Петрология, 2024, № 3

Российская академия наук
ПЕТРОЛОГИЯ
Том 32     № 3     2024     Май–Июнь
Основан в 1993 г. 
Выходит 6 раз в год 
ISSN 0869-5903
Журнал индексируется 
в Current Contents
Журнал издается под руководством 
Отделения наук о Земле РАН
Главный редактор
В.В. Ярмолюк
Редакционная коллегия:
Акинин В. В., Аранович Л. Я., Арискин А. А., 
Дубинина Е. О., Каменецкий В. С.,
Каргин А. В., Копылова М. Г., Котов А. Б., 
Латыпов Р. М., Носова А. А. (ответственный секретарь),
Плечов П. Ю., Портнягин М. В., Пухтель И. С., 
Самсонов А. В. (заместитель главного редактора), 
Сафонов О. Г., Силантьев С. А., Симакин А. Г., 
Скляров Е. В., Соболев А. В.
Зав. редакцией И.И. Невская
Адрес редакции: 119017 Москва, Старомонетный пер., 35 
e-mail: petrolog@igem.ru
Москва
ФГБУ «Издательство «Наука»
© Российская академия наук, 2024
© Редколлегия журнала 
     “Петрология” (составитель), 2024

СОДЕРЖАНИЕ
Том 32, номер 3, 2024
Феннеровский тренд и роль фракционной кристаллизации 
и несмесимости ферробазальтовой магмы в петрогенезисе 
гранофиров: пример мезопротерозойского Валаамского силла 
в Ладожском грабене, Карелия
А. А. Носова, Н. М. Лебедева, А. А. Возняк, Л. В. Сазонова, И. А. Кондрашов, 
Ю.О. Ларионоваa, Е.В. Ковальчук 
257
Возраст и происхождение субщелочных магматических серий 
Хибино-Ловозерского комплекса
А. А. Арзамасцев, А. А. Иванова, Е. Б. Сальникова, А. Б. Котов, В. П. Ковач, 
М. В. Стифеева, Н. Ю. Загорная, Ю. В. Плоткина, Е. В. Толмачева
291
Породы массива онгонитов Ары-Булак: взаимосвязи между геохимическими особенностями, 
минерально-фазовыми ассоциациями и процессами образования 
И. С. Перетяжко, Е. А. Савина, А. С. Дмитриева
314
Малозадойский перидотит-габброноритовый массив: 
моделирование условий кристаллизации и оценка 
индикаторных характеристик исходного расплава
А. В. Лавренчук, Д. П. Гладкочуб, О. М. Туркина, А. С. Мехоношин, Я. Ю. Шелепов
344
Ассоциации и условия образования тела лейцит-мелилитового клинопироксенита 
(Пуртовино, Вологодская область): щелочно-ультраосновная паралава 
А. Ю. Барков, А. А. Никифоров, Р. Ф. Мартин, В. Н. Королюк, 
С. А. Сильянов, Б. М. Лобастов
363
Обломки метаморфизованных ультрамафитов и мафитов и детритовые минералы 
из песчаников офиолитокластитовой толщи Рассохинского террейна: 
обстановка формирования офиолитов хр. Черского
Г. В. Леднева, Б. А. Базылев, С. Н. Сычев, А. В. Рогов
383

ПЕТРОЛОГИЯ,  2024, том 32, № 3,  с.  257–290
УДК 552.3
ФЕННЕРОВСКИЙ ТРЕНД И РОЛЬ ФРАКЦИОННОЙ 
КРИСТАЛЛИЗАЦИИ И НЕСМЕСИМОСТИ ФЕРРОБАЗАЛЬТОВОЙ 
МАГМЫ В ПЕТРОГЕНЕЗИСЕ ГРАНОФИРОВ: ПРИМЕР 
МЕЗОПРОТЕРОЗОЙСКОГО ВАЛААМСКОГО СИЛЛА 
В ЛАДОЖСКОМ ГРАБЕНЕ, КАРЕЛИЯ1
© 2024 г.   А.А. Носоваa,*, Н.М. Лебедеваa, А.А. Вознякa, Л.В. Сазоноваb, И.А. Кондрашовa, 
Ю.О. Ларионоваa, Е.В. Ковальчукa
 и др.
aИнститут геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН, Москва, Россия
bМосковский государственный университет имени М.В. Ломоносова, Москва, Россия
*e-mail: nosova@igem.ru
Поступила в редакцию 13.07.2023 г.
