Хизоваарская структура Керетского зеленокаменного пояса сложена породами одноименного зеленокаменного комплекса. Структура имеет в плане подковообразную форму, выгнутую на ЮЗ. Такая форма предопределена субмеридиональной и С-СВ ориентировкой осевых поверхностей складок F4, проявленных здесь наиболее интенсивно. В целом Хизоваарская структура, как показали специальные структурные исследования, имеет сложноскладчатое строение, образовавшееся в ходе четырех-пяти этапов деформаций. Структура сложена метавулканитами основного, среднего, кислого и ультраосновного состава, разнообразными осадочно-вулканогенными образованиями и осадками (в том числе кварцитами). Эти зеленокаменные образования были подразделены в 1940 г. Н. А. Волотовской на шесть пачек и выделены как хизоваарская свита. В ранге свиты тикшозерской (пебозерской) серии лопийского комплекса эта толща вошла в региональную стратиграфическую схему. В начале 80-х годов прошлого века при проведении тематических работ «Стратиграфия нижнего докембрия Карелии» геологами Института геологии КарНЦ РАН М. М. Стенарем, Ю. И. Сыстрой и В. В. Южановой в породах свиты были установлены реликты миндалекаменной структуры, агломератовой и ритмичнополосча-той текстур. Современные представления о составе и строении хизоваарского зеленокаменного комплекса базируются на работах коллективов, возглавляемых В. Н. Кожевниковым. С учетом имеющихся данных, которые не всегда однозначны, можно обосновать выделение шести стратотектонических ассоциаций, слагающих хизоваарский зеленокаменный комплекс: гипер-базит-бонинит-базитовая (или нижняя мафическая), андезитовая, две осадочно-вулканогенные, грубообломочная (кислых вулканитов) и толеитовая.
Андезитовая СТА представлена толщей (биотит-эпидот)-амфиболовых сланцев. Породы рассланцованы, роговая обманка обычно ориентирована по ранней линейности, совпадающей с линией падения пород. Одна из важных особенностей этих пород заключается в том, что местами в них сохраняются миндалекаменные текстуры, которые указывают на вулканогенную (лавовую) природу протолита пород. Миндалины выполнены кварцем, кварц-полевошпатовым или кварц-хлорит-карбонатным агрегатом. Они вытянуты по основной линейности, величина деформаций по ним оценивается в 250-400%. По петрохимическим особенностям сланцы отвечают, главным образом, андезибазальтам - андезитам известково-щелочной и толеитовой серий и характеризуются крайне высоким содержанием Na20. Кроме миндалекаменных, выделяются массивные, гломеропорфировые и грубо-пирокластические андезиты. Мощность толщи сильно варьирует от 100 до 700 м. U-Pb изотопно-геохронологические исследования единичных зерен цирконов из андезитов этой ассоциации позволили определить, что возраст части из них - 2777 ± 5 (до 2783 ± 36) млн лет. Этот возраст интерпретируется авторами как время наиболее раннего метаморфизма, синхронного, вероятно, с формированием магматических и гидротермальных образований второй, более поздней стратотектонической ассоциации. Вторая цифра, вероятно, не имеет геологического смысла, но свидетельствует о более древнем, чем метаморфизм, времени формирования вулканита.
