Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Эволюция магматических систем в зоне перехода океан-континент в архее Восточной части Фенноскандинавского щита

ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Эволюция магматических систем в зоне перехода океан-континент в архее Восточной части Фенноскандинавского щита"

Санкт-Петербургский государственный университет

Направахрукописи

Светов Сергей Анатольевич

ЭВОЛЮЦИЯ МАГМАТИЧЕСКИХ СИСТЕМ В ЗОНЕ ПЕРЕХОДА ОКЕАН-КОНТИНЕНТ В АРХЕЕ ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ ФЕННОСКАНДИНАВСКОГО ЩИТА

Специальность25.00.04.-петрология, вулканология

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Санкт-Петербург 2004

Работа выполнена в Институте геологии Карельского научного центра РАН, г.Петрозаводск.

Научный консультант - доктор геолого-минералогических наук, профессор Шинкарев Николай Филиппович

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук, академик РАН Коротеев Виктор Алексеевич

доктор геолого-минералогических наук, член-корреспондент РАН Глебовицкий Виктор Андреевич

доктор геолого-минералогических наук профессорЛазаренков Вадим Григорьевич

Ведущая организация:

Геологический институт Кольского научного центра РАН, гАпатиты.

Зашита состоится ч » » -_2004г. в 15 часов на заседании

диссертационного совета Д 212.232.25 по защите диссертаций на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук при Санкт-Петербургском государственном университете по адресу: 199034, Санкт-Петербург, Университетская наб. д.7/9, геологический факультет, ауд.52.

e-mail: geoweb@krc.karelia.ru

С диссертацией можно ознакомиться в Научной библиотеке им. А.М.Горького при Санкт-Петербургском государственном университете.

Автореферат разослан «___»_2004г.

Ученый секретарь

диссертационного совета Д21223225

А.Б.Кольцов

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность проблемы. Реконструкция условий динамической эволюции архейской литосферы, определившей в дальнейшем основные геологические черты строения современной коры, является одной из наиболее сложных проблем современной геологии. Архейская геологическая история развития Земли находит свое наиболее яркое отражение в двух главных типах структур: гранит-зеленокаменных и гранулито-гнейсовых. Наиболее информативными для проведения геологических реконструкций, являются зелено-каменные пояса, так как в их пределах сохранились реликты первичных разрезов, породные ансамбли которых претерпели часто относительно низкую степень метаморфических преобразований.' Результаты палеовулканологических, литогеохимических и петрологических исследований архейских породных ассоциаций, позволяют реконструировать условия формирования магматических систем, общую эволюцию архейской-коры, термальный режим верхней мантии и механизмы корово-мантийных взаимодействий в этот период геологической истории. На основе изучения породных ассоциации ко-матиит-базальтового ряда, установленных в большинстве архейских зелено-каменных структур, возможно реконструировать эволюцию состава мантийных магм и скорости теплогенерации, рассчитать геотермический градиент в архее и оценить общую термальную историю планеты. Комплексный анализ всех существующих породных ансамблей, представленных в реликтах верхнеархейских зеленокаменных разрезов, позволяет восстановить динамику развития астеносферно-литосферной системы и охарактеризовать геодинамические режимы, действующие на ранних этапах развития Земли. Важным аспектом, определяющим интерес к изучению зеленокаменных структур, является приуроченность к ним ряда крупных и уникальных месторождений №, Аи и 14, поэтому восстановление условий формирования магматических ассоциаций позволяет существенно уточнить характер рудных минерагени-ческих процессов.

Цели и задачи исследования. Основными целями выполненных исследований являются: анализ строения позднеархейских зеленокаменных поясов и структур восточной части Фенноскандинавского щита, существующих в их пределах магматических систем, характеристика геохимического и изотопного составов пород, расчет РТ-параметров их формирования и кристаллизации, разработка механизмов взаимодействия архейской литосферы и верхней мантии в рамках геодинамической модели формирования зеленокаменных структур.