После доработки 09.12.2023 г.
Принята к публикации 18.01.2024 г.
Проведены петрографические, минералогические, геохимические, изотопно-геохимические исследования графических лейкогранитов и вмещающих их феррогаббро, кварцевых ферромонцогаббро, кварцевых монцодиоритов, кварцевых монцонитов в мезопротерозойском Валаамском 
силле в Ладожском грабене на Карельском кратоне. Силл характеризуется неявно выраженной 
расслоенностью: феррогаббро распространены в нижней части силла, средняя часть сложена 
кварцевыми габбромонцонитами и кварцевыми монцонитами, графические лейкограниты (гранофиры) слагают густую сеть жил преимущественно в верхней части силла. Геохимические особенности феррогаббро, железистые составы оливина и пироксенов, низко-Са состав плагиоклаза 
в нем указывают на эволюцию по феннеровскому тренду относительно первичного мантийного 
расплава. Гранофиры имеют петро- и геохимические характеристики анорогенных щелочных 
гранитов, характеризуются отрицательной Eu/Eu* = 0.15–0.49 и по распределению REE сходны 
с гранофирами расслоенных интрузивов. Все породы силла характеризуются близким изотопным составом стронция, (87Sr/86Sr)Т = 0.7043–0.7066, и неодима, HNd от –9.6 до –11.2. Модельные расчеты показывают, что фракционная кристаллизация может привести исходный расплав 
феррогаббро в область несмесимости. В феррогаббро и ферромонцогаббро силла установлены 
микроструктуры ильменит-магнетит-силикатных сростков; подобные микроструктуры в расслоенных интрузивах рассматриваются как свидетельство несмесимости обогащенной Fe жидкости 
с таковой, обогащенной Si (Holness et al., 2011; Dong et al., 2013). Отделение высококремнистой 
жидкости могло происходить в промежуточной камере при 350 МПа и 960°C; на уровень становления силла около 70 МПа поступала магма в виде кристаллической каши, сквозь которую 
мигрировал кислый расплав. Этот расплав испытывал фракционную кристаллизацию и вступал в реакционные взаимоотношения с минералами вмещающей среды. На уровне становления силла он закристаллизовывался в гранофировый агрегат при переохлаждении. На примере 
Валаамского силла показано, что после того, как фракционирование по классическому феннеровскому тренду достигнет конечного состава – феррогаббро, его продолжение с сопряженным 
снижением содержаний SiO2 и Fe может быть связано с неполным отделением и перемешиванием обогащенных железом расплавов и отделившегося кислого расплава. Такой механизм может 
реализоваться при становлении мафической части массивов AMCG-типа.
Ключевые слова: гранофир, феррогаббро, кварцевые монцониты, силл, массивы AMCG-типа, расслоенные интрузивы, несмесимость, фракционная кристаллизация, граниты А-типа, Фенноскандия
DOI: 10.31857/S0869590324030012 EDN: DBOCYT
1  
Дополнительная информация для этой статьи доступна doi:10.31857/S0869590324030077 для авторизованных  
пользователей
257

НОСОВА и др.
ВВЕДЕНИЕ
Кислую составляющую расслоенных интрузивов и  массивов AMCG-типа объединяет геохимический тип присутствующих в них гранитов 
А-типа, парагенезис с анортозитами и обогащенными железом мафическими породами: габбро, 
габброноритами (например, Wager, Brown, 1968; 
McBirney, 1996; Bonin, 2007; Shellnutt et al., 2009; 
Ларин, 2011; Latypov et al., 2020). Эти граниты обладают высокими содержаниями Fe, Ti, P, HFSE, 
REE и кристаллизуются при высоких температурах, низком содержании Н2О и низкой фугитивности кислорода (ниже буфера QFM) (Bonin, 2007; 
Foden et al., 2015).
