Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Эволюция базит-ультрабазитового магматизма Балтийского щита интервала 3.4-2.4 млрд лет

ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Эволюция базит-ультрабазитового магматизма Балтийского щита интервала 3.4-2.4 млрд лет"

ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ И ГЕОХРОНОЛОГИИ ДОКЕМБРИЯ РАН

На правахрукописи

АРЕСТОВА Наталия Александровна

ЭВОЛЮЦИЯ БАЗИТ-УЛЬТРАБАЗИТОВОГО МАГМАТИЗМА БАЛТИЙСКОГО ЩИТА ИНТЕРВАЛА 3.4-2.4 МЛРД ЛЕТ

Специальность:25.00.04—петрология, вулканология

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание учёной степени доктора геолого-минералогических наук

Санкт-Петербург 2004

Работа выполнена в Институте геологии и геохронологии докембрия РАН

г.Санкт-Петербрг

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук

С.Д.Великославинский доктор геолого-минералогических наук Э.А. Ланда

доктор геолого-минералогических наук Е.В.Шарков

Ведущая организация: Институт геологии Карельского научного

Центра РАН

Защита состоится 23 декабря 2004 г. в 14 часов на заседании Диссертационного совета Д 002.047.01 при Институте геологии и геохронологии докембрия РАН по адресу: 199034, Санкт-Петербург, наб.Макарова, 2.

Электронная почта:Lobach-Zhuchenko@cards.Ianck.net Факс: (812)328-48-01

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИГГД РАН Автореферат разослан ноября 2004г.

Учёный секретарь Диссертационного совета Кандидат геолого-минералогических наук

Т.П.Щеглова

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность работы. Исследование ранних стадий развития Земли (раннего докембрия), определивших особенности её строения и основные направления эволюции, является одной из наиболее сложных задач геологии. Для реконструкции динамики развития раннедокембрийской литосферы и выявления возможных механизмов, действовавших в раннем докембрии, перспективным является изучение состава базитов и ультрабазитов. Они являются высокотемпературными образованиями, в большей степени, чем гранитои-ды устойчивы к преобразованиям, способны сохранять информацию о составе мантийного источника, условиях образования расплавов и их эволюции. Изучение геологического положения, возраста, состава и петрогенезиса базитов и ультрабазитов, их эволюции во времени, служит важным источником информации о состоянии раннедокембрийской литосферы и позволяет решагь вопросы дифференциации земного вещества, динамики астено-сферно-литосферного взаимодействия, позволяет проследить термальную историю Земли и историю формирования её глубинных оболочек. Кроме того, с базитами и ультрабазита-ми связаны уникальные месторождения А^ №, Си, Pt и ряда других элементов, а генетические особенности базитов играют определяющую роль в их металлогенической специализации.

Цель и задачи исследования. Целью данной работы является определение роли бази-тового магматизма в процессе формирования раннедокембрийской литосферы восточной части Балтийского щита, геодинамических условий формирования базитов и их эволюции в пределах интервала времени 3.4 - 2.4 млрд лет. Для достижения выбранной цели были выделены следующие задачи исследования:

1) изучение геологии архейских и раннепротерозойских образований на опорных участках и разработка для них шкал геологической последовательности событий;

2) корреляция в пространстве и во времени основных этапов базитового магматизма Балтийского щита в раннем докембрии;

3) геохимический анализ базитов различных этапов для выявления состава источников базитовых расплавов, их изменения во времени, определения условий плавления при образовании базитов и преобразования первичных базиговых расплавов при их взаимодействии с коровым веществом;

4) восстановление геодинамических условий формирования базитов в пределах различных раннедокембрийских доменов Балтийского щита на основании критериев, разработанных для фанерозойских базитов;

5) выявление пространственно-временных ограничений взаимных горизонтальных пе-

ремещений блоков Балтийского щита на основ

[(ваодмкжтдльмбяф

БИБЛИОТЕКА I

6) выявление основных тенденций развития литосферы в раннем докембрии на примере

Балтийского щита.

Поскольку формирование древней коры Балтийского щита происходило главным образом в архее и раннем протерозое то именно этот временной интервал формирования ба-зитов рассматривается в данной работе.

Фактический материал. В основу работы положены материалы, собранные автором за период работы с 1973 по настоящее время в составе Карельской научно-исследовательской группы лаборатории геологии и 1 еодинамики ИГГД РАН. Работы проводились по плановым темам ИГТД, по проектам РФФИ №№.93-05-08903, 96-05-64657, 97-05-64113, 00-05-64920, 01-05-64930, 02-05-65052, по международным проектам N11 000, N11 300 (проект Сороса), проекту ЮТАБ 01-0073 и проекту СВЕКЛЛАПКО. Также использованы материалы, собранные коллегами по Карельской группе ИГГД РАН под руководством С.Б.Лобач-Жученко. В основе геологических построений лежат результаты детального геологического картирования автором 34 опорных участков Карельского (22), Беломорского(8) и Кольского(4) блоков Балтийского щита, для которых разработаны детальные шкалы геологической последовательности событий и определено положение ба-зитов в этих шкалах, проведена корреляция шкал с учетом изотопного возраста базитов.

В основу иетролого-геохимических исследований положено: петрографическое исследование пород всех опорных участков, анализ около 1000 оригинальных и опубликованных силикатных анализов пород, более 1500 анализов редких (ХЯБ-метод, лаборатория ИГГД РАН) и более 100 анализов редкоземельных элементов (ЮР МБ и ШАА методы, лаборатории ИГГД РАН и университете Кингстон, Великобритания).

.Изотопно-геохимические исследования пород проведены в лаборатории изотопной геохимии ИГГД РАН, руководимой Л.К.Левским, исследователи О.А Левченков, СА.Сергеев, Е.С.Богомолов, А.В.Коваленко, а также в лабораториях ГЕОХИ РАН Е.В Бибиковой, и ГИ Кольского НЦ РАН Т.Б.Баяновой. По результатам исследований проведено изучение изотопных возрастов базитов, полученных и-РЬ методом но циркону и изохронным методом по породе в целом, а также изотопного состава неодима для характеристики мантийного источника и возможной контаминации первичных расплавов.

Палеомагнитные исследования были направлены на выявление древних компонент естественной остаточной намагниченности датированных архейских и раннепротерозой-ских базитов 15 объектов. Измерения проводились в палеомагнитной лаборатории ВНИГ-РИ руководимой А.Н.Храмовым, исследователь А.Г.Иосифиди, и в лаборатории магнитных свойств СПбФ ИЗМИРАН Е.Г.Гуськовой Ступенчатое терморазмагничивание всех образцов производилось на термоустановке системы ВНИГРИ.

Структура работы. Работа построена по принципу последовательного рассмотрения и анализа фактического материала и вытекающих из него выводов. Часть выводов выделена в защищаемые положения. Общий объём работы 305 страниц текста, 97 рисунков, 25 таблиц и 330 литературных ссылок. Работа состоит из введения, одиннадцати глав, объединенных в четыре части, и выводов.

Первая часть состоит из четырёх глав. В ней рассмотрены краткая история исследования района, геологическое описание опорных участков исследования и положение бази-тов в локальных шкалах последовательности событий. Завершается часть выделением этапов базитового магмагизма в раннем докембрии Балтийского щита.

Вторая часть содержит пять глав и посвящена геохимическому, изотопному и петрологическому исследованию базитов различных этапов, выделенных на основе геологических и геохронологических данных. На основании геохимических исследований и петрологических выводов в соответствии с геологическими данными обосновываются геодинамические обстановки при формировании исходных расплавов базитов.

Третья часть работы состоит из одной главы и посвящена раннедокембрийской кинематике Балтийского щита, установленной при палеомагнитном исследовании базитов. Эта часть работы служит количественным подтверждением ряда выводов, сделанных на основе геологических, геохимических и петрологических данных.

Четвёртая часть состоит из одной главы, в которой рассматривается эволюция бази-тов и их источников во времени в пределах Балтийского щита. Основные защищаемые положения.

1. В раннем докембрии Балтийского щита в интервале 3.4-2.4 млрд лет выделяются пять этапов базитового магматизма. В каждом этапе установлено от двух до трёх пиков магматической активности. Продолжительность каждого этапа (начиная со второго) составляет 80-90 млн лет, а длительность интервалов между ними возрастает от 30 до 120 млн лет.

2. Все этапы характеризовались формированием высокотемпературных базитовых и

ультрабазитовых расплавов - производных плюмов. Высокотемпературные расплавы внедрялись как в континентальную, так и океаническую кору, образуя глубинные интрузии в более мощных участках сиалической коры и вулканиты, сформированные в обстановках океанических и окраинноконтинетальных плато.

3. Во время второго и третьего этапов магматизма (2.99-2.81 млрд лет) наряду с базальтами плато формируются базальты островных дуг и задуговых бассейнов. Базальты, образованные в различных геодинамических обстановках, впоследствии были тектонически совмещены в единых зеленокаменных поясах. Совокупные действия плюм-

тектонических процессов, обеспечивших привнос ювенильного вещества и плейт-тектоническх процессов, обеспечивших малоглубинную дифференциацию, привели к формированию единой Карело-Кольской плиты. 4. Начиная с 2.74 млрд лет происходит смена источника глубинных базитовых расплавов. Формирование исходных расплавов базитов обусловлено суммарным действием процессов смешения расплавов, выплавлявшихся из достаточно мощной к данному времени литосферной мантии, с расплавами плюмов и процессов коровой контаминации.

Новизна и научная значимость. В работе рассмотрен весь комплекс базитов и ульт-рабазитов Балтийского щита архейского и раннепротерозойского возраста интервала 3.42.4 млрд лет. В интервале времени 3.4-2.4 млрд лет выделено пять этапов проявления ба-зит-ультрабазитового магматизма, показано, что все выделенные этапы связаны с подъёмом высокотемпературных расплавов, производных плюмов, показана смена примитивных и деплетированных мантийных источников высокотемпературных базитовых расплавов на обогащенные мантийные источники в позднеархейское время. Установлено, что наряду с высокотемпературными базитами, связанными с плюмовым магматизмом, в зеленокамен-ных поясах присутствуют базиты, сформированные в обстановках островных дуг и задуго-вых бассейнов, и что формирование единой Карело-Кольской плиты происходило в результате совокупного действия плюм- и плейт-тектонических механизмов и завершилось к этапу 2.5 млрд лет, а внутрикратонные раздвижения Карельской и Кольской плит завершились до начала ятулийского времени.

Практическая значимость. Схема корреляции и последовательности геологических событий, разработанная в процессе исследований, может быть использована для составления стратиграфической шкалы раннего докембрия Балтийского щита и легенд к геологическим картам. Обобщение результатов многолетних исследований по геологии, петрологии, палеомагнетизму базитов и эволюции базитового магматизма раннего докембрия Балтийского щита представляет собой определённый вклад в фундаментальные исследования наук о Земле и позволяет применить полученные выводы для корреляции процессов на межрегиональном и межконтинентальном уровне.

Публикации и апробация работы. Основные результаты диссертации опубликованы в трёх коллективных монографиях, более чем в 60 статьях и кратких сообщениях. Результаты исследований докладывались на региональных, всесоюзных и международных конференциях, совещаниях и симпозиумах, в том числе: MAEGS ,С.-Петербург, 1995; С.-Петербург, 1996; Докембрий Северной Евразии, С.-Петербург, 1997, Проблемы генезиса магматических и метаморфических пород...; С.-Петербург, СПбГУ, 1998;

Петрозаводск, 1999; Early Precambrian...,MocKBa, 1999, Международный симпозиум. Петрозаводск. "Мантийные плюмы и металлогения". 2002; Глубинное строение и геодинамика Фенноскандии, Петрозаводск, 2002, Москва,2002 Проект SVEKALAPKO, 1997,1998,1999,2000,2001, EGS-AGU-EUG, Ницца 2003. и др.

Благодарности. Автор выражает глубокую благодарность своему наставнику и руководителю С.Б.Лобач-Жученко и коллегами по Карельской группе ИГГД РАН В.П.Чекулаеву, В.С.Байковой, [И.Н.Крылову,] |А.Ф.Красиовой,| В.И.Артеевой, А.В. Коваленко, Н.С.Гусевой, А.Б.Вревскому. Палеомагнитные исследования продолжают работы А.Ф.Красновой и проводились совместно и под постоянным руководством Е.Г.Гуськовой (СПбФ ИЗМИР АН) и А.Н.Храмова (ВНИГРИ).

Автор благодарит В.И.Артееву и Г.П.Плескач за помощь при оформлении работы и графики. Особая благодарность В.А.Глсбовицкому и А.Б.Вревскому, внимательно прочитавшим работу и сделавшим конструктивные замечания.

ЧАСТЬ 1. ГЕОЛОГИЯ РАННЕГО ДОКЕМБРИЯ БАЛТИЙСКОГО ЩИТА И ЭТАПЫ БАЗИТОВОГО МАГМАТИЗМА

КРАТКАЯ ИСТОРИЯ ИССЛЕДОВАНИЯ Основные черты геологии. Раннедокембрийские образования распространены в восточной части Балтийского щита, где они слагают три крупные структуры: Кольскую гра-нулит-гнейсовую область, Беломорский складчатый пояс и Карельскую гранит-зеленокаменную область. Согласно первой схеме строения (Полканов, 1939), восточная часть Балтийского щита представляет собой складчатый пояс карелид, а субзоны карелид разделены Финляндско-Карельским и Бел ом орско-Норвежским блоками архея, представляющими срединные массивы внутри Карельской геосинклинали. М.А.Гилярова (1948) показала четкое геологическое различие между доятулийскими и ятулийскими образованиями по вещественному составу и по характеру складчатости и провела между ними границу раздела архея (докарелия) и протерозоя (Карелия).

Согласно стратиграфической схеме К.О.Кратца (1963) восточная часть Балтийского щита представляет протерозойскую (карельскую) геосинклинальную область, расчлененную антиклинорными и синклинорными зонами северо-западного направления. В строении карелид К.О.Кратц выделил докарельский (архейский) гранито-гнейсовый фундамент и три структурных яруса карельских образований, а в тектонической истории три крупных периода деформаций: ребольский, селецкий и шуйский. Л.Я.Харитонов (1966) рассматривал карелиды как геосинклинальные образования, слагающие Карельскую и Кольскую области, разделённые архейским Беломорским блоком, представляющим срединный массив.

На основе геохронологических данных было принято стратиграфическое деление докембрия Карелии (Келлер, Кратц, 1977; Семихатов, Шуркин и др., 1991), согласно которому граница между археем и протерозоем определена в 2600± 100 млн лет и в Карелии проведена между лопием и сумием на том основании, что лопийские образования прорываюг-ся гранитами с возрастом 2700 млн лет, а среди сумийских образований граниты отсутствуют. Граница между нижним и верхним археем - 3150±50 млн лет. Граница между сумий-ско-сариолийскими и ятулийскими образованьями - 2300±50 млн лет.

В 70-80 годы за основу геологии восточной части Балтийского щита принималось его блоковое строение с тесным взаимодействием Кольского, Беломорского и Карельского блоков (Земная кора... 1978, 1983; Металлогения, 1982 и др.). В Карельском блоке выделены более мелкие стабильные блоки разного порядка, разделённые мобильно-проницаемыми зонами, по которым происходило заложение зеленокаменных поясов (Горлов, 1975; Лобач-Жученко и др., 1974,1976; Геология и петрология..., 1978; Зеленокамен-ные.., 1988; Рыбаков, 1980). Структуры зеленокаменных поясов в разное время рассматривались как узкие шовные прогибы, аналоги протогеосинклиналей (Корсакова и др., 1993), рифтогенные структуры (Зеленокаменные пояса, 1988; Куликов и др., 1988; Рыбаков и др., 1987, Горьковец, 1987,1993) и как системы дуговых бассейнов (Gaal and Gorbachev, 1987; Кожевников, 1992; Слабунов, 1997 и др.). В последние годы развивается представление о зеленокаменных поясах как об аккреционных орогенах (Зеленокаменные пояса, 1988) с широким развитием процессов обдукции мафических океанических ассоциаций на континентальную кору (Puchtel et al., 1997,1998; Кожевников, 1982,2000, Светов, 2004)

Существенные изменения претерпели представления о строении Беломорского блока. Длительное время гнейсы и большинство амфиболитов рассматривались как метаморфизо-ванные и мигматизированные супракрустальные образования беломорской серии (Шуркин, 1964), состоящей из керетской, хетоламбинской и чупинской свит. В то же время высказаны представления о полициклическом развитии Беломорья (Судовиков, 1939), которые впоследствии стали преобладающими (Стенарь, 1972; Володичев, 1975; Геология и пегматито носность..., 1985). Установлено вовлечение пород Беломорского блока в позднем архее и в свекофеннское время в структурно-метаморфическую переработку (Кратц, Лобач-Жученко, 1972). Позднее в составе комплекса были выделены позднеархейские супракру-стальные породы, сопоставимые с породами зеленокаменных поясов Карельской гранит-зеленокаменной области (Степаов,1981; Степанов, Слабунов, 19; Балаганский и др., 1986; Геология Карелии, 1987 и др.). По данным О.И.Володичева (1990) они представляют собой палеотипный аналог гранит-зеленокаменной области. В ребольский период Беломорье яв-

лялось шовной структурой на границе Карельского и Кольского геоблоков, которая отражала в течение интервала 2.8-1.7 млрд лет дискретный коллизионный режим.

Согласно одной из первых моделей развития Балтийского щита с позиции тектоники плит, предложенной Г.Гаалом и Р.Горбачевым во время саамской орогении сформирована тоналит - трондьемит - гранодиоритовая ассоциация. В позднем архее Кольский полуостров и Беломорье представляли собой область метаморфизма высоких давлений, а Карелия - гранит-зеленокаменную область, которая включала два дуговых бассейна (Кухмо-Суомосалминский и Сумозерско-Кенозерский пояса) и наступающую островную дугу (Парандово-Надвоицкий пояс). Беломорье рассматривалось авторами как мобильный пояс, а Карелия - как рифтогенаый форланд лопийской орогении (Gaal and Gorbachev, 1987)

B.А.Глебовицкий (1993, 1998) выдвинул положение о формировании архейской коры при последовательном наращивании ее сиалической части при субдукции под древнейший континент - Водлозерский блок. Архейский этап развития Карельского кратона завершился коллизией, Беломорский пояс рассматривается как результат неоднократного проявления коллизии, а Кольский блок присоединился к Карельскому в раннем протерозое1.

C.Б.Лобач-Жученко с коллегами (1997) показали, что положение границы между Карельской гранит-зеленокаменной областью и Беломорским складчатым поясом неопределённое, что связано с длительной тектонической активностью. К близким выводам по поводу соотношения Карельского и Беломорского блоков пришел А.И.Слабунов (1998), выделяющий в период 2.9-2 82 млрд лет субдукционную стадию развития с погружением под Карельскую континентальную плиту океанической Беломорской и в период 2.74-2.70 млрд лет коллизионную стадию с метаморфизмом высоких давлений и специфическим гранитным магматизмом.

Согласно структурным исследованиям Ю.В.Миллера (Миллер, Милькевич, 1995; Миллер и др., 1995), строение Беломорского пояса определяется наличием крупных покровов - Ковдозерского, Керетского, Чупинского и Хетоламбинского, которые соответствуют границам стратиграфических подразделений беломорской серии.

Изучение и обобщение данных по изотопии Sm и Nd показало (Лобач-Жученко и др., 1998, 2000; Чекулаев, 1996), что в Беломорье отсутствуют гранитоиды с древним (>2.9 млрд лет) возрастом источника. В.П.Чекулаев (1996) на основе изучения геологических особенностей геофизических, полей, геохимических и изотопных характеристик раннедо-кембрийских гранитоидов показал гетерогенность строения архейской коры и непрерывное её наращивание от древних ядер типа Водлозерского блока к наиболее молодой коре северо-западной части Беломорского складчатого пояса.

М.В.Минц (1998), на основании установленного ранее (Лобач-Жученко и др., 1988, 1993; Сергеев, 1999) омоложения возраста образований зеленокаменных поясов с востока на запад, рассматривал Карельский кратон как позднеархейский ороген, образованный при аккреции островных дуг и участков океанических областей, возникающих вблизи и на окраине древнего Водлозерского блока, который представлял собой ранний континент.

На основе изучения геологических, геохронологических, а также Sm-Nd изотопных характеристик древних гранитоидов Карелии и Беломорья (Лобач-Жученко и др., 1999) на этапе 3.0-2.9 млрд лет на территории Карелии выделены два домена: Водлозерский и Западно-Карельский. Породы Водлозерского домена формировались в интервале 3.5 - 2.7 млрд лет. Западно-Карельский домен на современном срезе сложен породами, имеющими возраст 2.85 - 2.7 млрд лет и отрицательные или близкие к нулю значения ENd(t) грани-тоидов и кислых вулканитов, которые свидетельствуют о более древнем (более 3 млрд лет) возрасте глубинных частей коры. Водлозерский и Западно-Карельский домены разделены более молодым Центрально-Карельским доменом с возрастом 2.8-2.7 млрд. На севере Центрально-Карельский домен граничит с Беломорским доменом. Северная часть Центрально-Карельского домена на этом этапе представляла собой активную континентальную окраину.

Последующее изучение пород центрально-мафической зоны Беломорского домена и северной части Центрально-Карельского домена (Бибикова, Слабунов и др., 1999) позволило оценить возраст раннего базитового магматизма Беломорского домена в 2.88 млрд лет, а Центрально-Карельского - 2.81 млрд лет.

Раннедокембрийский базитовый магматизм восточной части Балтийского щита представлен вулканитами архейских зеленокаменных поясов и сумийских вулканических поясов, позднеархейскими интрузиями и дайками внутри гранитных ареалов и в зеленока-менных поясах и раннепротерозойскими интрузиями.

Изучение базит-ультрабазитового вулканизма связано с отнесением толщь лопийских супракрустальных толщь Балтийского щита к зеленокаменным поясам (Лобач-Жученко и др., 1976; Геология и петрология..., 1978; Вулканизм..., 1981; Зеленокаменные пояса..., 1988; Коматииты_, 1988 и др.). Характерной особенностью поясов является резкое преобладание в нижних частях разрезов основных и ультраосновных пород нормального ряда, которые обладают признаками вулканического происхождения. Открытие и исследование на территории Балтийского щита коматиитов (Лобач-Жученко и др., 1976, 1988; Lobach-Zhuchenko et al., 1983; Арестова и др., 1978, 1988; Вревский, 1983, 2000; Куликова, Куликов, 1981; Куликов и др., 1988; Рыбаков, Светова, 1981; Гирнис и др., 1987; Рябчиков, Бо-гатиков, 1984; Светов, 1997, 2004; Смолькин, 1992; Jahnetal., ] 980; Rjabchikov et al., 1988;

Puchtel Й э1., 1997, 1998, 1999 и др.) показало, что в архее в Карелии были широко представлены высокотемпературные мантийные расплавы, которые позволяют говорить о латеральной, вертикальной и временной гетерогенности мантийного источника. Последующие геохимические и изотопные исследования коматиигов Балтийского щита позволили сделать вывод о плюмовой природе их источника (Vrevsky et э1., 1996; Вревский, 2000; Puchtel et at., 1998, 1999; Arestova et э1., 2003; Светов, 2004 и др.). Исследования базальтов зеленокаменных поясов показало различную природу и гетерогенность их мантийных источников, а также связь одной части базальтов с высокотемпературными расплавами плю-мов, а другой с плавлением деплстированной верхней мантии (Арестова и др., 1988; Аг-estova et al., 2003; Puchtel et э1., 1998, 1999). Было показано, что геохимические и изотопные особенности базальтов свидетельствуют об их образовании в различных геодинамических обстановках, а исходные расплавы базальтов фракционированы в разноглубинных промежуточных камерах (Лобач-Жученко и др., 1989; Матреничев и др., 1991; Arestova et з1., 1999).

Раннепротерозойские основные и ультраосновные вулканиты изучались в структурах Ветреного пояса (Куликоз, Куликова, 1988; Rjabchikov et э1., 1988; Пухтель и др., 1992; Puchtel et э1., 1996), в структурах Центральной и Северной Карелии (Хейсканен и др., 1977; Рыбаков, Светова, 1981; Голубев и др., 2002; Светов и др., 2004; Буйко, Левченков, 1994). Показано, что их исходные расплавы выплавлялись из источников, обогащенных легкими редкоземельными элементами (ЛРЗЭ) и 2г (Арестова и др., 1988; Матреничев, Буйко, 1991). Геохимические и изотопные особенности вулканитов соответствуют контаминации их исходных высокотемпературных расплавов коровым веществом (Puchtel et э1., 1996), отмечено присутствие среди вулканитов вариолитовых лав - свидетельства жидкостной дифференциации расплава (Хейсканен и др., 1977).

При изучении плутонического (интрузивного) магматизма К.О.Кратц (1963) выделил в раннем докембрии два этапа базитового геосинклинального магматизма. М.А.Гилярова (1974) выделяла в верхнеархейском магматическом цикле до- и раннеорогенные интрузии, ассоциирующие с вулканитами, раннеорогенные интрузии диоритовой формации - измененные габбро и позднеорогенный комплекс габбро-перидотитовых интрузий. Работами сотрудников Института геологии КарФАН (Слюсарев, Куликов, 1973; Лавров, 1968, 1976; Богачев, 1971; Попов, 1971 и др.) развивалась точка зрения К.О.Кратца о наличии в Карелии двух возрастных групп базитов в доятулийское время - ранних лопийских и поздних сумийских. В работе "Магматические формации раннего докембрия...", 1980 (редактор К.А.Шуркин) выделены формации протогеосинклинального этапа, прогеосинклинального этапа и этапа стабилизации древних платформ с рубежами 3.0 и 2.4 млрд лет. Интрузии

раннего этапа исследованы сотрудниками Карельского ФАН (Слюсарев и др., 1982; Лавров, Свириденко, 1977; Лавров, 1980, 1982; Еин, 1982; Степанов, 1981; Куликова и др., 1990 и др.) и объединены в габбро-пироксснитовую, габбро-диабазовую и габбро-плагиогранитную формации.

Исследования позднеархейского интрузивного магматизма Карельской гранит-зеленокаменной области позволили установить сложный дифференцированный характер базитовых интрузий как в гранито-гнейсовых ареалах (-3.0 млрд лет) (Куликова и др., 1990; Lobach-Zhuchenko et al., 1996; Арестова, 1997), так и в зеленокаменных поясах на поздних стадиях их развития (2.88-2.84 и ~ 2.7 млрд лет) (Арестова, 1978, 1984; Арестова, Пугин, 1985; Арестова, 1997). Показано, что исходные расплавы интрузий конгаминирова-ны веществом континентальной коры, а расслоенность с выделением магнезиальной и железистой серии обусловлена процессами жидкостной дифференциации (Арестова, 1978, 1984; Арестова, Пугин, 1985; Арестова, 1997).

