), Mastogloia smithi var. lacustris (4, 8),
Caloneis schrodery (5), Diploneis interrupta (6), Epithemia zebra var. saxonica (7), Diploneis sp. (9), Diploneis elliptica
(10), Diploneis smithi var. Pumilla (11), Mastogloia smithi var. Lacustris, Nitzschia sp. (12)
162
Начало развития пресноводного водоема соотносится с
бореальным периодом, что подтверждается составом
флоры в соответствующих осадках на глубине 3,12–
3,05 м. С конца бореального и в начале атлантического
периода накапливались осадки на глубинах 3,05–2,80 м.
В составе диатомового комплекса здесь преобладали
планктонные рода Aulacoseira sp. (около 90%) с единичным участием Cyclotella sp. В качестве субдоминантов следует отметить Fragilaria sp., количество которых не превышало 12–2%. Остальные обрастатели и
донные из родов Eunotia sp., Cymbella sp., Epithemia sp.,
Pinnularia, Navicula, Nitzschia, Diploneis, Amphora,
Achnanthes sp. и др. присутствовали единично (рис. 7,
фото 290–280). Это может свидетельствовать о том, что
молодой озерный водоем был относительно глубоким,
чему, вероятно, способствовал увлажненный климат
первой половины атлантического периода (АТ-1).
В вышележащих осадках на глубине 2,80–2,35 м
резко снижается и колеблется в пределах 52–12% доля Aulacoseira. Вместе с тем возрастает участие обрастателей Fragilaria и Tabellaria с немногочисленными Сyclotella, Eunotia, Navicula, Epithemia,
Pinnularia, Amphora и др., что свидетельствует об
уменьшении глубины водоема, зарастании его берегов и некотором заболачивании, особенно в начале
фазы (рис. 7). Такие условия, вероятнее всего, соответствуют второй половине атлантического периода
(АТ-2), потеплению климата и снижению влажности.
При формировании осадков на глубине 2,35–2,05 м
условия развития диатомового комплекса не были
стабильны. Это заметно по изменениям участия
планктонных рода Aulacoseira: вначале этапа их доля
составляла около 70%, а в конце снизилась до 52–
28%. Синхронно этим колебаниям варьирует соотношение форм обрастаний Fragilaria, Tabellaria. Можно предположить, что при накоплении осадков этого
интервала происходило обмеление водоема по сравнению с предыдущим этапом, что объясняется понижением уровня озера из-за более сухих климатических условий суббореального времени.
Изменения в составе диатомового комплекса в
интервале глубин 2,05–1,90 м отражены в заметном
снижении участия прежних планктонных рода
Aulacoseira sp. (30–22%), незначительном присутствии Cyclotella sp. (2–4%), явном возрастании
доли обрастателей Fragilaria sp., Tabellaria
flocculosa+fenestrata, Achnanthes sp. и в меньшей степени Eunotia sp., Cymbella sp., единичном присутствии
донных форм родов Navicula sp., Frustulia sp.,
Pinnularia sp., Nitzschia sp., Anomoeoneis sp., эпифитов
Gomphonema sp., Tetracyclus sp. и др. Структура и эколого-географические характеристики диатомовой
флоры указывают на дальнейшее обмеление водоема,
расширение литоральной зоны и соответствуют условиям ее развития в субатлантическое время (рис. 7).
Выводы
Результаты диатомового анализа, сопряженные с
данными радиоуглеродного датирования, позволяют
говорить, что котловина, занятая в настоящее время
пресноводным водоемом с абсолютной отметкой
уреза воды 72 м н. у. м., имеет длительную и сложную
историю развития, в соответствии с палеоклиматической периодизацией голоцена подразделенную на три
этапа. 1) Древний дриас (?) – начало аллереда – этап
приледникового водоема, в условиях которого формировались осадки фации I; 2) аллеред – поздний
дриас – пребореал – переходный этап, когда в приледниковый пресноводный водоем стали поступать
морские воды и началось формирование осадков фации II (аллеред), а позже (в позднем дриасе) из-за
климатического похолодания и реактивации близкорасположенного ледникового фронта котловина озера блокировалась льдом, таяние которого в данной
депрессии завершилось примерно 7950 ± 310 14С лет
назад и начался следующий этап; 3) бореал – атлантический период – суббореал, субатлантика – этап
пресноводного континентального водоема и формирование осадков фации V. Важной особенностью для
процесса накопления донных осадков в котловине
озера Коржино является отсутствие морской стадии,
отмечаемой в котловинах других озер на беломорском побережье северной Карелии (Колька и др.,
2005), что связано с палеогляцио-геоморфологической ситуацией и блокированием данной котловины
мертвым льдом.
Работа выполнена при финансовой поддержке
РФФИ (грант № 11-05-00791-а).
ЛИТЕРАТУРА
Давыдова Н. Н. Диатомовые водоросли – индикаторы
природных условий водоемов в голоцене. Л., 1985. 243 с.
Диатомовые водоросли. Определитель пресноводных
водорослей СССР. Вып. 4. М., 1951. 619 с.
Диатомовый анализ. Определитель ископаемых и современных диатомовых водорослей. Л., 1949. Кн. 1. 240 с.;
Кн. 2. 288 с.
Колька В. В. Геология и условия формирования позднеледниковых глин Кольского полуострова: Автореф. дис. …
канд. геол.-минер. наук. М., 1996. 21 с.
Колька B. B., Евзеров В. Я., Мёллер Я. Й., Корнер Д. Д.
Послеледниковые гляциоизостатические поднятия на севе-
ро-востоке Балтийского щита // Новые данные по геологии
и полезным ископаемым Кольского полуострова. Апатиты,
2005. С. 15–25.
Колька В. В., Корсакова О. П., Шелехова Т. С. и др. Перемещение береговой линии Белого моря и гляциоизостатическое поднятие суши в голоцене (район поселка Кузема, Северная Карелия) // ДАН. 2012. Т. 442, № 2. С. 263–
267.
Лаврова Н. Б., Колька В. В., Корсакова О. П. Споровопыльцевые спектры литологических фаций донных осадков озер побережья Белого моря // Квартер во всем его
многообразии. Фундаментальные проблемы, итоги изуче-
163
ния и основные направления дальнейших исследований:
Материалы VII Всерос. совещ. по изучению четвертичного
периода (г. Апатиты, 12–17 сент. 2011 г.). В 2-х т. / Отв.
ред. О. П. Корсакова и В. В. Колька. Апатиты; СПб., 2011.
Т. II (Л–Я). С. 26–28.
Ekman I., Iljin V. Deglaciation, the Younger Drias end
moraines and their correlation in the Karelian A.S.S.R and
adjacent areas // Eastern Fennoscandian Younger Dryas end
moraines: Geol. Survey of Finland. 1991. P. 73–99.
Krammer K., Lange-Bertalot H. Bacillariophiceae. 1. Teil:
Naviculaceae // Sǘßwasserflora von Mittelflora. Bd. 2/1.Veb
Gustav Fischer Verlag, Jena, 1986. 876 p.
Molder K., Tynni R. Uber Finnlands rezente und subfossile
Diatomeen. I–VII // Bull. Geol. Soc. Finlan, 1967–1973: d39:
199–217 (1967); 40: 151–170 (1968); 41: 235–251 (1969); 42:
129–144 (1970); 43: 203–220 (1971); 44: 141–149(1972); 45:
159–179 (1973).
Tynni R. Uber Finnlands rezente und subfossile Diatomeen
VIII–XI // Geol. Surv. Finland Bull. 274: 1–55 (1975); 284: 1–
37 (1976); 296: 1–55 (1978); 312: 1–93 (1980).