В процессе исследования было необходимо решить ряд задач:

1. Систематизация и анализ фактических данных по геологическому строению, эволюции магматизма, метаморфизма, осадконакопления и датированию этапов развития зеленокаменных структур.

2. Геологическое, геохимическое, петрологическое и изотопно-геохимическое изучение магматических систем, существовавших в верхнем архее в интервале 3.1-2.8 млрдлет, на основных стадиях формирования зеле-нокамениыхкомплексов.

3. Изучение РТ-параметров маг связь с изменением термального режима

ли 1£НВШ>т«А СПг

о»

4. Создание геодинамической модели развития зеленокаменных структур на примере восточной части Фенноскаидинавского щита.

Фактический материал и методы исследования. В основу работы положен фактический материал, полученный диссертантом в 1992-2003 г. в результате экспедиционных работ в пределах зеленокаменных структур Карельского кратона, Кольского полуострова и Восточной Финляндии. Исследования выполнялись в рамках проектов, осуществляемых в ИГ КарНЦ РАН по темам НИР: «Сравнительный анализ стратиграфии и литологии докембрия Балтийского щита», «Палеогеографические условия и эволюция бассейнов седиментации в докембрии Карелии», «Корреляция опорных стратиграфических разрезов (полигонов) раннего докембрия Карелии», «Геохимия раннедокембрийских седиментационных бассейнов Карелии», «Магматические системы зон перехода океан-континент в архее восточной Фенноскан-дии», а также проектов, поддерживаемых РФФИ: «Механизм образования расслоенности в докембрийских пикритах и коматиитах Кольского полуострова и Карелии» (98-05-64276), «Состав и эволюция верхней мантии Балтийского щита в архее (3.0-2.5 млрд. лет) по данным изотопно-геохимического и петрологического изучения кохматиитов» (98-05-65596), «Структурные и физические свойства хромшпинелидов Фешюскандии как индикатор условий генерации рудоносных магм» (01-05-064228), «Геохимия осадков в архее Карельского кратона: роль в геодинамических реконструкциях золоторудных систем» (02-05-97507).

Исследования на разных этапах были поддержаны международными научными фондами по следующим проектам: «Rare earth and isotopic (Nd, О) heterogeneity of the Archaean mantle, Baltic Shield» Международный научный фонд (фонд Сороса), проект-RUOOO; «Изучение высокомагнезиальных ассоциаций зеленокаменного пояса Хатту, Восточная Финляндия», Фонд CIMO. Часть материала была получена в ходе выполнения международного проекта «GEODE» - «Геодинамическая эволюция зеленокаменных поясов Фенноскандии и их металлогения» (1999-2002 гг.). Важная финансовая помощь в выполнении авторских исследований была оказана «Фондом содействия отечественной науке» в 2001 и 2002гг.

Автор так же принимал участие в многочисленных геологических экскурсиях, что дало ему возможность ознакомится с реперными объектами в пределах Швеции, Финляндии и Западной Австралии. Для литогеохимической характеристики породных ассоциаций было выполнено более 500 силикатных, 400 редкоэлементных, 260 редкоземельных анализов пород, 30 изотопных Sm-Nd анализов и использованы ранее опубликованные данные.

Геохимический анализ проб (определение петрогенных элеметхзв) проводился в аналитической лаборатории Института Геологии КарНЦ РАН (г. Петрозаводск). Концентрации матых элементов определялись рентген-флюоресцентным методом (VRA-33 и Philips PW1480) в лабораториях Института Геологии КарНЦ РАН и Геологической Службы Финляндии (г. Эспоо). Редкоземельные элементы определялись в лаборатории Института геологии и геохронологии РАН (г. Санкт-Петербург) методом нейтронно-активащюнного. анализа-ШАА-и методом ICP-MS в аналитической лаборатории Геологичёской!Службы Финляндии (г. Эспоо), аналитической лабора-

тории Института геологии и геохимии УроРАН (г. Екатеринбург).