Осадочно-вулканогенная СТА залегает выше в стратотектоническом разрезе и слагает ядерную часть асимметричной синформы. В основании разреза ассоциации задокументировано стратиграфическое несогласие с корой выветривания на подстилающих мета-андезитах. На метаандезитах залегает маломощный (до 10-30 м) прослеживающийся на несколько километров горизонт терригенных кварцитов. Кварциты на 90-95% состоят из интенсивно перекристаллизованных зерен кварца, кроме того, в их состав входят слюды, плагиоклаз, амфибол, гранат, кианит, ставролит, хлорит, циркон, сфен, рудные минералы. Первичноосадочная природа кварцитов надежно доказана благодаря находкам бугристой косой слоистости, знаков ряби, грубообломочных текстур. Среди их выделяются кварцевые арениты и гравелиты. В восточной части структуры среди кварцитов закартирована дайка андезитов. Совокупность данных о составе и текстуре кварцитов позволяет предполагат, что они сформировались в морском бассейне на глубинах до 90 м, а также в субаэральных условиях за счет разрушения вулканитов среднего, кислого и ультраосновного состава в обстановке развитой островной дуги. В кварцитах наблюдается несколько популяций цирконов, с возрастом (ионный зонд, 207Pb/206Pb): 3152 ± 5; 2832-2811, 2747-2705 и 2687-2651 млн лет. Все зерна имеют детритовую природу, что определяет время формирования этих осадочных пород как не древнее 2,65 млн лет. Главная часть ассоциации представлена тонкополосчатыми (кианит, гранат)-биотит-мус-ковитовыми сланцами, которые залегают в стратотектоническом разрезе выше кварцитов. Из-за интенсивных деформаций первичные (дометаморфические) текстуры сохранились в них плохо, что не дает возможности однозначно решить вопрос о протолите этих пород. В. Н. Кожевников считает, что сланцы образовались по осадочным и туфогенно-осадочным породам и фациально связанным с ними вулканитам, представленным туфами, лавами, туфо-брекчиями кислого состава. Часть толщи рассматривается как ритмично-градационные риоли-товые туфотурбидиты. Другие исследователи считают, что протоли-том этих сланцев являются терригенно-осадочные породы, обломочная часть которых представлена небольшими фрагментами микрозернистых кианитовых кварцитов, находящихся в мусковит-плагиоклаз-кварцевом матриксе. С усилением деформаций эти обломки приобретают единую ориентировку и формируют полосчатую текстуру, придавая ей грубополосчатый облик. U-Pb возраст цирконов из рассматриваемых сланцев составляет 2728 ± 82 млн лет, если не принимать во внимание наиболее неоднородную по структуре фракцию. Зерна циркона из этих сланцев крайне неоднородны по морфологии кристаллов, по их оптическим и геохимическим характеристикам. Считается, что в области сноса данных осадков разрушались породы разного возраста и состава, однако преобладали, безусловно, кислые вулканиты. Определенную роль в области сноса играли более древние, чем выведенные на современную дневную поверхность, породы. Таким образом, результаты исследования цирконов из сланцев не противоречат предположению о терригенно-осадочном происхождении их протолита, а также тому, что ведущую роль при их образовании играли кислые вулканиты, формирующиеся в это же время. Среди сланцев установлены маломощные прослои углеродсодержащих разностей, железисто-кремнистых, алюмо-кремнистых пород. В южном контакте толщи развиты однородные метасоматические кварц-кианитовые породы, связанные постепенным переходом со сланцами. С кварц-кианитовыми породами связано месторождение кианита, а их формирование ряд исследователей связывает с гидротермальными процессами, сопровождавшими кислый вулканизм. U-Pb датирование цирконов из кварц-кианитовых пород указывает на то, что их образование происходило около 2,77 млрд лет назад. Вместе с тем существует точка зрения о свекофеннском возрасте данных метасоматитов. Среди осадочно-вулканогенных пород данной СТА картируются многочисленные субвулканические тела андезитов, дацитов, риолитов и дайки кварцевых порфиров. С последними связываются автогидротермальные процессы, приводящие к увеличению содержания ряда рудных элементов.
Вулканогенно-осадочная СТА слагает центральную и южную части структуры и представлена, главным образом, амфибол-биотитовыми сланцами, которые интерпретируются как терригенные осадки или как известково-щелочные метаандезиты и мета-дациты. Среди них выделяются горизонты туфов и лав средне-кислого состава, прослои углеродсодержащих, хемогенных осадков и железистых кварцитов. Кроме того, в толще отмечаются силлы габброидов и широко распространены субвулканические тела риодацитов-риолитов. Мощность толщи до 500 м. По магматической генерации циркона из дацита толщи получен конкордантный U-Pb возраст, равный 2778 ±21 млн лет, который отвечает времени дацитового вулканизма. СТА грубообломочных вулканитов сложена агломератовыми туфами, олигомиктовыми конгломератами, вулканоконгломератами с туфогенным цементом, лавобрекчиями, состав которых варьирует от андезитового до риодацитового. Данная СТА, как считается, маркирует структуру типа pull-apart. Возраст (ионный зонд, 207РЬ/206РЬ) цирконов обломочной природы из конгломератов толщи варьирует в пределах 2838-2747 млн. Другие авторы считают данную СТА частью вулканогенно-осадочной толщи.