О. В. Лазарева, Н. Б. Лаврова
МЕТОДИЧЕСКИЕ АСПЕКТЫ АНАЛИЗА ФУНКЦИОНАЛЬНЫХ
ОСОБЕННОСТЕЙ ПЫЛЬЦЫ В ЦЕЛЯХ ПАЛИНОИНДИКАЦИИ
Для оценки состояния природной среды территорий, подверженных антропогенному загрязнению,
используются различные биоиндикационные методы. Важнейшим источником экологической информации являются рецентные пыльцевые зерна растений вследствие высокой чувствительности мужской
генеративной системы растений к неблагоприятным
факторам внешней среды. Данная работа является
частью исследований урбанизированных территорий
методом палиноиндикации.
Известно много способов выявления стерильной
и фертильной пыльцы (Паушева, 1974 и др.), обычно
исследователи выбирают один способ. По мнению
О. Ф. Дзюба (2006), наиболее объективной является
оценка фертильности/стерильности пыльцевых зерен
при одновременном использовании двух методик.
Нами использовалась ацетокарминовая и йодная методики. Ацетокарминовая методика дает представление о цитологической полноценности пыльцы, йодная – о жизнеспособности пыльцевого зерна, поскольку крахмал является одним из главнейших запасных веществ зрелой пыльцы. Отметим, что отсутствие или недостаточное количество не только крахмала, но и белков и аминокислот может рассматриваться как фактор стерильности пыльцы. Целью нашей работы было сравнение результатов, полученных при применении двух методик, а также оценка
состояния природной среды Октябрьского проспекта
г. Петрозаводска. Объектом являлась пыльца липы
(Tilia cordata), собранная в районе Октябрьского
проспекта. Здесь высажены деревья не только липы
мелколистной, но и липы крупнолистной.
Район Октябрьского проспекта до конца ХIХ в.
был занят хвойными заболоченными лесами и болотами. В начале ХХ в. со строительством Октябрьской железной дороги новые территории для жилья
начали распространяться от Первомайского проспекта в сторону озера. К концу 1930-х гг. леса были вырублены, к концу 1950-х гг. формируется новый жилой район, толчок развитию которого дало строительство завода тяжелого бумагоделательного машиностроения. Озеленение проезжей части Октябрьского проспекта было осуществлено в виде посадок кустарников по разделительной полосе, где проходит
ЛЭП, а озеленение тротуаров было выполнено линейными посадками тополя и липы мелколистной
(Tilia cordata) и крупнолистной (T. platyphyllos).
Материалы и методы
Работа выполнена на растениях липы мелколистной (Tilia cordata). В Карелии проходит северная
граница ее естественного распространения. Цветет в
июле, плоды созревают в сентябре. Растение морозостойкое, теневыносливое, требует богатых, хорошо
дренированных почв (Лантратова, 1991). Материал
собирали летом 2011 г. Образцы отбирали с северного газона с 3–4 рядом стоящих деревьев, сбор образцов проводился с южной и юго-восточной стороны
кроны деревьев. Один образец отобран с противоположной стороны на Октябрьском проспекте, с участка на углу ул. Ленинградской, и один (условно считающийся контрольным) – с дерева, произрастающего в Губернаторском саду.
Ацетокарминовый метод. Отобранные цветки
фиксировали в пробирках с раствором Карнуа (6 частей этилового спирта-ректификата 96% : 1 часть ледяной уксусной кислоты) и хранили в холодильнике.
Исследования проводили с помощью светового микроскопа при увеличении 10×40. Методика основана
на различном прокрашивании спермиев и цитоплазмы клеток пыльцевых зерен (Паушева, 1974). К разряду фертильной относили пыльцу с зернистой, окрашенной в темно-розовый цвет цитоплазмой с четко
выделяемым более темным ядром вегетативной клетки. Стерильная пыльца не окрашивается совершенно
или ее внутреннее содержимое окрашивается фрагментарно. Стерильные пыльцевые зерна могут иметь
все типичные признаки морфологического строения,
т. е. быть нормально развитыми, но могут иметь и
морфологические отклонения в строении.
Йодная методика. Для хранения отобранные образцы заливались смесью 96% спирта и уксусной ледяной кислоты (уксусный алкоголь 3 : 1 соот.), перед
окрашиванием отмывались 70% спиртом с помощью
центрифугирования в тяге при 1500–3000 оборотов в
мин и процеживались через сито 0,25 мм для удаления крупных растительных частей пыльников. Окра165
шивание проводилось по йодной методике (Паушева,
1988), подсчет пыльцевых зерен производился до 500
зерен в случайных полях зрения, насыщенность препарата высокая. Фертильными считали пыльцевые
зерна, полностью окрашенные в темно-фиолетовый
цвет, стерильными – окрашенные частично. В работе
«Палиноиндикация качества окружающей среды», в
главе, посвященной методике, рекомендуется для теста для выявления тератоморфных пыльцевых зерен
применять ацетолизную смесь Г. Эрдтмана (Палеопалинология, 1966). При ацетолизе очищается поверхность зерен, пыльца приобретает цвет и увеличивается в размерах, что делает морфологические описания
и выявления морфологических отклонений более
объективными. Не имея возможности проводить ацетолиз, мы сочли некорректным проводить полный
тест на тератоморфность пыльцы, рекомендованный
О. Ф. Дзюбой. При этом проводился учет пыльцевых
зерен с явными отклонениями от физиологической
нормы (многопоровых, асимметричных со смещением
и изменением пор). Такие изменения были обнаружены у хорошо прокрашенных и прозрачных пыльцевых
зерен, но так как оценить их истинные размеры и определить структуру без ацетолиза не представляется
возможным, такая пыльца не учитывалась как тератоморфная. При применении йодной методики помимо
стерильной пыльцы отмечена встречаемость многопоровых пыльцевых зерен, что тоже может свидетельствовать о неблагоприятной природной обстановке.
Результаты
Применение ацетокарминовой и йодной методик
окрашивания пыльцы показало, что процент стерильных пыльцевых зерен достаточно высок. Данные, полученные при применении ацетокарминовой и йодной методики, представлены в табл.
№ точки
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
Ср. знач.
Макс.
Мин.
Медиана
Йодная методика
(стерильные зерна %)
22,99
17,6
17,18
8,09
10,98
10,32
18,41
9,96
24
21,19
16,07
23,61
43,3
18,75
43,3
8,09
17,6
Ацетокарминовая методика
(стерильные зерна %)
37,25
27,88
19,81
24,69
29,71
32,35
32,34
36,78
23,75
26,08
22,21
30,72
31,69
28,87
37,25
19,81
29,71
По данным йодной методики в образцах № 1, 9,
12 количество стерильных зерен достаточно велико
(23, 24, 24% соот.). Пыльца образца № 1 отобрана с
деревьев, которые находятся рядом с автостоянкой
маршрутного такси и перекрестком ул. Мурманская –
166
пр. Октябрьский на краю газона, образец № 9 – с деревьев, под которыми организована автопарковка
около кафе, и образец № 12 – у перекрестка на Ленинградской улице в зоне парковки и пересечения
воздействия поля ЛЭП и конечной остановки троллейбуса. Максимальное количество стерильной
пыльцы обнаружено в образце № 13 и составляет
43%, образец отобран на противоположной стороне
на Октябрьском проспекте, с дерева, произрастающего на перекрестке ул. Ленинградской и Октябрьского пр-та. В образцах № 4, 6, 8 количество стерильной пыльцы минимально и составляет 8–10%,
здесь автотранспорт движется без остановок. В образце № 14, отобранном в Губернаторском парке, отмечено содержание стерильной пыльцы 23% (йодная
методика) и 16,73% (ацетокарминовая методика).