Среди интрузий с возрастом 2.70*0.04 млрд лет выделяются субщелочные базигы и базиты нормального ряда. Субщелочные базиты и ультрабазиты присутствуют в составе монцонитовых и сиенитовых расслоенных и многофазных интрузий (Иваников, 1997; Че-кулаев и др., 2002; Lobach-Zhuchenko et al., 2004; Vetrin et al., 1995). Показано, что источником плавления при образовании исходных расплавов базитов была деплетированная ме-тасоматизированная мантия (Чекулаев и др., 2002; Lobach-Zhuchenko et al., 2004). Базиты нормального ряда выплавлялись из изотопно деплетированной мантии, а их исходные расплавы контаминированы тоналитами коры (Лобач-Жученко и др., 1993, 1995).

Раннспротерозойские базит-гипербазитовые интрузии исследованы более широко, поскольку с ними во всем мире связаны крупные месторождения платиноидов, полиметаллов и титаномагнетита. В последние годы опубликовано большое количество работ, посвященных петрологическим и изотопным исследованиям раннепротерозойских расслоенных интрузий базитов Карельского и Кольского доменов (Amelin, Semenov, 1996; Семёнов и др., 1994,1995; Alapieti et al., 1990; Huhma et al., 1990; Balashov et al., 1993; Митрофанов и др., 1993; Баянова и др., 1994, 1999; Шарков и др., 1994 и др.). Образование исходных расплавов этих массивов большинство исследователей связывает с подъёмом и плавлением крупных мантийных диапиров или мантийных плюмов (Amelin et al, 1995; Amelin, Semenov, 1996; Шарков и др., 1994, 1997, 2003). В Беломорском домене выделяется ряд многочисленных мелких интрузий, геология и петрология которых всесторонне рассмотрена в работах B.C. Степанова (1981), Е.В.Шаркова с соавторами (1975, 1980, 1983, 1994, 1997.), М.М.Ефимова и М.А.Богдановой (1978, 1976), В.В. Балаганского (1986, 1997) и др. Изотопные и геохимические исследования этих пород (Bogdanova, Bibikova, 1993; Митрофа-

нов и др., 1994; Arestova et al., 1995; Lobach-Zhuchenko et al., 1998; Алексеев и др., 1999) позволили провести сопоставление интрузивных и вулканогенных образований этого периода различных блоков Балтийского щита и показать сходство исходных расплавов всех базитов данного этапа.

Палеомагнитные исследования и анализ палеомагнитных данных становится в настоящее время одним из важных подходов к решению геодинамических задач. Палеомаг-нитный метод - единственный метод, который позволяет определить не только качественные, но количественные характеристики горизонтальных тектонических перемещений. Наблюдения изменений палеомапштных направлений во времени и пространстве для объектов каждого блока является в общем случае отражением его тектонических движений и служит основой для построения траектории кажущейся миграции магнитного полюса для данного блока. Сравнение траекторий кажущейся миграции палсополюсов различных блоков Земной коры позволяет судить о характере и времени относительных горизонтальных перемещений и является первым этапом палеотектонических реконструкций.

Основные сложности палеомагнитного изучения раннедокембрийских пород обусловлены тем, что в архее и даже в раннем протерозое сохранность первичных древних компонент намагниченности является проблематичной. Тем не менее, наличие траектории миграции палеополюса Балтийского щита и последние полученные палеомагнитные данные по изотопно датированным объектам позволяют вплотную подойти к выявлению дифференциальных движений отдельных блоков Балтийского щита в позднем архее и раннем протерозое.

В древних полиметаморфических комплексах наиболее предпочтительными объектами для палеомагнитных исследований являются базиты и ультрабазиты. Как показали геохимические исследования ферромагнетиков (Храмов и др., 1997), в базитах и ультраба-зитах содержатся примеси легирующих элементов, повышающих точку Кюри, и они более устойчивы к процессам перемагничивания при метаморфизме и способны сохранять древние компоненты намагниченности при наложенных процессах.

Систематические исследования палеомагнетизма докембрийских образований Балтийского щита проводились с 1965 года преимущественно на его зарубежной части. Тренд кажущейся миграции палеомагнитпого полюса для докембрия Балтийского щита был впервые предложен в 1970 году (Neuvonen, 1970) и опирался на 10 палеомагнитных определений, распределенных в интервале 1.90-1.30 млрд лет. В 1973 году построена траектория для Европы, которая опиралась на 36 определений, распределённых в интервале 2.00 - 0.50 млрд лет, из которых 20 относилось к докембрию Балтийского щита. В работе А Н.Храмова и Т.С.Игнатьевой (1980) объединены все имеющиеся к тому времени палео-

магнитные данные по протерозойским магматическим и осадочным породам Балтийского щита Наиболее полная сводка палеомапштных определений докембрийских пород Балтийского щита (Pesonen, Neuvonen, 1981) содержит 79 определений положений палеопо-люса в интервале 2.70-0.80 млрд лет. В это же время определены критерии надёжности па-леомагнитных данных (Driden, Duff, 1981). С учётом этих данных был предложен вариант кривой миграции палеополюса в интервале 2.70 - 2.00 млрд лет. С 1986 года создается компьютерный банк палеомагнитных данных для Балтийского щита, который наряду с другими определениями включил для архейско-раннепротерозойской части данные А.Ф.Красновой и Е.ГХуськовой. В 1993 году предложена вторая версия траектории миграции палеополюса для докембрия Балтийского щита включающей архейскую часть (Elmingetal., 1993).

К настоящему времени со грудниками Палеомагнитной лаборатории ВНИГРИ, СПбФ ИЗМИР АН и ИГГД, а также Геологических служб Финляндии и Швеции собран большой материал по палеомагнетизму раннедокембрийских пород Балтийского щита. Наиболее широко охарактеризована раннепротерозойская часть траектории миграции (Храмов и др., 1997; Краснова, Гуськова, 1997; Krasnova, Gooskova, 1995; Fedotova et al., 1999; Mertanen et al., 1999 и др.).

ЭТАПЫ ПРОЯВЛЕНИЯ РАННЕДОКЕМБРИЙСКОГО БАЗИТОВОГО МАГМАТИЗМА БАЛТИЙСКОГО ЩИТА, УСТАНОВЛЕННЫЕ НА ОСНОВЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ И ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ ДАННЫХ.

Исследования геологического положения базитов и ультрабазитов на 34 опорных участках, расположенных в различных доменах Балтийского щита включали определение их положения в структурно-метаморфических шкалах последовательности событий, построенных для каждого участка, а также корреляцию этих шкал на основании данных изотопного возраста. В результате исследований были выявлены общие закономерности развития раннедокембрийского базитового магматизма на Балтийском щите.

Все раннедокембрийские базиты щита по возрасту могут быть разделены на пять групп: >3.1 млрд лет, 2.99-2.91 млрд лет, 2.88-2.81 млрд лет, 2.74 -2.66 млрд лет, 2.50-2.41 млрд лет (рис.1). Базиты и ультрабазиты первых двух этапов распространены на Балтийском щите в древнем Водлозерском домене.

Наиболее ранние проявления базитов установлены на юго-востоке домена и в его центральной части. На юго-востоке в междуречье рек Винелы и Черевы среди гранитоидов присутствует фрагмент зеленокаменного пояса с широким развитием вулканитов основного и ультраосновного состава. Вулканиты детально изучены В.В. Куликовой, названы "во

Рис 1 Схема корреляции ранпсдокембрийского базитового магматизма Балтийского цита 1 коматил'!ы и базальты, 2 базкты интр)зий, 3 базитм саиукитоидпых массивов, 4 - метаморфизм амфиболитог.ой фации, 5 - метаморфизм гран>литовой фации Стрелками показаны погрешности измерений изотопного возраста

лоцкой толщей" и рассматривается ею как стратотип раннего архея (саамия) для Балтийского щита (Куликова и др., 1990). Для коматиитов и базальтов волоцкой толщи Sm-Nd методом по породе в целом получен самый древний для базитов Балтийского щита возраст млн лет (Куликова и др., 1990).

Древние амфиболиты установлены в среднем течении рек Выг и Водла. Амфиболиты слагают субстрат ранних мигматитов, а лейкосома представлена плагиогранитами с возрастом 3210±10 млн лет (Lobach-Zhuchenko et al., 1993). Часть амфиболитов представляют дайки в плагиогранитах с возрастом 3120±80 млн лет (Lobach-Zhuchenko et al., 1993). Объём и площадь проявления ранних базитов незначительна, возрастные интервал между проявлениями значительны, так что в этап они выделены условно.

Второй этап охватывает интервал времени 2.99-2.91 млрд лет (рис. 1). Базиты этого этапа расположены как в центральной, так и в краевых частях Водлозерского домена. Установлены три эпизода проявления (пика) базитового магматизма в течение этого этапа.

Представителем магматизма первого эпизода является интрузия Лай-ручей расположена в центральной части Водлозерского домена. Расслоенная интрузия пироксенит -габбронорит - габбро-анортозитов - диоритов прорывает однородные тоналиты с U-Pb возрастом 3166 ±14 млн лет (Лобач-Жученко и др., 1991). U-Pb возраст интрузии определён по циркону из диоритов 2987-tl4 млн лет (Lobach-Zhuchenko et al., 1996).

Базиты и ультрабазиты второго эпизода представлены коматиитами и базальтами в разрезах зеленокаменных поясов западной и восточной окраин Водлозерского домена. Для всех поясов западной (Хаутаваарский, Койкарский, Семченский, Палаламбинский, Остерский пояса) и восточной окраин домена (Кенозерский пояс) характерен мультимо-дальный вулканизм. В разрезах всех поясов присутствуют андезиты и дациты, а также пи-рокластические и терригенные породы. Для коматиитов и базальтов Кенозерского пояса Sm-Nd методом по породе в целом получен возраст 2960±150 млн лет (Сочеванов и др., 1991), для Койкарского пояса - 2944+160 млн лет (Светов, Хухма, 1999).

Коматииты и базальты третьего эпизода представлены в поясах северной окраины Водлозерского домена (Шилосский и Каменноозерский пояса), андезиты в разрезах поясов отсутствуют. Возраст базальтов Шилосского пояса, полученный Sm-Nd методом по породе в целом, равен млн лет (Лобач-Жученко и др., 1999), а коматиитов и базальтов

Каменноозерского пояса - 291б±117 млн лет.

Общая продолжительность второго этапа магматизма составляет 75-80 млн лет.

Третий этап базитового магматизма, соответствующий интервалу времени 2.88-2.81 млрд лет, проявлен в различных доменах Балтийского щита (рис. 1). В пределах третьего этапа выделяются два эпизода магматизма: 2.88-2.86 млрд лет и 2.85-2.81 млрд лет. К пер-

вому магматическому эпиюду относя1ся излияния коматиитов и базальтов в зеленокамен-

ных поясах Кольского домена, где для поясов Полмос-Порос, Урагуба, Корватундра Sm-Nd методом по породе в млн лет (Вревский, 2000). Пояса

Кольского блока характеризуются мультимодальным характером вулканизма. Базитовый вулканизм "мафической зоны" Беломорского домена по времени проявления синхронен вулканизму зеленокаменных поясов Кольского блока.

по циркону из прослоев кислых вулканитов среди базитов, равен млн лет (Бибико-

ва и др., 1999).

Коматиит-базальтовый вулканизм второго эпизода представлен в поясах Западно-Карельского домена (Костомукшский пояс и пояса Восточной Финляндии). В Костомукш-ском поясе возраст коматнитов и базальтов, методом по породе в це-

лом, равен 2843±39 и 2809±95 млн лет; (Puchtel el al, 1998; Лобач-Жученко и др, 2000). Вулканизм Костомукшского зелеиокаменного пояса имеет бимодальный характер.

В Северной Карелии ранний коматиит - базальтовый вулканизм системы зеленока-менных поясов по прорывающим дайкам кислых вулканитов имеет возраст не моложе, чем 2.81 млрд лет (Кожевников, 2000). В разрезах Северо-Карельских поясов присутствуют андезиты, боникиты, кислые вулканиты и терри генные породы

Плутонический магматизм третьего этапа проявлен на северной и западной окраинах Водлозерского домена и представлен серией расслоенных массивов. Плутоническому магматизму предшествовал и был метаморфизм вмещающих пород. Интрузии базитов содержат ксеноллгы деформированных и метаморфизован-ных вулканитов предыдущего этапа. Метаморфизм достигал условий высокотемпературной амфиболитовой фации умеренных давлений и часто был зональным. Возраст интрузий северной окраины домена (интрузии базитов в Остерском и Шилосском поясах), судя по возрасту прорывающих гранитоидов, превышал 2.87-2.85 млрд лет, а на западной окраине составлял (Семченская интрузия, Сергеев и др., 1983) и (Палаламбинская интрузия, Лобач-Жученко, Левченков, 1985; оба определения выполнены U-Pb методом по циркону).

Проявления базитового магматизма третьего этапа смещаются со временем с северо-востока (из Кольского и Беломорского доменов) на юго-запад (в Центрально-Карельский и Западно-Карельский домены). Продолжительность третьего этапа магматизма составляет около 70 млн лет. Временной интервал между вторым и третьим этапами равен 30-35 млн лет.

Четвёртый этап базитового магматизма представлен во всех доменах щита, но был существенно меньшим по объему базитов (рис.1). Он охватывает интервал времени ~ 2.7417

2 66 млрд лет. В пределах этапа выделяется два эпизода базитового магматизма Первый эпизод - 2.74-2 73 млрд лет - представлен субщелочными базитами ранних фаз внедрения сану китоидных и сиенитовых массивов Центрально-Карельского и Водлозсрского доменов с возрастом 2 74 млрд лез (Чскуласв и др, 2003), и санукитоидныч массивов Кольского домена (2 73 млрд лет, Levchenkov et al, 1995) Базиты временного эпизода 2 74-2 72 млрд лет присутствуют в расслоенных или многофазных интр\зиях монцонитов и сиенитов

Базиты второго эпизода (интервал 2 71-2 66 млрд лет) распространены преимущественно в Северной Карелии и Беломорье. Они представлены как вулканическими, так и плутоническими породами Вулканиты представлены поздними коматиитами СевероКарельской группы поясов (>2705 млн лег, Щипапский и др, 1999) и, по-видимому, Финляндии (Jahn et al, 1980, Gruau et al ,1990), силлами и дайками коматиитов среди метатер-ригенных пород гимольской серии Костомукшского пояса, базальтами в поясах центральной и южной части Центрально-Карельского домена, интрузиями Беломорского домена -габбро-норитами и габбро с возрастом 2.69 млрд лет в районе оз Нотозера и Тупой губы оз Ковдозеро (Лобач-Жученко и др., 1993, 1995), базитами 2 в Южном Беломорье и лайками, развитыми на всей площади щита Большая часть базитов этапа метаморфизована в условиях эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фации метаморфизма умеренных давлений. В ряде районов в юго-западной и западной Карелии (озеро Тулос и озеро Куйто), на юге Центральной Финляндии в районе Иисалми (все структуры Западно-Карельского домена), в районе между озерами Ковдозеро и Нотозеро в Беломорье, а также в районе поселка Шаль-ский в Водлозерском домене установлено проявление гранулитового метаморфизма умеренного и низкого давления, наложенного на базиты интрузий.

Продолжительность четвертого этапа базитового магматизма составляет 80 млн лет. Временной интервал между третьим и четвёртым этапами - около 70 млн лет

Пятый этап базит-ультрабазитового магматизма относится к интервалу времени 2.5-2 41 млрд лет. Базиты этого этапа широко распространены на всей территории Балтийского щита и представлены крупнми расслоепими интрузиями в Водлозерском, Центрально-Карельском и Кольском доменах, мелкими многочисленными интрузиями друзитов (коронитовых габбро-норитов) в Беломорском домене а также коматиитами, базальтами и дайками габброноритов в различных доменах щита (рис 1)

Этот этап базитового магматизма был наиболее длительным по времени проявления (охватывал период 90-100 млн лет) и максимальным по объему базитов, ИЗЛИВШИХСЯ ИЛИ внедрившихся в континентальную кору щита Временной интервал между базитовым магматизмом четвертого и пятого этапов составляет около 140 млн лет

ЧАСТЬ 11. ПРОИСХОЖДЕНИЕ БАЗИТОВ И УСЛОВИЯ ИХ ФОРМИРОВАНИЯ, УСТАНОВЛЕННЫЕ НА ОСНОВЕ ГЕОХИМИЧЕСКИХ И ИЗОТОПНЫХ ДАННЫХ.

Геохимический и изотопно-геохимический состав базитов является функцией состава источника плавления, РТ параметров и степени плавления, условий их кристаллизации Следовательно,, [еохимический анализ базитов, сопоставленный с геологическими данными, позволяет решать петрологические и геодинамические задачи Данные о концентрациях главных, редких и редкоземельных элементов, изотопные характеристики одновозраст-ных базитов, принадлежащих различным структурам, а также базитов различных возрастных групп, позволяют оценить степень различия в составе мантийных источников, их изменениях в пространстве и во времени Многие из петро- и геохимических характеристик, которые позволяют делать петрогенетические выводы, разработаны для коматиитов -главных представителей ультраосновных вулканитов архея Уже в ранних работах Д Грина и С Сана с Р Несбитом (Green,1975, Sun, Neibitt, 1978) приведены аргументы в пользу связи отношения с фракционированием граната и, соответственно, использования СаО и АЬОз в коматиитах в качестве барометра. По данный Херцберга (Herzberg, 1995), если ликвидусными минералами являются то давление в источнике определяется по формулам

А1:Оз(вес%)=22.8581-4 01Ю*Р+0 2703^-О 0061 *р\ где Р - давление в ГПа

В основе расчетов ликвидусных температур коматиитовых расплавов лежит уравнение зависимости MgO от темперагуры расплава, полученное экспериментальным путем Т расптава~17 86*MgO(BeC%) t106ГС (Nisdett et al, 1993). Температура в источнике плавления рассчитывается, исходя из эмпирической связи между температурой ликвидуса и температурой в источнике по формуле. THCTotIH1IK3 = -1382 5н 2 8246*Тр1,1;1п-0.00049671*Трасп,2 (McKenzi, Bickle, 1988, Abbot et al, 1994)

Важными генетическими характеристиками базитов являются концентрации Tt, Сг и Ni и их соотношение с MgO и mg (MgO/ MgO+FeO в атомных %), которые позволяют установить характер источника и условия плавления (Crafword, Cameron, 1985, Куликов, 1988, Campbell, GnffitS, 1992) Важными характеристиками являются Tl/Zr, Tl/Y И Zr/Y отношения и их соотношение с отношениями в примитивной мантии. Эти отношения позволяют качественно и количественно оценить условия плавления и последующего преобразования первичных расплавов и состав фракционирующих фаз (Лобач-Жученко и др., 1989). Важным показателем геодинамической обстановки формирования базитов являются Nb/La, отношения. отношение -показатель ассимиляции базито-

вым расплавом корового вещества или плавления источника в присутствии воды, что характерно для обстановок островных дуг, или под воздействием флюида (Sun, McDonough,

19

1989, Condi, 2001 и др ) Соотношение Nb/Y-Zr/Y а также mg - Ni в базитах позволяет определить геодинамические обстановки сформирования (KeiTetal ,2000) Информативным является также анализ соотношения элементов, нормированных на примитивную мантию, на спайдер-диаграммах, предложенный С Саном и МакДоном (Sun, McDonough, 1989)

Концентрации и характер распределения редкоземельных элементов в базшах позволяют оценить состав источника плавления, степень и условия плавления Уравнение для расчета концентрации редкого ЭЛСМЁНШ в расплаве выведено Д Шоу (Shaw, 1970) на основе закона Реллея и преобразовано Дж Шиллинюм (Schilling, 1975) и Г XeHCOHOM (Нап-son, 1978) где D - суммарный коэффи-

циент распределения элемента i для рестита, F- весовая порция расплавленной части

При фракционной кристаллизации минеральных ассоциаций, для которых постоянны валовые коэффициенты распределения, концентрации элементов в остаточном расплаве определяются по закону дистилляции

часть оставшейся магмы, Di суммарный коэффициент распределения для кристаллизующегося твердого вещества

Количественная оценка процессов ассимиляции и фракционной плавов по соотношениям редких элементов и изотопным отношениям, а

также оценка прямого смешения расплавов рассчитывалась по формулам Де Паоло (De Paolo, 1981,1988) с паралтельньш контролем баланса масс по главным элементам

СОСТАВ И ПРОИСХОЖДЕНИЕ БАЗИТОВ С ВОЗРАСТОМ БОЛЕЕ 3.1 МЛРД ЛЕТ.

Базиты первого этапа представлены вулканитами волоцкой толши и амфиболитами Дифференцированная вулканическая серия - волоцкая толща - сложена перидотитовыми и пироксекитовыми коматиитами, а также коматиитовыми базальтами с реликтами первичных вулканических структур Перидотитовые коматииты характеризуются высокими концентрациями MgO (28%, mg-0 84-0 81), Cr (3500-1000ppm), Ni (1900-1300 ppm) Коматии-ты не деплетированы глинозёмом AbOi= 6 5%, CaO/AbOi ~ 0 9. А^СЪ/ Т1О2= 25-30 В базальтах высокие концентрации MgO (8 8-7 0%, mg-0 64-0 54), N1 (760-130 ppm) AbOj= 1314%, Вулканиты на диаграмме MgO-ТЮг преимущественно лежат в поле коматиитовой серии, Tl/Zr отношение варьирует от 102 до 1 ÄT/Y - от 2 до 3, что близко к отношению в примитивной мантии 1989)

РТ параметры перидотитовых коматиитов составляли температура расплава -1600°С, температура в источнике - 1800°С, давление в источнике - 6-7 ГПа. Эти значения Существенно превышают модельные температуры мантии в архее, рассчитанные Рихтером (Richter, 1988) Следовательно, для образования подобных расплавов необходим дополни-

тельный источник тепла, который может обеспечить плавление. Таким источником может быть плюм. Образование пироксенитовых коматиитов и базальтов возможно при более низких РТ параметрах или при фракционировании расплава перидотитовых коматиитов с отделением 25-30% оливина, а затем Срх. На диаграмме по соотношению Nb^Y (>0.1) и Zf/Y (2-3) коматииты и базальты толщи лежат в поле образований океанических или окра-инно-континентальных плато (Kerr et al, 2000;).

Величина £nii(0 равная +1.2, полученная для и юхроны вулканитов толщи, (Пухтель и др, 1991), близка к значению для линии эволюции деплетированной мантии Де Паоло (De Paolo, 1981) на возраст 3 4 млрд лет и свидетельствует об их выплавлении из деплетиро-ванного источника

Ко в горой группе базитов данного этапа относятся включения основных пород (амфиболиты I), находящиеся в Водлинском метаморфическом комплексе среди гнейсов, гра-нитоидов и мигматитов (Лобач-Жученко и др., 19896, Lobach-Zhuchenko et al., 1993). Эти основные породы по сравнению с толеитовыми базальтами зеленокаменных структур обогащены обеднены Обогащение амфиболитов данной группы с учётом повышенного суммарного содержания щелочей, отражает субщелочную тенденцию в их составах. В базитах наблюдается фракционированное распределение Анализ распределения элементов на спайдер-диаграммах свидетельствует о существенной контаминации первичных расплавов коровым веществом. Сочетание положительной аномалии РЬ и отрицательной аномалии Р свидетельствует, что в роли контаминанта могли выступать древние осадки.

СОСТАВ И ПРОИСХОЖДЕНИЕ БАЗИТОВ С ВОЗРАСТОМ 2.99-2.91 МЛРД ЛЕТ.

В данном этапе на основании геологических и геохронологических данных выделено три магматических эпизода. Базиты первого эпизода (2 99 млрд лет) - рассмотрены на примере интрузии Лай-ручей. Средневзвешенный состав интрузии отвечает габбронориту с Mg0=10.6%, mg=0.79, SiOj=51.7%. Породы интрузии обогащены SiOa на 24% по сравнению с близкими по возрасту коматиитами и базальтами. В базитах массива высокие концентрации № =400 (1400-150 ррт), Сг=700 (2000-100 ррт) и низкоййгношение (3080). Породы массива обогащены ЛРЗЭ с (La/Yb)fi = 5-10, (Nb/La)n= 0.35-0.47. Высокие концентрации свидетельствуют об образовании пород из высокотемпературных расплавов, связанных с плюмом 1992), а повышенные концентрации отношения, а также 0 8 - -2.5 - о контаминации первичных расплавов коровым веществом Расчеты баланса масс по главным элементам, РЭ и РЗЭ, а также расчеты AFC модели показали, что средневзве-

шенный состав можно получить при смешении 15% выплавки из недеплетированной мантии с концентрациями РЭ и РЗЭ в источнике равными 05-1*хондрит и раннеархейскими ю-налитамим в соотношении 85:15 и последующем фракционировании OI+Cpx+Mgt. Положение средневзвешенного состава интрузии на диаграмме Ирвина (Irvin, 1979) в поле существования двух расплавов позволяет рассматривать процессы жидкостной дифференциации как в горой возможный путь формирования расслоенности (Арестова, 1997).

Второй эпизод этапа представлен коматиитами и базальтами зеленокаменных поясов западной и восточной окраин домена. Коматииты представлены перидотиговыми разностями с а в Палаламбинском и Кенозер-ском поясах присутствуют также пироксенитовые коматииты:

0.78-0.68 и S1O2 = 46,5-52,4%. Коматииты всех поясов не деплетированы глинозёмом:

Концентрации в коматиитах большинства поясов 1000 -1500 ррга, Ст - от 2000 до 4600 ррm,. Ti/Zr отношение (100 -130) близко к отношению в примитивной мантии (Sun, McDonough,1989). В Хаутаваар-ском поясе установлении более низкие концентрации № - 650 - 800 ррm и отношение Ti/Zr (90). В коматиитах Палаламбинского и Остерского поясов "плоское" распределение редкоземельных элементов с с концентрациями 2.5-4*хондрит. Коматииты Койкарского пояса деплетированы ЛРЗЭ: (La/Yb)« = 0.6-0.7, = 1 с концентрациями 4- 6*хондрит раза, Nb/La)N отношение -0.9-1.3. В кома-тиитах Хаутаваарского пояса

Температуры ликвидуса коматиитов, рассчитанные по концентрациями MgO варьируют от 1500-1520°С в Койкарском и Кенозерском поясах до 1580-1600°С в Остерском, температура источника 1750-1800°С. Давление в источнике плавления коматиитов зелено-каменных поясов западной окраины составляло 6-7 ГПа, восточной окраины - 5-6 ГПа. Концентрации РЗЭ в коматиитах позволяют рассчитать, что их образование происходило при 50% плавлении гранатового перидотита с концентрациями РЗЭ= 1.5-2*хондрит, неде-плетированного в отношении РЗЭ. Источник коматиитов Койкарского пояса был деплети-рован легкими РЗЭ, для Хаутаваарского пояса возможен обогащенный источник, или расплав был контаминирован веществом коры.