Верхняя мафическая СТА занимает наиболее высокое положение в стратотектоничес-ком разрезе. Это толща метабазальтов с хорошо сохранившейся текстурой шаровых лав, среди которых спорадически отмечены пластовые тела ультраосновного состава. Метабазальты залегают на нижележащих породах с угловым несогласием, которое, вероятно, имеет тектоническую природу. Мощность толщи достигает 300 м.
Петрогеохимические особенности вулканитов и условия их образования
Проблемы формирования вулканитов хизоваарского комплекса и их индикаторная роль для палеогео-динамических реконструкций рассматриваются в ряде специальных работ. Базальты в основании гипербазит-бонинит-базальтовой ассоциации относятся к толеитовой серии. Их геохимические особенности (отрицательная Nb-аномалия, плоский спектр распределения РЗЭ) позволяют относить их к островодужным толеитам типа Тонга-Кермадек. Весьма естественно в этом ряду нахождение вулканитов бонинитовои серии. Согласно классификации, бониниты - это эффузивы с Si02 > 53 мае. %, Mg# > 60, т. е. высокомагнезиальные андезиты, характеризующиеся высокими содержаниями Ni и Сг и в то же время низкими содержаниями несовместимых элементов. Эти породы рассматриваются в качестве важнейших индикаторов вулканизма, связанного с юными или внутриокеаниче-скими зонами субдукции. Они являются также характерными членами супрасубдукционных (надсубдукционных) офиолитовых комплексов многих складчатых областей фанерозоя. Находки бонинитов в докембрии единичны. По химическому составу небольшая часть амфиболитов рассматриваемой ассоциации относится к породам бонинитовои серии. Они принадлежат к высококальциевым бонинитам группы «с», о чем свидетельствует характер распределения в них РЗЭ, низкое содержание Zr, высокое - Sc. Подобными характеристиками обладают бониниты скв. 458 из Марианского трога, восточная группа бонинитов северного окончания желоба Тонга, некоторые примитивные лавы офиолитов Троодоса, Кипр, а также бониниты офиолитов Кох, Новая Каледония. Высокотитанистые ферробазальты, входящие в состав ассоциации, обладают рядом геохимических аномалий. Фигуративные точки их составов на классификационной диаграмме Si02 _ Na20+K20 располагаются на границе нормально- и субщелочных пород, на диагамме AFM - в поле толеитовой серии, на катионной диаграмме Енсона -в поле высокожелезистых толеитов, на ряде дискриминационных диаграмм (Ti - Zr - Y, ТЮ2 -MnO - Р2О5, Ti - Zr, V - Ti) - в полях океанических базальтов. Вместе с тем они характеризуются очень низкими содержаниями Ni, Cr, La, тяжелых РЗЭ, а также положительными аномалиями Eu, Th, что трудно объяснить процессами, свойственными океаническим базальтам. Подобные аномалии объясняются контаминацией магм в зонах субдукции осадочным веществом. Андезиты комплекса, среди которых выделено три геохимических типа, по петрохимическим особенностям близки к толеитовым андезитам фанерозойских и современных инициальных внутриокеанических островных дуг. Такая аналогия усиливается тем, что они находятся в ассоциации с низкотитанистыми толеитами, вулканитами бонинитовой серии и Fe-Ti базальтами, что характерно для некоторых фанерозойских островодужных комплексов. Однако по сравнению с фанерозойскими аналогами толеитовые андезиты Хизоваарской структуры