В большинстве массивов AMCG-типа граниты 
в количественном отношении играют доминирующую роль, для них характерна структура рапакиви, а для состава – появление высоко фракционированных разностей (топазовых лейкогранитов). 
Наличие комбинированных даек указывает на 
одновременное существование кислой и базитовой магм (Ларин, 2011). Происхождение гранитов 
в массивах AMCG-типа остается дискуссионным 
и рассматривается в основном в рамках следующих 
моделей: плавления нижней коры с появлением 
мангеритовых и чарнокитовых магм, обусловленного воздействием базитовых расплавов (например, McLelland et al., 2010), либо они происходят 
за счет фракционирования ферросиенитов (йотунитов), которые представляют собой частичные 
выплавки из андерплейта, сформированного толеитовыми расплавами в основании коры (например: 
Frost, Frost; 1997), либо толеитовые магмы (высоко-Al базальты, возникшие за счет механизма ассимиляции-фракционной кристаллизации (AFC) 
толеитового базальта) в  основании коры могут 
дифференцироваться с образованием анортозитов 
и кислых дифференциатов А-типа (например, Fred 
et al., 2020). Кроме того, данные по изотопному составу железа свидетельствуют о возможности появления гранитов A-типа за счет механизма несмесимости силикатных расплавов, один из которых 
обогащен Fe, а другой – Si (Zhu et al., 2015).
В расслоенных массивах кислые породы представлены преимущественно гранофирами (например, Namur et al., 2010; Skursch et al., 2020 и ссылки 
в этой работе); их количество варьирует, но обычно они составляют подчиненную часть интрузивов: в Cкаергаардском интрузиве доля гранофира 
в верхних его частях (UZ и UBSJ) оценивается около 5% (Bindeman et al., 2008 и ссылки в этой работе). Характерно проявление гранофира в виде 
отдельных линз, силлов, даек и жил. Происхождение кислой компоненты в расслоенных массивах 
является давним, но по-прежнему остро дискутируемым вопросом. Поскольку в таких массивах 
расплавы обычно фракционируют по толеитовому 
тренду, то в  них слабо представлены в  количественном отношении породы среднего состава. 
Это подчеркивает бимодальное распределение, 
что позволяет привлекать породы среднего состава 
для рассмотрения проблемы появления “разрыва 
Дэли” (например, Shellnutt et al., 2009).
Фракционирование базальтовых расплавов по 
толеитовому (феннеровскому) тренду предполагает накопление Fe без увеличения содержания SiO2
в расплаве и формирование феррогаббро в качестве конечного дифференциата (Fenner, 1929). Этот 
тренд в ряде случаев продолжается, последовательно или скачком, появлением расплавов с понижающимся содержанием Fe и возрастающим – SiO2, 
вплоть до ультракислых составов, т.е. формально 
по Боуэновскому тренду (Bowen-like trend, Lesher 
et al., 2023).
Природа этого позднего отрезка тренда дискуссионная: можно выделить три основные точки зрения на причины появления кислых расплавов в расслоенных интрузивах. Во-первых, многие исследователи полагают, что фракционная кристаллизация 
исходных базитовых и ферробазитовых магм в закрытой системе может продуцировать кислые остаточные расплавы. Эта точка зрения находит подтверждение как в геологических и петрологических 
наблюдениях (например, Namur et al., 2010; Skursch 
et al., 2020), так и в термодинамическом моделировании (например, Vantongeren et al., 2010; Shellnutt 
et al., 2009). Во-вторых, кислая компонента может 
представлять коровую выплавку под воздействием тепла базитовых расплавов, что подтверждается 
Sr, Nd и Pb изотопными данными (например, Troll 
et al., 2021). Наконец, в последнее время получает 
все больше подтверждений представление о формировании кислой компоненты за счет несмесимости 
между высоко-Fe и обогащенными Si расплавами, 
к которой приводит фракционная кристаллизация 
базальтового расплава по толеитовому (феннеровскому) тренду. Свидетельство этого механизма образования гранофиров следует как из наблюдений 
природных и экспериментальных микроструктур 
в  породах расслоенных интрузивов (например, 
Holness et al., 2011; Honour et al., 2019), геохимии 
минералов (например, VanTongeren, Mathez, 2012), 
расплавных включений в минералах (например, 
Jakobsen et al., 2005), также и из результатов экспериментальных работ, в которых воспроизводится 
Fe-Si расплавная несмесимость (например, Charlier, 
Grove, 2012; Zhang et al., 2023; Lino et al., 2023), 
и термодинамического моделирования (например, 
Fischer et al., 2016; Lino et al., 2023).