Примечательно весьма значительное различие:
уровень стерильной пыльцы, полученный при окрашивании ацетокармином пыльцы из тех же образцов,
значительно выше, чем при применении йодной методики. При этом на графике (рис.) видно, что направления кривых до некоторой степени совпадают,
не считая образцов № 7, 8, 9, 10, где наблюдается обратная зависимость. Напомним, что это подтверждает мнение О. Ф. Дзюба (2006) о том, что результаты,
полученные при применении разных методик, могут
существенно отличаться. Построенный тренд используется для описания величин, попеременно возрастающих и убывающих.
Как уже упоминалось, особенностью Октябрьского проспекта является то, что по разделительной полосе его проходит ЛЭП. Появление мощного и протяженного источника электромагнитного поля приводит к изменению тех естественных факторов, при
которых формировалась экосистема. Но анализ специфических реакций растений на отдельные конкретные поллютанты значительно затруднен, вследствие того что на растение в месте его произрастания
многофакторно воздействует локальный набор агентов загрязнения города, дороги, предприятий. Таким
образом, оценить количество стерильной пыльцы у
липы мелколистной, произрастающей в условиях
пролонгированного воздействия электромагнитного
поля, весьма проблематично. Из загрязненной почвы
и атмосферного воздуха различные поллютанты проникают в растительные организмы, где и оказывают,
как правило, свое негативное влияние на различные
физиологические и генетические процессы.
Существенный «вклад» в загрязнение окружающей среды вносит автомобильный транспорт. Количество вредных веществ зависит от многих факторов: типа и качества топлива, режима двигателя автомобиля, его конструкции, состояния дорог. Выброс
газообразных загрязнителей наиболее высок в режиме медленного движения, меньше – при ускорении
(разгоне), минимален – при установившейся скорости. Важным фактором негативного воздействия является поверхностный сток взвешенных частиц и
нефтепродуктов с дорог. Помимо этих веществ, за
Полиномиальный тренд стерильности пыльцы липы мелколистной по данным двух методик
пределы автодорог поступают соли, используемые
для борьбы с гололедом в зимний период. Нельзя не
отметить и фон почвенного питания – почвы на газонах города истощены.
Причины появления стерильных и тератоморфных пыльцевых зерен могут быть связаны как с антропогенной деятельностью, так и с воздействием
природных факторов (низкие температуры, высокая
или низкая влажность). Таким образом, необходимо
продолжить исследования пыльцы липы на протяжении 2–3 лет. Целесообразно провести тестирование
рецентной пыльцы липы на других улицах города,
исключив влияние протяженного источника электромагнитного поля, что даст нам возможность оценить
степень его воздействия на качество пыльцы.
Выводы
Естественный репродуктивный потенциал липы
мелколистной в условиях экологического стресса
часто не реализуется.
При повышенной антропогенной нагрузке достоверно увеличивается количество стерильной пыльцы
и падает ее способность накапливать крахмал.
Оценка истинного уровня фертильности пыльцевых зерен возможна при одновременном использовании двух методик.
Представленные результаты носят предварительный характер и требуют дальнейшего всестороннего
детального исследования.
ЛИТЕРАТУРА
Дзюба О. Ф. Палиноиндикация качества окружающей
среды. СПб., 2006. 198 с.
Лантратова А. С. Деревья и кустарники Карелии. Петрозаводск, 1991. 232 с.
Палеопалинология. Л., 1966. Т. 1. 351 с.
Паушева З. П. Практикум по цитологии растений. М.,
1974. 237 с.; 1988. 271 с.
З. И. Слуковский, Д. С. Рыбаков, Т. П. Бубнова
ГРАНУЛОМЕТРИЧЕСКИЙ СОСТАВ ДОННЫХ ОТЛОЖЕНИЙ
ГОРОДСКОЙ ЧАСТИ МАЛОЙ РЕКИ НЕГЛИНКИ (ПЕТРОЗАВОДСК)
Введение
Результатом непрерывной деятельности постоянных водотоков является образование донных наносов и отложений. Русловые осадки равнинных рек
состоят преимущественно из песчаных частиц, реже –
из алевритовых и глинистых прослоек (Аполлов,
1963). Особенность молодых рек Карелии, образовавшихся вследствие действия ледника (10–15 тыс.
лет назад), выражается не только в отсутствии широких долин с поймами и террасами, ступенчатом характере профиля, но и в распространении наряду с
алеврито-песчаными осадками валунно-галечных отложений (Чернов, 1999; Каталог…, 2001).
При исследовании донных наносов и отложений в
первую очередь они подвергаются механическому
(или гранулометрическому) анализу, под которым
следует понимать комплекс мер, направленных на
установление в них количественного содержания
частиц различного размера. Данные о содержании
той или иной фракции дают представление о генезисе, физико-механических и химических свойствах,
инженерно-геологических и геохимических особенностях и минеральном составе отложений (Рухин,
1969; Коваль, Войцеховский, 2001). Кроме того, при
эколого-геологическом изучении донных осадков
важно иметь в виду, что от механического состава
аллювия зависит его способность накапливать различные поллютанты – тяжелые металлы, радиоактивные элементы, углеводороды и т. д. (Янин, 2009;
Лукьянов и др., 2011). Е. П. Янин (ГЕОХИ РАН,
Москва) даже выделяет особый вид донных отложений – техногенные илы, образующиеся исключительно в водных объектах промышленно-урбанизированных территорий.
Объект и методы исследований
Река Неглинка – малая река длиной 14 км (по данным справочника «Ресурсы поверхностных вод
СССР» (1965)) или 13,79 км (по данным Каталога
озер и рек Карелии (2001)). Примерно 8 км в своей
нижней части она протекает по территории города
Петрозаводска. Водоток берет свое начало из болот
168
за пределами города и впадет в Петрозаводскую губу
Онежского озера. Площадь водосбора реки Неглинки
равна 46,1 км2.
Неглинка имеет самую высокую (10 м/км) величину падения среди всех водотоков карельского региона (Каталог…, 2001). На протяжении всего течения река характеризуется наличием множества поворотов и изгибов русла. Коэффициент извилистости
городской части водотока, рассчитанный при помощи средств программы Google Earth как отношение
длины реки к длине прямой от истока до устья, равен
1,67.
Полевые исследования проведены в июне 2011 г.
в послепаводковый период. Ширина реки в это время
года достигает 3–5 м. Отобрано 52 пробы из верхнего слоя (до 10 см глубиной) русловых отложений
городской части реки Неглинки через 150–300 м
(рис. 1). Глубина водотока в точках наблюдения колеблется от 0 до 0,5 м. На пересохших участках реки
пробы отбирались при помощи специальной лопатки
из нержавеющей стали, а из-под слоя воды – с применением дночерпателя системы Экмана-Берджи
(площадь захвата 225 см2).
После просушки собранного материала до воздушно-сухого состояния при помощи стандартного
сита с размером ячеек 2 мм из каждого образца была
удалена часть фракций, стоящих (по классификации
Л. Б. Рухина) выше границы галечно-гравийных пород с песками (табл. 1). Поэтому дальнейшим гранулометрическим исследованиям были подвергнуты
усредненные части проб с размером зерен, соответствующим лишь песчаной, алевритовой и глинистой
фракциям.
Таблица 1
Классификация осадочных пород (по: Рухин, 1969)
Порода
Глыбы
Валуны, камни
Галька, щебень
Гравий, дресва, хрящ
Песок
Алеврит
Глина
Размер зерен, мм
>1000
1000–200
200–10
10–2
2–0,05
0,05–0,005
<0,005
Рис. 1. Карта-схема отбора проб донных отложений р. Неглинки для гранулометрических исследований (июнь 2011 г.)