Базальты зеленокаменных поясов западной и восточной окраин Водлозерского домена можно разделить на три группы. Базальты первой группы присутствуют во всех поясах, базальты второй группы выделены только в пределах Семченского пояса, базальты третьей группы выделены в Семченском, Койкарском, Остерском и Кенозерском поясах.

Базальты первой группы содержат MgO8.8-7.4% (mg от 0.60 до 0.52), S1O2 = 48-52%, по соотношению принадлежат коматиитовой серии, умеренноглинозёмистые

(А120ч=13-14%) , характеризуются наиболее высокими концентрациями № 100-160 ррт и Сг 300-400 ррш,. Отношения ТИЪх =110, £г/У=2.15-3.3 близки к отношениям в примитивной мантии, №/У=0.10-0.28. (1ЧЬ/Ьа)ы=0.9-1.2. Базальты первой группы большинства поясов характеризуются "плоской" моделью РЗЭ (Ьа/УЪ)к - 1.1, (0<1/УЬ))^ '"Ы, Хаутаваар-ского пояса - обеднены лёгкими РЗЭ: (Ьа/УЬ)>г= 0.7, (Ьа/Бт^-0 6 (ТЬ/УЬ)м =1.2. концентрации РЗЭ 7-10*хондрит. Температуры ликвидуса базальтов первой группы оценены в 1250"С, что соответствует 1300°С в источнике, давления составляли 2-2.5 ГПа. Анализ вариаций составов базальтов первой группы, проведённый с помощью диаграмм Т1-Ег, Т1-У, 2г-У (Лобач-Жученко и др., 1991) показал, что они фракционированы в сухих условиях под контролем Рх+РЦО! котектики, Р-0.8 ГПа (8 кбар). В Хаутаваарском и Палаламбин-ском поясах среди фракционирующих минералов присутствовал магнетит, свидетельствующий о более высокой фугитивности кислорода. Геодинамическая обстановка формирования неконтаминированных коматиитов и базальтов первой группы большинства поясов западной и восточной окраин домена соответствовала океаническим плато. Для Хаута-ваарского пояса, где присутствуют контаминированные коматииты, возможна обстановка континентального плато над окраинно-континентальным рифтом.

В базальтах второй группы БЮт =47-52%, ТЮ2=-0.4-1.0% и А12Оз=14-16%. На диаграмме Г^О-ТЮз базальты лежат в поле коматиитовой сери й,огн ошение (115) близко к мантийному, низкие концентрации

В базальтах второй группы "плоское" распределение РЗЭ с концентрации РЗЭ в три раза выше, чем в примитивной мантии. Геодинамическая обстановка формирования базальтов группы соответствуют задуговым бассейнам.

Базальты третьей группы менее магнезиальны:

На диаграмме базальты лежат в по-

ле толеитовой серии. Для них характерно более низкие, по сравнению с базальтами 1, концентрации N1 - 50 ррт и Сг - 100 ррт и отношения Ть^Г =60-100, (ЫЬ/Ьа)ы = 0.7 и №/¥=0.13-0.24, и более высокое 2г/У=2.5-3.5, Анализ вариаций составов базальтов третьей группы, проведённый с помощью диаграмм и Ът-У (Лобач-Жученко, и др., 1991) показал, что среди фракционирующих минералов присутствует амфибол. Базальты третьей группы обогащены ЛРЗЭ: (Ьа/УЬ)^!^, (Ьа/8т)м=1.2. Их геохимические характеристики близки характеристикам современных базальтов островных дуг.

Третий эпизод магматизма представлен вулканитами поясов северной окраины домена. Коматииты Камснноозсрскго пояса с N^0=27.1-30.6%, тцг 0.80-0.85, 8102 = 42-47 %, не деплетированы или слабо деплетированы глинозёмом

Отношение ниже, чем в примитивной

мантии. Содержания Ni в коматиитах варьируют от 1200 до 2000 ррш, Сг - 2000-3000 ррт. Коматииты обеднены ЛРЗЭ - (LaAb)N=0.6-0.7, концентрации РЗЭ равны концентрациям в примитивной мантии, (Nb/Lafo -0.9-1.0. Расчеты РТ параметров совпадают с данными И.С.Пухтеля и составляют: Т расплава -1550-1600°С, Т источника - 1800°С, Р - 7 ГПа. Геохимические особенности коматиитов свидетельствует об их плюмов в условиях океанических или

Базальты Шилосского пояса разделяются на две Группы: более- и менее магнезиальную (mg= 0.64-0.55 и 0.54-0.49, соответственно). Для них х а р а йЛА^е(^&0.Й9% и 1.1-1.40%, Zr =30-51 и 52-112 ppm, Ni =120-180 и 85-150 ррш и Сг-325-670 и 200-400 ррт.

На диаграмме MgO - TiOj базальты первой группы лежат в поле коматиитовой серии, а второй - в поле толеитовой серии. Базальты обеих подгрупп являются умеренноглинозё-мистыми (А1203=15-16%), с отношениями Ti/Zr = 100-110, Nb/Y=0.10-0.18, Zr/Y=2.2-3.2

близкими к мантийным, Базальты первой

и слабо обеднены тяжёлыми концен-

трации РЗЭ 5-7*Х0НДриТ. В базальтах второй подгруппы (La/Yb)N=1.9, (La/Sm)N=l, концентрации Различия в в базальтах групп свидетельствуют о невозможности их образования из одного источника. Анализ вариаций составов базальтов первой группы показал, что изменчивость вулканитов первой группы обусловлена фракционированием в сухих условиях под контролем Px+PHOl котектики умеренного давления (более 0.8 ГПа , а второй - котектики низкого давления (менее 0.8 Гпа) (Лобач-Жученко и др., 1989).

Среди базальтов Каменноозерского зеленокаменного пояса также выделяются группы с различной магнезиальностью Базальты обеих групп характеризуются высокими концентрациями Сг=400-550 ррm и Ni=150-170 ррm, отношения близкими к мантийным, 1.7. Базальты деплетированны ЛРЗЭ - (La/Yb)bi отношение - 0.5, концентрации РЗЭ - 4-8*хондрит. Вариация состава базальтов высокомагнезиальной группы обусловлены фракционированием CPx+Gr в глубинных очагах при Р=2.5 Гпа (Лобач-Жученко и др., 1991). Низкомагнезиальные базальты фракционировали под контролем котектики низкого давления 01+ Рх+Р1 при Р<0.8 ГПа.

Геодинамические обстановки формирования базальтов обеих групп Шилосского и Каменноозерского поясов, судя по соотношению можно

оценить как океанические или окраинно-континентальных плато.

Результаты геохимического анализа базитов второго этапа можно обобщить следующим образом. Исходные расплавы базитов выплавлялись из гетерогенного источника в

различной степени деплетированного РЭ и РЗЭ. Установлены широкие вариации изотопных характеристик базитов этапа различных частей домена. Базиты ингрузий характеризуются отрицательными значениями величины Cnj^ -0.8 - -2.5, которые свидетельствуют о контаминации базитового расплава веществом континентальной коры. Значения Е^у для изохрон вулканитов западной и восточной окраин доменов составляют +1.3 и +2.2, а для изохрон вулканитов северной окраины домена значения для изохрон вулканитов составляют +1.6 и +2.7. Значения Enj свидетельствуют, что источник вулканитов был гетерогенным и изотопно деплетированым.

Температуры ликвидуса коматиитов составляли 1500-1600°С, источника - 1700-1800°С, давления в источнике - 5-7 ГПа Подобные температуры в очаге плавления превышают расчётные температура архейской мантии (Richter, 1988) и требуют дополни-тельнго привноса тепла, которое может быть обеспечено подъемом плюма. Геохимическая и изотопная гетерогенность источника высокотемпературных базитов не противоречит плюмовой природе этих расплавов (Campbell, GriffitS, 1992). Различия в величине CNd(t) могут свидетельствовать как об изотопной источника, так и о смешении

расплавов из различных источников.

Геодинамические обстановки при формировании высокотемпературных базигов соответствовали окраинно-континентальным и океаническим плато. Часть высокотемпературных базитов испытали контаминацию веществом континентальной коры.

На западной и восточной окраинах домена базальты второй и третьей групп выплавлялись из деплетированной мантии в обстановке островных дуг и задуговых бассейнов. Существование островных дуг вблизи западной окраины Водлозерского домена поддерживается присутствием в разрезах с островодужными базальтами одновозрастных андезитов, характеристики которых соответствуют современным образованьям зрелых или окра-инно-плитных островных дуг с длительной коровой предысторией источника.

СОСТАВ И ПРОИСХОЖДЕНИЕ БАЗИТОВ С ВОЗРАСТОМ 2.88-2.81 МЛРД ЛЕТ. В пределах этапа выделяются два эпизода магматизма. Вулканиты первого эпизода представлены в поясах Кольского и Беломорского доменов, а второго эпизода - в поясах Центрально-Карельского и Западно-Карельского доменов.

Коматииты зеленокаменных поясов Кольского домена (Полмос-Поросозерский, Урагубский, Корватундровский пояса) характеризуются наиболее высокими для коматии-тов Балтийского щита концентрациями магния и железа: и

SiOa = 42-43 %, они не деплетированы глинозёмом (Al20i=3.7-4.l 1%, отношения

СаО/'А^Оз^.б, AI2O3/T1O2 =13-15). Отношение Ti/Zr = 120 близко к отношению в примитивной мантии (Sun, McDonough, 1989). По характеру распределения редкоземельных элементов в коматиитах выделяются хондритовое "плоское" распределение РЗЭ (Се/УЬ)ы ~ 0.8-1.2 и обедненное легкими редкоземельными элементами (Ce/Sm)N=0.61-0.70, (Ce/Yb)N-~0 4-0.9. Концентрации РЗЭ составляют 0.3 -2.5*хондрит. Значение £Nd (2880)=+2.5 свидетельствует, что их источник был изотопно деплетирован (Вревский, 2004).

ТР параметры коматиитов, рассчитанные в соответствии с концентрациями MgO и AbOi , составляли: в Урагубском поясе Т расплава= 1520°С, Тисточника =1750 °С (Светов, Смолькин, 2002), в Полмос-Поросозерском поясе Трасплава =1620-1650°С, Тисточника -1850° С, что на 250° превышает температуру архейской мантии, рассчитанную Рихтером, Р в источнике - 7-9 ПТа.

Концентрации РЗЭ в коматиитах поясов позволяют рассчитать их образование при 50-60% плавлении гранатового перидотита с концентрациями редкоземельных элементов 0.5-1* хондрит, не деплетированного легкими редкоземельными элементами.

Базальты по химическому составу делятся на две группы, которые по соотношению попадают в поле коматиитовой и толеитовой серий. Базальты первой группы характеризуются высокой магнезиалъностью (mg-0.61), концентрациями Ni = 100-200 ррт, являются умеренноглиноземистыми и низкотитанистыми Отношения =100,

Nb/Y=0.10-0.20, Zr/Y—2.1-2.8 близки к отношению в примитивной мантии (Sun, McDonough, 1989). Базальты первой группы характеризуются недифференцированным распределением РЗЭ с отношениями

Базальты второй группы с mg ~ 0.44 обладают более высокими концентрациями титана,* являются умеренноглиноземистыми, концентрации Ni — 50-124 ppm, Nb/Y=0.12-0.40, Zr/Y=3-6. Положение базальтов первой группы на диаграммах Nb/Y - Zr/Y И mg - Ni с полями базальтов различных геодинамических обстановок, предложенных Керром (Кегг et al., 2000), позволяет отнести их к образованиям океанических плато, а базальты второй группы к базальтам островных дуг. Существование островных дуг в Кольском домене поддерживается присутствием андезитов в разрезах зеленокаменных поясов.

В "мафической зоне" Беломорского домена присутствуют базиты и ультрабазиты. Наименее изменённые ультрабазиты содержат MgO - 22-17% , mg = 0.71-0.79, относятся к не деплетированному глинозёмом типу СаО/АЬОзИ).6-0.9, АЬОз/Т102=20-27. Отношение Ti/Zr®75-95 в ультрабазитах ниже отношения в примитивной мантии. Ультрабазиты обеднены легкими РЗЭ: (La/Yb)N=0.5-0.6, концентрации РЗЭ = 2-4 * хондрит.

Базиты "мафической зоны" по своим геохимическим особенностям соответствуют базальтам архейских зеленокаменных поясов и делятся на две группы. Базальты первой

группы с mg" 0.61-0.52, Sl02:=47.8-50.8%, низкотитанистые и умеренноглинозймистыс. По соотношению MgO - Т1О2 базальты лежат в поле коматиитовой серии, концентрации

N¡-169-300 ррт, Сг = 290-350 рртп, отношение Ti/'Zr (102-120) в базальтах близко к мантийному. В базальтах "плоское" распределение РЗЭ (La>j/YbN = 1.24) с концентрациями 10 * хондрит. На диаграмме Zr/Y - Nb/Y с выделенными полями базальтов различных геодинамических обстановок (Kerr et al., 2000) они соответствуют вулканитам океанических плато. Базальты второй группы (mg= 0.47-0.42) характеризуются более высокими концентрациями - 50-51.8%, и более низкими концентрациями и Сг=40-150 ррm. По соотношению MgO - ТЮ2 базальты лежат в поле толеитовой серии, отношение Ti/Zr (92 -78) ниже, чем в примитивной мантии Базальты второй группы обогащены ЛРЗЭ (LaN/YbN = 3.07), для них характерны более высокие Zr/Y и Nb/Y отношения, соответствующие базальтам островных дуг и задутовых бассейнов

В зеленокаменных поясах Центрально-Карельского (Хизоваарский пояс) и Западно-Карельского (Костомукшский пояс) доменов присутствуют перидотитовые коматииты с

MgO =22-29%, mg=0.86-0.78, Ni =660 -1600 ppm, Cr = 1900 - 3700 ppm. Отношение Ti/Zr (104-130) близко к мантийному, (Nb/La)M =1.0 - 1.5. Коматииты относятся к недеплеткро-ванному глинозёмом типу: CaO/AljOj = 0 62-1.1, А120з/ТЮ2=17-26. Коматииты обеднены ЛРЗЭ: (La/Sm)M = 0.6, (Gd/Yb)N =М. Концентрации РЗЭ в коматиитах поясов равны 2-3* хондрит Концентрации в коматиитах поясов позволяют оценить температуры

ликвидуса 1570-1600°С, температуры в источнике - 1850 °С и давления 5 5-6 ГПа Данные по Re-Os изотопии коматиитов Костомукшского пояса с высоким положительным значением и надхондритовым начальным Re/Os отношением, полученные Пух-телем с коллегами, позволяют предполагать их происхождение из плюма, зарожденного на границе ядро - мантия (Puchtel et al, 2001)

Базальты по соотношению MgO - лежат в поле коматиитовой и толеитовой серии. В базальтах коматиитовой серии mg = 0.64-0.57, в толеитовой

-51%. Базальты обеих серий низкомагнезиальные, умереннотитанистые и умеренноглино-зёмистые. Отношение Ti/Zr (93-130) близко к мантийному. Концентрации Сг в базальтах коматиитовой серии 400 г/т, Ni - 125г/т, в базальтах толеитовой серии 250 и 60 соответственно. Базальты обеднены ЛРЗЭ.

в базальтах равны 8-10*хондрит, в них отсутствуют признаки контаминации коровым веществом: (Nb/La)=0 9-1.05. Соотношение в базальтах обеих серий и высокие концентрации Ni позволяют сопоставлять их с базальтами океанических плато Анализ изотопного состава Nd базальтов нижней части разреза контокской серии Костомукшского пояса показал, что при значении величины для изохроны и для большинства базаль-

тов равных часть образцов имеет отрицательное или близкое к 0 значение Это

отклонение можно объяснить примесью в базальтовом расплаве древнего корового материала, что позволило выделить группу контаминированных базальтов. Контаминированные базальты слагают линзы или прослои среди неконтаминированных вулканитов вблизи западного контакта базитов с гранитоидами. Они, как правило, обладают повышенными содержаниями БЮг И N320, более низкими о т н о Щ/& 9Ски- 0 65-0 85 и более высокими

Базитовые интрузии, возраст которых датирован 2.88-2.84 млрд лет, представлены в зеленокаменных поясах северной и западной окраин Водлозерского домена. Средние составы интрузий соответствуют габбро и габбро-диоритам с

умеренно- и высокоглинозёмистым, с низким отношением Т1/2г - 40-80. Базиты интрузий обогащены ЛРЗЭ- Ьа/\Ъ= 5-9, характеризуются отрицательными аномалиями № ((№/1.а)м'=0.5-0.6) и Т на спайдер-диаграммах и отрицательными значениями величины Геохимические особенности базитов свидетельствуют об их образовании

из высокотемпературных расплавов (Трасплава 1300-1500°С при Р>ЗГпа), контаминиро-ванных коровым веществом. Исследование расслоенное™ в интрузиях показало возможность её формирования при процессах жидкостной дифференциации исходных расплавов (Арестова, 1984, Арестова, Пугин, 1985)

Таким образом, базитовый магматизм третьего этапа в доменах представлен

высокотемпературным коматиит-базальтовым вулканизмом и высокотемпературным плутоническим магматизмом в Водлозерском ТР параметры коматиитовых расплавов составляли' Трасшавов~ 1550-1650°С, Т источников =1750-1850 "С , Ристочника'' 5-9 Гпа. Такие ТР параметры в совокупности с дачными по Яе-ОБ изотопии коматиитов Костомукшского пояса, свидетельствуют о подъёмое нижнемантийного плюма. Источник высоко температурных базальтов и коматиитов был гетерогенным относительно концентрации РЗЭ и изотопно деплетированным, с

В Беломорском и Центрально-Карельском доменах с океаническим типом коры, а также на окраине древнего ядра Кольского домена, наряду с базальтами океанических и окраинно-континентальных плато, присутствуют базальты, выплавлявшиеся в обстановках островных дут и задуговых бассейнов. Вулканиты, образованные в различных геодинамических обстановках, совмещены в единых зеленокаменных поясах.

СОСТАВ И ПРОИСХОЖДЕНИЕ БАЗИТОВ С ВОЗРАСТОМ 2.74-2.66 МЛРД ЛЕТ.

В пределах четвёртого этапа на основании геологических и геохронологических данных выделены два эпизода магматизма.

Базиты первого временного эпизода (2 74-2 72) млрд лет представлены в составе расслоенных или многофазных комплексов монцонитов и сиенитов Базиты санукитоидной серии детально изучены в Панозерском массиве Карелии Панозерский массив сложен породами трех магматических циклов Основные породы присутствуют в двух первых магматических циклах Базиты раннего цикла образуют расслоенную базит-ультрабазитовую серию и две группы даек - К-пикритов и лампрофиров, секущих породы расслоенной серии Все базиты первого цикла близки по времени внедрения Во втором цикле участвуют базиты и монцониты 2 Базиты санукитоидных серий являются высоко-К расплавами Они -первые значительные проявления щелочного-субщелочного магматизма в архее Балтийского щита, с высокими содержаниями НгО И СО2 Изотопный состав углерода базитов имеет мантийные характеристики (Лобач-Жученко и др, 2004)

Породы расслоенной серии представлены пироксенитовыми горнблендигами, ыббро-монцонитами и монцодиоритами По химическому составу они варьируют от ультрабазитов с 37% Sl02 до монцонитов с 57% S1O2, mg =0 6-0 54, MgO=l 1-6%, Cr=150-350 ppm, Ni~76-85ppm, AbOr=10-15 5%, TiOr=0 9-1,5%, foO-2,5-4 2%, P205=13-0 6% I la классификационной диаграмме Sl02 - KjO (Peccenllo и Tailor, 1976) базиты и ультрабазиты попадают в область абсарокитов и шошонитов

Базиты ранних даек с оцеллями с lïlg = 0 73-0 79, MgO= 15-19%, Сг= 1400-1900 ppm, N¡-500-600 ppm, SiCb-45-50% и K203-3 5% (K20»Na20), ТЮуО 7-1 0%, AI20,-6-10%,

могут быть отнесены к калиевым пикритам или пикробазальтам Лампрофиры второй группы даек - мелкозернистые породы с редкими порфировыми вкрапленниками амфибола, характеризуются высокой магнезиальностью (mg~0 64-0 7I, MgOlO-14%. Cr= 500-1500 ppm, N1-100-350 ppm, Si02=50%, Al20y=9 5-110%, ГЮ,=0 71 0%, K20= 2 3-2 8%, РгОз =0 2-0 4% Для всех базитов санукитоидных серии характерны высокие концентрации ЛРЭ и ЛРЗЭ. Sr (до 2000 ррm), Ва (до 2500 ррm), Р2О5 (до 1 5 %),

дифференцированный спектр распределения РЗЭ при этом концентрации достаточно высокие Концентрации РЗЭ снижаются по мере уменьшения Для всех пород серии

Сопоставление базитов Панозерского плутона с базитами различных геодинамических обстановок на спайдер-диаграммах показывает, что они существенно обогащены ЛРЗЭ и ЛРЭ даже по сравнению OIB Наиболее близкими к базитам санукитоидных серий являются шошониты и лампроиты Наличие отрицательных аномалий Sr, Р, Zf и Tl на спайдер-диаграммах базитов соответствует кимберлитовой компоненте (Sun, McDonough, 1989) Положительные значения свидетельствует об изотопно деплетированном

источнике санукитоидов Поскольку мантийный источник базитов обогащен

изотопно деплетирован, то обогащение должно произойти непосредственно перед плавлением.

Экспериментальные работы по плавлению габбро-монцонита Панозерского массива показали, что при образовании санукитоидного расплава в рестите должен присутствовать флогопит (Kovalcnko et al, in press) Согласно экспериментальным работам Сато, флогопит стабилен в гранатовом гарцбургите в субкратонной литосфере вплоть до давлений 5-7 ГПа (160-200 км) и образуется при реакции граната с метасоматическим фронтом в основании континентальной литосферы в субсолидусных условиях (Sato et al., 1997). Метасоматический фронт представляет собой результат совокупного воздействия термального плюма и сопутствующего ему флюидного потока на вещество нижней части континентальной литосферы. Выплавление мафитов санукитоидных серий из метасома-тизированной мантии в поле устойчивости граната подтверждается трендами РЗЭ с

Ьа«/УЬы= 10-30.

Базиты второго эпизода данного этапа с возрастом 2.71-2.66 млрд лет представлены коматиитами силлов и даек и габбро-норитами интрузий Базиты второго эпизода являются породами Na-ряда Коматииты этапа во всех структурах характеризуются MgO—19-25%, AljO.^ 10%, СаОШгОзЮ.б-О 77, низким отношением Ti/Zr~60, обогащением ЛРЗЭ (La/Yb"*4 -7, La/Sm= 3) и отрицательной аномалией Nb, (Nb/La)N=0 6. Температуры ликвидуса коматиитов, рассчитанные по концентрациями MgO в спинифекс-структурных разностях, составили 1400-1450°С, в источнике - 1550-1600°С, давления в источнике 3-4 ГПа.

Плутонические породы в Беломорском домене образуют бескорневые тела и линзы в гнейсо-тоналитах. Средние составы интрузий представляют собой габбро-нориты с повышенными Si02 = 51-53%, mg=0 71-0.57, MgO 8-12%, А1;0,13-15%, содержанием Сг = 350-низким отношением дифференцированным распре-

делением РЗЭ с и отрицательной аномалией Геохи-

мические характеристики, сходные у вулканитов и интрузивных пород, свидетельствуют об их образовании из плюмового источника, обогащенного либо о контаминации рас-

плавов коровым веществом. Положительные значения 8nj= +1 • +2 свидетельствуют, что мантийный источник был изотопно деплетирован

Таким образом, образование базитов обоих эпизодов этапа связано с подъёмом плю-ма. Во время первого эпизода происходит плавление нижней части литосферной мантии под воздействием аномально высоких температур и флюидного потока, предшествующих поднимающемуся плюму. Второй эпизод магматизма связан непосредственно с веществом плюма. Все базиты и ультрабазиты этапа выплавлялись из источника, обогащенного ЛРЗЭ и Zr и изотопно деплетированного (C^j ~+1), следовательно, обогащение ЛРЗЭ про-

изошло незадолго до плавления Геодинамическая обстановка этапа магматизма может быть оценена, как внутриконтинентальный рифтогснсз.

СОСТАВ И ПРОИСХОЖДЕНИЕ БАЗИТОВ С ВОЗРАСТОМ 2.50-2.41 МЛРД ЛЕТ

Базиты этого этапа (2.50-2.41 млрд лет) широко распространены на всей площади Балтийского щита и представлены крупными расслоенными интрузиями в Водлозерском, Центрально-Карельском и Кольском доменах, мелкими многочисленными интрузиями друзитов в Беломорском домене и сумийскими коматиитами, базальтами и дайками в различных доменах щита.

Сопоставлеиие базиюв этапа 2.5-2.41 млрд лет показало, что все они имеют сходные геохимические и изотопные характеристики. Базиты этапа характеризуются повышенным на 2-4% содержанием БЮ^ по сравнению с архейскими коматиитами и базальтами при высоком содержании К^О (31.5 -5%) и Пlg (0.81-0.49). Для них характерны высокие содержания Сг (130-3652 ррт) И № (1289 ррт). Все базиты этапа обогащены 2г и ЛРЗЭ и характеризуются низким отношением (50-80) и высоким Базиты обогащены

аналогично характеризуются

отрицательной аномалией аналогично го-

налитам и гнейсам коры Помимо основной магматической расслоенности, которая обусловлена процессами фракционной кристаллизации, в породах интрузий и в вулканитах установлена расслоенность, выраженная чередованием пород магнезиальной и железистой серий. Породы различных серий образуют прослои и пятна в интрузиях и прослои и варио-ли в лавах. Породы магнезиальной и железистой серий характеризуются параллельными трендами распределения РЗЭ с одинаковым Ьа/УЬ отношением, но концентрации РЗЭ в породах железистой серии выше в 2-3 раза Геологические и геохимические особенности ба-зитов магнезиальной и железистой серий наилучшее объяснение находят с позиции модели жидкостной дифференциации расплавов. Подобный путь формированья расслоенности интрузий подтвержден теоретическими и экспериментальными работами (ВеБтеп, 1992, 1998), а также математическим моделированием (Котов, 1998).