имеют более фракционированные спектры РЗЭ (обеднены ТРЗЭ), характеризуются более низкими содержаниями Sc и Y, что позволяет предположить, что при формировании этих расплавов одной из контролирующих кристаллизацию фаз был гранат. Геохимическое моделирование показало, что образование андезитов типа 1 и 3 могло быть связано с фракционированием соответственно толеитовых и Fe-Ti базальтов в присутствии 10% граната в кумулусной ассоциации, что предполагает достаточно глубинные (не менее 15 кбар) условия дифференциации. Образование расплавов, материнских для андезитов типа 2, невозможно объяснить процессами кристаллизационной дифференциации каких-либо базальтов Хизоваарской структуры или андезитов и предполагает, что их формирование, так же как ферробазальтов, связано с контаминацией магматических расплавов осадочными породами, затянутыми в зону субдукции. Средне-кислые вулканиты вулканогенно-осадочной СТА, образовавшиеся 2778 млн лет назад, отвечают высокоглиноземистым андезитам и дацитам известково-щелочной серии. Вулканиты характеризуются фракционированным спектром РЗЭ, отрицательными аномалиями Nb. Вместе с тем среди них установлены породы, отвечающие по составу Nb-Ti андезитам, формирование которых обычно связывают с частичным плавлением ультраосновных пород мантийного клина, переработанных флюидами и адакитовыми расплавами, отделившимися от субдуцируемой плиты. Тесная пространственная и временная связь вулканитов известково-щелочной и адакитовой серий объясняется изменением мощности (утолщением) субдуцирующей океанической плиты, что увеличивает долю адакитовой компоненты. Субвулканические дациты, риодациты и риолиты, тела которых залегают среди пород осадочно-вулканогеннои ассоциации и средне-кислых вулканитов в северной и южной частях структуры, по особенностям состава сопоставимы с фанерозойскими адакитами. Образование этих пород связывается с частичным плавлением гранатовых амфиболитов (метаморфизованных базальтов) субдуцирующей океанической плиты. Кислые разности могут быть дифференциатами адакитов. В отличие от большинства фанерозоиских адакитов, связанных с субдукцией маломощных горячих плит, хизоваарские адакиты имеют более низкую магнезиальность и менее обогащены элементами группы железа, что указывает на незначительную степень взаимодействия отделявшихся от плиты расплавов с перекрывающим мантийным клином. Это предполагает небольшую мощность мантийного клина, возможно, за счет более пологой субдукции, что могло быть связано с большей мощностью архейской океанической коры вследствие повышенных термальных режимов в архейской мантии. Метабазальты верхней мафической СТА хизоваарского комплекса геохимически резко отличаются от мафических вулканитов гипербазит-бонинит-базальтовой СТА и представлены магнезиальными (MgO = 7-12%) базальтами и андезибазальтами (SiC>2 = 49-54%), в разной степени обогащенными легкими РЗЭ ((La/Yb)N = 0,9-4). Образования хизоваарского зеленокаменного комплекса Керетского зеленокаменного комплекса маркируют, главным образом, вторую (около 2,8-2,78 млрд лет) субдукционно-аккреционную стадию развития Беломорского неоархейского орогена, но в составе коллажа выделяются тектонические пластины, сложенные породами, отражающими более поздние события.