В данной работе при определении механического
состава отложений выбор был сделан в пользу лазерного метода, который в отличие от классических
способов гранулометрического анализа (ситовой, пипеточный, ареометрический и др.) менее трудоемок
и заметно ускоряет получение необходимых результатов (Здобин, Семенова, 2011; Di Stefano et al.,
2010). В качестве базового прибора для определения
распределения частиц образцов проб по размерам использовался многофункциональный анализатор частиц серии LS13 320 (фирмы Beckman Coulter, США).
Исследования проводились в лаборатории геологии,
технологии и экономики минерального сырья Института геологии КарНЦ РАН.
Определения выполнялись методом лазерной дифрактометрии в воде на основе использования физического принципа рассеяния электромагнитных волн различной длины. Это позволяло анализировать частицы
размером от 0,04 до 2000 мкм (т. е. от коллоидных глинистых до грубозернистых песчаных частиц осадка) в
соответствии со стандартом ISO 13320-1. Чтобы исключить погрешности измерений из-за процесса коагуляции (слипания мелких зерен), все образцы были дополнительно обработаны ультразвуковыми волнами.
Обработка аналитических данных и их графическая иллюстрация осуществлялись при помощи программ Microsoft Excel 2007 и OriginPro 8.5.1.
Результаты исследований и их обсуждение
Проведенные исследования показали, что для
большинства проб характерно преобладание песчаных фракций (рис. 2), а именно – фракций с размером зерен от 0,1 до 0,25 мм и от 0,25 до 0,5 мм. Суммарно средне- и мелкозернистая фракции составляют
в среднем 58% массы пробы. Тонкозернистые песчаные (0,1–0,05 мм), алевритовые и глинистые частицы
вместе в среднем не превышают четверти от общей
массы всех исследованных образцов донных отложений реки Неглинки.
Рис. 2. Среднее содержание глинистых, алевритовых и
песчаных фракций донных отложений городской части
р. Неглинки (Петрозаводск, n = 52)
Согласно классификации смешанных пород (Рухин, 1969), 20 из 52 изученных образцов следует отнести к алевритовым пескам, так как содержание в
этих пробах песчаных частиц колеблется от 82 до
95%, а алевритовых – от 5 до 18%. Остальные образцы донных отложений относятся к «чистым» пескам.
На треугольной диаграмме (рис. 3) показано распределение образцов проб донных отложений относительно соотношения в них песчаных частиц разного размера. Всего в 4 образцах (нижний правый угол) преобладают грубо- и крупнозернистые частицы, т. е. в этих
осадках их ≥60%. В 21 пробе (нижний левый угол) доминируют тонко- и мелкозернистая песчаные фракции.
Оставшиеся 27 образцов (центр треугольника) можно
отнести к разряду разнозернистого песка.
169
Рис. 3. Треугольная диаграмма соотношения песчаных
частиц разного размера в донных отложениях городской части р. Неглинки
Для графического представления гранулометрического состава отдельных образцов построены кумулятивные (или нарастающие либо суммарные)
кривые. Для их построения на основе данных о процентном содержании фракций были определены нарастающие проценты, т. е. к каждому следующему
значению прибавлялась сумма предыдущих. По значениям конечных размеров фракций (нижних границ
фракций) были вычислены их десятичные логарифмы. Использовалась опубликованная методика (Коваль, Войцеховский, 2001). На рис. 4 по оси абсцисс
отложены логарифмы конечных значений размеров
фракций, а по оси ординат – значения нарастающих
процентов. Для выявления общих закономерностей и
различия между ними кривые лучше группировать в
одном графическом поле.
Рис. 4. Кумулятивные кривые образцов проб донных отложений р. Неглинки
Перпендикулярными оси абсцисс пунктирными
линиями на графиках выделены участки наиболее
крутых изгибов кумулятивных кривых. В большинстве случаев они приходятся на средне- и мелкозернистые песчаные фракции (0,1–0,5 мм) изучаемых
пород, что соответствует диаграммам, представленным выше (рис. 2 и 3). По крутизне наклона относительно оси x можно судить о сортировке осадочного
материала. Чем график проще, тем лучше сортирован материал, и наоборот: чем отчетливей крутизна
кривых и чем больше на ней изгибов, тем сортиров170
ка отложений хуже (Коваль, Войцеховский, 2001).
При помощи графиков кумулятивных кривых, по
методу квартилей, предложенному П. Д. Траском
(Trask, 1932), рассчитан коэффициент сортировки
(So). Под квартилями в данном случае понимаются
значения логарифмов конечных размеров фракций,
соответствующих (исходя из графиков) значениям
ординат, отвечающим 25% (третья квартиль – Q3),
50% (вторая квартиль – Q2 или медиана Md) и 75%
(первая квартиль – Q1). Коэффициент сортировки в
таком случае рассчитывается по формуле:
.
Основные статистические параметры коэффициентов приводятся ниже (табл. 2).
Таблица 2
Описательная статистика коэффициента сортировки
донных отложений р. Неглинки
So
1,75
1,60
0,39
2,60
1,23
52
xср.
Me
S
xmax
xmin
n
П р и м е ч а н и е . xср. – среднее арифметическое значение, Me – медиана выборки, S – стандартное отклонение, xmax и xmin – максимальное и
минимальное значения коэффициента, n – объем выборки.
Исходя из формулы, коэффициент сортировки не
может быть <1, и чем он больше, тем хуже сортировка осадочного вещества (Коваль, Войцеховский,
2001). Среднее значение коэффициента, как видно из
табл. 2, равно 1,75, что в целом говорит о слабой сортировке донных отложений реки Неглинки. На графике распределения коэффициента сортировки по
всем образцам проб (рис. 5) видно, что процесс осадконакопления неравномерен на протяжении всей
длины городской части р. Неглинки. Это может объясняться различной скоростью течения на разных
участках реки и, как следствие, различной степенью
аккумуляции наиболее легких фракций осадка, различным уровнем эрозионных процессов, которые
служат накоплению более тяжелых фракций (Аполлов, 1963; Рухин, 1969).
Рис. 5. Распределение коэффициента сортировки (So) донных отложений р. Неглинки
Выводы
Таким образом, проведенные исследования образцов проб донных отложений малой городской
реки Неглинки выявили значительное преобладание
в них песчаной фракции. Глинисто-алевритовая
фракция в среднем по всем пробам составляет всего
около 6%. Исходя из классификации Л. Б. Рухина,
около трети из изученных образцов следует отнести
к тонко- и мелкозернистым пескам. Более половины
(52%) проб следует называть разнозернистыми песками. Вычисленные на основе графиков кумулятивных кривых коэффициенты сортировки осадочного
материала показали слабый уровень сортировки
донных отложений в большинстве исследованных
образцов. Проведенное изучение донных отложений дает информацию не только об осадконакоплении на дне городской реки, но и будет полезным
при дальнейших гидробиологических и геоэкологических исследованиях.
ЛИТЕРАТУРА
Аполлов Б. А. Учение о реках. М., 1963. 522 с.
Здобин Д. Ю., Семенова Л. К. О гранулометрическом
анализе глинистых грунтов: лазерные и классические методы // Геоэкология, инженерная геология, гидрогеология,
геокриология. 2011. № 6. С. 560–567.
Каталог озер и рек Карелии / Под ред. Н. Н. Филатова
и А. В. Литвиненко. Петрозаводск, 2001. 290 с.
Коваль С. А., Войцеховский Г. В. Компьютерная обработка результатов гранулометрического анализа и их генетическая интерпретация. Воронеж, 2001. 35 с.
171
Лукьянов С. А, Лебедев А. А., Шварцман Ю. Г. Гранулометрический состав донных отложений и его распределение в устьевой зоне р. Северной Двины // Вестник Северного (Арктического) федерального университета, сер.
Естественные науки. 2011. № 2. С. 12–19.
Ресурсы поверхностных вод СССР. Гидрологическая изученность. Т. 2. Карелия и Северо-запад. Л.,
1965. 700 с.