изотопные данные для всех пород основного состава Балтийского шита этапа 2.50-2.41 млрд лет характеризуются низким отношением и преиму-

щественно отрицательными значениями £1\у{2.45) (вариации от +0 8 до -2 5)

Температуры ликвидуса коматиитов Ветреного пояса составляли 1300-1350°С, источника - 1450-1500°С, Р= 3-4 ГПа. Температуры источника на 50-100°С превышают модельные данные Рихтера на 2.5 млрд лет РТ параметры исходных расплавов, а также геохимические особенности базитов, позволили большинству исследователей расценить этот этап

магматизма как плюмовый (Amelin et al., 1995; Шарков и др., 1996; Puchteletal., 1997; Lo-bach-Zhuchcnko Ct al., 1998). Концентрации РЗЭ позволяют рассчитать, что степень плавления источника не превышала 15-35%.

Образование расплавов с геохимическими характеристиками, соответствующими ба-зитам этапа, возможно при контаминации коматиитовых расплавов коровым веществом или при смешении обогащенного расплава типа ЕМ1 с высокомагнезиальным и высококремнистым расплавом из реститовой гарцбургитовой мантии 1998)

Расчёты моделей AFC для различных базитов этапа, которые проводились рядом исследователей (Amelin, Semenov, 1996, Puchtel et al., 1997; Арестова, Лобач-Жученко, 1996;

1998) показали, что достаточно от 2 до 20% контаминации кома-тиитового расплава из примитивной или деплетированной мантии архейскими гнеёсами и тоналитами.

Рассчитана также модель смешения расплава из изотопно деплетированной лито-сферной гарцбургитовой мантии с расплавом обогащенного плюма типа ЕМ1. Смешение также удовлетворительно объясняет геохимические особенности базитов. Вероятно, в формировании расплавов в различной степени участвовали оба процесса.

Деформации и данные изотопного возраста, строго увязанные друг с другом, в Бело-морье для периода 2.4—2.5 млрд лет реконструируются как условия растяжения (Балаган-ский и др., 1998; Balagansky et al., 2001; Lobach-Zhuchenko et al., 1998). Анализ геохимических данных базитов и гранитов данного возраста свидетельствует об их кристаллизации в анорогенных или внутриплитных условиях. Базитовый магматизм этапа во всех доменах Балтийскою щита осуществлялся в условиях континентального рифтогенеза.

ЧАСТЬ Ш. РАННЕПРТЕРОЗОЙСКАЯ КИНЕМАТИКА КАРЕЛЬСКОГО И КОЛЬСКОГО ДОМЕНОВ БАЛТИЙСКОГО ЩИТА, УСТАНОВЛЕННАЯ ПО ПАЛЕО-МАГНИТНЫМ ДАННЫМ

Решение проблем геодинамики включает в себя как реконструкцию гсодинамической обстановки, так и оценку их возможных перемещений при общих движениях плиты или движениях отдельных тектонических блоков. Количественную оценку подобных горизонтальных перемещений можно дать с привлечением палеомагнитных методов. Имеющиеся до начала наших работ палеомагнитные данные для докембрийских пород Балтийского щита (Храмов и др., 1997; Краснова, Гуськова, 1990, 1997; Mertanen et al., 1989 и др.) позволили дать верхнюю оценку масштаба и возраста подобных движений и получить представление о дрейфе всего кратона в протерозое.

Нами проведено палеомагнитное изучение ряда датированных изотопными методами базитов позднсархсйского и раннепротерсозойского возраста, расположенных в различных доменах Балтийского щита.

Палсомагнитные исследования пород проводились по стандартной методике, разработанной для кристаллических метаморфизованныч докембрийских комплексов (Храмов и др., 1997; Федотова и др., 1998, Краснова, Гуськова, 1997 и др.). Измерения проводились в палеомагнитной лаборатории ВНИГРИ на рок-магнитометрах JR-4, астатических магнитометрах LAM-24 (Брно, Чехия) и системы ВНИГРИ; часть образцов измерялась в лаборатории магнитных свойств СПбФ ИЗМИРАН на астатическом магнитометре МЛ-21; там же проводилось размагничивание переменным магнитным полем. Магнитная восприимчивость измерялась на каппа-мосте KLY-2 (Брно, Чехия). Ступенчатое терморазмагничивание всех образцов производилось на термоустановке системы ВНИГРИ; её пятислойный пермаллоевый экран обеспечивает экранировку земного магнитного поля не хуже чем до 15 нТл. Выделение компонент естественной остаточной намагниченности Jn проводилось путём визуальною анализа ортогональных проекций векторов, т.е. диаграмм Зийдервельда (Zijderveld, 1967). Для вычисления направлений этих компонент использовался метод наименьших квадратов. Для изображения направлений этих компонент применена полярная равноплощадная проекция, средние направления компонент и их статистические параметры вычислялись в соответствии со статистикой Фишера на уровне штуфов.

За последние годы для восточной части Балтийского щита было получено 36 определений новых палеомагнитных полюсов, из них 12 в интервале возрастов 1700-2500 млн лет могут быть отнесены к категории "В" и рассматриваться как эталонные полюсы (Briden, Duff, 1981)

Современная технология палеомагнитного анализа позволяет выявить многофазность процессов намагничивания исследованных пород, выделить, датировать и определить направление компонент их естественной остаточной намагниченности (NRM).

По полученным компонентам, а также литературным данным были рассчитаны положения раннедокембрийских палеополюсов (табл. 1). Таблица 1

N Объект изучениЯ|Ком-¡понен-

Изотоп- ¡"магнит- ¡поляр- !Ф°

ный воз-|Ный" воз-1ность ;с.ш. расг (млм раст компо-' лет) !ненты j

в.д

А,5° ¡Ис- I

¡точник

Карельский блок(61.5°-66.2°с.ш. 30.2°_____36.2"8.Д.)___

1 >Рыбореченский j А | 1770± 12 ¡сиял, базальт j J

I 1770 I 3IN I 31.2 I 216.1 j 3.0 i>OC. НАЦИОНАЛЬНАЯ j

БИБЛИОТЕКА

VtllCICp^fr

О» Ш мт

j

12 ¡Шокшинские 1 А 1787±77 1775 16Ы 45 1 5 206 4 | 4 8~] " ~2 1

| ^кварциты ¡3 (Красная важин- ГА" 1779±То ! " 1780 1 ;221 1 ¡"42 У"'

1 ¡ка, песчаники 1 17Я > I- ]

|4 'Ропручьевскнй , 'силл, базальт 1 А 1770x12 1775 27Ы 38 0 222 0 1 40 1 , 4 ; > 1

,5 .Шокшинские 1 А !810±100 1850 7Ы, 5Я ¡43 5 237.7 ! 58 1 ' ! 2 1

|кварциты и ба-1 1 1

| 'зальты : *55 ! |пГ !

6 ¡Кончозерский ¡силл, базальт А 1974±27 1830 20М 50 1 2319 5 1 4

' |Остер, габбро- А 2880 1880 1 10М 45 7 247 3 6 1

¡анортозит ¡8 гХаутаваара, А 1880±60 ] 1940 6Ы "32 7 272 01 9 9 2 ;

' габбро

'9 ,Матозеро слап- А 2150±60 1900 юы 18 2 308 4 96 2 ,

1 цы, силл, дайки

¡10 Кончозерский | силл, базальт 1974±27 2000 1Ш -10 7 270 0: 11 3 I 3 1 (

' 11 , матозеро, дайки о 2150±60 2150 8Ы -20 6 308 5 12 3 2 !

12 Матозеро слан- О 2150±60 2200 14Я -39 5 294 2 79 2 1

цы, силл

'13 'Хижъярви, сие- О 2740 2450 ЬЯ -27 3 272 9 187 7 '

' нит, пироксенит

14 Бураковская ин- о 2449±1 2450 25Я -26 3 255 4 71 1 '

;трузия, габбро 1

15 Б>раковская о 2449x1 2450 4Я -120 243 5 15 5 8

дайка, 1 аббро 1

16 Остер, габбро- 2880 2450 13И ; -22 4 258 3 13 2 « 1

анортозит

17 Шилос базальты О 2913±30 2450 9Я -25 9 280 343.9 9 ;

'и габбро 18 Юиер, габбро- с 2850 2880 2850 Ж ЗЯ 25 4 231 1 И 1 6 ■

анортозит _ ■

19 |Шилос базальты с 2913-ь30 2750 8К -2 8 225 8 123 9 '

и габбро 2850 1 1

20 [Хижъярви, сие- с 2740 >2500 6Я 153 261 0, 5 4 7 ^ ' 1

'нит, пироксенит ~10~1

21 ¡Гнейсы р Водна"1 с 2850 2850 34Я 180 222 0 180

22 |Гнейсы с 2850 2850 6К 210 225 0 40 10 ,

.пос Шальский 1

23 Габбро дайки с 2650 2850 22 Я 26 0 222 01 18 0 10 1

,пос Шальский

Кольский и Беломорский блоки (67 2°-69 5"с ш, 29 5°-32 6°в д ) I 1

24 ¡Имандра, юбб- А 2437±11 1850 6Ы 8Я| 44 3 238 0 61 11 1

|Р0Н0РИТ

25 Леченга, осадки А 1970 ±5 1900 16Ы 43 0 259 0 10 0 12 !

26 ¡Куетсъя рви А 2125±50 1980 юи 22 8 298 3 68 Г 12 |

27 ДО Беломорье, 'гaббJЮ-нopиты А _ 2450 ч 1950 9Ы 1Я _ 33 3 261 8| 11 4 ! 13 1

^38 |ЮБеломорье, 1 |габбронориты ¡29 ¡Воче-Ламба, ба-__,зальты _ _

30 ¡Воче-Ламба, ба-_;зальты

31 |Колвица, анор-

.ТО!ИТЫ

33 1 г Генеральская, ' Э 1 габбро-нориты |

О I 2450

С 1 2198±172 15

2450±83

И' ' 2423±3 [

2100 2050 2350~

1 7ГЯ 2Я I 2 3 ! 287 9 91. 13 |

1 ¡.II

1 14Ы | 12 V I 314 11 86

___' __ '__,

! 9М 91^-15 П 300 ТГ» 6

__J

2496±10

2423

2500

ЧЫ 2Я -290,3174, 1331 2

I |,1>

,ЗЫ 1414

¡34 Имандра, габб-, О , 2437-11 , 2440 , 6Ы 8Я

-42 5 • 292 7 10 5; 11

-4

-16 1 ! 280 3 8 1 . II

I ронорит ]

|35 'Мончегорский I О 'плутон, габбро

136 Габбро-нориты , О | 2436+25 1 .Главного Хребта] !____|_

2493±7 Г 2420 2400

811 -194 309 0' 9 6

Ю.Я ;-16 7; 304 8, 83

I

¡Источники 1 - йатт ег а1,1997,2 - ¡хйо^а ег а1,1999,3 - Ршагеувку. Ьоко1оу, 2000, '4 - КЬгашоу М а1, 20О0, 5 - Рвагеузку, $око1оу, 1999 6 - Ап^оуа е1 а1, 1999, 7 - Агечюуа е! а1, 2001, 8 - Мег1апеп е1 а!, 1999, 9 - Арестова и др, 2000, 10 - Краснова, Гуськова, ¡1990, 11 - Аристова и др, 2002, 12 - Товток, МееП, 1995, 13 - Р^агсп^ку е1 а1,2000 ]

Эти результаты позволили составить временные ряды палеомагнитных полюсов для Карельского и Кольско-Беломорского доменов По данным, представленным в таблице 1, построены траектории видимой миграции палеомагнитных полюсов (APWP) и реконструированы положения Карельского блока Балтийского щита на архейском этапе и всего Балтийского щита на ранпепротерозоиском этапе его раннедокембрийской истории

Наиболее древняя архейская компонента естественной остаточной намагниченности сохранилась и была выделена только в объектах Карельского блока, наилучшая сохранность архейской компоненты характерна для пород древнего Водлозерского домена, б наименьшей степени испытавших позднее свекофеннское перемагничиваняе

Раннепротерозойские компоненты выделяются в большинстве объектов Карельского, Кольского и Беломорского доменов как раннепротерозойского, так и архейского возраста Широкое распространение в архейских и раннепротерозойских объектах из всех блоков Балтийского щита компоненты, магнитный возраст которой оценивается в 2450 млн лет, свидетельствует о наличии в это время мощного и обширного по площади источника тепла - плюма, вызывавши о перемагничивание пород архейского возраста Размер этого источника тепла должен был быть сопоставимым с размерами самого щита Положение одновоз-растньгх палеополюсов для Карельского и Кольского блоков близки между собой, а для ряда объектов (Авдеевская дайка Бураковской интрузии и интрузия Федорова Гундра) совпадают в пределах установленных кругов доверия Таким образом, в раннепротерозойское время мы можем говорить о незначительной величине взаимных перемещений Карельского

и Кольскою доменов относительно друг друга. Эти взаимные перемещения скорее можно расценить как внулрикратонныс. Таким образом, подъём "Балтийского" плюма этапа 2 502.45 млрд лет не привбл к распаду щита

Судя по положению раннедокембрийских палсополюсов, Карельская плита Балтийского щита начиная с 2850 млн лет и весь Балтийский щит с 2500 млн лет испытали значительное перемещение из низких широт южного полушария в архее в умеренные широты в раннем протерозое.

Компоненты NRM изученных горных пород возникали в эпохи тектономагматиче-ской активности Балтийского щита в интервалы 2850-2800,2500-2450 и 1850-1750 млн лет, более ранние периоды палеомагиитными методами не фиксируются Траектории APW, построенные для Кольско-Беломорского и Карельского доменов и соответствующие им палеогеографические позиции демонстрируют громадное общее перемещение щита из низких широт южного полушария (2850-2700 млн лет) в его умеренные широты (2500-2410 млн лет) через экватор (2350-2150 млн лет) в низкие (0-30°^ широты северного полушария (2050-1750 млн лет) При общем дрейфе щита его Кольский и Карельский геоблоки испытывали согласованные повороты Кинематические параметры, описывающие это движение, существенно изменялись в интервалы 2600-2500, 2350-2280, 2100-2050 и 17501650 млн лет.

Масштабы раннедокембрийских движений в пределах Балтийского щита, предшествовавших формированию аккреционно-коллизионного Беломорского пояса, а также происходившие в процессе его формирования, оцениваются значениями от первых сотен километров и не превышали 1000 километров Они завершились до начала ятулийского времени,

ЧАСТЬ IV. ЭВОЛЮЦИЯ БАЗИТОВОГО МАГМАТИЗМА РАННЕГО ДОКЕМБРИЯ БАЛТИЙСКОГО ЩИТА В ИНТЕРВАЛЕ 3.4-2.4 МЛРД ЛЕТ.

Сопоставление результатов исследования базитов и ультрабазитов пяти этапов ран-недокембрийского магматизма, особенностей их проявления в пространстве и во времени позволило выявить основные тенденции развития раннедокембрийской литосферы Балтийского щита. Самые ранние проявления базит-ультрабазитового магматизма с возрастом более 3.1 млрд лет приурочены к юго-восточной части Водлозерского домена - области формирования древнейших ТТГ (Чекулаев, 1996) Часть древних базитов представляет собой коматииты и базальты древних океанических плато, другая часть - дайки и небольшие интрузии, прорывающие и ассимилирующие древние тоналиты Аккреция фрагментов

океанической и континентальной коры привела к образованию раннею ядра Балтийского шита - древнего Водлозерского домена Формирование домена завершилось до начала следующего этапа базитового магматизма (2.99-2.91 млрд лет)

Проявления высокотемпературного базитового магматизма в интервале 2.99-2 91 млрд лет представлены плутоническими базитами в центральной части Водлозерского домена, а затем вулканитами коматиит-базальтовых ассоциаций в краевых частях домена. Площадь проявления высокотемпературных базигов интервала составляла

Высокотемпературный базитовый магматизм следующего интервала 2.88-2 81 млрд лет представлен сначала (2.88-2.86 млрд лет) коматиитами и базальтами поясов Кольского и мафической зоны Беломорского домеков, а затем (2 85-2.81 млрд лет) коматиитами и базальтами поясов Западно-Карельского и Центрально-Карельского доменов, а также плутоническими базитами на западной окраине Водлозерского домена. Площадь распространения высокотемпературных базитов составляет 800*600 км. Таким образом, площадь распространения высокотемпературных базитов первых трёх этапов увеличивается по площади по мере разрастания коры и смещается в пространстае.

РТ параметры образования коматиитовых расплавов трёх рассмотренных временных интервалов составляли: для первого этапа Т источника -1800°С, Р - 6-7 ГПа, для второго этапа Т расплава - 1500-1600°С, Т источника - 1800°С, Р - 5-7 ГПа, степень плавления источника достигала 50%. для третьего этапа выделяются самые высокотемпературные в пределах Балтийского щита коматииты пояса Полмос-Порос с Т расплава - 1650"С, Т источника - 1850°С, Р - 7-9 ГПа, образовавшиеся при >50% плавлении; для коматиитов остальных поясов этапа Т расплавов - 1550-1620°С, Т источника - 1800°С и Р= 5-6 ГПа Существенных различий в РТ параметрах формирования коматиитов и высокотемпературных базальтов в течение трёх первых этапов магматизма не установлено. Обширные площади проявления аномально высоких мантийных температур, на 250-300°С превышающие модельные температуры для архейской мантии (Richter, 1988), должны возникать при привносе дополнительного статического тепла, которое может быть обеспечено подъёмом плюмов. Если о первом этапе в силу незначительного проявления магматизма говори гь сложно, то для второго этапа можно охарактеризовать размер "Водлозерский плюма", который примерно соответствовал площади современного Водлозерского домена (-200*250 км), что совпадает с оценкой диаметра архейских плюмов в 200-400 км (Condie, 2001). Третий этап магматизма связан с подъёмом более крупного "Северного плюма" - — 800*600 км.

Установлена гетерогенность мантийных источников в отношении РЗЭ. Коматииты и базальты второго интервала выплавлялись из источников как деплетированных, так и нс-деплетированных ЛРЗЭ. Концентрации РЗЭ в источниках коматиитов варьируют от хонд-

ритовых до 2* хондрит Комагииты и базальты третьего интервала большинства зеленока-менных поясов выплавлялись из источников, обедненных ЛРЗЭ, и только коматииты поясов Суомуссалми и Типасъярви характеризуются "плоской" моделью распределения РЗЭ или слабо обогащены ЛРЗЭ Концентрации РЗЭ в источниках вулканитов различались и составляли для поясов Кольского домена - 0.5-1 *хондрит, а для Беломорского домена - 1.5-2* хондрит, для поясов Северной Карелии (Центрально-Карельский домен) и Костомукшского пояса (Западно-Карельский домен) - 2-3*хондрит, для поясов Восточной Финляндии - 1.5-2*хондрит

£N<¡(29!)) изохрон базитов всех трех интервалов находится в области положительных значений, и свидетельствуют о изотопно источниках коматиитов Ва-

риации Ецм(2 99) от +1.3 до +2 7 для изохрон коматиитов и базальтов позволяют говорить и об изотопной гетерогенности характеристики

высокотемпературных базитов интервала 2 88-2.81 более однородны, чем для предыдущего интервала и варьируют от +2.5 (Вревский, 2000) до +2 9, +2 8 (Лобач-Жученко и др, 2000, Puchtel et al, 1998) Сравнение высокотемпературного ультрабазит-базитового магматизма трех рассмотренных этапов позволяет установить увеличение степени изотопной деплетированности мантийных источников со временем: от +1.2 на первом, +1.3 втором до +2 9 на третьем этапе. При этом данные по Re-Os изотопии коматиитов Костомукшского пояса (Puchtel et al, 2001) с высоким положительным значением у'Я705 - +3 6 ± 1 0 указывают на их происхождение из плюма, зарожденного на границе ядро - мантия.

Геодинамические обстановки формирования коматиитов и высокотемпературных базальтов всех трех интервалов можно оценить как океанические плато (Остерский, Семчсн-ский 'и Каменноозерский пояса, а также пояса в Беломорском и Центрально-Карельском доменах) или континентальных плато над окраинно-континентальными рифтами (Хаута-ваарский, Палаламбинский и Шилосский пояса Водлозерского домена и пояса Западно-Карельского домена).

Параллельно с излиянием высокотемпературных базнтоз в интервале 2.99-2.91 млрд

лет в зеленокаменных поясах западной и восточной окраин Водлозерского домена и в интервале 2 88-2 81 млрд лет в поясах Кольского, Беломорского и Центрально-Карельского доменов формировались более низкотемпературные базальты в обстановке островных дут и заостроводужных бассейнов. Предположение о существовании на данном этапе островных дуг вблизи западной и восточной окраин древнего Водлозерского домена поддерживается присутствием в разрезах с островодужными базальтами одновозрастных с ними андезитов с длительной коровой предысторией источника плавления (Лобач-Жученко и др , 2004). Вулканиты различных геодинамических обстановок тектонически совмещены в единых зеле-

нокаменных поясах Вывод о тектоническом совмещении (коллажировании) поддерживается присутствием в интрузиях с возрастом 2 88-2.85 млрд лет ксенолитов вулканитов, образованных в различных геодинамических обстановках. В Кольском и Центрально-Карельском доменах низкотемпературные базиты также ассоциируют с вулканитами анде-зитового ряда. Изотопные характеристики средних и кислых вулканитов (положительные значения Ема) в Центрально-Карельском домене свидетельствуют об отсутствии длительной коровой предыстории этих пород и их образовании в обстановке энсимагических островных луг на океаническом основании

Третий этап магматизма, по сравнению с предыдущим этапом, характеризуется большим объемом базитов, образованных в обстановках островных дуг и задуговых бассейнов, и в совокупности с большими объёмами андезитов позволяет сделать вывод о более широком развитии плейт-тектоиических движений в интервале 2.88-2.81 млрд лет, по сравнению с предыдущим этапом

Таким образом, процесс формирование зелемокаменных поясов в интервале времени 2.99 - 2 81 млрд лет следует рассматривать как результат совокупного действия процессов, связанных с плюмовым и плейттектоническим механизмами. Изучение совокупности процессов магматизма, осадконакопления и тектоники архейских зеленокаменных поясов Балтийского щита с возрастом .2.99-2.81 млрд лет приводит их исследователей к выводу о том, что плейт-тектонические процессы являются главным механизмом ответственными за их формирование), а магматизм связанный с плюмами является лишь второстепенной прелюдией этих процессов (Кожевников, 2000; Светов, 2004) Однако, если рассматривать весь высокотемпературный магматизм этапов, как плутонический внутри сиалических доменов, так и вулканический, во взаимосязи, то магматизм связанный с плюмами представляется ведущим. Подъём плюма с формированием системы разломов и образованием океанических плато вблизи континентального Водлозерско1 о ядра послужили причиной движения участков океанической плиты под континентальную в данном регионе.

Существенное изменение характера магматизма происходит на этапе 2.74-2.66 млрд лет. На ранней стадии этапа образуются субщелочные-щелочные базиты и ультрабазиты калиевого ряда в составе расслоенных или многофазных массивов санукитоидов Эти первые проявления щелочного-субщелочного магматизма в архее Балтийского щита содержали воду и СО2. Исследования изотопного состава углерода в ультрабазитах массива Пано-зеро показали, что углерод имеет мантийное происхождение (Лобач-Жученко и др., 2004). Источник высококалиевых ультрабазитов обогащен легкими редкоземельными элементами Величина С|1у(+1.2 - +1.4) базитов санукитоидных серий находится в области положительных значений Обогащенность некогерентными элементами с одной стороны и изотопная

деплетированность с другой свидетельствуют, что источник был обогащен непосредственно перед плавлением Источником для базитов санукитоидных серий была метасамотизи-рованная деплетированная мантия. Для образования подобных расплавов приемлемой представляется модель плавления литосферной мантии под воздействием термального плюма (Sato et al., 1997). Метасоматоз литосферной мантии обеспечен мантийными флюидами, сопутствующими термальному голому.

Базиты второго магматического эпизода (2.71-2.66 млрд лет) представлены коматии-тами и габбро-норитами Na-ряда с температурой в источнике 1550-1600°С и Р= 3 - 4 ГПа Аномально высокие температуры и геохимические особенности базитов свидетельствуют об их связи с плюмами. Источник плавления обогащен ЛРЗЭ и изотопно деплетирован

Таким образом, базитовый магматизм четвёртого этапа обусловлен подъёмом плюма. Во время первого эпизода происходит образование расплавов субщелочных основных пород калиевого ряда, выплавлявшихся в нижней части лигосферной мантии под воздействием термального и флюидного потока поднимающеюся плтома Второй эпизод магматизма связан непосредственно с веществом плюма. Размер плюма согласно площади распространения базитов этапа достигал 1000 км в диаметре, что соответствует суперплюму Это предположение поддерживается данными Изли и 1999; Condie,

2001) по распределению пород, связанных с плюмами на территории докембрийских регионов. Эти исследователи расценивают этап 2.7 млрд лет как один из самых активных периодов образования плюмов за время существования Земли. Подъём плюма 2700 млн лет назад поддерживается данными о широком распространении в это время по площади щита внутриплитных гранитов (Лобач-Жученко и др, 2000) Небольшой объем базитов в 2700 млн лет позволяет предположить, что проникновению расплавов препятствовала мощная молодая кора, сформированная при предшествующих этапу субдукционных и коллизионных процессах. Геодинамическая обстановка формирования базитов четвертого этапа магматизма может быть оценена, как внутриконтинентальный рифтогенез.