Гипербазит-бонинит-базальтовая (или нижняя мафическая) СТА. Породы данной ассоциации слагают северную часть структуры и залегают в основании стратотекто-нического разреза хизоваарского комплекса. В ее составе (снизу вверх) выделяются: 1 - гипер-базиты (перидотитовые кумуляты); 2 - метабазальты толеитовой серии; 3 - высокомагнезиальные базальты и коматииты с прослоем (мощностью 0,5-1 м) метабонинитов; 4 - высокотитанистые ферробазальты. Гипербазиты или кумуляты перидотитового состава представлены в различной степени рассланцованными серпентинитами, (хлорит)-тремолит-серпентиновыми сланцами, тремолититами. Они слагают линзовидные тела мощностью до 50 м и располагаются среди вышележащих метабазальтов (амфиболитов), а также описаны среди тоналитов (вероятно, в виде ксенолитов). Выше залегают плагиоклазовые и эпидот-плагиоклазовые, иногда с гранатом и хлоритом амфиболиты. Они обычно имеют массивную текстуру, хотя иногда в них встречаются реликты подушечной, что надежно позволяет интерпретировать их как метаморфизованные базальты. По петрохимическим особенностям они относятся к породам толеитовой серии, но постепенно вверх по разрезу переходят в высокомагнезиальные базальты. Предполагается, что породы формировались в глубоководных условиях. Среди этих пород обнаружены сильно деформированные маломощные (0,5-1 м) пластообразные тела массивных амфиболитов, отвечающих по составу бонинитам. Визуально они трудноотличимы от ассоциирующих с ними высокомагнезиальных метабазальтов и мета-толеитов. В обнажениях они отличаются от них большей массивностью. Микроскопически они представляют собой кварц-плагиоклаз-роговообманковые кристаллосланцы (амфиболиты), иногда с эпидотом и хлоритом, а также с акцессорной шпинелью. Минералогический состав резко меняется только в наиболее высококремнистых (дацитовых) разностях, которые обнаружены в единичном случае в виде сильно расплющенного будинированного дайкового тела, характеризующегося развитием кианит-ставролит-гранат-амфибол-кварц-плагиоклазовой ассоциации. Кроме того, среди толщи толеитовых базальтов выделяются тела амфиболитов, хлорит-амфиболовых сланцев, которые по петрохимическим особенностям отвечают коматиитовым базальтам и коматиитам. Видимая мощность толщи 100-550 м. Выше по стратотектоническому разрезу залегают серовато-черные среднезернистые амфиболиты, в которых местами отмечаются также гранат, куммингтонит, хлорит, эпидот, карбонат. В отдельных обнажениях в результате палеовулканологических реконструкций установлены лавовые потоки. Это в совокупности с петрохимическими особенностями амфиболитов позволяет интерпретировать их как ферробазальты. Видимая мощность этой толщи 50-600 м. Время формирования нижней СТА определяется следующими датировками. Толща основных пород прорвана маломощными (до 5 м) субвулканическими телами риодацитов, а также трондьемитами массива вдоль северного обрамления структуры. U-Pb по цирконам возраст субвулканических риодацитов оценивается в 2799 ± 67, 2803 ± 35 млн лет, а трондьемитов - в 2804 ± 27 млн лет. Этими датировками определяется верхняя возрастная граница ассоциации.
Андезитовая СТА представлена толщей (биотит-эпидот)-амфиболовых сланцев. Породы рассланцованы, роговая обманка обычно ориентирована по ранней линейности, совпадающей с линией падения пород. Одна из важных особенностей этих пород заключается в том, что местами в них сохраняются миндалекаменные текстуры, которые указывают на вулканогенную (лавовую) природу протолита пород. Миндалины выполнены кварцем, кварц-полевошпатовым или кварц-хлорит-карбонатным агрегатом. Они вытянуты по основной линейности, величина деформаций по ним оценивается в 250-400%. По петрохимическим особенностям сланцы отвечают, главным образом, андезибазальтам - андезитам известково-щелочной и толеитовой серий и характеризуются крайне высоким содержанием Na20. Кроме миндалекаменных, выделяются массивные, гломеропорфировые и грубо-пирокластические андезиты. Мощность толщи сильно варьирует от 100 до 700 м. U-Pb изотопно-геохронологические исследования единичных зерен цирконов из андезитов этой ассоциации позволили определить, что возраст части из них - 2777 ± 5 (до 2783 ± 36) млн лет. Этот возраст интерпретируется авторами как время наиболее раннего метаморфизма, синхронного, вероятно, с формированием магматических и гидротермальных образований второй, более поздней стратотектонической ассоциации. Вторая цифра, вероятно, не имеет геологического смысла, но свидетельствует о более древнем, чем метаморфизм, времени формирования вулканита.