Изотопные исследования осуществлялись в изотопной лаборатории Геологической Службы Финляндии (г.Эспоо). Химическая подготовка проб для Sm-Nd- изотопного анализа проводилась по методике П.Пелтонена (Peltonen et al, 1996). Измерения выполнялись проф. Х.Хухмо на масс-спектрометре VG sector 54. Точность измерений 147Sm/144Nd составляет 0.4%. Отношение 143Nd/l44Nd нормализовано по 146Nd/144Nd=0.7219. Измеренное значение стандарта La .То 11а ft3Nd/144Nd=0.511851±6 (п=15).

Научная новизна. Обобщение и анализ результатов детальных стратиграфических, литологических, геохимических, петрологических и изотопных исследований позволяет сделать следующие выводы:

1. Архейские зеленокаменные структуры представляют собой набор пространственно совмещенных геодинамически контрастных страто-тектонических ассоциаций, среди которых по литогеохимическим, изотопным и петрологическим признакам выделены и охарактеризованы магматические системы, приуроченные к древней островодужной ассоциации, океаническому плато в области задугового бассейна, ассоциации вулканического пояса активной континентальной окраины.

2. Доказано существование в пределах восточной части Фенноскандинав-ского щита древнейшей конвергентной зоны перехода «протоокеан-протоконтинент», эволюция которой привела к формированию Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса.

3. Впервые на территории Карельского кратона выделена древнейшая (3.05-2.95 млрдлет) адакитовая ассоциация, сосуществующая с островодуж-ными вулканитами БАДР-серии известково-щелочного ряда.

4. Охарактеризованы механизмы и РТ-параметры магмагенерации в контрастных магматических системах на всех этапах эволюции транзитали, детально рассмотрен термальный верхнемантийный режим при генерации высокомагнезиальных расплавов на рубеже 3.4-1.9 млрд лет.

5. Выявлены и изучены породные ансамбли, приуроченные к заключительной транспрессионно-транстенсионной стадии развития пояса при формировании бассейнов pull-apart типа.

Практическая значимость. Полученные данные по геологии, геохимии и петрологии породных ассоциаций Ведлозерско-Сегозерского зеленокамен-ного пояса позволили пересмотреть режимы формирования известково-щелочных, адакитовых и коматшгг-базальтовых магм в архее, что может быть использовано при металлогенических исследованиях региона.

Результаты исследования могут быть использованы в качестве методической основы для проведения региональных палеогеодинамических реконструкций, при детальной геологической съемке областей развития верхнеархейских метаморфизованных комплексов, составлении легенд к геологическим и тектоническим картам и в межрегиональных докембрийских корреляционных построениях.

Проведенный литостратиграфический анализ позволил уточнить стратиграфические схемы верхнего архея в пределах стратотипического полигона Центральной Карелии. На его основе были выделены, охарактеризованы и прослежены по латерали реперные пачки основных свит хаутаваарской се-

рии; предложено оригинальное представление о террейновом строении структур с первичной природой внутренней стратификации и признаками тектонического характера границ между свитами, с проявлением частичной субсинхронной стратификации в этих парных подразделениях; уточнены географические и временные (за счет новых датировок - получены новые изотопно-геохронологические данные для коматиит-базальтовых ассоциаций Центральной Карелии) границы СВРГГ.

Основные защищаемые положения:

1. Формирование вулканической серии базальт-андезит-дацит-риолитов и адакитов и ассоциации осадочных пород Няльмозерской, Игноильской, Хау-таваарской, Чалкинской и Остерской вулканических структур Центральной Карелии происходило в пределах древнейшей на Фешюскандинавском щите энсиалической островной дуги, заложенной на западной окраине Водлозер-ского блока с 3.1 по 2.95 млрд. лет. Генерация первичных расплавов осуществлялась при 12-20% частичном плавлении метасоматизировашюго мантийного клина, на глубинах 60-70 км (Р<2.5 ГПа и Т=1000-950 °С). Разнообразие по составу пород вулканической серии обусловлено фракционированием первичных выплавок с образованием Срх+И+ИМ! реститов.