В настоящей статье мы рассматриваем кислые 
породы в Валаамском силле мезопротерозойского возраста, сложенном дифференциатами, существенно обогащенными Fe (феррогаббро, феррогабромонцонитами и пр.), и гранофировыми 
жилами. Этот силл пространственно ассоциирует 
ПЕТРОЛОГИЯ
том 32
№ 3
2024

ФЕННЕРОВСКИЙ ТРЕНД И РОЛЬ ФРАКЦИОННОЙ КРИСТАЛЛИЗАЦИИ 
259
массивы, базитовые дайковые рои и Валаамский 
силл на периферии свекофенской области (рис. 1a) 
(Brander, Söderlund, 2007; Johansson et al., 2022; 
Grabarczyk et al., 2023).
Валаамский силл приурочен к Ладожскому грабену, который характеризуется сложным внутренним строением с чередованием локальных горстов 
и впадин (Amantov et al., 1996; Artemieva, Shulgin, 
2015); он выполнен толщей терригенных и подчиненных карбонатных осадков мезо- и неопротерозоя, мощностью от 350 до 600 м (например, Купцова и др., 2011). В западной части грабена магматических проявлений не установлено. Осадочные 
толщи, выполняющие восточную часть Ладожского грабена, вмещают эффузивные и субвулканические магматические проявления, представленные 
потоками ферробазальтов и андезибазальтов, дайками ферродолеритов, субвулканическим телом 
Хопунваара и Валаамским силлом (рис. 1б).
В Северо-Восточном Приладожье ферробазальты слагают две толщи лавовых потоков, разделенные пачкой осадочных пород, их общая мощность 
достигает 155 м. Дайки ферродолеритов мощностью до 25 м, прослеженные по простиранию до 
7 км (Lubnina et al., 2010), слагают рой север–северо-западного простирания в Северном Приладожье, их вмещают метаморфические породы свекофенид. Породы Валаамского силла содержат ксенолиты ферробазальтов, что установлено на о-ве 
Вильямой (Свириденко, Светов, 2008). Геологическая позиция ферробазальтов, с учетом их залегания среди осадков грабена, наиболее молодой циркон в базальном горизонте которых имеет возраст 
1477 ± 8 млн лет (Купцова и др., 2011), указывает 
на формирование, близкое по времени к становлению силла. Для Валаамского силла известны U-Pb 
датировки по бадделеиту: 1459 ± 3 и 1457 ± 2 млн 
лет (Rämö et al., 2001). В восточном борту грабена 
расположен крупный мезопротерозойский (1.57–
1.53 млрд лет) Салминский массив гранитов рапакиви-кварцевых диоритов-анортозитов-габброноритов (Ларин, 2011).
Строение Валаамского силла
с крупным Салминским массивом AMCG-типа, но 
по времени образования оторван от него на промежуток не менее 70 млн лет (Neymark et al., 1994; 
Amelin et al., 1997; Rämö et al., 2001). Это оставляет неопределенность в его генетической принадлежности к AMCG-типу. Происхождение кислого 
расплава, формировавшего гранофировые жилы 
в силле, остается предметом дискуссии (Свириденко, Светов, 2008; Франк-Каменецкий, 1998): 
являлся ли он производным частичного плавления 
корового субстрата или результатом фракционной 
кристаллизации базальтового расплава?