Осадочно-вулканогенная СТА залегает выше в стратотектоническом разрезе и слагает ядерную часть асимметричной синформы. В основании разреза ассоциации задокументировано стратиграфическое несогласие с корой выветривания на подстилающих мета-андезитах. На метаандезитах залегает маломощный (до 10-30 м) прослеживающийся на несколько километров горизонт терригенных кварцитов. Кварциты на 90-95% состоят из интенсивно перекристаллизованных зерен кварца, кроме того, в их состав входят слюды, плагиоклаз, амфибол, гранат, кианит, ставролит, хлорит, циркон, сфен, рудные минералы. Первичноосадочная природа кварцитов надежно доказана благодаря находкам бугристой косой слоистости, знаков ряби, грубообломочных текстур. Среди их выделяются кварцевые арениты и гравелиты. В восточной части структуры среди кварцитов закартирована дайка андезитов. Совокупность данных о составе и текстуре кварцитов позволяет предполагат, что они сформировались в морском бассейне на глубинах до 90 м, а также в субаэральных условиях за счет разрушения вулканитов среднего, кислого и ультраосновного состава в обстановке развитой островной дуги. В кварцитах наблюдается несколько популяций цирконов, с возрастом (ионный зонд, 207Pb/206Pb): 3152 ± 5; 2832-2811, 2747-2705 и 2687-2651 млн лет. Все зерна имеют детритовую природу, что определяет время формирования этих осадочных пород как не древнее 2,65 млн лет. Главная часть ассоциации представлена тонкополосчатыми (кианит, гранат)-биотит-мус-ковитовыми сланцами, которые залегают в стратотектоническом разрезе выше кварцитов. Из-за интенсивных деформаций первичные (дометаморфические) текстуры сохранились в них плохо, что не дает возможности однозначно решить вопрос о протолите этих пород. В. Н. Кожевников считает, что сланцы образовались по осадочным и туфогенно-осадочным породам и фациально связанным с ними вулканитам, представленным туфами, лавами, туфо-брекчиями кислого состава. Часть толщи рассматривается как ритмично-градационные риоли-товые туфотурбидиты. Другие исследователи считают, что протоли-том этих сланцев являются терригенно-осадочные породы, обломочная часть которых представлена небольшими фрагментами микрозернистых кианитовых кварцитов, находящихся в мусковит-плагиоклаз-кварцевом матриксе. С усилением деформаций эти обломки приобретают единую ориентировку и формируют полосчатую текстуру, придавая ей грубополосчатый облик. U-Pb возраст цирконов из рассматриваемых сланцев составляет 2728 ± 82 млн лет, если не принимать во внимание наиболее неоднородную по структуре фракцию. Зерна циркона из этих сланцев крайне неоднородны по морфологии кристаллов, по их оптическим и геохимическим характеристикам. Считается, что в области сноса данных осадков разрушались породы разного возраста и состава, однако преобладали, безусловно, кислые вулканиты. Определенную роль в области сноса играли более древние, чем выведенные на современную дневную поверхность, породы. Таким образом, результаты исследования цирконов из сланцев не противоречат предположению о терригенно-осадочном происхождении их протолита, а также тому, что ведущую роль при их образовании играли кислые вулканиты, формирующиеся в это же время. Среди сланцев установлены маломощные прослои углеродсодержащих разностей, железисто-кремнистых, алюмо-кремнистых пород. В южном контакте толщи развиты однородные метасоматические кварц-кианитовые породы, связанные постепенным переходом со сланцами. С кварц-кианитовыми породами связано месторождение кианита, а их формирование ряд исследователей связывает с гидротермальными процессами, сопровождавшими кислый вулканизм. U-Pb датирование цирконов из кварц-кианитовых пород указывает на то, что их образование происходило около 2,77 млрд лет назад. Вместе с тем существует точка зрения о свекофеннском возрасте данных метасоматитов. Среди осадочно-вулканогенных пород данной СТА картируются многочисленные субвулканические тела андезитов, дацитов, риолитов и дайки кварцевых порфиров. С последними связываются автогидротермальные процессы, приводящие к увеличению содержания ряда рудных элементов.