Рухин Л. Б. Основы литологии. Учение об осадочных
породах. Изд. 3-е. Л., 1969. 704 с.
Чернов А. В. Речные поймы – их происхождение, раз-
витие и оптимальное использование // Соровский образовательный журнал. 1999. № 2. С. 47–54.
Янин Е. П. Особенности гранулометрического состава
русловых отложений малой реки в зоне влияния промышленного города // Известия высших учебных заведений.
Геология и разведка. 2009. № 3. С. 69–74.
Di Stefano C., Ferro V., Mirabile S. Comparison between grainsize analyses using laser diffraction and sedimentation methods
// Biosystems Engineering. 2010. Vol. 106, N 2. P. 205–215.
Trask P. D. Origin and environment of source sediment of
petroleum. Houston, 1932. 281 p.
СОДЕРЖАНИЕ
С. А. Светов, А. И. Светова, Т. Н. Назарова. Сумийские андезибазальты Койкарско-Эльмусской площади: литогеохимическая характеристика и условия формирования . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
5
О. С. Сибилев. Гридинская зона меланжа (Беломорский подвижный пояс): геологическое строение и
структура . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
28
В. С. Куликов, В. В. Куликова, Я. В. Бычкова. О классификации ультраосновных – основных высокомагнезиальных вулканитов нормальной и низкой щелочности (новый взгляд на примере Фенноскандии)
38
45
В. В. Щипцов. Магнезиальное сырье: история, мировой потенциал и ресурсы Карелии . . . . . . . . . . . . . . . .
А. Е. Ромашкин, А. Лепланд, Л. Йусу, Д. В. Рычанчик, А. И. Голубев. Фосфоритовый горизонт высокоуглеродистых пород людиковия Онежской структуры . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
62
Н. С. Бискэ. Рамановские спектры углеродного вещества контактово-метаморфизованных пород: на
примере шунгитовой залежи Лебещина . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
70
Н. Ю. Васильев, А. О. Мострюков, В. А. Сунцов. Условия тектонического нагружения и прогноз перспективных участков месторождения Таловейс . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
77
Л. В. Кулешевич, М. Ю. Нилов. Au-Cu-Mo-порфировое проявление Кадилампи-1 и геофизические критерии выделения малосульфидных штокверковых зон в Западной Карелии . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
94
А. В. Дмитриева. Новые данные по геохимии и минералогии Сяргозерского умереннощелочного комплекса (Центральная Карелия) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 102
А. М. Ручьев. Структурный анализ сдвиговых зон: новый метод, первые результаты . . . . . . . . . . . . . . . . . . 115
П. А. Рязанцев, В. С. Куликов. Особенности строения восточной части Ропручейского силла и их изучение геофизическими методами . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 125
П. В. Медведев, С. А. Светов, А. И. Светова. Древнейшие мезоархейские фоссилизированные микроорганизмы: палеосреда существования и атлас биоформ . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 131
В. В. Макарихин. Фаунистические особенности отложений микулинского горизонта в разрезе верхнего
плейстоцена Карелии . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 144
Т. С. Шелехова, В. В. Колька, О. П. Корсакова. История озера Коржино по данным диатомового анализа
(район поселка Кузема, Северная Карелия) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 151
О. В. Лазарева, Н. Б. Лаврова. Методические аспекты анализа функциональных особенностей пыльцы в
целях палиноиндикации . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 165
З. И. Слуковский, Д. С. Рыбаков, Т. П. Бубнова. Гранулометрический состав донных отложений городской части малой реки Неглинки (Петрозаводск) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 168
CONTENTS
S. А. Svetov, А. I. Svetova, Т. N. Nazarova. Sumian andesite basalts of the Koikary-Elmus prospect:
lithogeochemical characteristics and conditions of formation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
О. S. Sibelev. Gridino mélange zone, Belomorian mobile belt: geological structure and structural evolution . . . .
V. S. Kulikov, V. V. Kulikova, Ya. V. Bychkova. On the classification of ultramafic-mafic high-Mg normal- and
low-alkali volcanics: a new approach with examples from Fennoscandia . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
V. V. Shchiptsov. High-Mg raw materials: history, global potential and Karelia’s resources . . . . . . . . . . . . . . . . .
А. Е. Romashkin, А. Lepland, P. Jusu, D. V. Rychanchik, А. I. Golubev. Phosphorite horizon of the Ludicovian
high-carbon rocks of the Onega structure . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
N. S. Biske. Raman spectra of the carbon matter of contact-metamorphosed rocks exemplified by the
Lebeshchina shungite body . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
N. Yu. Vasilyev, А. О. Mostryukov, V. А. Suntsov. Tectonic loading conditions and predicting prospects in the
Taloveis deposit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
L. V. Kuleshevich, М. Yu. Nilov. Kadilampi-1 Au-Cu-Mo occurrence and geophysical criteria for identifying
low-sulphide stockwork zones in West Karelia . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
А. V. Dmitrieva. New data on the geochemistry and mineralogy of the Syargozero moderately alkaline complex,
Central Karelia . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
А. М. Ruchyev. Structural analysis of shear zones: a new method and preliminary results . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
P. А. Ryazantsev, V. S. Kulikov. Structural characteristics of the eastern Ropruchei sill and their study by
geophysical methods . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
P. V. Medvedev, S. А. Svetov, А. I. Svetova. The oldest Mesoarchaean fossilized microorganisms:
palaeoenvironment and an atlas of bioforms . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
V. V. Makarikhin. Faunistic characteristics of the Mikulino horizon in the Upper Pleistocene unit of Karelia . . .
Т. S. Shelekhova, V. V. Kolka, О. P. Korsakova. The history of Lake Korzhino, Kuzema area, North Karelia,
based on diatom analysis . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
О. V. Lazareva, N. B. Lavrova. Methodical aspects of analysis of the functional characteristics of pollen for
palynoindication purposes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
Z. I. Slukovsky, D. S. Rybakov, Т. P. Bubnova. Grain-size composition of bottom sediments from the urban part
of the minor river Neglinka, Petrozavodsk . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
5
28
38
45
62
70
77
94
102
115
125
131
144
151
165
168
РЕФЕРАТЫ
УДК 551.72+550.4: 552.313 (470.22)
Сумийские андезибазальты Койкарско-Эльмусской
площади: литогеохимическая характеристика и условия формирования. Светов С. А., Светова А. И., Назарова Т. Н. // Геология и полезные ископаемые Карелии.
Вып. 15. Петрозаводск: Карельский научный центр РАН,
2012. С. 5–27: ил. 10, табл. 1. Библиогр. 18 назв.
В центральной части Карельского кратона сохранилась
обширная палеопротерозойская магматическая провинция
(сумийского возраста), сформированная в интервале 2,55–
2,40 млрд лет породными комплексами андезибазальтового
ряда с повышенной магнезиальностью. В данной работе
продолжена детальная геологическая и геохимическая характеристика ключевых для стратиграфического описания
ассоциации вулканитов Койкарской и Эльмусской структур. Полученная геохимическая характеристика вулканитов позволяет существенно дополнить геодинамические
представления о формировании магматической провинции
в палеопротерозое.
A large Palaeoproterozoic igneous province of Sumian age,
formed by andesite-basalt-series high-Mg rock complexes in a
span of time bracketed by 2.55–2.40 Ga, is preserved in the
central Karelian Craton. In the present paper, the authors
continue to describe in detail the geological and geochemical
characteristics of the volcanics of the Koikary and Elmus
structures which provide a key for the stratigraphic description
of the assemblage. The geochemical characteristics of the
volcanics increase our knowledge of the geodynamics of
formation of the igneous province in the Palaeoproterozoic.