Последний из рассмотренных этапов раннедокембрийского магматизма 2.5-2.41 млрд лет является самым большим по объему и по площади проявления на Балтийском щите. В протолите пород этого возраста установлено присутствие большого количества раннепро-терозойского ювенильного материала (Бриджуотер и др., 1999; Huhma, Menlainen, 1991, Sorjonen-Ward et al., 1994; Daly et al., 2001). Коматиитовые лавы, расслоенные интрузии, рои даек и интрузии друзитов этого возраста, установленные на Балтийском щите, кристаллизовались из высокотемпературных расплавов. РТ параметры (Т в источнике 1450-1500°С при Р - 3.5-4 ГПа), которые на 50-100°С превышают модельные температуры (Rich-

ter, 1988) на 2.5 млрд лет, а также ряд геохимических особенностей базитов, позволили большинству исследователей расценить этот этап магматизма как плюмовый (Amelin et al., 1995; Шарков и др., 1996; Puchtcl et al., 1997; Lobach-Zhuchcnko et al., 1998). Деформации и данные изотопного возраста, увязанные друг с другом, в Беломорьс для периода 2.4-2.5 млрд лет реконструируются как условия растяжения (Балаганский и др., 1998; et al., 2001; Lobach-Zhuchenko et al., 1998). Анализ геохимических данных не только бази-тов, но и гранитов данного возраста свидетельствует об их кристаллизации в анорогенных или внутриплитных условиях. Базитовый магматизм этапа во всех домеках Балтийского щита осуществлялся в условиях континентальных рифтов. Широкое распространение ВЫсокотемпературных базитов по площади Балтийского шита говорит о

pax раннепротерозойского плюма, диаметр головы которого достигал 1000-1500 км. Большие размеры и наибольшая длительность проявления высокотемпературного базитового магматизма, которая составила около 100 млн лет, позволяют расценить это явление, согласно классификации Конди (Condie, 2001), как суперплюм. Существование мощного и длительного прогрева не только мантийного, ко и корового вещества поддерживается результатами палеомагнитных исследований

Все базиты данного этапа обогащены SiCb, ЛРЗЭ И Zr по сравнению с коматиитами и базальтами первых трех первых этапов и характеризуются отрицательными или близкими к кулю значениями величины Sn<) (вариации от +0.8 до -2.5). Близкие геохимические и изотопные характеристики базитов различных доменов щита, для которых установлены различный возраст и состав коры (то есть контаминанта), позволяют считать, что процесс контаминации не был главным ответственным за специфику составов базитов. Предпочтительной является модель смешения расплавов деплетированной литосферной мантии с расплавом недеплетировашюго (РМ) или обогащенного (ЕМ1) плюма и последующей контаминации расплавов веществом архейской континентальной коры

ВЫВОДЫ

Анализ геологических, геохронологических, геохимических, изотопных и палеомаг-нитных данных базитов и ультрабазитов Балтийского щита в интервале времени 3.4-2.4 млрд лет позволил сделать следующие выводы.

1. В раннем докембрии Балтийского щита в интервале 3.4-2.4 млрд лет базитовый магматизм происходил дискретно в течение пяти временных интервалов - этапов. В каждом этапе установлено от двух до трех эпизодов магматической активности. Продолжительность каждого этапа (начиная со второго) составляет 80-90 млн лет, а дли-

тельность интервалов между этапами возрастает от 30 до 120 млн лет. Площади проявления базитового магматизма возрастали от этапа к этапу

2. Во всех выделенных этапах присутствуют базиты, исходные расплавы которых являются результатом высоких степеней плавления мантийного источника при температурах существенно превышающих модельные температуры архейской мантии. Образование таких расплавов требует дополнительного статического гепла, которое может быть обеспечено плюмом

3 Источники базитов трех первых этапов гегерогенны в отношении РЗЭ Базиты трёх первых этапов выплавлялись из источников не деплетированных или деплетирован-ных ЛРЗЭ и из изотопно деплетированных источников. Степень деплетированности источников возрастала со временем. Величина Еад изохрон высокотемпературных ба-зитов первого и второго этапов магматизма составляла а третьего этапа -+2.5 - +2.9.

4 Расплавы плюмов внедрялись как в континентальную, так и океаническую кору, геодинамические обстановки формирования высокотемпературных вулканитов оцениваются как океанические и окраинно-континентальные плато.

5. В интервале 2.99-2 81 млрд лет в зеленокаменных поясах наряду с базальтами плато присутствуют базальты, сформированные в обстановках островных дуг и задуговых бассейнов Базальты, образованные в различных геодинамических обстановкач, впоследствии были тектонически совмещены в единые зеленокаменные пояса.

6 Начиная с 2.74 млрд лет происходит изменение состава источника базитовых расплавов, преимущественное распространение приобретают базиты, обогащенные кремнеземом и легкими редкими и редкоземельными элементами Формирование исходных расплавов базитов обусловлено суммарным действием процессов смешения расплавов, выплавлявшихся из мощной к данному времени литосферной мантии с расплавами плюмов и процессами коровой контаминации.

7. Формирование единой Карело-Кольской плиты, которое происходило в результате совокупного действия голом- и плейт-тектонических процессов, завершилось к этапу 2.5 млрд лет. Масштабы раннепротерозойских движений внутри Балтийского щита оцениваются значениями от первых сотен до тысячи километров и завершились до начала ятулийского времени. Подъем плюмов, включая раннепротерозойский "су-перплюм", не привела распаду Балтийского щита как единой структуры

Основные публикации по теме диссертации.

1. Геология и петрология нижнего структурно метаморфического комплекса. Петрография и петрохимия вулканогенного комплекса. В кн. Геология и петрология архейского гранитно-зеленокаменного комплекса Центральной Карелии. Л.:Наука.1978. С.48-51,70-73.

2. Геология и петрология верхнего структурно-метаморфического комплекса. Ранние ин-

трузии. В кн. Геология и петрология архейского гранитно-зеленокаменного комплекса Центральной Карелии. Л.:Наука.1978. С. 140-160.

3. Геохимические особенности архейских метавулканитов Центральной Карелии. В кн. Процессы глубинною петрогенезиса и минерагении докембрия СССР. 1979. С. 26-51 (соавторы: Крылов И.Н., Лобач-Жученко СБ.)

4. Изотопный уран-свинцовый возраст Семченской интрузии габбро-диоритов. Известия АН СССР, Серия геологическая, 1983. №11. С.15-20. Вклад Н.Л.Арестовой 50% (соавторы Сергеев С.А., Левченков ОА., Яковлева С.З.)

5. Распределение Sr, Ва, Си, Сг, V, Ni и Со в породах базальт-риолитовою ряда как показатель их ликвационной природы. Геохимия. 1985. №7. С. 946-952. Вклад Н.А. Арестовой 60% (соавтор Пугин В.А.)

6. Расчёт петрогенетических моделей образования коматиитовых и базальтовых расплавов по редкоземельным элементам. В кн. Зеленокаменные пояса фундамента Восточно-Европейской платформы. Л.: Наука, 1988. С. 148-162. Вклад Н.ААрестовой 80% (соавторы: Лобач-Жученко С.Б., Кузнецов Р.А.)

7. Фракционная кристаллизация в архейских коматиит-базальтовых сериях, установленная по распределению редких элементов. Геохимия. 1989. № 10. С.1437-1448. Вклад Н.А.Арестовой 50% (соавторы: Лобач-Жученко С.Б, Крылов И.Н., Матреничев В.А.)

8. Петрология архейских вулканитов Карелии (к вопросу о геодинамике зеленокаменных поясов). Геология и геохронология фундамента Восточно-Европейской платформы. Л.:Наука, 1989. С.187-198. Вклад НА.Арестовой 30% (соавторы: Матреничев ВА., Лобач-Жученко С.Б, Кожевников В.Н., Чекулаев В.П., Крылов И.Н.)

9. К проблеме строения и состава литосферы восточной части Балтийского щита в раннем архее. Проблемы комплексной интерпретации геолого-геофизических данных. Л.:Наука.1991.С.39-42. Вклад Н.ААрестовой 30% (соавторы: Лобач-Жученко С.Б., Вревский А.Б)

10. Первые данные о Sm-Nd возрасте архейских базальтов Карельской гранит-зеленокаменной области. ДАН СССР 1991.Т.318. №1.С.175-180. Вклад НА Аресто-вой 50% (соавторы Сочеванов Н.Н., Матреничев В.А., Лобач-Жученко С.Б., Гусева В.Ф)

11. New Sm-Nd data, mineral and rock chemistry for the druzites of NW Belomorian zone: implication for geotectonic interpretation Maegs 9.1995. St-Petersburg. Abstracts. P.3.(With Aleksejev N., Bogomolov E., Drugova G., Levsky L., Lobach-Zhuchenko S., Chekulaev V.)

12. Сравнение раннепротерозойских базитов различных архейских сегментов Балтийского щита и некоторые петрогенетические выводы. Корреляция геологических процессов Фенноскандии. Тезисы докладов. СПб. 1996. С.2-3 (соавтор Лобач-Жученко С.Б.)

13. Петрология архейской расслоенной интрузии базитов р. Лай-ручей Водлозерского блока (ЮВ Карелия). Докембрий северной Евразии. СПб. 1997. С.4.

14. Контаминация базитовых расплавов и возникающие в связи с этим ограничения при геодинамических реконструкциях. В кн.: Проблемы генезиса магматических и метаморфических пород. Тезисы докладов. Санкт-Петербургский государственный университет. 1998. С.64-65.

15. Беломорский пояс - позднеархейская аккреционно-коллизионная зона Балтийского щита. Доклады РАН.1998. Т.358 №2. С.226-229. Вклад Н.ААрестовой 20% (соавторы: Лобач-Жученко С.Б., Чекулаев В.П., Степанов B.C., Слабунов А.И).

16. Geochemistry and petrology of2.40-2.45 Ga magmatic rocks in the north-western Belomo-rian Belt, Fennoscandian Shield, Russia. Precambrian Research. 1998. Vol. 92 N.3 pp.223250. Вклад И.А.Арестовой 50% (with: Lobach-Zhuchenko S.B,. Chekulaev V.P., Lcvsky L.K., Bogomolov E.S., Krylov I.N.)

17. Фазовые и изотопные (Nd) равновесия в друзитах массива Толстик и района губы Тупой, Северо-Западное Беломорье (Балтийский щит). Петрология. 1999. Т.7. №1. С.З-23. Вклад Н.Л.Арестовой 20% (соавторы: Алексеев Н.Л., Лобач-Жученко СБ., Богомолов Е.С., Левский Л.К., Другова Г..М., Амелин Ю.В., Гусева В.Ф).

18. Палеомагнитное изучение раннепротерозойских (2.4-2.5 млрд лет) базитов Балтийского щита и некоторые геотектонические выводы. Доклады РАН. 1999. Т.366. №6. С.781-784. Вклад Н.А.Арестовой 50% (соавторы Гуськова Е.Г., Краснова А.Ф.)

19. Эволюция Южно-Выгозерского зеленокаменного пояса Карелии. Петрология. 1999. Т.7. №2. С. 156-173. Вклад Н.А.Арестовой 50% (соавторы: Лобач-Жученко С.Б, Чеку-лаев В.П., Левченков О.А., Крылов И.Н., Левский Л.К., Богомолов Е.С., Коваленко А.В.)

20. The Karelian greenstone belts: their setting in the archaean domains. Early precambrian: genesis and evolution of the continental crust. International conference.Absracts. Moscow,! 999. P. 5-7 (with Lobach-Zhuchenko, Chekulaev) Вклад Н.А Арестовой 70%

21. Метакоматииты в разрезе терригенной железисто-кремнистой формации Костомукш-ского зеленокаменного пояса. Литология и полезные ископаемые. 1999. №5.С517-523. Вклад Н.А.Арестовой 50% (соавтор Милькевич Р.И.)

22. К проблеме датирования основных пород. Доклады РАН. 1999. Т.365. №3. С.377-380. Вклад Н.А.Арестовой 30% (соавторы Сергеев С.А , Лобач-Жученко С.Б.)

23. Палеомагнетизм пород Шилосской структуры Южно-Выгозерского зеленокаменного пояса, Восточная Карелия. Физика Земли. 2000. № 5. С.1-6. Вклад II.А.Арестовой 50% (соавторы: Гуськова Е.Г., Краснова А.Ф.)

24. Стратиграфический разрез Костомукшской структуры Карелии (верхний архей), реконструкции на основе геохронологических, геохимических и изотопных данных. Стратиграфия. Геологические корреляции. 2000. Т.8. N4. С.3-10. Вклад Н.А. Аресто-вой 60% (соавторы: Лобач-Жученко С.Б., Милькевич Р.И., Левченков О.А., Сергеев С.А.)

25. Архейские террейны Карелии: их геологическое и изотопно-геохимическое обоснование. Геотектоника. 2000. № 6. С.26-42. Вклад Н.А.Арестовой 20% (соавторы: Ло-бач-Жученко С.Б., Чекулаев В.П., Левский Л.К., Коваленко А.В.)

26. Формирование древнейших (3.20-2 85 млрд. лет) террейнов Балтийского щита. Суперконтиненты в геологическом развитии докембрия. Материалы научного совещания. Иркутск. 2001. С. 140-143. Вклад Н.А.Аресювой 40% (соавторы: Лобач-Жученко С.Б,

_ Вревский А.Б., Чекулаев В.П.)

27. Paleomagnetic studies of gabbronorites of the southern White Sea region, Karelia, Russia. International J. Geomagn. Aeronomy. 2001. V.2. N.3. P. 233-239. Вклад Н.А.Арестовой 20% (with Pisarevsky S.A., Ivanova I.V., Khramov A.N., Gooskova E.G., Krasnova A.F., Lobach-Zhuchenko S.B.)

28. Архейский магматизм северо-западной окраины древнего Водлозерского домена, район оз. Остер (геология, геохимия, петрология). Петрология. 2002. Т10. № 2. С. 138167. Вклад Н.А.Арестовой 30% (соавторы: Чекулаев В.П., Лобач-Жученко СБ., Гусева Н.С., Коваленко А.В., Крылов И.Н.).

29. Новые палеомагнитные данные для раннепротерозойских (2.5-2.4 млрд лет) расслоенных интрузий г. Генеральской и Имандровской, Кольский полуостров. Физика Земли. 2002. №3. С.65-76. Вклад Н.А.Арестовой 30%.(соавторы: Храмов А.Н., Гуськова Е.Г., Иосифиди А.Г)

30. Раинедокембрийские базиты Балтийского щита: геохимические типы и этапы образования как отражение глубинной геодинамики. Мантийные плюмы и металлогения.

Материалы Международного симпозиума. Петрозавдск-Москва. 2002. С. 13-17. Вклад Н.А.Арестовой 80%.(соавторы: Лобач-Жученко С.Б., Чекулаев В П.)

31. Состав, возраст и Sm-Nd систематика архейских высокомагнезиальных гранитоидов (санукитоидов) Панозерского массива, Карелия. Геохимия. 2003. №8. С. 812-828. Вклад Н.А.Арестовой 30% (соавторы: Чекулаев В.П., Левченков О .А., Иваников В.В., Коваленко А.В., Гусева Н.С, Комаров А.Н).

32. Genesis of the earliest (3.20-2 83) terranes ofthe of the Fennoscandian shield. Russian Journal of Earth sciences, 2003. V.5. No. 2. P. 75-91. Вклад Н.А.Арестовой 30% (соавторы-Lobach-Zhuchenko S.B., Chekulaev V.P., Vrevsky A.B, Kovalenko A.V)

33. Early Precambrian mafic rocks of the Fennoscandian shield as a reflection of plume magma-tism: geochemical types and formation stages. Russian Journal of Earth sciences, 2003. V.5. No. 3. P. 145-163. Вклад НААрестовой 80% (with Lobach-Zhuchenko S.B., Chekulaev V.P., Gus'kova E.G)

34. О возрасте высоко-Mg гранитоидов Нюкозерского массива, Карелия. Докл. РАН.

2004. Т.394. №1. С.101-104. Вклад Н.ААрестовой 30% (соавторы: Чекулаев В.П., Баянова Т.Б., А.В.Коваленко, Н.В.Левкович)

35. High-Mg granitoids (sanukitoids) jf the Baltic shield -geological setting, geochemical characteristics and implication for the origin of mantle derived melt. Lithos. 2004. P (with S. B. Lobach- Zhuchenko , H. R. Rollinson,V.P. Chekulaev, A.V.Kovalenko, V.V.Ivanikov, N.S. Gooseva , S.A.Sergeev, D.I.Matukov, K.E.Jarvis .Вклад Арестовой 20%).

Отпечатано в ООО «ПОЛЭКС», Санкт-Петербург, В.О, Средний пр ,4 Подписано в печать 16.11.2004. Зак. № 238. Тираж 130 эю

№23086

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Арестова, Наталия Александровна

ВВЕДЕНИЕ.

ЧАСТЬ I. ГЕОЛОГИЯ РАННЕГО ДОКЕМБРИЯ БАЛТИЙСКОГО ЩИТА И

ЭТАПЫ БАЗИТОВОГО МАГМАТИЗМА

ГЛАВА 1. КРАТКАЯ ИССТОРИЯ ИССЛЕДОВАНИЯ

1.1. Основные черты геологии раннего докембрия Балтийского щита.

1.2. Раннедокембрийский базитовый магматизм.

1.3. Палеомагнитные исследования раннедокембрийских пород и их значение.

ГЛАВА 2. ФЕННО-КАРЕЛЬСКАЯ ГРАНИТ-ЗЕЛЕНОКАМЕННАЯ ОБЛАСТЬ (геология опорных участков и местные структурно-возрастные шкалы геологических событий).

2.1 Архей.

2.1.1. Водлозерский домен.

2.1.2. Западно-Карельский домен.

2.1.3. Центрально-Карельский домен.

2.2. Ранний протерозой.

2.3. Основные особенности развития базитового магматизма в раннем докембрии Карелии.

ГЛАВА 3. БЕЛОМОРСКИЙ БЛОК (основные черты строения и геология опорных участков)

3.1. Введение.

3.2. Северо-Западное Беломорье.

3.3. Южное Беломорье.

3.4. Корреляция геологических событий и базитового магматизма Беломорья.

ГЛАВА 4. ЭТАПЫ ПРОЯВЛЕНИЯ РАННЕДОКЕМБРИЙСКОГО БАЗИТОВОГО МАГМАТИЗМА И ЕГО РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ПО ПЛОЩАДИ ЩИТА, УСТАНОВЛЕННОЕ НА ОСНОВАНИИ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ И

ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ ДАННЫХ.

ЧАСТЬ II. ПРОИСХОЖДЕНИЕ БАЗИТОВ И ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ РЕЖИМЫ ИХ ФОРМИРОВАНИЯ, УСТАНОВЛЕННЫЕ НА ОСНОВЕ АНАЛИЗА ГЕОХИМИЧЕСКИХ ДАНЫХ

ГЛАВА 5. СОСТАВ И ПРОИСХОЖДЕНИЕ БАЗИТОВ С ВОЗРАСТОМ БОЛЕЕ

3.1 МЛРД ЛЕТ.

ГЛАВА 6. СОСТАВ И ПРОИСХОЖДЕНИЕ БАЗИТОВ ЭТАПА 2.99-2.91 МЛРД

6.1. Эпизод магматизма 2.99 млрд лет

6.2. Эпизод магматизма 2.96-2.94 млрд лет

6.3. Эпизод магматизма 2.92-2.91 млрд лет

6.4. Изотопные характеристики базитов этапа 2.99-2.91 млрд лет.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Эволюция базит-ультрабазитового магматизма Балтийского щита интервала 3.4-2.4 млрд лет"

Актуальность темы. Исследование ранних стадий развития Земли - раннего докембрия - определивших особенности её строения и основных направлений эволюции, является одной из наиболее сложных задач геологии. Для реконструкции динамики развития раннедокембрийской литосферы, выявления возможных механизмов, действовавших в раннем докембрии, перспективным является изучение состава базитов и ультраба-зитов - производных мантийных расплавов. Базиты и ультрабазиты, являясь более высокотемпературными образованьями, по сравнению с гранитоидами более устойчивы к последующим преобразованиям и в большей степени способны сохранять информацию о составе источника, условиях плавления и последующей эволюции. Результаты изучения геологического положения, возраста состава и петрогенезиса базитов и ультрабазитов и их эволюции во времени служат важным источником информации о геодинамическом состоянии раннедокембрийской литосферы на разных этапах её развития по латерали и вертикали, и позволяет решать вопросы динамики астеносферно-литосферного взаимодействия. Базиты и ультрабазиты - продукты мантийного плавления наиболее раннего периода развития Земли позволяют проследить её термальную историю и историю формирования её глубинных оболочек

Накопленные в последние десятилетия прецизионные геохимические и изотопно-геохимические данные позволили на примере фанерозойских комплексов разработать критерии для соотнесения геохимических характеристик магматических пород с геодинамическими обстановками их образования (Pearce et al., 1984, 1996; Kerrich and Wyman, 1997, Kerr et al., 2000 и др.). Одновременно шло сопоставление разновозрастных базитов и применение выработанных критериев для оценки геодинамических обстановок в докембрии. В процессе изучения эволюции раннего докембрия были предложены различные, нередко альтернативные, геодинамические модели формирования континентальной коры. Наиболее широко принятым является представление, базирующееся на модели тектоники плит, в том числе и для раннего архея (De Wit et al., 1992). В соответствии с этой моделью, наиболее детально проработанной для территории Канады (Card et al., 1989; Percival et al., 1994; Kusky and Polat, 1999 и др.) формирование континентальной коры происходило на конвергентных границах плит путем аккреции островных дуг, фрагментов океанической коры, осадков аккреционных призм.

Однако вопрос о применимости модели тектоники плит к архейским процессам является дискуссионным. Ряд исследователей считает, что динамика литосферных плит уже в полном объёме действовала в архее (Hoffman, 1989, Кожевников, 2000,2003, Минц и др., 1996), другие ставят этот вопрос под сомнение (Вревский, 2000, Хильтова и др., 2002 и др.). Они считают, что полноценное развитие плейт-тектонических процессов началось с раннего протерозоя.

В последнее десятилетие на смену господствовавшей в предыдущие годы парадигме плейт-тектонического развития Земли приходит новая парадигма общей или глобальной тектоники. С точки зрения этой теории процесс развития Земли рассматривается как последовательное, а затем и параллельное действие процессов роста ядра, плюм-и плейт-тектонических процессов (Maruyama et al, 1994; Kumazava, Maruyama, 1994; Devies, 1997 и др.). В этой последовательности тектоника плюмов, разработке которой в последнее десятилетие посвящено большое количество исследований (Campbell, Griffiths, 1990, 1992; Hart, 1993; Maruyama, 1994; Грачёв, 1998; 2000, Добрецов и др., 2001 и др.), играет ведущую роль на ранних стадиях развития Земли. Работами ряда исследователей показано, что массоперенос, связанный с подъёмом глубинного мантийного вещества был преобладающим на раннедокембрийском этапе геологического развития Земли (Campbell, Griffiths, 1990,1992; Abbott, 1996; Condi, 2001, Вревский, 2000).

Исследования докембрийских пород для решения задач геодинамического моделирования осложняются тем, что в раннем докембрии приходится изучать глубоко мета-морфизованные сложно деформированные образования. Однако, высокотемпературные базиты и ультрабазиты, способны сохранять информацию об исходных процессах.

Следует учитывать, что для геодинамических реконструкций раннего докембрия зачастую недостаточно даже самого детального исследования одних базит-ультрабазитов, а следует параллельно рассматривать ассоциирующие породы. Длительное развитие архейских кратонов с многократным проявлением эндогенных процессов существенно осложняет геологические реконструкции в раннем докембрии. Метаморфические и метасоматические процессы, широко проявленные в раннем докембрии, и связанная с ними мобильность ряда элементов, также осложняют сопоставление геохимических данных для однотипных фанерозойских и докембрийских пород. Тем не менее, в настоящей работе проводится такое сопоставление, основанное на детальных геологических наблюдениях, многочисленных геохронологических данных и геохимических характеристиках наименее мобильных элементов. Даже учитывая все вышеперечисленные факторы, иногда невозможно получить однозначного решения. Так, в последних работах подчеркивается роль океанических плато в аккреционных орогенах, в которых накапливаются базитовые, в том числе коматиитовые, лавы, выплавленные из поднимающихся плюмов или из деплетированных верхнемантийных источников под воздействием плюма (Puchtel et al., 1997, 1998,1999). В то же время, накопление базито-вых и щелочных лав в некоторых районах происходило в условиях окраинно-континентальных рифтов (Volcanic rifted margin), рассекающих как океаническую, так и континентальную литосферу (Kerr et al., 2000; Marzoli et al., 2000).

Восточная часть Балтийского щита сложена преимущественно раннедокембрий-скими породами. Базиты архейского и раннепротерозойского возраста составляют около 20% всех его образований. Несмотря на ограниченный объём базитов и ультрабазитов, исследование эволюции всей их совокупности в пространстве и во времени позволяет делать выводы о развитии Земли в раннем докембрии.

Кроме того, с базитами и ультрабазитами как зеленокаменных поясов, так и расслоенных интрузий, связаны уникальные месторождения Au, Ni, Си, Pt и ряда других элементов, причём генезис базитов играет важную роль для определения их металлоге-нической специализации.

Целью данной работы является определение роли базитового магматизма в процессе формирования раннедокембрийской коры восточной части Балтийского щита и направления его эволюции в пределах интервала времени 3,4 — 2,4 млрд лет. Для достижения выбранной цели были определены следующие задачи исследования:

1) изучение геологии архейских и раннепротерозойских образований на опорных участках и разработка для них шкал геологической последовательности событий;

2) корреляция в пространстве и во времени основных этапов базитового магматизма в раннем докембрии Балтийского щита;

3) геохимический анализ базитов различных этапов, выделенных на основании геологических и геохронологических данных, для выявления состава источников бази-товых расплавов, их изменения во времени, определения условий плавления при образовании базитов и преобразования первичных базитовых расплавов при их взаимодействии с коровым веществом;

4) восстановление геодинамических условий формирования базитов в пределах различных раннедокембрийских доменов Балтийского щита по аналогии с фанерозой-скими базитами;

5) выявление пространственно-временных ограничений взаимных горизонтальных перемещений блоков Балтийского щита на основании палеомагнитных данных;

6) выявление основных тенденций развития литосферы в раннем докембрии на примере Балтийского щита.

Ограничение исследования базитов рамками раннего докембрия связано с основной целью работы, поскольку формирование древней коры Балтийского щита происходило главным образом в архее и раннем протерозое.

В основу работы положены материалы, собранные автором за период работы с 1973 по настоящее время в составе Карельской экспедиции или Карельской научно-исследовательской группы лаборатории геологии и геодинамики ИГГД РАН, которые проводились по плановым темам ИГГД, по проектам РФФИ №№.93-05-08903, 96-0564657,97-05-64113,00-05-64920, 01-05-64930, 02-05-65052, по международным проектам NTI 000, NTI 300 (проект Сороса), проекту INTAS 01-0073 и проекту СВЕКАЛАПКО, а также материалы собранные коллегами по Карельской группе ИГГД РАН С.Б.Лобач

Жученко, В.П.Чекулаевым, В.С.Байковой, |ИН.Крыловым,| |А.Ф.Красновой, В.И.Артеевой, В.А.Матреничевым, К.И.Лоховым, Л.Н.Котовой, И.К.Шулешко, В.Н.Кожевниковым, А.В.Коваленко, Н.И.Гусевой. В работе также использованы опубликованные материалы Р.И.Милькевич, А.Б.Вревского, Ю.В.Миллера, [А.Б.Львова|,

В.Л.Дука) сотрудников Институтов геологии Карельского и Кольского Научных Центров

РАН (С.И.Рыбакова!, А.И.Световой, С.А. Светова, В.В.Куликовой, О.А.Володичева, В.Н.Кожевникова, А.И.Слабунова В.С.Степанова, В.Ф.Ветрина, Т.Б.Баяновой, В.Ф. Смолькина, М.Н.Богдановой, М.М.Ефимова, В.В.Балаганского, А.А. Жангурова, Ж.А. Федотова, Е.В.Шаркова. в небольшом объеме использованы результаты исследования керна скважин, любезно предоставленные автору геологами Карельской и Архангельской экспедиций. Палеомагнитные исследования продолжают работы А.Ф.Красновой и проводились совместно и под постоянным руководством Е.Г.Гуськовой, А.Н.Храмова.