Вулканогенно-осадочная СТА слагает центральную и южную части структуры и представлена, главным образом, амфибол-биотитовыми сланцами, которые интерпретируются как терригенные осадки или как известково-щелочные метаандезиты и мета-дациты. Среди них выделяются горизонты туфов и лав средне-кислого состава, прослои углеродсодержащих, хемогенных осадков и железистых кварцитов. Кроме того, в толще отмечаются силлы габброидов и широко распространены субвулканические тела риодацитов-риолитов. Мощность толщи до 500 м. По магматической генерации циркона из дацита толщи получен конкордантный U-Pb возраст, равный 2778 ±21 млн лет, который отвечает времени дацитового вулканизма. СТА грубообломочных вулканитов сложена агломератовыми туфами, олигомиктовыми конгломератами, вулканоконгломератами с туфогенным цементом, лавобрекчиями, состав которых варьирует от андезитового до риодацитового. Данная СТА, как считается, маркирует структуру типа pull-apart. Возраст (ионный зонд, 207РЬ/206РЬ) цирконов обломочной природы из конгломератов толщи варьирует в пределах 2838-2747 млн. Другие авторы считают данную СТА частью вулканогенно-осадочной толщи.
Верхняя мафическая СТА занимает наиболее высокое положение в стратотектоничес-ком разрезе. Это толща метабазальтов с хорошо сохранившейся текстурой шаровых лав, среди которых спорадически отмечены пластовые тела ультраосновного состава. Метабазальты залегают на нижележащих породах с угловым несогласием, которое, вероятно, имеет тектоническую природу. Мощность толщи достигает 300 м.
Петрогеохимические особенности вулканитов и условия их образования
Проблемы формирования вулканитов хизоваарского комплекса и их индикаторная роль для палеогео-динамических реконструкций рассматриваются в ряде специальных работ. Базальты в основании гипербазит-бонинит-базальтовой ассоциации относятся к толеитовой серии. Их геохимические особенности (отрицательная Nb-аномалия, плоский спектр распределения РЗЭ) позволяют относить их к островодужным толеитам типа Тонга-Кермадек. Весьма естественно в этом ряду нахождение вулканитов бонинитовои серии. Согласно классификации, бониниты - это эффузивы с Si02 > 53 мае. %, Mg# > 60, т. е. высокомагнезиальные андезиты, характеризующиеся высокими содержаниями Ni и Сг и в то же время низкими содержаниями несовместимых элементов. Эти породы рассматриваются в качестве важнейших индикаторов вулканизма, связанного с юными или внутриокеаниче-скими зонами субдукции. Они являются также характерными членами супрасубдукционных (надсубдукционных) офиолитовых комплексов многих складчатых областей фанерозоя. Находки бонинитов в докембрии единичны. По химическому составу небольшая часть амфиболитов рассматриваемой ассоциации относится к породам бонинитовои серии. Они принадлежат к высококальциевым бонинитам группы «с», о чем свидетельствует характер распределения в них РЗЭ, низкое содержание Zr, высокое - Sc. Подобными характеристиками обладают бониниты скв. 458 из Марианского трога, восточная группа бонинитов северного окончания желоба Тонга, некоторые примитивные лавы офиолитов Троодоса, Кипр, а также бониниты офиолитов Кох, Новая Каледония. Высокотитанистые ферробазальты, входящие в состав ассоциации, обладают рядом геохимических аномалий. Фигуративные точки их составов на классификационной диаграмме Si02 _ Na20+K20 располагаются на границе нормально- и субщелочных пород, на диагамме AFM - в поле толеитовой серии, на катионной диаграмме Енсона -в поле высокожелезистых толеитов, на ряде дискриминационных диаграмм (Ti - Zr - Y, ТЮ2 -MnO - Р2О5, Ti - Zr, V - Ti) - в полях океанических базальтов. Вместе с тем они характеризуются очень низкими содержаниями Ni, Cr, La, тяжелых РЗЭ, а также положительными аномалиями Eu, Th, что трудно объяснить процессами, свойственными океаническим базальтам. Подобные аномалии