Кристаллизация и  посткристаллизационная 
история силла в стабильной внутриконтинентальной области позволила ему сохранить макротекстуры и  микроструктуры быстро протекающих 
процессов, например, следы восходящих струй 
флюидных пузырей или гранофировые трубки 
(Свириденко, Светов, 2008), раскрывающих эволюцию расплава в малоглубинной камере, детали 
которой во многих случаях бывают стерты последующими деформациями.
Целью настоящей работы было установить механизм и  условия происхождения гранофиров 
Валаамского силла на основе изучения петрографии, минералогии, геохимии и изотопной геохимии как самих гранофиров, так и вмещающих их 
пород. Мы рассматриваем этот силл с уникальной сохранностью кристаллизационных текстур 
и структур как природную лабораторию по изучению эволюции расплава в малоглубинной камере. 
Наши исследования показывают, что значительную роль в происхождении кислой составляющей 
силла играл механизм несмесимости силикатных 
расплавов. Кроме того, учитывая геологическую 
позицию силла как проявление финального эпизода формирования крупнейшей ассоциации массивов AMCG-типа на Восточно-Европейском кратоне, мы полагаем, что расшифровка механизмов его 
образования и выявление роли несмесимости расплавов расширяет наши представления об эволюции комплексов с гранитами рапакиви и подчеркивает их сходство с расслоенными интрузивами, что 
может иметь значение для оценки их потенциальной рудоносности.
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА 
ВАЛААМСКОГО СИЛЛА
Геологическая позиция Валаамского силла
Породы Валаамского силла слагают Валаамско-Салминскую островную гряду в северной части Ладожского озера (рис. 1б). Площадь силла 
оценивается около 2000 км2 (Франк-Каменецкий, 
1998), но, учитывая данные геофизических исследований, площадь интрузива могла быть значительно большей и составлять около 16 тыс. км2
(Светов, Свириденко, 1995). Мощность силла оценивается в 200 м (Светов, Свириденко, 1995).
В силле не установлено четкой расслоенности 
(например, Свириденко, Светов, 2008). Тем не менее не вызывает сомнений, что феррогаббро приурочены к нижней части силла, они установлены 
Массивы AMCG-типа Восточно-Европейского кратона образовались в  интервале 1.67–
1.45 млрд лет: на раннем этапе 1.67–1.49 млрд лет 
сформировались крупные массивы (Рижский, Выборгский, Салминский) в основном в центральной 
части свекофенской области, на позднем 1.38–
1.45 млрд лет – мелкие гранитные и габбровые 
ПЕТРОЛОГИЯ
том 32
№ 3
2024

НОСОВА
 и др.
Рис. 1. (а) Геологическое положение Валаамского силла в структурах северо-запада Восточно-Европейского кратона по (Brander, Söderlund, 2007) и (Grabarczyk et al., 2023), с дополнениями. Прямоугольником выделена область, 
показанная на (б). 
(б) Геологическая схема Северного Приладожья показывает позицию Валаамского силла в пределах Ладожского 
грабена в области сочленения Карельского кратона и свекофенской орогенной области. 1, 2: вулканическая ассоциация Ладожского грабена: 1 – Валаамский силл, феррогаббро, кварцевые ферромонцогаббро, монцодиориты, кварцевые монцониты, графические лейкограниты (PМР1v); 2 – ферробазальты, салминская свита (EMP1sl); 3 – алевролиты, песчаники, приозерская и салминская свиты, (МР1pr+sl); 4 – Салминский массив AMCG-типа (ρJМР1). 
5–11: Свекофенская орогенная область: 5 – Элисенваарско-вуоксинский монцогаббро-монцонит-сиенит-гранитовый комплекс (Pν-JPPR3ev); 6 – диорит-базитовый комплекс (νEPR1); 7 – куркиекский норит-эндербитовый 
(νePR1k) и 8 – -
диорит-тоналитовые импиниемский и яккимский ((G-ρJPR1im GPR1j) комплексы; 9 – граниты нерасчлененные (JPR3); 10 – ладожская серия, биотитовые гнейсы, кварц-слюдяные сланцы и другие метаморфиты 
(PR1ld); 11 – исоярвинская метаморфическая толща, метатуффиты (PR1). 12 – синскладчатые нерасчлененные плутонические комплексы, мигматиты, граниты (mDJAR3); 13 – мигматит-плагиогранитные комплексы Карельского 
кратона (mρJAR2–3); 14 – разломы: а – достоверные, б – предполагаемые; 15 – Мейерский надвиг.