УДК 551.1/.4 (470.22)
Гридинская зона меланжа (Беломорский подвижный пояс): геологическое строение и структура. Сибелев О. С. // Геология и полезные ископаемые Карелии.
Вып. 15. Петрозаводск: Карельский научный центр РАН,
2012. С. 28–37: ил. 3, табл. 1. Библиогр. 24 назв.
Приведены результаты геологического картирования
(масштаба 1 : 25 000) уникальной Гридинской зоны неоархейского эклогитсодержащего меланжа. Уточнены ее границы, выявлены и оконтурены области развития процессов эндербитизации, мигматизации и позднего гранитообразования, рассмотрены соотношения различных пород с дайковыми комплексами. Зафиксированы ранее неизвестные проявления апоэклогитов, кианитовых апоэклогитов, цоизититов,
массивов метаэндербитов, а также интрузивов неоархейских
металейкогаббро, гранатовых ортоамфиболитов и палеопротерозойских даек. Составлена схема структурно-тектонического строения зоны меланжа и получены новые аргументы
в пользу концепции ее надвигового строения. Имеющиеся
материалы позволили более четко определить последовательность главных геологических и тектонических событий,
протекавших при ее формировании.
The results of the 1 : 25 000 scale geological mapping of
the unique Neoarchaean Gridino eclogite-bearing mélange
zone are reported. Its boundaries were determined more
accurately; enderbitization, migmatization and late granite
formation areas were revealed and delineated; and relationships
between various rocks and dyke complexes are discussed.
Apoeclogite, kyanitic apoeclogite and zoisite occurrences,
metaenderbite
massifs,
as
well
as
Neoarchaean
metaleucogabbro and garnet orthoamphibolite intrusive units
and Palaeoproterozoic dykes, unknown earlier, were revealed.
A scheme of the structural-tectonic pattern of the mélange zone
was made and new arguments in favour of its thrust fault
structure were provided. Based on the data obtained, the
sequence of the main geological and tectonic events that
occurred during its formation was determined more accurately.
УДК 552.313 (1-924.14/.16)
О классификации ультраосновных – основных высокомагнезиальных вулканитов нормальной и низкой
щелочности (новый взгляд на примере Фенноскандии).
Куликов В. С., Куликова В. В., Бычкова Я. В. // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 15. Петрозаводск: Карельский научный центр РАН, 2012. С. 38–44:
ил. 3, табл. 1. Библиогр. 23 назв.
В работе кратко рассмотрены действующие классификации для высокомагнезиальных вулканитов нормальной и
низкой щелочности, содержащих SiO2 = 35–52%: Международная (Strekeisen et al., 2011) и Российская (Петрографический кодекс…, 2009). Предложен новый вариант классификационной таблицы с выделением трех семейств и семи видов: коматиитового (коматииты и коматиитовые перидотит-дуниты), меймечит-пикритового (меймечиты,
пикриты, ферропикриты, низкотитанистые пикриты) и марианит-бонинитового (марианиты). Рекомендованы три
дискриминационные диаграммы: ТAS (SiO2 – (Na2O +
K2O); MgO – TiO2 и Al2O3/TiO2 – CaO/Al2O3, позволяющие
в комплексе разделить эти вулканиты. Новая классификация более детальна по сравнению с Международной и Российской. Она тестирована в основном на материалах Фенноскандии, Сибири и Дальнего Востока и предлагается для
включения ее в Петрографический кодекс России.
The authors briefly discuss international (Streckeisen et al.,
2011) and Russian (Петрографический кодекс…, 2009)
classifications of Mg-rich normal- and low-alkali volcanics that
contain 35–52% SiO2. A revised version of a classification
table is proposed, in which three families and seven species are
distinguished: komatiitic (komatiites and komatiitic peridotitedunites),
meimechite-picritic
(meimechites,
picrites,
ferropicrites and low-Ti picrites), and marianite-boninitic
(marianites). Three discrimination diagrams: ТAS (SiO2 –
(Na2O + K2O); MgO – TiO2 and Al2O3/TiO2 – CaO/Al2O3,
which can be used to distinguish between these volcanics, are
recommended. The new classification is more detailed than the
175
International and Russian classifications. It has been tested
mainly on the basis of data from Fennoscandia, Siberia and Far
Eastern Russia, and is proposed for inclusion in the
Petrographic Code of Russia.
Zaonezhskaya subsuite of the Ludicovian superhorizon (2.1–
1.9 Ga) of the Onega structure. They are assumed to be one of
the Earth’s oldest phosphorites. The textural and structural
characteristics of these interbeds are described and a model of
their formation is proposed.
УДК 553.67
Магнезиальное сырье: история, мировой потенциал и
ресурсы Карелии. Щипцов В. В. // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 15. Петрозаводск: Карельский научный
центр РАН, 2012. С. 45–61: ил. 5, табл. 9. Библиогр. 51 назв.
В статье показана ретроспектива магнезиального сырья
от Magnesia Alba до открытия во второй половине XIX в. месторождений магнезита в Австрии, Греции, Канаде и США,
их разработки и создания магниевого производства. С использованием публикаций дан обзор мировой добычи магнезиального сырья, основу которой составляют месторождения магнезита и брусита, а также морская вода и рассолы –
источник магнезиальных продуктов. Указываются различные направления использования магниевых компаундов,
включая производство магниевого металла. Отмечена специфика магнезиального сырья Фенноскандинавского щита,
где в промышленную сферу вовлечены высокомагнезиальные оливиниты, дуниты, серпентиниты и другие породы.
Сделан вывод, что на территории Карелии особенности
геологического строения, специфика петрохимии древнейших комплексов и процессов метаморфизма и метасоматоза относятся к благоприятным факторам, определяющим
перспективы региона на высокомагнезиальное сырье.
The authors discuss high-Mg raw materials retrospectively
from Magnesia Alba to the discovery of magnesite deposits in
Austria, Greece, Canada and the USA in the late 19th century
and magnesite mining and production. The authors have used
some publications for their review of global magnesite
production based on magnesite and brusite deposits and
seawater and brines, the source of high-Mg products. Various
applications of high-Mg compounds, including high-Mg metal
production, are discussed. Attention is drawn to the distinctive
characteristics of high-Mg raw materials from the
Fennoscandian Shield, where high-Mg olivinite, dunite,
serpentinite and other rocks are used for industrial purposes.
The authors have concluded that the distinctive geological
structure and petrochemistry of the oldest complexes and
metamorphic and metasomatic processes in Karelia are
favourable factors which contribute to Karelia’s high-Mg raw
materials potential.
УДК 551.72 (470.22)
Фосфоритовый горизонт высокоуглеродистых пород людиковия Онежской структуры. Ромашкин А. Е.,
Лепланд А., Йусу Л., Рычанчик Д. В., Голубев А. И.
// Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 15. Петрозаводск: Карельский научный центр РАН, 2012. С. 62–
69: ил. 4. Библиогр. 12 назв.
В высокоуглеродистых породах верхней заонежской
подсвиты людиковийского надгоризонта (2,1–1,9 млрд лет)
Онежской структуры выявлены фосфоритовые прослои,
которые в настоящее время представлены апатитом. Предположительно они могут являться одними из самых древних фосфоритов на Земле. В статье приводятся характерные текстурные и структурные особенности этих прослоев
и предлагается одна из моделей их образования.
Phosphorite interbeds, represented now by apatite, have
been revealed in the high-carbon rocks of the Upper
176
УДК 553.9: 543.424.2 (470.22)
Рамановские спектры углеродного вещества контактово-метаморфизованных пород: на примере шунгитовой залежи Лебещина. Бискэ Н. С. // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 15. Петрозаводск: Карельский научный центр РАН, 2012. С. 70–76: ил. 4, табл. 1.
Библиогр. 20 назв.