2. Коматиит-базальтовые вулканические серии Хаутаваарской, Киндасов-ской, Койкарской, Семченской, Совдозерской и Паласельгинской структур формировались на рубеже 3.05-2.90 млрд. лет в протоокеаническом бассейне в обстановках задугового спрединга, субсинхронно с развитием древнейшей островодужной системы. Высокомагнезиальные вулканиты принадлежат к А1-иедеплетированному типу, их формирование проходило при высоких степенях частичного плавления мантийного пиролита, вызванного термальным апвелингом, при Тр= 1750-1820 °С и Р = 5-7 ГПа с отсадкой оливин-ортопироксеновых реститов.

3. Формирование парагенетической ассоциации вулканитов средне-кислого состава и осадочных пород в пределах вулканических структур Масельга -Яшин - Корбозеро - Семчь - Эльмус проходило в интервале 2.90-2.85 млрд. лет в ходе развития вулканической дуги ценгральноандийского типа, заложенной на коллажированном континентальном склоне «Водлозерского протокон-тинента». Генерация первичных для ассоциации расплавов связана с процессами плавления мантийного клина в ходе дегидратации субдуцируемой океанической плиты и контаминации коровым материалом, что обусловило образование палингенных магм андезидацитового, дацитового и риолитового составов.

4. Позднеархейские магматические системы и сосуществующие с ними ассоциации осадочных пород восточной части Фенноскандинавского щита формировались в условиях контрастных геодинамических обстановок в ходе полициклического геологического развития межмикроплитной транзитной зоны «протоокеан - островная дуга -протоконтинент», что подтверждает существование конвергентных режимов в архее, начиная с 3.1 млрд. лет. Эволюция зеленокаменных поясов региона, характерным для которых является асимметричность строения, проходила в течение двух этапов развития: раннего аккреционного и позднего коллизионного.

Публикации и апробация работы. Результаты выполненных исследо-

ваний по теме диссертации опубликованы в 2 монографиях и 42 статьях в отечественных и зарубежных изданиях, а так же более чем 50 материалах и тезисах докладов. Основные результаты исследования были представлены на 4 Международном архейском симпозиуме (4IAS) (Перт, Западная Австралия, 2001); и па международных конференциях и совещаниях: «Международном симпозиуме посвященном 150-летию АА.Иностранцева» (Санкт-Петербург, 1994); «21 Nordisca geologiska Vintermoten» (Лулео, Швеция, 1994); «MAEGS-9» (Санкт-Петербург, 1995); «Проблемы магматической и метаморфической петрологии. Научные чтения памяти проф. И.Ф.Трусовой» (Москва, 1995-2002); «Fennoscandian geological correlation» (Санкт-Петербург, 1996); «22 Nordisca geologiska Vintermoten» (Гурку, Финляндия, 1996); «Current problems, ideas and results in Geology» (Стокгольм, Швеция, 1996); «Осадочные формации докембрия и их рудоносность» (Санкт-Петербург, 1998); «Рифтогенез, магматизм, металлогения докембрия. Корреляция геологических комплексов Фенноскандии» (Петрозаводск, 1999); «Физико-химические проблемы эндогенных геологических процессов. Международный симпозиум, посвященный 100-летию Акад. Д.СКоржинского» (Москва, 1999); «Коматииты, нориты, базальты, бо-ниниты» (Портмут, Великобритания, 1999); «Общие вопросы расчленения докембрия» (Апатиты, 2000); «Новые идеи в науках о земле» (Москва, 2001); «I Палеовулканологический симпозиум» (Петрозаводск, 2001); «Мантийные плюмы и металлогения» (Петрозаводск, 2002); «Глубинное строение и геодинамика Фенноскандии, окраинных и внутриплатформенных транзитных зон» (Петрозаводск, 2002); III Всероссийском литолопгческом совещании «Генетический формационный анализ осадочных комплексов фанерозоя и докембрия» (Москва, 2003); II Всероссийском симпозиуме по вулканологии и палеовулканологии (Екатеринбург, 2003).