(в) – район работ. Геологическая основа по (Максимов и др., 2015; Степанов и др., 2004), с изменениями; геологические схемы участков детальных работ на островах, показаны прямоугольниками на (б): 16 – феррогаббо; 
17 – кварцевые монцониты, 18 – амфиболовые кварцевые монцониты; 19 – жилы: а – кварцевых монцонитов, б – 
графических лейкогранитов; 20 – контуры разновидностей пород; 21 – точки наблюдения: а – использованные 
в настоящей работе и в Supplementary 1, ESM_1, б – прочие.
ПЕТРОЛОГИЯ
том 32
№ 3
2024

ФЕННЕРОВСКИЙ ТРЕНД И РОЛЬ ФРАКЦИОННОЙ КРИСТАЛЛИЗАЦИИ 
261
Рис. 2. Жилы графического лейкогранита и кварцевого монцонита в Валаамском силле: (а) и (б) жилы в кварцевом 
ферромонцогаббро на о-ве Лункулунсаари; (в) жила кварцевого монцонита в феррогаббро в северо-западной части 
о-ва Валаам; (г) пологая жила лейкогранитов в кварцевом ферромонцогаббро в юго-восточной части о-ва Валаам; 
(д) трубка графического лейкогранита в кварцевом ферромонцогаббро, о. Лункуунсаари; (е) сканы шлифов в соответствии с местом отбора на рис. 2д.
ПЕТРОЛОГИЯ
том 32
№ 3
2024

НОСОВА и др.
ПЕТРОЛОГИЯ
том 32
№ 3
2024

ФЕННЕРОВСКИЙ ТРЕНД И РОЛЬ ФРАКЦИОННОЙ КРИСТАЛЛИЗАЦИИ 
263
Рис. 3. Фотографии пород Валаамского силла в обратноотраженных электронах (BSE). (а) феррогаббро, на зерна железистого оливина нарастает ортопироксен, хорошо видны симплектитоподобные срастания ильменита и магнетита, 
а также отдельные зерна магнетита и апатита (обр. 21С-21); (б) кварцевое ферромонцогаббро. Наблюдается нарастание КПШ на зерна плагиоклаза, промежутки между крупными зернами полевых шпатов заполнены гранофировыми 
срастаниями калиевого полевого шпата и кварца (обр. 22Лд-06); (в) зона контакта между кварцевым феррогаббро 
(справа) и гранофировой частью образца жильного монцонита (слева). На контакте происходит нарастание КПШ 
на зерна плагиоклаза и замещение клинопироксена хлоритом и биотитом (обр. 21С-22); (г) контакт между жилой 
графического лейкогранита и кварцевым феррогаббро. Округлые зерна клинопироксена замещены биотитом и актинолитом, присутствуют симплектито-подобные срастания ильменита с амфиболом, апатит приурочен к ильмениту и замещенным зернам клинопироксена. Промежутки заполнены гранофировым агрегатом (обр. 22Лд-16); 
(д) графический лейкогранит, зерна полевого шпата полностью или частично замещаются мелкими гранофировыми срастаниями (GR), на которые нарастают более крупные гранофировые сростки, есть сохранившиеся реликты 
полевого шпата пятнистого облика (обр. 22Лд-06); (е) графический лейкогранит, между лейстами полевого шпата 
развиваются гранофировые срастания щелочного полевого шпата и кварца, в промежутках между гранофировыми 
сростками развиваются поздние ксеноморфные массы кварца и биотита (обр. 22Лд-13); (ж) графический лейкогранит, жила, выполненная кварцем и КПШ, плавно переходящая в гранофировые сростки калиевого полевого 
шпата и кварца (обр. 22Лд-06); (з) зона контакта между графическим лейкогранитом и кварцевым феррогаббро. 