Основным методом работы является комплексный подход к решению поставленных задач с использованием данных по геологии, геохимии, петрологии, изотопной геологии и палеомагнетизму. В основе геологических построений лежат результаты детального геологического картирования автором 34 опорных участков Карельского (22), Беломорского (8) и Кольского (4) блоков Балтийского щита, отдельных опорных участков с использованием структурного и метаморфического анализа для которых разработаны детальные шкалы геологической последовательности событий и определено положение базитов в этих шкалах, проведена корреляция шкал с учётом изотопного возраста базитов и выделены различные группы базитов.

Проведено петрографическое и геохимическое изучение базитов, которое включало: петрографическое исследование пород всех опорных участков, исследование содержаний породообразующих элементов (около 1000 силикатных анализов), редких (более 1500 рентгено-спектральных анализов, выполненных в лаборатории ИГГД РАН на приборе VRA-30 по авторским методикам И.Н.Крыловым и В.И.Артеевой с использованием международных стандартов) и редкоземельных элементов (более 100 анализов ба-зитов-ультрабазитов и, частично, вулканитов среднего и кислого состава, выполненных ICP MS и INAA методом в лаборатории ИГТД РАН и университете Кингстон, Великобритания).

Петрологическое исследование включало расчёт РТ параметров образования бази-тов и ультрабазитов на основе концентраций главных элементов и их отношений, определение условий фракционирования минеральных парагенезисов путём сопоставления трендов природных ассоциаций базитов и ультрабазитов с расчётными трендами фракционирования редких элементов (Ti, Zr, Y, Сг). Тренды рассчитаны с использованием коэффициентов распределения в системе минерал-расплав Исследование моделей распределения редкоземельных элементов, а также отношений редких и редкоземельных элементов проводилось для выявления типа мантийного источника, условий его плавления, возможной последующей контаминации первичных расплавов, а также для выявления геодинамических обстановок при формировании базитовых расплавов.

Изотопно-геохимические исследования пород проведены в лаборатории изотопной геохимии ИГГД РАН, руководимой Л.К.Левским, исследователи О.А.Левченков, С.А.Сергеев, Е.С.Богомолов, А.В.Коваленко, а также в лабораториях ГЕОХИ РАН Е.В.Бибиковой, и ГИ Кольского НЦ РАН Т.Б.Баяновой. . По результатам исследований проведено изучение изотопных возрастов базитов, полученных U-Pb методом по циркону и Sm-Nd изохронным методом по породе в целом, а также изотопного состава неодима для характеристики мантийного источника и возможной контаминации первичных расплавов.

Палеомагнитные исследования были направлены на выявление древних компонент естественной остаточной намагниченности надежно датированных архейских и ранне-протерозойских базитов на 15 объектах различных участков щита, сопоставление положения их древних палеополюсов с кривой кажущейся миграции палеополюса для Балтийского щита и выявление возможных взаимных горизонтальных перемещений различных участков коры. Измерения проводились в палеомагнитной лаборатории ВНИГРИ руководимой А.Н.Храмовым, исследователь А.Г.Иосифиди, и в лаборатории магнитных свойств СПбФ ИЗМИР АН Е.Г.Гуськовой. Ступенчатое терморазмагничивание всех образцов производилось на термоустановке системы ВНИГРИ.

Решение вопроса о геодинамической модели формирования и развитая раннедокембрийской земной коры, а также о временных соотношениях процессов корообразова-ния и мантийно-корового взаимодействия требует изучения не только базит-ультрабазитового магматизма, но и всех процессов магмо- и породообразования, их последовательности и соотношения между собой, а также построения детальной шкалы геологической последовательности эндогенных процессов. Для решения этого вопроса на примере Балтийского щита проведена корреляция последовательности эндогенных процессов в пределах Фенно-Карельской гранит-зелено каменной области и, по возможности, в пределах восточной части Балтийского щита. Основой для подобной корреляции служат локальные шкалы, построенные для различных типовых районов, и, в частности, положение в них базитов, как важных реперов геодинамической обстановки.

В работе приводится фактический материал, послуживший основой для корреляции геологических событий и, главным образом, времени и характера проявления базит-ультрабазитового магматизма в пределах Фенно-Карельской гранит-зеленокаменной области (глава 2) и в Беломорье (глава 3). Последовательность рассмотрения в работе опорных участков соответствует их положению в выделенных в последнее время (Ло-бач-Жученко и др., 20006) на территории Балтийского щита основных блоковых структурах архея, соответствующих в современной литературе террейнам или доменам. В результате анализа геологических и изотопных (Sm-Nd) данных на территории Карельской гранит-зеленокаменной области выделяются три крупных блоковых структуры: Водло-зерский и Западно-Карельский домены с модельным возрастом гранитоидов более 3.1 и 3.0 млрд лет соответственно и, разделяющий их, более молодой Центрально-Карельский домен, модельный возраст гранитоидов которого не превышает 2.9 млрд лет. Объектами собственных исследований автора в Кольском блоке являлись позднеархейская интрузия санукитоидов и ряд расслоенных раннепротерозойских интрузий, изучение которых проводилось в связи с палеомагнитными исследованиями, и в первой геологической части работы отдельно не рассматриваются. Выделенные архейские домены на территории Балтийского щита и положение опорных участков, рассмотренных в работе, представлены на рисунке (рис.1).

Рис. i Схема расположения архейских доменов в восточной части Балтийского щита и расположение опорных участков.

Домены (буквы в квадратах): В - Водлозерский, ЗК - Западно-Карельский, ЦК - Централь но-Карельский, Б - Беломорский, К -Кольский.

Архей: ] - гранитоиды ТТГ комплексов, 2 - зеленокаменкые и гнейсовые пояса и их фрагменты; 3 - гнейсы беломорского комплекса. Протерозой'. 4 - вулканогенно-осадочные комплексы и базитовые интрузии раннего протерозоя; 5 - рапакиви и рапакивиподобные граниты; 6 - позднепротерозойские образования; 7 - фанерозойские образования; 8 - установленные и предполагаемые границы: а - доменов Карельского блока, б - доменов Кольского блока, в - Беломорского домена.

Опорные участки (цифры в кружках) 1 - р.Черева-р.Винела, 2 - Лай-ручей, 3 - р.Выг, 4 - Шальский, 5 -Хаутаваара, 6 - Семчь, 7 - Палая Ламба, 8 - Остер, 9 - Шилос, 10 - Каменные озёра, 11 - Кенозеро, 12 -Костомукша, 13 - Хизоваара, 14 - Урос озеро, 15 - Панозеро, 16 - Сяргозеро, 17 - Бергаул, 18 - Хижъяр-ви, 19 -Кадилампи, 20 - Кумсинская структура, 21 - оз.Когу (Лехтенская структура) 22 - Авдеевская дайка, 23 -Ковдозеро, 24 - Серяк, 25 - Толстик, 26 - Ковда, 27 - Жемчужный, 28 - Пежостров, 29 - Амбарный, 30 - Южное Беломорье, 31 -г. Генеральская, 32 - Тулома, 33 - Имандровкий массив, 14 - Фёдорова Тундра.

Распространение полученных результатов на территорию всей восточной части Балтийского щита проведено на основе сопоставления собственных результатов автора по раннедокембрийским образованиям Карелии и Беломорья с литературными данными для Кольского полуострова и Финляндии (Вревский, 1999,. 2000; Смолькин, 1992, Zhangurov et al., 1994; Jahn et al., 1984, Gruau et al.,1990; Soijonen-Ward et al., 1993 и др.).

В работе приводятся и обосновываются следующие основные защищаемые положения.

1. В раннем докембрии Балтийского щита в интервале 3.4-2.4 млрд лет выделяются пять этапов базитового магматизма. В каждом этапе установлено от двух до трёх пиков магматической активности. Продолжительность каждого этапа (начиная со второго) составляет 80-90 млн. лет, а длительность интервалов между ними возрастает от 30 до 120 млн. лет.

2. Все этапы характеризовались формированием высокотемпературных базитовых и ультрабазитовых расплавов - производных плюмов. Высокотемпературные расплавы внедрялись как в континентальную, так и океаническую кору, образуя глубинные интрузии в более мощных участках сиалической коры и вулканиты, сформированные в обстановках океанических и окраинноконтинетальных плато.

3. Во время второго и третьего этапов магматизма (2.99-2.81 млрд лет) наряду с базальтами плато формируются базальты островных дуг и задуговых бассейнов. Базальты, образованные в различных геодинамических обстановках, впоследствии были тектонически совмещены в единых зеленокаменных поясах. Совокупные действия плюм-тектонических процессов, обеспечивших привнос ювенильного вещества и плейт-тектоническх процессов, обеспечивших малоглубинную дифференциацию, привели к формированию единой Карело-Кольской плиты.

4. Начиная с 2.74 млрд лет происходит смена источника глубинных базитовых расплавов. Формирование исходных расплавов базитов обусловлено суммарным действием процессов смешения расплавов, выплавлявшихся из достаточно мощной к данному времени литосферной мантии, с расплавами плюмов и процессов коровой контаминации.

Структура работы. Работа построена по принципу последовательного рассмотрения и анализа фактического материала и вытекающих из него выводов. Защищаемые положения являются закономерными выводами, вытекающими из анализа материала. Работа состоит из введения, одиннадцати глав, объединённых в четыре части и выводов.

Первая часть - геологическая, состоит из четырёх глав. В ней рассмотрены краткая история исследования района, геологическое описание опорных участков исследования и положение базитов в локальных шкалах последовательности событий. Завершается часть выделением этапов базитового магматизма в раннем докембрии Балтийского шита.

Вторая часть содержит пять глав и посвящена геохимическому, изотопному и петрологическому исследованию базитов различных этапов. На основании геохимических исследований и петрологических выводов в соответствии с геологическими данными обосновываются геодинамической обстановке при формировании исходных расплавов базитов.

Третья часть работы состоит из одной главы и посвящена раннедокембрийской кинематике Балтийского щита, установленной при палеомагнитном исследовании базитов. Эта часть работы служит надёжным количественным подтверждением ряда выводов, сделанных на основе геологических, геохимических и петрологических исследований.

Четвёртая часть состоит из одной главы, в которой рассматривается эволюция базитов и их источников во времени в пределах Балтийского щита

Научная новизна. В работе рассмотрен весь комплекс базитов и ультрабазитов Балтийского щита архейского и раннепротерозойского возраста интервала 3.4-2.4 млрд лет. В результате проведённых исследований в интервале времени 3,4-2,4 млрд лет выделено пять этапов проявления базит-ультрабазитового магматизма, показано, что все выделенные этапы связаны с излияниями или внедрением в кору высокотемпературных расплавов, производных плюмов, показана смена примитивных и деплетированных мантийных источников высокотемпературных базитовых расплавов на обогащенные мантийные источники в позднеархейское время. Установлено, что наряду с высокотемпературными базитами, связанными с плюмовым магматизмом, в зеленокаменных поясах присутствуют базиты сформированные в обстановках островных дуг и задуговых бассейнов, которые тектонически совмещены в зеленокаменных поясах. В работе показано, что формирование единой Карело-Кольской плиты происходило в результате совокупного действия плюм- и плейт-тектонических механизмов и завершилось к этапу 2,5 млрд лет, а внутрикратонные движения Карельской и Кольской плит завершились до начала ятулийского времени.

Практическая значимость. Схема корреляции и последовательности геологических событий, разработанная в процессе исследований может быть использована для составления стратиграфической шкалы раннего докембрия Балтийского щита и легенд к геологическим картам. Обобщение результатов многолетних исследований по геологии, петрологии и палеомагнетизму базитов и эволюции базитового магматизма раннего докембрия Балтийского щита, представляет собой определённый вклад в фундаментальные исследования наук о Земле и позволяет применить полученные выводы для корреляции процессов на межрегиональном и межконтинентальном уровне.

Публикации и апробация работы. Основные результаты диссертации опубликованы в трёх коллективных монографиях и более чем в 60 статьях и кратких сообщениях. Результаты исследований докладывались на региональных, всесоюзных и международных конференциях, совещаниях и симпозиумах, последние из которых: MAEGS ,С.-Петербург, 1995; С.-Петербург, 1996; Докембрий Северной Евразии, С.Петербург, 1997, Проблемы генезиса магматических и метаморфических пород.; С.Петербург, СПбГУ, 1998; Петрозаводск, 1999; Early Precambrian.,Москва, 1999, Международный симпозиум. Петрозаводск. "Мантийные плюмы и металлогения". 2002; Глубинное строение и геодинамика Фенноскандии, Петрозаводск, 2002, Москва,2002 Проект SVEKALAPKO, 1997,1998, 1999, 2000,2001, EGS-AGU-EUG, Ницца 2003. и др.

Благодарности. Автор выражает глубокую благодарность своему наставнику и руководителю С.Б.Лобач-Жученко и коллегам по Карельской группе ИГГД РАН

В.П.Чекулаеву, В.С.Байковой, [И.Н.Крылову,1 [А.Ф.Красновой^ В.И.Артеевой, А.В. Коваленко, Н.С.Гусевой, А.Б.Вревскому. Палеомагнитные исследования продолжают работы

A.Ф.Красновой и проводились совместно и под постоянным руководством Е.Г.Гуськовой (СПбФ ИЗМИРАН) и А.Н.Храмова (ВНИГРИ).

Автор благодарит В.И.Артееву, Г.П.Плескач и Е.А.Оборонкову за помощь при оформлении работы и графики. Особую благодарность автор приносит

B.А.Глебовицкому и А.Б.Вревскому, внимательно прочитавшим работу и сделавшим конструктивные замечания.

Заключение Диссертация по теме "Петрология, вулканология", Арестова, Наталия Александровна

ВЫВОДЫ

Анализ геологических, геохронологических, геохимических, изотопных и палеомагнитных данных раннедокембрийских (3,4-2,4 млрд лет) базитов и ультрабазитов

Балтийского щита позволил сделать следующие выводы.

1. В раннем докембрии Балтийского щита, в интервале 3,4-2,4 млрд лет, базитовый магматизм происходил дискретно в течение пяти временных интервалов - этапов. В каждом этапе установлено от двух до трёх пиков наибольшей магматической активности. Продолжительность каждого этапа (начиная со второго) составляет 80-90 млн. лет, а длительность интервалов между этапами возрастает от 30 до 120 млн. лет. Площади проявления базитового магматизма возрастают от этапа к этапу.

2. Во всех выделенных этапах присутствуют коматииты, базальты и базиты расслоенных интрузий, исходные расплавы которых являются результатом высоких степеней плавления мантийного источника при температурах существенно превышающих температуры архейской мантии. Образование таких расплавов требует привноса в мантию дополнительного источника тепла, которое может быть обеспечено плюмом.

3. Высокотемпературные коматииты и базальты трех первых этапов магматизма выплавлялись из гетерогенных источников (недеплетированных или деплетированных лёгкими редкоземельными элементами). Источники высокотемпературных базитов четвёртого и пятого этапов обогащены легкими редкоземельными элементами.

4. Для трёх первых этапов установлено увеличение степени изотопной деплетированности вещества глубинных мантийных источников со временем. Величина £n<1 изохрон высокотемпературных базитов первого и второго этапов магматизма составляла + 1,2 -+ 1,7, а третьего этапа +2,5 - +2,9. Базиты четвёртого этапа выплавлялись из изотопно деплетированного источника, но значение Snj лежит ниже линии развития деплетированной мантии. Базиты пятого этапа выплавлялись из обогащённого источника.

5. Расплавы плюмов внедрялись как в континентальную, так и океаническую кору, образуя глубинные интрузии в более мощных участках сиалической коры и вулканиты в окраинных частях сиалических доменов и океанических доменах. Геодинамические обстановки формирования высокотемпературных вулканитов оцениваются как океанические и окраинно-континентальные плато.

6. В интервале 2.99-2.81 млрд лет в зеленокаменных поясах, наряду с высокотемпературными, присутствуют базиты, сформированные в обстановках островных дуг и задуговых бассейнов. Базальты, образованные в различных геодинамических обстановках, впоследствии были тектонически совмещены в единых зеленокаменных поясах.

7. Начиная с 2.74 млрд лет происходит смена источника глубинных базитовых расплавов, преимущественное распространение приобретают базиты, обогащенные кремнезёмом, а также легкими редкими и редкоземельными элементами. Формирование исходных расплавов базитов обусловлено суммарным действием процессов смешения расплавов, выплавлявшихся из достаточно мощной к данному времени литосферной мантии с расплавами плюмов, и процессами коровой контаминации.

8. Формирование единой Карело-Кольской плиты, которое происходило в результате совокупного действия глубинной дифференциации с подъёмом плюмов и плейт-тектонических процессов, завершилось к этапу 2.5 млрд лет. Масштабы раннепротерозойских движений внутри Балтийского щита оцениваются значениями от первых сотен до тысячи километров и завершились до начала ятулийского времени.

9. По мере развития мощной континентальной коры увеличивалась роль процессов коровой контаминации базитовых расплавов и достигала максимального развития на четвёртом (позднеархейском) и пятом (раннепротерозойском) этапе магматизма.

10. Траектории APW, построенные для Кольско-Беломорской и Карельской провинций, и соответствующие им палеогеографические позиции демонстрируют громадное общее перемещение мегаблоков щита из низких широт южного полушария (28502700 млн. лет) в его умеренные широты (2500-2430 млн. лет). Следовательно, проявлено активное действие плейт-тектонического механизма для щита как единой плиты. При общем дрейфе щита Кольский и Карельский геоблоки испытывали согласованные повороты, то есть с этапа 2.5 млрд лет Балтийский щит дрейфовал как единая структура.

11. . Подъем плюмов, включая раннепротерозойский "суперплюм" не привели к распаду

Балтийского щита как единой структуры. Масштабы раннедокембрийских движений в пределах Балтийского щита, предшествовавших формированию аккреционно-коллизионного Беломорского пояса, а также происходившие в процессе его формирования, оцениваются значениями от первых сотен километров и не превышали 1000 километров. Они завершились до начала ятулийского времени и могут рассматриваться как внутрикратонные

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Арестова, Наталия Александровна, Санкт-Петербург

1. Алексеев H.JL, Лобач-Жученко С.Б., Богомолов Е.С., Левский Л.К., Арестова Н.А.,

2. Другова Г.М., Амелин Ю.В., Гусева В.Ф. Фазовые и изотопные (Nd) равновесия в друзитах массива Толстик и района губы Тупой, Северо-Западное Беломорье (Балтийский щит). Петрология. 1999. Т.7. №1. С.3-23.

3. Арестова Н.А. Базитовый магматизм позднего этапа развития зеленокаменного пояса Центральной Карелии. Автор, дисс. кандидата геол.-мин. наук. Л.:ЛГУ.1984. 24 с.

4. Арестова Н.А. Петрология архейской расслоенной интрузии базитов р. Лай-ручей Водлозерского блока (ЮВ Карелия). Докембрий северной Евразии. Тезисы докладов. С.-Петербург: ИГГД РАН. 1997. С.4.

5. Арестова Н.А. Контаминация базитовых расплавов и возникающие в связи с этим ограничения при геодинамических реконструкциях. Проблемы генезиса магматических и метаморфических пород. Тезисы докладов. С.-Петербург: СпбГУ, 1998. С.64-65.

6. Арестова Н.А., Глебовицкий В.А. Беломорский подвижный пояс. Магматизм этапа 2.46-2.40 млрд лет. (Ред.В.А.Глебовицкий). Ранний докембрий Балтийского щита. С.Пб.:Наука 2004 С. 185-199.

7. Арестова Н.А., Гуськова Е.Г. Краснова А.Ф. Палеомагнетизм пород Шилосской структуры Южновыгозерскрго зеленокаменного пояса, Восточная Карелия. Физика Земли. 2000 №5. С.70-75

8. Арестова Н.А., Гуськова Е.Г., Краснова А.Ф. Палеомагнитное изучениераннепротерозойских (2,4-2,5 мдрд лет) базитов Балтийского щита и некоторые геотектонические выводы. Докл. РАН, 1999. Т. 366 № 6. С. 781-784.

9. Арестова Н.А, Пугин В.А. Распределение Sr, Ва, Си, Сг, V, Ni и Со в породах базальт -риолитового ряда как показатель их ликвационной природы. // Геохимия. 1985. № 7. С. 946-950.

10. Арестова Н.А,. Храмов А.Н,. Гуськова Е.Г,. Иосифиди А.Г. Новые палеомагнитные данные для раннепротерозойских (2,5-2,4 млрд. лет) расслоенных интрузий г. Генеральской и Имандровской, Кольский полуостров. Физика Земли. 2002 №3 С.65-76.

11. Арзамасцев А.А., Беа Ф., Глазнев В.Н., Арзамасцева JI.B., Монтеро П. Кольская щелочная провинция в протерозое: оценка состава первичных мантийных расплавов и условий магмогенерации. Российский журнал наук о земле 2001 Т.З. № 1 С.5-30.

12. Байкова B.C., Лобач-Жученко С.Б., Левченков О.А., Чекулаев В.П., Шулешко И.К., Яковлева С.З. Новые данные о геологическом положении и возрасте гранитов Карелии // Докл. АН СССР. 1984. Т. 277. № 2. С. 442-444.

13. Балаганский В.В., Бибикова Е.В., Богданова С.В., Кирнозова Т.И., Макаров В.А., Сумин Л.В. U-Pb геохронология беломорид района Тупой губы оз. Ковдозеро (Северная Карелия) // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1990. № 6. С. 40-51.

14. Балаганский В.В., Богданова М.Н., Козлова Н.Е. Структурно-метаморфическая эволюция северо-западного Беломорья. Апатиты: изд-во ИГ КФАН. 1986

15. Балаганский В.В., Кудряшов Н.М., Балашов Ю.А., Апанасевич Е.А., Ганнибал Л.Ф., Левкович Н.В. О возрасте друзитовогомассива Жемчужный, северо-западное Беломорье: U-Pb изотопные данные и геологические следствия.// Геохимия, 1997. №2. С.158-168.

16. Баянова Т.Б., Смолькин В.Ф., Левкович Н.В., Рюнганен Г.И. U-Pb возраст расслоенной интрузии г. Генеральской, Кольский полуостров.// Геохимия, 1999. № 1. С.3-13.

17. Безмен Н.И. Процессы жидкостной дифференциации в природных системах на основе экспериментальных исследований. Автореферат, дисс. доктора, геол.-мин. наук, М., 1992,45 с.

18. Белоусов Е.Ф., Демидов Н.Ф., Крохин А.И., Мельянцев Н.В. Стратиграфия и тектоника докембрия района озер Челмозеро-Нюкозеро в Западной Карелии. Геология и полезные ископаемые Карелии. Петрозаводск, 1975. С. 117-122.

19. Бибикова Е.В., Тугаринов А.И., Зыков СЛ., Мельникова Г.Л. О возрасте карельской формации. Геохимия, 1964. № 8. С. 754-757.

20. Бибикова Е.В., Бергман И.А., Грачёва Т.В., Макаров В.А. Архейский возраст железорудных формаций Карелии. // Геохронология и проблемы рудообразования. Москва: Наука. 1977. С. 25-32.

21. Бибикова Е.В., Крылов И.Н. Изотопный возраст кислых вулканитов архея Карелии // Докл. АН СССР. 1983. Т. 268. № 5. С. 1231-1234.

22. Бибикова Е.В., Богданова М.Н., Кирнозова Т.И., Макаров В.А. О возрасте ортогнейсов северо-западного Беломорья // Докл. АН СССР. 1990. Т. 315. № 2. С. 466-470.

23. Бибикова Е.В., Шельд Т., Богданова С.В.,. Геохронология беломорид: интерпретация многостадийной геологической истории. //Геохимия. 1993. № 10. С. 1393-1411.

24. Бибикова Е.В., Слабунов А.И., Кирнозова Т.И., Макаров В.А., Борисова Е.Ю., Кевлич

25. B.H.U-Pb геохронология и петрохимия диорит-плагиогранитного батолита,

26. C.еверная Карелия//Геохимия. 1997. № 11. С. 1154-1160.

27. Бибикова Е.В., Слабунов А.И., Богданова С.В. и др. Ранний магматизм Беломорского подвижного пояса, Балтийский щит: латеральная зональность и изотопный возраст. Петрология. 1999. Т. 7. №2. С. 115-140.

28. Богатиков О.А., Косарева Л.В., Шарков Е.В. Средние химические составы магматических горных пород. М.: Недра 1987. 152 с.

29. Богатиков О.А., Цветков А.А. Магматическая эволюция островных дуг М.: Наука. 1988. 248 с.

30. Богачёв А.И., Слюсарев В.Д., Кравченко А.Н., Игошин А.И., Алексеев А.И. Новый тип щелочного протерозойского магматизма в Карелии. ДАН СССР. 1976. Т.230. №5 С. 223-231.

31. Володичев О.И. Метаморфические фации дистеновых гнейсов (на примере Беломорского комплекса). Л.: Наука. 1975. 170 с.

32. Володичев О.И. Беломорский комплекс Карелии геология и петрология . Л.: Наука. 1990. 245 с.

33. Володичев О.И., Король Н.Е. Геология и метаморфизм пород гранулитовой фации метаморфизма беломорского комплекса. Петрологияглубиннометаморфизованных комплексов Карелии. Петрозаводск: изд-во Кар.НЦ АН СССР. 1983. С.5-26.

34. Волотовская Н.А., Шмыгалев В.И. Таваярвинский комплекс // Геология СССР, Т. 37. Карельская АССР. М.: Госгеолтехиздат, 1960. С. 431-434.

35. Вревский А.Б. Петрология коматиитов, изотопно-геохимическая эволюция верхней мантии и геодинамика архейских зеленокаменных поясов. Автореф. дисс. доктора геол.-мин. наук. С.-Петербург: СПбГУ., 2000. 37 с.

36. Вулканизм архейских зеленокаменных поясов Карелии. Под. ред. В.АСоколова Ленинград, Наука. 1981. 154 с.

37. Геология м пегматитоносность Беломорид Под ред. Кратца К.О. Л.: Наука, 1985. 248с.

38. Геология и петрология гранито-гнейсовой области Юго-Западной Карелии. Под. ред. К.О.Кратца. Л.: Наука, 1969. 226 с.

39. Геология и петрология архейского гранитно-зеленокаменного комплекса Центральной Карелии / Под ред. Кратца К.О. Л.: Наука, 1978. 262 с.