Основные выводы диссертационной работы неоднократно докладывались и обсуждались при проведении международных и российских геологических полевых семинаров, экспедиций и экскурсий, с коллегами из Геологической службы Финляндии, Швеции, Норвегии, Австралии, Канады и США.

Структура работы. Диссертация состоит из введения, 6 глав и заключения, включает 329 страниц машинописного текста, 33 таблицы и 163 рисунка. Список литературы состоит из 468 наименований.

Благодарности. Моим первым учителем в области магматической петрологии и геохимии является заведующий кафедрой петрографии Санкт-Петербургского гос. университета, проф. Н.Ф.Шинкарев, благодаря активной поддержке которого была начата и завершена данная работа.

Изучение зеленокаменных структур Карельского кратона проходило под руководством |С.И.Рыбакова| и В.И.Робонена (Институт геологии КарНЦ РАН). Бесценную многолетнюю помощь в освоении методов литостратигра-фии и палеовулканологических реконструкций оказывала А.И.Светова. Успешному проведению полевых работ в Центральной Карелии автору помогали Т.НЛазарова, [НГВ.Мельянцеп1.

Плодотворным было многолетнее сотрудничество с д.г-м.н. А.Б.Вревским (НГГД, г.Санкт-Петербург), д.г-м.н. В.Ф.Смолькиным (Геологический институт КНЦ РАН, пАпатиты), докторами ЕЛукконеным, К.Пиетикайнен,

Т.Халкоахо, Х.Хухмо, П.Сорьенен-Ворд, Е.Хански, Х.Папуненым (Геологическая служба Финляндии), в общении с которыми в многочисленных полевых дискуссиях выкристаллизовывались основные идеи и выводы работы.

Большая теоретическая и методическая помощь в изучении высокомагнезиальных вулканитов (коматиитов) Фенноскандинавского шита была оказана проф. Н.Арндтом (Геологический институт, Реннес, Франция), проф. Р.Хилом, доктором Стивом Барнесом (Геологическая служба З.Австралии), проф. Ф.Терстоном (университет Лаурентия, Садбари, Канада), доктором ДАббот (Ламонт-Дохерти обсерватория, Палисадес, США), доктором Б.Робинсон (8С1ЯО, Австралия), замечания и советы которых помогли откорректировать полученные выводы.

Очень полезными были дискуссии и обсуждения различных геологических, геохимических и петрологических аспектов архейской геологии с д.г.-м.н. А.Б.Котовым, д.г.-м.н. С.БЛобач-Жученко, кт.-м.н. В.А.Матреничевым, д.г.-м.н. В.П.Чекулаевым, (ИГТД РАН), к.г.-м.н. Н.Б.Филиповым («Минерал»), ДГ.-М.Н. С.И.Григорьевым, кт.-м.н. В.В.Иваниковым (СпбГУ), д.г.-м.н. А.А.Арзамасцевым, д.г.-м.н. Т.Б.Баяновой, д.г.-м.н. П.К.Скуфьиным (ИГ КНЦ РАН), д.г.-м.н. А.В.Гирнисом, д.г.-м.н. М.В.Минцем, к.г.-м.н. И.С.Пухтелем, KJ.-M.II. А.Б.Самсоновым, Д.Г.-М.Н. Е.В.Шарковым (ИГЕМ РАН), дх.-м.н. О.М.Розеном (ИЛ РАИ), д.г.-м.н. И.В.Семеиовым (ИГГ Уро-РАН), д.г.-м.н. И.Б. Серавкииым (ИГ УНЦ РАН), д.г.-м.н. ГЛАвдейко (ИВ-ГиГ ДВО РАН), д.г.-м.н. А-ДЛожкиным, д.г.-м.н. О.М.Туркиной (Институт геологии ОИГГМ), д.г.-мл. О.И.Володичевым, к.г.-м.н. А.И.Голубевым, д.г.-м.н. В.Н.Кожевниковым, КГ-М.Н. Н.Е.Король, д.г.-м.н. В.В.Куликовой, д.г,-м.н. В.С.Куликовым, к.г.-м.н. А.И.Слабуновым, д.г.-м.н. В.В.Щипцовым (ИГ КарНЦ РАН) и многими другими.