Методом рамановской спектроскопии (RS) изучалось углеродное вещество (СМ) высокоуглеродистых пород (метасапропелитов), испытавших контактный метаморфизм под воздействием силла габбродолеритов, а впоследствии региональный метаморфизм низов зеленосланцевой фации. Рассматривается возможность использования полученных данных для
определения миграционного углеродистого вещества и керогена. Обсуждаются проблемы RSCM геотермометрии.
The Raman spectroscopy method (RS) was used to study
the carbonaceous matter (СМ) of high-carbon rocks
(metasapropelites) which have been subjected to contact
metamorphism under the influence of a gabbro dolerite sill
followed by regional low greenschist-grade metamorphism.
The data obtained can be used for determination of migratory
carbonaceous matter and kerogen. Problems in RSCM
geothermometry are discussed.
УДК 553.044 (470.22)
Условия тектонического нагружения и прогноз перспективных участков месторождения Таловейс. Васильев Н. Ю., Мострюков А. О., Сунцов В. А. // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 15. Петрозаводск: Карельский научный центр РАН, 2012. С. 77–93:
ил. 8. Библиогр. 18 назв.
Выполнены реконструкции четырех фаз деформации
земной коры. По соотношению параметров тектонического
поля напряжений выделены участки проявления рудолокализующих условий деформации. Практические выводы и рекомендации согласуются с данными других исследований.
Four phases of earth crust deformation were reconstructed.
Based on the ratio of tectonic stress field parameters, the areas where
the ore emplacement conditions of deformation manifest themselves
were delineated. Practical conclusions and recommendations are in
agreement with the data obtained elsewhere.
УДК 550.3: 553.411 (470.22)+550.8
Au-Cu-Mo-порфировое проявление Кадилампи-1 и
геофизические критерии выделения малосульфидных
штокверковых зон в Западной Карелии. Кулешевич Л. В.,
Нилов М. Ю. // Геология и полезные ископаемые Карелии.
Вып. 15. Петрозаводск: Карельский научный центр РАН,
2012. С. 94–101: ил. 7, табл. 2. Библиогр. 8 назв.
Формирование Au-Cu-Mo-порфирового рудопроявления
Кадилампи-1 (ЮЗ Карелия) связано с кварцевым штокверком в порфировидных гранитах одноименного массива. Околорудные изменения представлены пропилитами, рудная минерализация − молибденитом, халькопиритом, висмутотеллуридами (пильзенитом, теллуровисмутитом, волынскитом),
галенитом, золотом, электрумом, реже встречаются сфалерит, акантит. Содержание Au составляет 0,1–5,3 г/т, индика-
торные элементы − Mo, Cu, Bi, Te, Au, Ag, Pb, Zn. Малосульфидный кварцевый штокверк в гранитах был установлен на
небольшой обнаженной площади и геофизическими методами прослежен на закрытой части участка.
The formation of the Kadilampi-1 Au-Cu-Mo-porphyry
occurrence, located in SW Karelia, is associated with a quartz
stockwork in the porphyry-like granites of the Kadilampi-1
massif. Near-ore alterations are represented by propylites and ore
mineralization by molybdenite, chalcopyrite, bismutotellurides
(pilsenite, tellurobismuthite and volynskite), galena, gold and
electrum; sphalerite and acanthite are less common. The Au
concentration is 0.1–5.3 g/t, and indicator elements are
represented by Mo, Cu, Bi, Te, Au, Ag, Pb and Zn. A loqsulphide quartz stockwork in granites has been located in a small
exposed area and has been traced by geophysical methods in the
unexposed part of the prospect.
УДК [550.42+552.2] (470.22)
Новые данные по геохимии и минералогии сяргозерского умереннощелочного комплекса (Центральная
Карелия). Дмитриева А. В. // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 15. Петрозаводск: Карельский научный центр РАН, 2012. С. 102–114: ил. 8, табл. 7. Библиогр.
16 назв.
В работе приводятся новые данные по геохимии и минералогии сяргозерского комплекса повышенной щелочности
(~2,74 млрд лет, Центральная Карелия), рассмотрены взаимоотношения пород, выделены магматические фазы и этапы преобразования в сравнении с наиболее представительным и хорошо
изученным панозерским санукитоидным массивом. Рудная минерализация приурочена к пироксенитовой части и представлена Fe-P-Ti-оруденением (апатит, магнетит, ильменит и сфен),
благороднометалльным (минералы ЭПГ собственномагматической стадии, Au с Cu-S ассоциацией) и Ba-Sr-REE (сфен, минералы группы эпидота, REE-карбонаты и Sr-бариты).
New data on the geochemistry and mineralogy of the ca. 2.74
Ga Syargozero high-alkali complex, located in Central Karelia,
are reported, rock relationships are discussed, magmatic phases
and alteration stages are distinguished and compared with those of
the most representative and well-studied Panozero sanukitoid
massif. Ore mineralization is confined to the pyroxenitic portion
and is represented by Fe-P-Ti (apatite, magnetite, ilmenite and
sphene), noble-metal (PGE minerals formed at a magmatic stage
proper, Au with Cu-S association) and Ba-Sr-REE (sphene,
epidote-group minerals, REE-carbonates and Sr-barites)
mineralization.
УДК 551.24.03 (470.22)
Структурный анализ сдвиговых зон: новый метод,
первые результаты. Ручьев А. М. // Геология и полезные
ископаемые Карелии. Вып. 15. Петрозаводск: Карельский
научный центр РАН, 2012. С. 115–124: ил. 2, табл. 2.
Библиогр. 21 назв.
Метод идентификации структурных элементов сдвиговых дислокаций и решения обратной тектонофизической задачи подбором адекватного модельного парагенезиса предназначен для структурно-парагенетического анализа геологических объектов, особенности которых затрудняют применение иных известных способов исследования. Приводится краткое описание метода и сведений о первых результатах его использования, позволяющих аргументировать целесообразность и продуктивность нового подхода при анализе
структуры природных сдвиговых дислокаций горных пород.
The method used to identify the structural elements of
shearing and to solve the inverse tectonophysical problem by
selecting an adequate model paragenesis was developed for
structural-paragenetic analysis of geological localities, whose
characteristics are too complex to apply other well-known
research methods. The method is described briefly and the first
results of its application, which show the consistency and
productivity of a new approach to structural analysis of natural
rock shearing, are reported.
УДК 551.222: 550.379: 551.72
Особенности строения восточной части Ропручейского силла и их изучение геофизическими методами.
Рязанцев П. А., Куликов В. С. // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 15. Петрозаводск: Карельский научный центр РАН, 2012. С. 125–130: ил. 5. Библиогр. 20 назв.
В работе представлены обобщенные результаты целого
ряда исследований восточной части Ропручейского силла
габбродолеритов. Анализ этих данных позволил выделить
три тела, слагающих интрузивный комплекс в исследуемом
районе. Для заверки и локализации в пространстве этих тел
использовались профильные вертикальные электрические
зондирования. На основе комплексной геолого-геофизической информации получена модель, детально характеризующая распределение разных типов пород и их особенностей в
пределах изучаемого участка. Это позволило обосновать закономерность распределения месторождений облицовочного камня в восточной части Ропручейского силла. Впервые
обнаружен также аномальный электропроводящий объект
под интрузивом, предположительно являющийся пластом
осадочных пород, обогащенным углеродистым веществом.
This paper provides a summary of the results from several
studies the Roprucheysky sill of gabbrodolerit eastern part.
Analysis of these data allowed us to identify three bodies
composing the intrusive complex in the studied area. The
vertical electric soundings were used for verification and
localization these bodies in space. The model was obtained
through a complex geological and geophysical information,
which is a comprehensive picture of the different rock types
distribution and their features within the studied area. This
allowed to explain the distribution regularities of the dimension
stones deposits in eastern part of Roprucheysky sill. Also, for
the first time, an anomalous conductive object was detected
under the intrusion, which is expected to a formation of
sedimentary rocks, enriched carbonaceous matter.