40. Геология Карелии (Ред.: В.А.Соколов) Л.: Наука, 1987. 230 с.

41. Герлинг Э.К., Лобач-Жученко С.Б., Горохов И.М., Кольцова Т.В. Изотопный возраст пород докембрия Балтийского щита // Геохронологические рубежи и геологическая эволюция Балтийского щита.Л.Наука,1973.С.76-161.

42. Гилярова М.А. Стратиграфия и структуры докембрия Карелии и Кольского полуострова. Л.: Изд. ЛГУ, 1972. 216 с.

43. Гирнис А.В. Экспериментальный петрогенезис коматиитов и высокомагнезиальных базальтов. Автореф. дисс.кандидата геол.-мин. наук.М.:.1985.18 с.

44. Гирнис А.В. Рябчиков И.Д. Богатиков О.А. Генезис коматиитов и коматиитовых базальтов М.:Наука, 1987.121с.

45. Глебова-Кульбах Г.О. Типы нижнепротерозойских гипабиссальных гранитоидов южной Карелии.// Труды ЛАГЕД. 1960. В. 11.

46. Глебова-Кульбах Г.О., Лобач-Жученко С.Б., Пинаева Н.И., Борисова К.Д. Граниты Южной Карелии // Граниты Кольского полуострова и Карелии. Труды ЛАГЕД. 1963. В. 15. С. 161-334.

47. Глебовицкий В.А. Проблемы эволюции метаморфических процессов в подвижных областях. Л.: Наука. 1973,127 с.

48. Глебовицкий В.А. Тектоника и региональный метаморфизм раннего докембрия восточной части Балтийского щита // Региональная геология и металлогения. 1993. № 1. С. 7-24.

49. Голубев А.И., Светов С.А., Светова А.И. Сумийские (2,55-2,40 млрдю лет) андезибазальтовые ассоциации центральной Карелии . ЭЖ. Исследовано в Россини .2002. 081. С 903-910.

50. Горлов Н.В. К проблеме древнейшиж геоструктурных облавстей континентальной коры. Изв АН СССР Сер.геологич. 1975 №. 2. С. 13-28.

51. Горлов Н.В. Структура беломорид (Северо-Западное Беломорье). Л.: Наука. 1967, 111с.

52. Горьковец В.Я., Раевская М.Б. О флишевой природе сланцевых толщ железисто-кремнистых формаций Западной Карелии. Литология и геохронология раннего докембрия. Апатиты: изд-во КФАН. 1977. С.5-13.

53. Горьковец В.Я., Раевская М.Б. Железные руды Карелии (железисто-кремнистые формации. Петрозаводск. 1988. 55 с.

54. Горьковец В.Я., Раевская М.Б., Светова А.И. Специфика седиментационных бассейнов позднего архея (лопия) Карелии. Очерки геологии докембрия Карелии. Петрозаводск КНЦ. 1995. С.21-33.

55. Горьковец В.Я., Раевская М.Б. Палеогеографические особенности докембрийских бассейнов железонакопления Фенноскандинавского щита. Осадочные формации докембрия и их рудоносность. Тезисы. СПб.: ИГГД РАН. 1998. С 19.

56. Грачёв А.Ф. Мантийные плюмы и проблемы геодинамики. Физика Земли 2000.№ 4 С. 337.

57. Грачёв А.Ф. Хамар-дабан — горячая точка Байкальского рифта: данные химической геодинамики. Физика Земли , 1998. №3. 3-28

58. Гришин А.С. Геоблоки балтийского щита. Петрозаводск: КНЦ. 1990.112 с.

59. Добрецов Н.Л., Кирдяшкин А.Г., Кирдяшкин А.А. Глубинная геодинамика. Из-во СО РАН, Новосибирск. 2001. 410 с.

60. Другова Г.М. .Геотермический режим метаморфизма в поли метаморфических комплексах докембрия (Беломорье и Юго-Западный Памир).// Процессы глубинного петорогенезиса и минерагении в докембрии СССР. Л.: Наука. 1979. С. 52-71.

61. Другова Г.М., Глебовицкий В.А. Некоторые закономерности изменения состава граната, биотита и роговой обманки при региональном метаморфизме // Региональный метаморфизм докембрийских формаций. Л.: Наука, 1965. С.33-47.

62. Еин А.С. Дайки базитов Северо-Западной Карелии. Петрозаводск. 1984. С. 30-41.

63. Зеленокаменные пояса Фундамента Восточно-Европейской платформы. Л., Наука. 1988.212 с.

64. Земная кора восточной части Балтийского щита. Л.: Наука, 1978. 232 с.

65. Земная кора и металлогения юго-восточной части Балтийского щита. Л.: Наука, 1983. 302 с.

66. Зингер Т.Ф. Морфогенетическая эволюция циркона в полиметаморфических породах. Докл. РАН. 1993. Т.331. №4. С. 452-455.

67. Иваников В.В. Архейские сиениты и монцониты Карелии. I. Вестник СПбГУ.Сер.7: геология-география. 1997. В.1 № 7. С. 11-21

68. Иваников В.В. Архейские сиениты и монцониты Карелии. II. Вестник СПбГУ.Сер.7: геология-география. 1997. В.4 № 28. С.3-15.

69. Иваников В.В., Григорьева JI.B., Шинкарёв Н.Ф., Богачёв В.А., Тытык В.М. Позднеархейская рудно-магиатическая гранит-молибденитовая система в северовосточной Карелии. // Вестник СПбГУ.Сер.7: геология-география. 1995. В.4 № 28. С.35-44.

70. Иващенко В.И., Гущин А.И. К геологии рек Нетомы-Черевы. Оперативно-информ. материалы за 1985г. Петрозаводск: изд-во КарФАН. 1986. С.11-16.

71. Иващенко В.И., Лавров О.Б. Магматогенно-рудная (Mo, W, Си, Аи) система Ялонваарского вулкано-плутонического комплекса архея Карелии. Петрозаводск: изд.-во Кар. НЦ РАН. 1994. 128с.

72. Кадик А.А., Биггар Г.М., Луканин О.А., Дмитриев Л.В. Экспериментальное исследование кристаллизации толеитов Атлантики в условиях заданной летучести кислорода. Геохимия. 1982. N 10. С. 1390-1414.

73. Каулина.Т.И. Определения U-Pb возраста некоторых геологических объектов Беломорско-Лапландского пояса, Северо-Западное Беломорье. Автореферат, дисс. канд. геол.-мин. наук, Л. 1996. 27 с.

74. Келлер Б.М., Кратц К.О., Митрофанов Ф.П. и др. Достижения в разработке общей стратиграфической шкалы докембрия СССР.// Изв.АН СССР сер.геологическая 1977. № 11. С.16-21.

75. Классификация и номенклатура магматических горных пород. Ред.: О.А.Богатиков и др. М.,1981. 160 с.

76. Коваленко А.В., Ризванова Н.Г. Остерский плутон (Центральная Карелия) -древнейший массив двуполевошпатовых гранитов на Балтийском щите // Доклады РАН. 2000. Т.313. № 2. С.210-214.

77. Кожевников В.Н. Условия формирования структурно-метаморфических парагенезисов в докембрийских комплексах. Л.: Наука, 1982. 184 с.

78. Кожевников В.Н. Геология и геохимия Северо-Карельских зеленокаменных структур. Петрозаводск: Изд-во Кар НЦ РАН. 1992. 199 с.

79. Кожевников В.Н. Архейские зеленокаменные пояса Карельского кратона как аккреционные орогены . Петрозаводск, изд-во Кар.НЦ РАН. 2000. 222 с.

80. Кожевников В.Н. Архейские геодинамические системы: пологая субдукция, цикличность, молодые аналоги, металлогенические следствия. Труд Карельского НЦ РАН.Петрозаводск, 2003. В.5. С. 5-21.

81. Кожевников В.Н., Кулешевич JI.B., Фурман В.Н. Структурный анализ архейских образований участка Золотые пороги (Восточная Карелия). Оперативно-информ. материалы. Петрозаводск: ИГ КФАН, 1984. С. 47-51.

82. Конди К. Архейские зеленокаменные пояса М.: Мир. 1983. 390 с.

83. Коросов, В.И Геология доятулийского протерозоя восточной части Балтийского щита (сумий, сариолий) АН СССР ИГ Карельского НЦ. Петрозаводск. 1991.119 с.

84. Корсакова М.А. Геология и магматизм центральной части Западной Карелии.// Автореферат дисс. канд. геол.-мин. наук, JI., ЛГУ. 1973. 24 с.

85. Корсакова М.А., Мурадымов Г.Ш., Иванов Н.М., Вакар Е.В. Структурно-вещественные комплексы архея Балтийского щита и принципы их выделения. Тезисы докл. Стратиграфия архея и раннего протерозоя СССР. Уфа. 1990. С. 63-65.

86. Корсакова М.А., Синицын А.В. О докембрии и метаморфических фациях Ребольско-Муезерского района Центральной Карелии. Метаморфические пояса СССР. Л.Наука.1971. С.

87. Костин В.А. Гранитоиды и метасоматиты Водлозерского блока (Юго-Восточная Карелия). Петрозаводск, Изд-во Кар.НЦ 1989 РАН. 164 с.

88. Костин В.А., Костина Н.А. К вопросу о пропилитизации и уё роли в металлогении архейских зеленокаменных поясов. Металлогения Карелии. Петрозаводск, 1982. С.125-132.

89. Котов С.Р. Математическая модель возникновения расслоенности на примере интрузий Кивака и Бушвельд. Автореферат, дисс. канд. геол.-мин. наук, Л., 1998, 20 с.

90. Котова Л.Н. Высококальциевые гранаты гранитоидов Южного Беломорья // Зап. ВМО, 1988, вып. 117, ч.4, с.443-455.

91. Котова Л.Н. Условия метаморфизма гнейсо-гранитных ареалов Карелии // Автореферат, дисс. канд. геол.-мин. наук, Л., 1993,20 с.

92. Котова Л.Н., Чекулаев В.П., Лобач-Жученко С.Б., Байкова B.C. Условия минералообразования позднеархейского гранулитового метаморфизма Фенно-Карельской гранит-зеленокаменной области // Зап. ВМО, 1995, ч. CXXIV, № 1, с. 24-34.

93. Краснова А.Ф., Гуськова Е.Г. О геодинамике развития Водлозерского блока Карелии в свете палеомагнитных данных. Изв. АН СССР. Физика Земли, 1990. № 1 С. 103-110.

94. Оперативно-информ. материалы за 1983 г. Петрозаводск: изд. КФАН,.1984. С.6-8. Куликов B.C., Куликова В.В. К геологии Водлозерского блока и его обрамления.// Геология докембрия Центральной и Южной Карелии. Петрозаводск: изд-во. КФАН. 1986.С. 29-35.

95. Лавров М.М. Гипербазиты и расслоенные перндотнт-габбро-норитовае интрузии докембрия Северной Карелии. Л.:Наука. 1979. 136 с.

96. Лавров М.М., Свириденко Л.П. Сайозерский комплекс В кн. Магматические формации раннего докембрия территории СССР Т.2 1980. С. 106-108.

97. Лазарев Ю.И О приодизации геологических событий и процессов докембрия.// Земная кора Восточной части Балтийского щита. Л.:Наука, 1978 С.28-37.

98. Лазарев Ю.И., Кожевников В.И. Структурно-петрологическое изучение гранитизации. Ленинград: Наука. 1973. 124 с.

99. Ланда Э.А. Условия образования ультрамафических вулканитов (по геохимическим данным). Мантийные ксенолиты и проблемы ультраосновных магм. Новосибирск 1983. С.160-171.

100. Левченков О.А., Лобач-Жученко С.Б., Сергеев С.А. Геохронология Карельской гранит-зеленокаменной области.// Изотопная геохронология докембрия. Л.: Наука. 1989. С 63-72.

101. Левченков О.А., Богданов Ю.Б., Матреничев В.А., Саватенков В.М., Яковлева С.З., Макеев А.Ф. О положении границы архея и протерозоя в Карелии.// Докрады РАН 2000. Т.377.№ 3. С 1-3.

102. Лобач-Жученко С.Б., Арестова Н.А., Крылов И.Н., Матреничев В.А. Фракционная кристаллизация в архейских коматиит-базальтовых сериях, установленная по распределению редких элементов. Геохимия. 1989. № 10. С.1437-1448.

103. Лобач-Жученко С.Б, Арестова Н.А., Чекулаев В.П., Левченков О.А., Крылов И.Н., Левский Л.К., Богомолов Е.С., Коваленко А.В. Эволюция Южно-Выгозерского зеленокаменного пояса Карелии. Петрология 1999. Т.7. №2. С. 156-173.

104. Лобач-Жученко С.Б., Арестова Н.А., Коваленко А.В. Карельская гранит-зеленокаменная область. Водлозерский домен. Ранний докембрий Балтийского щита (ред. В.А.Глебовицкий) СПб. Наука. 2004. С. 290-341.

105. Лобач-Жученко С.Б., Арестова Н.А., Коваленко А.В, Чекулаев В.П. Карельская гранит-зеленокаменная область. Западно-Карельский домен. Ранний докембрий Балтийского щита (ред. В.А.Глебовицкий) СПб. Наука. 2004. С. 341-395.

106. Лобач-Жученко С.Б., Дук В.Л., Крылов.И.Н., Арестова Н.А., Пивень ГШ., Кузнецов Р.А., Котова.Л.Н. Геологические и геохимические типы ассоциаций тоналит-трондьемитовыхсерий архея. Природные ассоциации серых гнейсов. Л.: Наука. 1984. С. 17-51.

107. Лобач-Жученко С.Б., Левченков О.А. Новые данные по геохронологии Карелии. Изотопные методы и проблемы геологии докембрия Карелии. Петрозаводск: Изд-во КарФАН. 1985. С. 5-26.

108. Лобач-Жученко С.Б., Бибикова Е.В., Левченков О.А., Пушкарёв Ю.Д. Геохронология восточной части Балтийского щита. Методы изотопной геологии и геохронологическая шкала. М.: Наука, 1986а. С. 77-134.

109. Лобач-Жученко С.Б., Чекулаев В.П., Берковский А.Н. Гнейсо-гранитные ареалы Карелии // Проблемы эволюции докембрийской литосферы. Л.: Наука, 19866. С. 153-163.

110. Лобач-Жученко С.Б., Бибикова Е.В., Другова Г.М., Белдяцкий Б.В., Грачёва Т.В., Амелин Ю.В., Матреничев В.А. Геохронология и петрология магматического комплекса Тупой губы Северо- Западного Беломорья // Петрология. 1993. Т.1. №6. С. 657677.

111. Лобач- Жученко С.Б., Левченков О.А., Сергеев С.А. Состав и возраст субщелочных гранитов Южного Беломорья.// Доклады РАН. 19956. Т.342. № 5. С. 644 -648.

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

113. Лобач- Жученко С.Б., Лохов К.И., Парсолов Э.М. Изотопный состав углерода и кислорода в карбонатах архейского Панозерского плутона (Центральная Карелия). Материалы изотопного совещания. Москва. 2004. С. 145-146.

114. Лобач-Жученко С.Б., Чекулаев В.П., Крылов И.Н. Лампрофиры Западной Карелии. Доклады РАН. 2000 в. Т.370, N 3, С.357-359.

115. Лобач-Жученко С.Б., Чекулаев В.П., .Лохов К.И, .Котова Л.Н, .Крылов И.Н Южное Беломорье . Ранний докембрий Балтийского щита (ред. В.А.Глебовицкий) СПб. Наука. 2004. С. 200-221

116. Лобиков А.Ф. О возрасте раннекарельских метавулканитов по данным свинцово-изохронного метода // Тезисы совещания: Проблемы изотопного датирования. Киев: Наукова думка. 1982. С. 90-91.

117. Лобиков А.Ф., Лобач-Жученко С.Б. Изотопный возраст гранитов Палаламбинского зеленокаменного пояса. Карелия // Докл. АН СССР. 1980. Т. 250. № 3. С. 729-733.

118. Лохов К.И. Распределение летучих в породах верхней мантии и древней континентальной коры. Автореферат на соиск. Уч. степени кандидата геолого-минералогических наук. Ленинград, Изд-во Севморгео, 1990. 24 с.

119. Магматические формации раннего докембрия (Ред.: К.А.Шуркин). Л.: Наука, 1980. (Т. 1-3)

120. Макеев А.Ф. Радиационно-химические превращения цирконов и их применение в геохронологии. Л.: Наука, 1981. 64 с.

121. Малов Н.Д. Закономерности размещения друзитов в структуре беломорид.// Советская геология. 1974. № 1. С. 152-1155.

122. Малов Н.Д., Шарков Е.В. Состав исходного расплава и условия кристаллизации друитового комплекса Беломорья.//Геохимия. 1978. №7:С. 1032-1039

123. Миллер Ю.В. Структура архейских зеленокаменных поясов. Ленинград: Наука. 1988. 143 с.

124. Миллер Ю.В., Милькевич Р.И. Покровно-складчатая структура Беломорской зоны и ее соотношение с Карельской гранит-зеленокаменной областью // Геотектоника. 1995. № 6. С. 80-92.

125. Милькевич Р.И., Арестова Н.А. Метакоматииты в разрезе терригенной железисто-кремнистой формации Костомукшского зеленокаменного пояса Западной Карелии // Литология и полезные ископаемые. №5. С. 517-519.

126. Милькевич Р.И., Миллер Ю.В. Позднеархейские супракрустальные образования оз.Верхние Кичаны (Северная Карелия). Тезисы совещания: Докембрий Северной Евразии. СПб: ИГГД РАН 1997. С. 61-62.

127. Милькевич Р.И., Мыскова Т.А. Позднеархейские метатерригенные породы Западной Карелии (литология, геохимия, источники сноса). Литология и полезные ископаемые. 1998. №2. С. 177-194.

128. Московченко Н.И., Турченко С.И. Метеморфизм кианит-силлиманитового типа и сульфидное оруденение. Л. Наука, 1975, 139 с.

129. Негруца В.З. Ран непротерозойские этапы развития восточной части Балтийского щита. Л. 1984. 270с.

130. Негруца Т.Ф. Опорные разрезы, корреляция, объём и стратиграфическое расчленение предъятулийских отложений нижнего протерозоя Карелии. В кн.: Стратиграфия нижнего докембрия Карело-Кольского региона. Л. 1985. С. 56-66

131. Негруца Т.Ф. Границы архея и протерозоя на Балтийском щите. Апатиты. 1988. 80 с.

132. Овчинникова Г.В., Матреничев В.А, Левченков О.А., Сергеев С.А., Яковлева С.З., Гороховский Б.М. U-Pb и Pb-Pb изотопные исследования кислых вулканитов Хаутаваарской зеленокаменной структуры. Центральная Карелия. Петрология. 1994. №3. С. 266-281.

133. Опорные разрезы верхнеархейских отложений (Раевская М.Б., Горьковец В.Я., Светова А.И., Володичев О.И.) Петрозаводск: КНЦ РАН. 1992. 191 с.

134. Полеховский Ю.С. Сумий и сариолий в Панаярвинской структурной зоне (Северная Карелия). В кн.: Стратиграфия нижнего докембрия Карело-Кольского региона. Л. 1985. С. 106-113

135. Попов М.Г., Богачёв А.И., Морозов С.А., Кайряк А.И. Вожминский ультрабазитовый массив. Интрузивные Базит-ультрабазитовые комплексы Карелии. Л.,Наука. 1976, С. 68-78

136. Пугин В.А., Хитаров Н.И. Экспеоиментальная петрология глубинного манматизма. М., Наука 1978. 173 с.

137. Пугин В.А., Хитаров НИ. Вариолиты, как пример ликвации магм. Геохимия. 1980 № 4 С.496-512.

138. Пугин В.А., Хитаров Н.И. Геохимия ряда элементов при ликвации в базальтовых магмах . Геохимия 1982 № 1 С. 35-46.

139. Пухтель И.С., Журавлев Д.З., Куликова В.В., Самсонов А.В., Симон А.К. Коматииты Водлозерского блока (Балтийский щит). Докл. АНСССР. 1991. Т. 317. № 1. С. 197-202.

140. Пушкарев Ю.Д., Рюнгенен Г.И., Шестаков Г.И. и др. Гранитоиды древнее 2800 млн лет на Кольском полуострове . Древнейшие гранитоиды Балтийского щита. Апатиты: Изд-во КНЦ АН СССР. 1979. С. 18-43.

141. Рыбаков С.И. Метаморфизм осадочно-вулканогенных формаций раннего докембрия Карелии. Петрозаводск: Карелия. 1980. 135 с.

142. Рыбаков С.И., Куликов B.C. Природа и динамика развития архейских зеленокаменных поясов Балтийского щита. Докембрийские троговые структуры Байкало-Амурского региона и их металлогения. Новосибирск: Наука. 1985 С. 164 -170.

143. Салье М.Е. Виноградов Д.П., Гаврилина JI.M. Фракционирование изотопов кислорода в минералах полиметаморфических комплексов. Л.: Наука. 1983. 167 с.

144. Салье М.Е., Душейко С.И., Синельникова И.М. Геология и петрохимия базитов-ультрабазитов Беломорья. // Геология и пегматитоносность Беломорид. Л.: Наука. 1985. С. 162-172.

145. Светов С.А. Эволюция магматических систем в зоне перехода океан — континент в архее восточной части Фенноскндинавского щита. Диссертация на соискание ученой степени доктора геологого-мнералогических наук. Петрозаводск, 2004. 329 с.

146. Светов С.А. Коматиит-толеитовые ассоциации Ведлозерско-Сегозерскогозеленокаменного пояса Центральной Карелии. Петрозаводск: КНЦ РАН. 1997. 171с.

147. Светов С.А., Смолькин В.Ф. Мантийные термальные аномалии в раннем докембрии (3.1-1.9 млрд лет) Фенноскандии: TP параметры и эволюция во времени. Мантийные плюмы и металлогения. Материалы Международного симпозиума. Петрозаводск-Москва, 2002. С.207- 209.

148. Светов С.А., ХухмаХ. 1999. Геохимия и Sm-Nd изотопное изучение архейских коматиит-толеитовых ассоциаций Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса (Центральная Карелия). Докл. РАН Т. 369 С. 261-263

149. Светова А.И. Архейский вулканизм Ведлозерского пояса Карелии. Петрозаводск; КНЦ АН. 1988. 148 с.

150. Свириденко Л.П. Метаморфизм и гранитообразование в раннем докембрии Западной Карелии. Л.: Наука, 1974.155 с.

151. Свириденко Л.П. Гранитообразование и проблемы формирования докембрийской земной коры. Л.: Наука. 1980.216 с.

152. Семихатов М.А., Шуркин К.А., Аксёнов Е.М., Беккер Ю.Р., Бибикова Е.В., Дук В.Л., Есипчук К.Е., Карсаков Л.П., Киселёв В.В., Козлов В.И., Лобач-Жученко С.Б., Негруца В.З., Робонен В.И., Сезько А.И, Филатова Л.И., Хоментовский В.В.,

153. Шемякин В.М., Шульдинер В.И. Новая стратиграфическая шкала докембрия СССР.// Изв.АН СССР сер. геолог. 1991. №4. С. 3-13.

154. Сергеев С.А., Арестова Н.А., Левченков О.А., Яковлева С.З. Изотопный уран-свинцовый возраст Семченской интрузии габбро-диоритов (Карелия).// Изв.АН СССР, Сер. геологическая. 1983. № 11. С. 15-21.

155. Сергеев С.А., Сумин Л.В. Радиогеохимическая характеристика и особенности цирконов тоналитов Сунской глыбы (Центральная Карелия).// Природные ассоциации серых гнейсов архея. Л.: Наука. 1984. С. 164-167.

156. Сергеев С.А., Бибикова Е.В., Левченков О.А., Лобач-Жученко С.Б., Яковлева С.З., Овчинникова Г.В., Неймарк Л.А., Комаров А.Н. Изотопная геохронология Водлозерского гнейсового комплекса // Геохимия. 1990 а. № 1. С. 73-83.

157. Синицын А.В., Корсакова М.А. О докембрии и метаморфических фациях Ребольско-Муезерского района Центральной Карелии.// Метаморфические пояса СССР. Л.: Наука, 1971. С.

158. Скорнякова Н.И. Структура Хизоваарского участка.// Вопросы геологии и петрологии докембрийских комплексов Карелии. Оперативно-информационные материалы.Петрозаводск: изд.-во Кар.НЦ АН СССР. 1979. С 37-42.

159. Слабунов А.И., Степанов B.C. Ксенолиты из батолита Северной Карелии реликты вулканитов архейского зеленокаменного пояса // Геохимия. 1993, № 6. С. 841.

160. Слабунов А.И. Керетская гранит-зеленокаменная система Карелии.// Геотектоника. 1993. №5. С. 61-74.

161. Слабунов А.И. Латеральные вариации и эволюция состава позднеархейских базит-ультрабазитов Северной Карелии . Докембрий Северной Карелии (петрология и тектоника). Петрозаводск. КарНЦ РАН. 1994. С. 53-76.

162. Слабунов А.И. Позднеархейская активная континентальная окраина Карельской плиты, Балтийский шит. .Докембрий северной Евразии. Тезисы докладов. С.-Петербург: ИГГД РАН. 1997. С.95.

163. Слюсарев В.Д., Пекуров А.В., Еин А.С. Гипербазитовая формация Восточной Карелии. Интрузивные базит-гипербазитовые комплексы докембрия Карелии. Труды Кар.ФАН, вып. 32. 1976. С. 58-68

164. Слюсарев В.Д., Пекуров А.В., Богачёв А.И., Кулешевич Л.В., ГорошкоА.Ф., Кузьмин С.А., Филимонов А.И. Металлогенические особенности архейских зеленокаменных поясов района Уросозеро Выгозеро. Металлогения Карелии. Петрозаводск, 1982. С.92-124.

165. Смирнова B.C., Бабошин В.А. Геологическое строение, метаморфизм и пегматитоносность архейских образований Беломорья. М., 1967, 246 с.

166. Смолькин В.Ф. Магматизм раннепролтерозойской (2.5-1.7 млрд лет) палеорифтогенной системы, северо-запад Балтийского щита. Петрология, 1997. Т.5. №4. С.394-411.

167. Смолькин В.Ф. Коматиитовый и пикритовый магматизм раннего докембрия Балтийского щита. Л.: Наука. 1992. 272 с.

168. Сочеванов Н.Н., Арестова Н.А., Матреничев В.А., Лобач-Жученко С.Б. Первые данные о Sm-Nd возрасте архейских базальтов Карельской гранит-зеленокаменной области // Докл. АН СССР. 1991. Т. 318. № 1. С. 175-180.