На контакте между феррогаббро, сложенным срастаниями плагиоклаза и пироксена, происходит нарастание КПШ 
на плагиоклаз и замещение зерен клинопироксена амфиболом, через гранофир проходит тонкая жила, заполненная 
кварцем и карбонатом, также в гранофире встречаются полости, заполненные карбонатом (обр. 22Лд-06).
как на о-ве Валаам в центральной части, так и на 
о-ве Лункулунсаари в восточной части силла, их 
вскрытая мощность над урезом воды озера достигает первых–десятки метров. Основная часть силла в центральной части (о. Валаам) сложена феррогаббро и феррогаббромонцонитами, в которых 
появляются протяженные линзовидные прослои 
массивных кварцевых монцонитов, мощностью 
в десятки метров, причем по мере продвижения 
в северо-восточном направлении, к предполагаемой кровле силла, доля монцонитов возрастает (рис. 1в). Здесь же в монцонитах появляются 
жилы гранофира красной окраски, формирующие 
густую сеть (рис. 2). В восточной части, на о-вах 
Лункулунсаари и Мантинсаари, массивные монцониты менее характерны и гранофировые жилы 
секут феррогаббро и кварцевые ферромонцогаббро 
(рис. 1в).
Позиция и характеристика гранитных жил 
в Валаамском силле
В Валаамском силле среди феррогаббро и монцонитов распространены гранофировые жилы двух 
основных генераций: ранние серой окраски мощностью до 3 см и поздние красной окраски мощностью 20–30 см; первые встречаются в нижней части 
силла, вторые – в верхней его части; кроме того, 
присутствуют гранофировые трубки диаметром до 
80 см (Свириденко, Светов, 2008). Наши наблюдения в целом подтверждают эту картину (рис. 2).
“Серые” жилки сложены мелкозернистым 
с участками гранофирового агрегата монцонитом 
(см. ниже раздел Петрография). Такие жилки редки; нами встречена жилка мощностью 5 см субмеридионального простирания среди феррогаббро 
в северо-западной части о-ва Валаам (мыс Московский, обр. 21С-22) (рис. 2в).
“Красные” жилы широко распространены; 
нами они изучались в  восточной–юго-восточной части о-ва Валаам и на о-вах Лункулансаари и Мантинсаари. Жилы сложены графическим 
лейкогранитом (см. ниже раздел Петрография), 
вмещающими породами служат на о-ве Валаам 
массивные монцониты, а на других островах – 
также кварцевое ферромонцогаббро (рис. 2а, 2б, 
2г). Жилы имеют как вертикальное (рис. 2а, 2б), 
так и очень пологое, субгоризонтальное залегание 
(рис. 2г). По данным (Свириденко, Светов, 2008), 
преобладающее простирание гранофировых жил 
в СЗ и СВ румбах (330°–60°); согласно нашим наблюдениям, преобладают СВ и субмеридиональное 
простирание. Мощности жил варьируют от 2–3 до 
20 см, пологие жилы обычно более мощные. В областях, насыщенных жилами (например, мыс Ладожский на о-ве Валаам, западная оконечность 
о-ва Лункулунсаари), их количество может достигать более 10 штук на 100 м разреза. Для жил характерны ортогональные сочленения и коленообразные изгибы.
В местах скопления гранофировых жил встречаются гранофировые трубки (рис. 2д, 2е). В поперечном разрезе это изометричные тела, которые 
могут соединяться с жилами, они сопровождаются ореолом развития во вмещающих породах щелочного полевого шпата. Подобные гранофировые образования в виде трубок, представляющие 
каналы, по которым кислый расплав поднимался 
сквозь неконсолидированный кумулат, описаны 
в ряде расслоенных интрузивов, например в массиве Скаергаард (Larsen, 2008). Подробное описание 
гранофировых трубок Валаамского силла приведено в работе (Свириденко, Светов, 2008).
ПЕТРОЛОГИЯ
том 32
№ 3
2024