Завершению работы способствовало конструктивное ее обсуждение с академиком РАН- Ф.П.Митрофановым. Пользуясь случаем, автор выражает всем глубокую благодарность и признательность.

ВЕДЛОЗЕРСКО-СЕГОЗЕРСКИЙ ЗЕЛЕНОКАМЕННЫЙ ПОЯС

Верхнеархейские (лопийские) вулканогенно-осадочные ассоциации в пределах восточной части Фенноскандинавского щита хорошо сохранились на современном эрозионном срезе среди многочисленных гнейсо-гранитных ареалов. На данной территории выделяются (Вулканизм архейских..., 1981) несколько крупных зеленокаменных поясов, соответствующих по своим размерам «суперпоясам» по К.Конди (Конди, 1983): Сумо-зерско-Кенозерский, Парандово-Тикшозерский, Ведлозерско-Сегозерский, Южно-Выгозерский, ГихМольско-Костомукшский, Иломантси-Ялонвара-Тулос, Кухмо-Суомуссалми.

На основе анализа накопившихся к середине 90х годов геохронологических данных по возрастам супракрустальных пород зеленокаменных структур и ассоциирующих с ними гранитоидов, выделены следующие этапы формирования архейских ГЗ систем: 3.4-3.2 млрдлет, гранит-зеленокаменная система Водлозерского блока; 3.1-2.95 (до 2.87) млрдлет, зеленокаменные пояса обрамления Водлозерского блока, с севера -Камешюозерский, Южно-Выгозерский, с запада Ведлозерско-Сегозерский; -около 2.8 млрдлет, Косто-

мукшско-Гимольский, Типасьярви, Кухмо-Суомуссалми, а так же СевероКарельская группа зеленокамснных поясов от северной части оз.Выгозеро до оз.Тикшозеро.

К настоящему времени детально изучены только отдельные зеленокамен-ные структуры в пределах Карельского кратона - Каменноозерская (Puchtel et al, 1999), Костомукшская (Puchtel et al, 1998; Лобач-Жученко и др., 2000.), Хшоваарская (Кожевников, 1992; Щжанский и др., 1999; Кожевников, 2000), Иринегорская (Щипанский и др., 2001), что оставляет широкое поле для исследований. Результаты и рекомендации, выводы и дискуссионные моменты из приведенных выше работ, а также анализ развития взглядов на формирование ГЗС в мире (Abbott, 1996; Condie, 1989; Lukkonen, 1992; Gren-stone belts, 1997; Hollings et al, 1999; Kerrich et al, 1999; Puchtel et al., 1998, 1999; Thurston, 2002; Sproule et al, 2002; Daigneault et al, 2002; Sorjonen-Ward et al, 1997), позволили автору разработать необходимую методологическую основу для постановки и проведения работ по комплексному изучению позднеархейского Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса -одного из крупнейших на территории восточной части Фенноскандинавского щита.

Ведлозерско-Сегозерский зеленокаменный пояс (Рис. 1) протягивается в, Центральной Карелии более чем на 300 км в субмеридионалыюм направлении при ширине 50-60 км и в современном эрозионном срезе состоит из ряда локальных структур: Хаутаваарской, Койкарской, Семченской, Эльмусской, Паласельгинской, Остерской, Бергаульской, Совдозерской, Киндасовской и ряда других. Характерной особенностью пояса является широкое развитие коматиит-базальтовых ассоциаций в интервале 3.05-2.95 млрдлет и андези-товых и дацитовых вулканитов двух уровней - 3.05-2.95 и 2.90-2.85 млрдлет.