169. Стенарь М.М. Геология карельских образований зоны Хедозеро-Большезеро-Кимасозеро (Западная Карелия). Автореферат дисс. канд. геол.-мин. наук. Петрозаводск. 1964.45 с.

170. Степанов B.C. Основной магматизм докембрия Западного Беломорья. Л.,: Наука. 1981. 215 с.

171. Степанов B.C., Слабунов А.И. Амфиболиты и ранние базит-ультрабазиты докембрия Северной Карелии. Л.,: Наука. 1989. 176с.

172. Судовиков Н.Г. Материалы по петрологии Западного Беломорья (гранитизация пород Беломорья) Л., 1939. 88 с.

173. Сыстра Ю.Й. Тектоника Карельского региона. СПб., Наука. 1994. 176 с.

174. Сыстра Ю.И., Скорнякова Н.И. Деформации лопийских образований района Хизоваара-оз.Кереть.// Структурный анализ кристаллических комплексов. М.: Наука. 4.2. С70-72.

175. Харитонов Л .Я. Структура и стратиграфия карелид восточной части Балтийского щита. М„ Недра, 1966. 360 с.

176. Хейсканен К.И., Голубев А.И., Бондарь Л.Ф. Орогенный вулканизм Карелии. Труды Ин-та геологии Кар.ФАН СССР. Вып. 36. 216 с.

177. Чекулаев В.П. Архейские гранитоиды Карелии и их роль в формировании континентально коры Балтийского щита. Автореф. дисс. доктора геол.-мин. наук. С.-Петербург: ИГГД РАН, 1996. 42 с.

178. Чекулаев В.П., Арестова Н.А. Строение и деформации семченской толщи.// Геология и петрология архейского гранитно-зеленокаменного комплекса Центральной Карелии. Л.: Наука. 1978. С. 17-21.

179. Чекулаев В.П.,.Арестова Н.А, Коваленко А.В., Слабунов А.И. Карельская гранитзеленокаменная область .Центрально-Карельский домен // Ранний докембрий Балтийского щита (ред. В.А.Глебовицкий) СПб. Наука. 2004. С.

180. Чекулаев В.П., Байкова B.C. Гранулитовые ассоциации серых гнейсов Западной Карелии // Природные ассоциации серых гнейсов архея (геология и петрология). Л.:Наука, 1984. С. 141-150.

181. Чекулаев В.П., Левченков О.А., Лобач-Жученко С.Б., Сергеев С.А. Новые данные по определению возрастных рубежей формирования архейского комплекса Карелии // Общие вопросы и принципы расчленения докембрия. С.-Пб.: Наука, 1994. С. 6986.

182. Чекулаев В.П., Лобач-Жученко С.Б., Левский Л.К. Архейские граниты Карелии как показатели состава и возраста континентальной коры // Геохимия. 1997. N.8. С.805-816.

183. Чернов В.М. Стратиграфия и условия осадконакопления вулканогенных (лептитовых) железисто-кремнистых формаций Карелии. М.; Л., 1964.123 с.

184. Чернов В.М., Инина К.А., Горьковец В.Я., Раевская М.Б. Вулканогенные железисто-кремнистые формации Карелии. Петрозаводск, 1970. 284 с.

185. Чухонин А.Н., Шулешко И.К., Кожевников В.Н. Минерал ого-геохимическое исследование цирконов из древнейших пород Западной Карелии.// Зап. ВМО. 1985. В.5. С 585-590.

186. Шарков Е.В., Богатиков О.А., Красивская И .С. Роль мантийных плюмов в тектонике раннего докембрия восточной части Балтийского щита. Геотектоника, 2000. №2.G3-25.

187. Шарков Е.В., Смолькин В.Ф., Красивская И.С. Раннепротерозойская магматическая провинция высокомагнезиальных бонинитоподобных пород в восточной части Балтийского щита. Петрология 1997. Т.5 № 5 . С.503-520

188. Шарков Е.В., Ляхович В.В., Леднева Г.В. Петрология раннепротерозойского друзитового комплекса Беломорья, о-ва Пежостров, Северная Карелия.// Петрология, 1994. Т.2 № 5. С.511-531.

189. Шемякин В.М Чарнокитоиды раннего докембрия . Л.:Наука, 1976.179 с.

190. Шемякин В.М Петрология чарнокитоидов раннего докембрия. Л.:Наука.1988. 232 с.

191. Щипцов В.В., Кожевников В.Н., Скорнякова Н.И. Гранитоиды архея юго-восточной части Балтийского щита (Карельский геоблок). Л.:Наука, 1987. 119 с.

192. Шуркин К.А. Беломориды, геология, петрология, история развития. Автореф. дисс. доктора геол.-мин. наук. М. 1964. 58с.

193. Abbott D. Plumes and hotspots as sources of greenstone belts. Lithos, 1996. 37. P. 113-127

194. Alexejev N.L., Zinger T.F., Belyatsky B.V., Balagansky V.V. Age of the crystallization metamorphism of the Pezhostrov gabbro-anorthosites, northen Karelia, Russia.// Abstracts of SVEKALAPKO. EUROPROBE project. Lammi. Finland. 2000. P. 3.

195. Arestova N.A.Gooskova E.G.Khramov A.N Paleomagnetism of the Archaean rocks of Karelia, Russia Abstract XXIV EGS General Assemly in the Session SE 45 "Precambrian paleomagnetism" Hague, 1999.P.7.

196. Arestova N.A., Lobach-Zhuchenko S.B., Chekulaev V.P., Gus'kova E.G. Early Precambrian mafic rocks of the Fennoscandian shield as a reflection of plume magmatism: geochemical types and formation stages. Russian J. Earts Sci. 2003. V. 3. P. 145 163.

197. Arestova N.A, Khramov A.N., Gooskova, E.G., Iosifidi A.G., Komissarova R.A. The preliminary results of halaeomagnetic study of the Late Archaean Hizhjarvi pluton of the Central Karelia, Russia SVEKALAPKO WS Abstracts. 2001. P.3.

198. Baadsgaard, H., Nutman, A.P., Bridgwater, D.,. Geochronology and isotope geochemistry of the early Archaean Amitsoq gneisses of the Isukasia area, southern West Greenland. Geochim. Cosmochim. Acta 1986. V.50. P. 2173-2183.

199. Barker F., Arth J.G. Generation of trondhjemitic-tonalitic liquids and Archean bimodal trondhjemite basalt suites .//Geology. 1976. V.4. P.596-600.

200. Bedard, L.P., Ludden, J.N.,. Nd isotope evolution of Archaean plutonic rocks in southeastern Superior Province. Can. J. Earth Sci. 1997 V.34 P. 286-298.

201. Balashov Ju. A., Mitrofanov F.P. , Balagansky V.V. New geochronological data on Archaean formations of the Kola Peninsula // Correlation of Precambrian formations of the Kola-Karelian region and Finland. Apatity: KSC RAS, 1992. P.13-34.

202. Barrie, C.T., Shirey, S.B. Nd- and Sr-isotope systematics for the Kamiskotia Montcalon area: implications for the formation of late Archean crust in the Western Abitibi subprovince, Canada. Can. J. Earth Sci. 1991 V. 28. P. 58-76.

203. Bender J.E., Hodges F.N., Вепсе A.E. Petrogenesis of basalts from the project FAMOUS area: experimental study from 0 to 5 kbars // EPSL, 1978, V.41. № 3. P. 277-302.

204. Bibikova E.V., Skiold Т., Bogdanova S.V. Age and geodynamic aspects of the oldest rocks in the Precambrian Belomorian Belt of the Baltic (Fennoscandian) Shield // Geol. Soc. London. Spec. Publ. 1996. Vol. 112. P. 55-67.

205. Bogdanova S.V., Bibikova E.V. The "Saamian" of the Belomorian mobile Belt: new geochronological constrains // Precambrian Res. 1993. Vol. 64. P. 131-152.

206. Briden J., Duff B.A. Pre-Carboniferous. palaeomagnetism of Europe north of the Alpine orogenic belt. Paleoreconstructions of the Continents. Am. Geophys. Union. Geodyn. Ser.2. 1981. P137-150.

207. Campbell, Т.Н., Griffiths, R.W. The changing nature of mantle hotspots through time: implication for the chemical evolution of the mantle.// J.Geol., 1992. V. 100. P. 497-523.

208. Campbell, Т.Н., Griffiths, R.W. Implication of mantle plume structure for the evolution of flood basalts. Earth Planet. Sci. Lett. 1990. V.99, 79-93

209. Card K.D. A review of the Superior Province of the Canadian Shield, a product of Archean accretion. Precambrian Res. 1990. V.43 P.99-156.

210. Chappell B.W., White A.J.R. I- and S-type granites in the Lachan Fold Belt// Earth Sciences.The second hutton symposium on the origin granites and related rocks. 1992 V.83. Pfits.1,2. P. 1-26.

211. Claesson S., Huhma H., Kinny P.D. et al. Svecofennian detrital zircon ages implications for the Precambrian evolution of the Baltic Shield // Precambrian Res. 1993. V. 64. P. 109130.

212. Collins, W.J., Beams, S.D., White, AJ.R. and Chappell, B.W. Nature and origin of A-type granites with particular reference to southeastern Australia.// Contrib. Mineral. Petrol., 1982. V 80. P. 189-200.

213. Condie K.C. Mantle Plumes and their Record in Earth History. Cambridge University Press, 2001.306 p.

214. DePaolo, D.J. Neodymium isotopes in the Colorado Front Range and crust-mantle evolution in the Proterozoic.// Nature. 1981a. V 291 P.193-196.

215. DePaolo, D.J. Trace element and isotopic effect of combined wallrock assimilations and fractional crystallization.//Earth Planet.Sci.Lett., 1981b. 53:189-202.

216. DePaolo, D.J. Neodymium isotope geochemistry. Springer-Verlag, Berlin e. a. 1988. 187 p.

217. Devies G.F. The mantle dynamical repertore: plates, plumes, overturns end tectonic evolution. J.Austral. Geol. Geophus. 1997. V 17(1), P.93-99.

218. De Witt M.J. On Archaean granites, greenstones cratons and tectonics and development: does the evidence demand a verdict? Precambrian Res. 1998. V. 91. P. 181-226

219. De Witt M.J., Roering C., Hart R.J, Armstrong R.A., Deronde C.E., C.E., Green R.W.E., Tredoux M., Peberdy E., Hart R.A. Formation on Archean continent. Nature. 1982 V.357. P 553-562.

220. Dover J.H. Problems of terrane terminology Causes and effects. Geology. 1990. Vol. 18. № 6. P. 487-488.

221. Gariepy, С., Allegre, C.J. The lead isotope geochemistry and geochronology of late kinematic intrusives from the Abitibi greenstone belt and the implications for late Archean crustal evolution. Geochim. Cosmochim. Acta. 1985. V.49. P. 2371-2383.

222. Goldstein S.J., Jacobsen S.B. Nd and Sr isotopic systematics of river water suspended material implications for crustal evolution // Earth Plan. Sci. Letters. 1988. Vol. 87. P. 249-265.

223. Gorkovets V., Rayevskaja M.B. Geology of the Kostomuksha Nature Resarve.// Ecosystems, fauna and flora Finish-Russian Nature Reserve. Helsinki, 1997. P

224. Green D.H. Genesis of Archean peredotitic magmas and constraints on Archean geothermal gradients and tectonics.//Geology, 1975. V.3. № 1. P.15-18.

225. Green D.H, Hibberson W.O., Jaques A.L. Petrogenesis of mid-ocean ridge basalt (ed,) McElhinny/ The Earth: its origin, structure and evolution. Academic Press. 1979 P. 265299.

226. Gruau G., Chauvel C., Arndt N.T., Cornichet J. Aluminium depletation in komatiites and granet fractionation in the early Archaean mantle: hafnium isotope constraints.// Geochim. Cosmochim. Acta. 1990.V.54. P.3095-3101.

227. Eby, G.N. The A-type granitoids: A review of their occurrence and chemical characteristics and speculations on their petrogenesis.// Lithos, 1990. V 26 P. 115-134.

228. Eklund O, Konopelko D., Rutanen H., Frojdo S., Shebanov A.D. 1.8 Ga Svecofennian post-collisional shoshonitic magmatism in the Fennoscandian shield // Lithos. V.45, 1998.P.87-108.

229. Elthon G.P., Scarfe C.N. High-p.ressure phase equilibria of high magnesia basalt and the genesis of oceanic basalts. Contr. Miner. Petrol. 1979. V71. P 13-32.

230. Hegner, E., Krfiner, A., Hofmann, A.W. Age and isotope geochemistry of the Archaean Pongola and Usushwana suites in Swaziland, Southern Africa: a case for crustal contamination of mantle-derived magma. Earth Planet. Sci. Let. 1984. V.70 (2), P. 267-279.

231. Herzberg C. Generation of plume through time an experimental perspective. Chemical Geology. 1995.126.P.1-16.

232. Herzberg С., O'Hara M J. Phase equilibrium conctraints on the origin of basalts, picrites and komatiites.Earth -.Sci. Rev 1998. 44.P39-79.

233. Herzberg C., Zhang J. Melting experiments in the system CaO-MgO- AhC^-SiC^ and MgO- Si02 at 3-15Gpa. Amer. miner. 1998. 83. P. 491-500.

234. Herzberg C., Zhang J. Melting experiments on komatiite analog komposition. Amer. miner. 1997.82.P.354-367.

235. Holtta, P. Geochemical characteristics of granulite facies rocks in the Archean Varpaisjarvi area, Central Fennoscandian shield.//Lithos. 1997. V40. P.31-53.

236. Huhma, H., Holtta, P., Paavola, J. Isotopic studies on the Archaean Varpaisjarvi granulites in Finland. Abstracts 9th Meeting of the Association of European Geological Societies (MAEGS), St-Petersburg, 1995. P. 42.

237. Huhma H. Provenance of Early Proterozoic and Archaean metasediments in Finland: a Sm-Nd isotopic study. Precambrian Res. 1987. V. 35. P. 127-143.

238. Huhma H., Paavola J., H6ltta P., Manttari I. P-T-t development of Archaean granulites in

239. Varpaisjarvi, Central Finland II: dating of high graduate metamorfism with U-Pb and Sm-Nd methods. Lithos. 2000.V.50. № 1-3. P.121-136.

240. Jahn B.M., Vidal Ph., Kroner, A. Multi-chronometric ages and origin of Archaean tonalitic gneisses in Finnish Lapland: a case for long crustal residence time. .// Contrib. Mineral. Petrol. 1984. V. 86. P. 398-408.

241. Kerr A.C., White R. V., Suunders A.D. LIP reading: recognizing oceanic plateaux in the geological record. J. Petrol. 2000. V.41. (7) P. 1041-1055.

242. Kerrich R., Polat A., Wyman D.,Hollings P. Trace element systematics of Mg-, to Fe-tholeiitic basalt suitesof the Superior Provice: implications for the Arhean mantle reservoirs and greenstone Lithos 1999. V 46 P. 163-187.

243. Kerrich R,, Wyman D. Review of developments in trace-element fingerprinting of geodynamic settings and their implications for mineral exploration. Australian J. Earth Sci. 1997 V.44. P.465-487

244. Khramov A.N., Pisarevsky S.A,Iosifidi A.G., Sokolov S.J. Pisakin B.N. Palaeomagnetism of the Ropruchey sill and related rocks: a set data for revised drift history for Fennoscandian Shield in the Palaeohroterozoic5th SVEKALAPKO WS Abstracts. 2000. P.35.

245. Кгбпег A., Compston W. Archaean tonalitic gneiss of Finnish Lapland revisisted: zircon ion-microprobe ages// Contrib. Mineral. Petrol. 1990. V. 104. P. 348-350.

246. Kroner A., Puustinen K., Hickman M. Geochronology of an Archaean tonalitic gneiss dome in Northern Finland and its relation with an unusial conglomerates and komatiitic greenstone // Contrib. Mineral. Petrol. 1981. V. 76. P. 33-41.

247. Kumazava M., Maruyama S. Whole earth tectonics. J. Geol. Soc. Japan. 1994. V.100 (1), P. 81-102.;

248. Eastern Finland // Geol. Surv. Finl., Spec. Pap. 1988. Vol. 4. P. 71-96. Luukkonen E.J., Lukkarinen H. Explanation to the stratigraphic map of Middle Finland. Geol.

249. Martin, H., Peucat, J.J., Sabate', P., Cunha, J. Crustal evolution in the early Archaean of South America: exsample of the Sete Voltas Massif, Bahia State Brazil.// Precambrian Res. 1997. V.82. P. 35-62.

250. Martin H., Querre G. A 2.5 G.a. reworked sialic crust: Rb-Sr ages and isotopic geochemistry of late Archaean volcanic and plutonic rocks from E.Finland // Contr.Min. Petrol. V.85, 1984. P.292-299.

251. Maruyama S. Plume tectonics. J. Geol. Soc. Japan. 1994.V.100 (1),P. 24-49.

252. Maruyama S., Kumasazawa M., Kawakami S-i. Towards a new paradigm on Earth's dynamics J.

253. Sci. 1974. V. 274. P. 321- 355. Mints M.V. The Archean evolution of Karelian craton.// Abstracts of SVEKALAPKO,

254. Nisbet E.G., Cheadle M.J., Amdt N.T., Bickle M.J. Consraining the potential temperature of the Archaean mantle: A review of the evidence from komatiites.Lithos. 1993. V.30.P.291-307.

255. Ohlander В., Skiold Т., Hamilton P.S. et al. The western border of the Archaean province of the Baltic Shield: evidence from Northern Sweden // Contrib. Mineral. Petrol. 1987. V. 95. P. 431-450.

256. Ohlander В., Skiold Т., Elming, S-A., Claesson, S., Nisca, D.H. Delineation and character of the Archaean-Proterozoic boundary in northern Sweden // Prec.Res. 1993. V. 64. P. 6784.

257. Paavola J. On the Archaean high-grade metamorphic rpck in the Varpaisjarvi area, Central Finland. // Geol. Surv. Finl. Bull. 1984. V. 327. 33 p.

258. Paavola J. A communication of the U-Pb and K-Ar age relations of the Archaean basement in the Lapinlachti Varpaisjarvi areas, Central Finland // Geol. Surv. Finl. Bull. 1986. V. 339. P.7-15.

259. Patchett P.J., Kouvo O., Hedge C.E., Tatsumoto M. Evolution of continental crust end mantle heterogenety: evidence from Hf isotopes.// Contrib. Mineral. Petrol. 1981. V.78. P.279-297.

260. Pearce, J.A. Sources and setting of granitic rocks. Episodes., 1996. V. 23. № 4. P. 120-125.

261. Pearce, J., Harris, N.B. and Tindle, A.G.,. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granite rocks. J. Petrol., 1984. V.25. P. 956-983.

262. Percival J.A., Stern R.A., Skulski Т., Mortensen J.K., Begin N.J. Minto block , Superior province: missing lincin deciphering assembly of the Craton at 2/7 Ga. Geology. 1994.V.22. H.839-842.

263. Piirainen T. The geology of the Archean greenstone-granitoid terrain in Kuhmo, eastern Finland. Geol. Surv. Finland. Spec. Pap., 4. P. 39-51.

264. Pisaresky S.A, Sokolov S. Paleomagnetism of Paleoprterozoic ultramafic intrusion near Lake Konchozero, southern Karelia, Russia. Precambrian Res. 1999V.93.P 201-213.

265. Pisaresky S.A, Sokolov S The magnetostratigraphy and palaeomagnetic pole from the Paleoproterozoic red sandstones of Vazhinka River section, Karelia, Russia 5th SVEKALAPKO WS Abstracts. 2000. P.59.

266. Puchtel I.S., Haase K.N., Hofmann A.W., Chanvel C„ Kulikov VS., Garbe-SchOnberg C-D., Nemchin A.A. Petrology and geochemistry of crustally contaminated komatiitic basalts from the Vetreny Belt, southeastern Baltic Shield: evidence for an early

267. Proterozoic mantle plume beneath rifted Archean continental lithosphere // Geochim. Cosmochim. Acta. 1997. V. 61. P. 1205-1222.

268. Puustinen K. Expolarition in the northeast region of the Koitelainen gabbro complex, Sdankyla, Finnish Lapland.// Prospecting in areas of glaciated terrain. Inst. Min. Met., London. 1977 P. 6-13.

269. Rapp R. P., Watson E.W. Dehydration melting of metabasalt at 8 32 kbar: implication for continental growth and crust-mantle recycling.// J.Petrol.1995. V 36. P.891-931.

270. Richard P., Shimizi N., Allegre C.J. Nd a natural tracer: An application to oceanicbasalts // Earth. Planet. Sci. Lett. 1976. V. 31. P. 269-278.

271. Robb L.J., Anhaeusser C.R. Chemical and petrogenetic characteristics of Archaean tonalite-trondhjemite gneiss plutons in the Barberton Mountain Land.// Spec. Pabl. Geol. Soc. S. Afr., 1983. V. 9. P. 103-1163

272. Roberts M.P., Clemens J.D. Origin of high-potassium, calc-alkaline, I-type granitoids // Geology, 1993. V. 23. P. 825-828.

273. RockN. M. S. Lamprophyres. Glasgow: Blackie, 1991. 285 p.

274. Samsonov A.V. Petrology and geochronology of felsic volcanic and plutonic rocks of the Kostomuksha greenstone belt, W. Karelia // MAEGS 9. Abstracts. St.-Petersburg: IPGG RAS, 1995. P. 98.

275. Samsonov, A.V., Chernyshov, I.V., Nutman, A.P., Compston, W., Evolution of the Archaean Aulian gneiss complex, Middle Dneper gneiss-greenstone terrain, Ulcranian Shield: SHRIMP U-Pb zircon evidence.//Precambrian Res. 1996b. 78,65-78.

276. Sato К., Katsura Т., Ito E. Phase relation of natural phlogopite with and without enstatite up to 8 Gpa: implication for mantle metasomatism. Earth Planet. Sci. Lett. 1997.V. 146. P.511-526.

277. Shirey S.B., Hanson G.N. Mantle-derived Archean monzodiorites and trachyandesites // Nature, 1984. V. 310, P. 222-224.

278. Slabunov A.I., Bibikova E.V., Bogdanova S.V. The late Archaean volcanism in the Belomorian Mobile Belt: geochemistry, isotopic age and geodynamic model.// Abstracts of SVEKALAPKO. EUROPROBE project. Lammi. Finland. 1997. P. 68.

279. Snyder D., Carmichael J. S. E.,Wiebe R.A. Experimental study of liquid evolution in the Fe-rich layered mafic intrusions: constrains of Fe-Ti oxide precipitation T- K^and T-P paths of toleiitic magma. Contr. Min Petr. 1993 V. 113 P. 73-86.

280. Soijonen-Waard P. An overview of structural evolution and lithic units within and intruding the late Archean Hattu schist belt, Ilomantsi, eastern Finland // Geol. Surv. Finl., Spec. Pap. 1993. V. 17. P. 9-102.

281. Soqonen-Ward P., Claoue-Long S. A preliminary note on ion-microprobe results for zircons from the Silvevaara granodiorite, Ilomantsi, Eastern Finland // Geol. Surv. Finl., Spec. Pap. 1993. V. 18. P. 25-29.

282. Stern R.A., Hanson G.N. Archean high-Mg granodiorite: A derivative of light rare element-enriched monzodiorite of mantle origin // Jour. Petrology. 198? V. 32, P. 210-238.

283. Stern R.A., Hanson G.N., Shirey S.B. Pedogenesis of mantle-derived, LILE-enriched Archean monzodiorites and trachyandesites (sanukitoids) in southwestern Superior province // Canadian Jour. Earth Sci., 1989, V. 26, p. 1688-1712.

284. Sun S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes./ Eds: AD.Saunders, MJ.Norry // Magmatism in the ocean basins. Geol. Society, Spec. Publ. 1989. V. 42. P. 313-345.

285. Sun S., Nesbitt R.W. Pedogenesis of Archaean ultrabasic and basic volcanites evidence from rere earth elements. Contrib. Miner. Petrol. 1978. V.65.№ 3. P. 3001-325.

286. Sylvester P.J. Archaean granite plutons // Archaean crustal evolution . Elsevier. 1994. P.261-314.

287. Taipale K. The geology and geochemistry of the Archaean greenstone-granulite terrain in the Tipasjarvi area, eastm Finland.// Acta Universitats ouluensis, Ser.A. Geol. № 5 P.

288. Tatsumi Y., Koyaguchi T. An absarokite from phlogopite lherzolitee source// Contrib. Min. Petrology. 1989. V.102, P.34-40.

289. Timmermann M., Daly S. Sm-Nd evidence for late Archaean crust formation in the Lapland Kola Mobile Belt, Kola Peninsula, Russia and Norway // Precambrian Res. 1995. V. 72. P.97- 107.

290. Torsvik T.N., Meert J.G. Early Proterozoic palaeomagnetic data from the Pechenga Zone (northwest Russia) and their bearing on Early Proterozoic palaeogeography. Geophys J. Int. V.122 P.520-536

291. Vaasjoki M. The lead isotopic composition of some Finnish galenas.// Geol. Surv. Finl. Bull. 1981. V316. 30 p.

292. Vaasjoki M. Leads from late Archaean and Early Proterozoic mineralization in the Fennoscandian Shield: constrains on early crust-forming processes // Geol. Surv. Finl., Spec. Pap. 1989. V. 10. P. 31-32.

293. Vaasjoki M., Soijonen-Ward P., Lavikainen S. U-Pb age determinations and sulfide Pb-Pb characteristics from the late Archean Hattu Shist belt, Ilomantsi, Eastern Finland // Geol. Surv. Finl., Spec. Pap. 1993. V. 17. P. 103-131.

294. Vrevsky A Krimsky R., Svetov S. Rare earth and isotopic (Nd, O) heterogeneity of the Archaean mantle, Baltic Shield // Precambrian Crustal Evolution in the North Atlantic Region, Geol. Soc. Special Publ. 1996. № 112. P. 43-53.

295. Watson, E.B. Two-liquid partition coefficients: experimental data and geochemical implications.// Contrib. Mineral. Petrol. 1976. V. 56. P. 119-134.

296. Watson E.B., Harrison Т. M. Zircon saturation revisited: temperature and composition effects in a variety of crustal magma types. Earth Planet. Sci. Lett. 1983. V.64. P. 295-304.

297. Whalen J.B. Geochemistry of an islan-arc plutonic suite: Vasilau- Yau Yau intrusive complex, NewBritian J.Petrol. 1985. V.26. P.603-623.

298. K.M. Methods in palaeomagnetism. Amsterdam: Elsevier, 1967. P. 254-286. Zinger T.F., Baykova V.S., Belyatsky B.V., Klepenin S.V., Gotze J, Levchenkov O.A.,