УДК 56.016: 551.71
Древнейшие мезоархейские фоссилизированные
микроорганизмы: палеосреда существования и атлас
биоформ. Медведев П. В., Светов С. А. , Светова А. И.
// Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 15. Петрозаводск: Карельский научный центр РАН, 2012. С. 131–
143: ил. 8. Библиогр. 22 назв.
Впервые в истории палеонтологических исследований
на Фенноскандинавском щите обнаружены древнейшие
(3,0–2,9 млрд лет) фоссилизированные микроорганизмы в
кремнистых осадочных породах (хемогенных силицитах),
приуроченных к нижней части разреза мезоархейской протоокеанической ассоциации и островодужному андезитовому комплексу Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса (Центральная Карелия). Выявленные микрофоссилии представлены фрагментами чехлов нитчатых микроорганизмов, обитавших в подводных условиях вблизи действующих гидротермальных систем.
177
For the first time in the history of paleontological studies in
the Fennoscandian Shield the oldest (3.0–2.9 Ga) fossilized
microorganisms were found in siliceous sedimentary rocks
(chemically precipitated silicites) confined to the lower portion
of the Mesoarchaean protooceanic assemblage and the islandarc complex of the Vedlozero-Segozero greenstone belt,
Central Karelia. The microfossils found are represented by the
fragments of the covers of filamentous organisms which
inhabited underwater environments in the vicinity of active
hydrothermal systems.
УДК 5562/569: 551.791 (470.22)
Фаунистические особенности отложений микулинского горизонта в разрезе верхнего плейстоцена Карелии. Макарихин В. В. // Геология и полезные ископаемые
Карелии. Вып. 15. Петрозаводск: Карельский научный
центр РАН, 2012. С. 144–150: табл. 4. Библиогр. 18 назв.
Опробовано одно из обнажений на северо-востоке Карелии, содержащее сообщество мелкораковинной, преимущественно морской фауны. Приводится описание и изображение наиболее представительных групп пелеципод и
гастропод.
A rock exposure in northeastern Karelia, which contains a
small-shell, dominantly marine, faunistic community, was
sampled. The most representative groups of pelecypods and
gastropods are described and their images are shown.
УДК 56.074.6: 561.26 (470.22)
История озера Коржино по данным диатомового
анализа (район поселка Кузема, Северная Карелия).
Шелехова Т. С., Колька В. В., Корсакова О. П. // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 15. Петрозаводск: Карельский научный центр РАН, 2012. С. 151–164
(+вкл.): ил. 7, фото 5, табл. 1. Библиогр. 11 назв.
В статье представлены результаты диатомового анализа, сопряженные с данными радиоуглеродного датирования, которые выявили сложную историю развития озера
Коржино и позволили выделить три этапа его эволюции: 1)
древний дриас (?) – начало аллереда – этап приледникового водоема, в условиях которого формировались осадки
фации I; 2) аллеред – поздний дриас – пребореал – переходный этап, когда в приледниковый пресноводный водоем стали поступать морские воды и началось формирование осадков фации II (аллеред), а позже (в позднем дриасе)
из-за климатического похолодания и реактивации близкорасположенного ледникового фронта котловина озера блокировалась льдом, таяние которого в данной депрессии завершилось примерно 7950 ± 310 14С лет назад и начался
следующий этап; 3) бореал – атлантический период – суббореал – субатлантика – этап пресноводного континентального водоема и формирование осадков фации V. Установлена важная особенность накопления донных осадков в
котловине озера Коржино – отсутствие морской стадии,
отмечаемой в котловинах других озер на беломорском побережье Северной Карелии, связанная с палеогляцио-геоморфологической обстановкой и блокированием данной
котловины мертвым льдом.
The authors report the results of diatom analysis and
radiocarbon dating that have revealed the complex evolution of
Lake Korzhino which falls into three stages: 1) the Old Dryas
(?) – the early Allerod stage of a periglacial water body, where
facies-I sediments were formed; 2) the Allerod – Late Dryas –
Preboreal – a transition stage at which seawater was supplied to
the freshwater basin and facies-II (Allerod) sediments started to
form. More recently (in the Late Dryas), the lake basin was
blocked by ice due to the cooling of climate and the
reactivation of the nearby ice front. Ice melting in this
depression was terminated approximately 7950 ± 310 14С years
ago and a new stage began; 3) the Boreal – Atlantic period –
Subboreal – Sub-Atlantic – a freshwater continental water body
stage and the formation of facies-V sediments. There is one
distinctive feature of the accumulation of bottom sediments in
the Korzhino Lake basin – the absence of a marine stage
observed in other lake basins on the White Sea coast of North
Karelia, which is due to the palaeoglacial environment and the
blocking of the basin by dead ice.
УДК 581.331: 574.21: 001.891
Методические аспекты анализа функциональных
особенностей пыльцы в целях палиноиндикации. Лазарева О. В., Лаврова Н. Б. // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 15. Петрозаводск: Карельский научный
центр РАН, 2012. С. 165–167: ил. 1, табл. 1. Библиогр.
В настоящее время особое значение приобретают исследования, связанные с оценкой состояния урбанизированной среды. Объектом биологического индикатора качества окружающей среды выбрана пыльца высших растений. Приводятся результаты теста на определение фертильности/стерильности пыльцы липы мелколистной (Tilia
cordata) при применении разных методик (ацетокарминовой и йодной). Показано, что объективные результаты могут быть получены при параллельном использовании двух
дополняющих друг друга методик.
Assessment of the current state of the urbanized
environment is of special importance nowadays. Higher plant
pollen was selected as a biological indicator of the quality of
the environment. The fertility/sterility of small-leaved lime
(Tilia cordata) was tested using various methods (acetocarmine
and iodine) and the results are reported. It is shown that
objective results can be obtained if the two methods are
employed together.
УДК
(470.22)
627.157:
624.131.431.6+624.13.1.213
(282.2)
Гранулометрический состав донных отложений городской части малой реки Неглинки (Петрозаводск).
Слуковский З. И., Рыбаков Д. С., Бубнова Т. П. // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 15. Петрозаводск: Карельский научный центр РАН, 2012. С. 168–172:
ил. 5, табл. 2. Библиогр. 11 назв.
В статье приводятся данные о гранулометрическом составе донных отложений малой реки Неглинки, протекающей по территории г. Петрозаводска. При помощи компьютерной обработки данные удобно проиллюстрированы в виде диаграмм, графиков и таблиц. На основе кумулятивных
кривых рассчитаны коэффициенты сортировки отложений.
Проведенные исследования будут полезны для дальнейших
гидробиологических и геоэкологических исследований.
The grain-size composition of bottom sediments from the
small river Neglinka, which flows across the City of
Petrozavodsk is described. The data obtained were processed
on a computer and are presented for convenience in the form of
diagrams, plots and tables. Cumulative curves were plotted to
calculate the grading coefficients of the sediments. The results
obtained can be used for subsequent hydrobiological and
geoecological studies.
Научное издание
ГЕОЛОГИЯ
И ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ
КАРЕЛИИ
Выпуск 15
Печатается по решению Ученого совета
Института геологии
Карельского научного центра РАН
Редактор Л. В. Кабанова
Оригинал-макет Т. Н. Люрина
Сдано в печать 28.12.12 г. Формат 60х841/8. Гарнитура Times.
Печать офсетная. Уч.-изд. л. 18,7. Усл. печ. л. 20,8. Тираж 300 экз. Изд. № 344. Заказ № 117.
Карельский научный центр РАН
Редакционно-издательский отдел
Петрозаводск, пр. А. Невского, 50