объясняются контаминацией магм в зонах субдукции осадочным веществом. Андезиты комплекса, среди которых выделено три геохимических типа, по петрохимическим особенностям близки к толеитовым андезитам фанерозойских и современных инициальных внутриокеанических островных дуг. Такая аналогия усиливается тем, что они находятся в ассоциации с низкотитанистыми толеитами, вулканитами бонинитовой серии и Fe-Ti базальтами, что характерно для некоторых фанерозойских островодужных комплексов. Однако по сравнению с фанерозойскими аналогами толеитовые андезиты Хизоваарской структуры имеют более фракционированные спектры РЗЭ (обеднены ТРЗЭ), характеризуются более низкими содержаниями Sc и Y, что позволяет предположить, что при формировании этих расплавов одной из контролирующих кристаллизацию фаз был гранат. Геохимическое моделирование показало, что образование андезитов типа 1 и 3 могло быть связано с фракционированием соответственно толеитовых и Fe-Ti базальтов в присутствии 10% граната в кумулусной ассоциации, что предполагает достаточно глубинные (не менее 15 кбар) условия дифференциации. Образование расплавов, материнских для андезитов типа 2, невозможно объяснить процессами кристаллизационной дифференциации каких-либо базальтов Хизоваарской структуры или андезитов и предполагает, что их формирование, так же как ферробазальтов, связано с контаминацией магматических расплавов осадочными породами, затянутыми в зону субдукции. Средне-кислые вулканиты вулканогенно-осадочной СТА, образовавшиеся 2778 млн лет назад, отвечают высокоглиноземистым андезитам и дацитам известково-щелочной серии. Вулканиты характеризуются фракционированным спектром РЗЭ, отрицательными аномалиями Nb. Вместе с тем среди них установлены породы, отвечающие по составу Nb-Ti андезитам, формирование которых обычно связывают с частичным плавлением ультраосновных пород мантийного клина, переработанных флюидами и адакитовыми расплавами, отделившимися от субдуцируемой плиты. Тесная пространственная и временная связь вулканитов известково-щелочной и адакитовой серий объясняется изменением мощности (утолщением) субдуцирующей океанической плиты, что увеличивает долю адакитовой компоненты. Субвулканические дациты, риодациты и риолиты, тела которых залегают среди пород осадочно-вулканогеннои ассоциации и средне-кислых вулканитов в северной и южной частях структуры, по особенностям состава сопоставимы с фанерозойскими адакитами. Образование этих пород связывается с частичным плавлением гранатовых амфиболитов (метаморфизованных базальтов) субдуцирующей океанической плиты. Кислые разности могут быть дифференциатами адакитов. В отличие от большинства фанерозоиских адакитов, связанных с субдукцией маломощных горячих плит, хизоваарские адакиты имеют более низкую магнезиальность и менее обогащены элементами группы железа, что указывает на незначительную степень взаимодействия отделявшихся от плиты расплавов с перекрывающим мантийным клином. Это предполагает небольшую мощность мантийного клина, возможно, за счет более пологой субдукции, что могло быть связано с большей мощностью архейской океанической коры вследствие повышенных термальных режимов в архейской мантии. Метабазальты верхней мафической СТА хизоваарского комплекса геохимически резко отличаются от мафических вулканитов гипербазит-бонинит-базальтовой СТА и представлены магнезиальными (MgO = 7-12%) базальтами и андезибазальтами (SiC>2 = 49-54%), в разной степени обогащенными легкими РЗЭ ((La/Yb)N = 0,9-4). Образования хизоваарского зеленокаменного комплекса Керетского зеленокаменного комплекса маркируют, главным образом, вторую (около 2,8-2,78 млрд лет) субдукционно-аккреционную стадию развития Беломорского неоархейского орогена, но в составе коллажа выделяются тектонические пластины, сложенные породами, отражающими более поздние события.