Данные объекты в течении длительного времени изучались многими исследователями (Гилярова, 1974; Харитонов, 1966; Кратц, 1963; Робонен, и др.. 1974; Лобач-Жученко и др., 1986; Левченков и др., 1989; Вулканические постройки..., 1978, Вулканизм архейских..., 1981, Светлова, 1988; 1992;Рыбаков, 1980; 1987; Миллер, 1988).

В общей стратиграфической шкале нижнего докембрия России (Апатиты, 2000) в верхнем архее в лопийской эонотеме в качестве стратотипа средней эратемы утверждена хаутаваарская серия Карелии в геохронологических границах 3000-2300 млн. лет.

Супракрустальные породы, обьединяемые в составе хаутаваарской серии, имеют общую мощность в 5.5-6.0 км. В опорном стратотипе серии в Хаута-ваарской структуре выделяется пять свит:

1. Виетуккалампннская свита (БАДР-адакитовая ассоциация и сопутствующие вулканогенно-осадочные парагенезы) мощностью 2.5 км. (U-Pb возраст по циркону из субвулканического некка равен 2995±20млн. лет).

2. Лоухиваарская свита мощностью 2.7 км. Представляет собой стратифици-ровашгую коматиит-базальтовую толщу. Sm-Nd изохронный возраст свиты составляет 2921 ±55 млн. лет (вал).

3. Калаярвинская свита мощностью 900м. Сложена осадками и кислыми вулканитами и включает пласты серноколчеданных руд. Породы свиты прорываются дайками дацмтов с U-Pb возрастом 2854± 14 млн. лет (по циркону).

Л - Хаугаваарсхая, Б - Киндасовская, В - Койкарско-Семчаккая, Г- Совдозерская, Д- Палассльпшская, Ег Осгерская, Ж- Листье-Губская структуры. 1- гранты рапакиви, 2 - протерозойские породы; лопий: 3 - плагиомикроклиновые гранты, 4 - диориты, гранодиорты, 5 - габбродиорты, 6 - габбронороты, 7 -основные и ультраосновные породы, 8 - андезндаяповые Булкампы и осадки, 9 - лагы и туфы кома-тиитов и базальтов, 10 - высокомагнезиальное габфо, 11 - вулканиты БАДР-ссрии, 12 - амфиболиты, 13- гнейсо-гранты и мигмагиг-граюггы, 14 -палеовулканические постройки (1- Няльмозерская, 2-Игнойльская, З-Хаугаваарская, 4- Масельгская, 5- Чалкмюкая, 6- Янишская, 7- Корбозсрская, 8- Эль-мусская, 9- Семченская); 15 - разломы

4. Кулыонская свита мощностью 600м. Представлена стратифищфованной толщей базальтов.

5. Усмитсаньярвинская свита представлена вулканитами дацитов и вулкано-генно-осадочными породами видимой мощностью 200м.

Используя методы и подходы физической и химической палеовулканологии (Sylvester et ah, 1997; Hill et. ah, 1987-1995;) и химической геодинамики (Zindler, Hart, 1986; Allegre et ah, 1995, 2000), в работе рассмотрена эволюция условий формирования магматических систем (па-рагенезов: вулканиты - субвулканиты - внутриформационные осадки), формирующихся на протяжении всей геологической истории эволюции Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса.

ОБОСНОВАНИЕ ЗАЩИЩАЕМЫХ ПОЛОЖЕНИЙ

Положение I. Формирование вулканической серии базальт-андезит -дацит-риолитов и адакитов и ассоциации осадочных пород Няльмозерской, Игноильской,Хаутаваарской, Чалкинской и Остерской вулканических структур Центральной Карелии происходило в пределах древнейшей на Фенно-скандинавском щите энсиалической островной дуги, заложенной на западной окраине Водлозерского блока с 3.1 по 2.95 млрд. лет. Генерация первичных расплавов осуществлялась при 12-20% частичном плавлении метасоматизи-рованного мантийного клина, на глубинах 60-70 км (Р<2.5ГПа и Т=1000-950 °С). Разнообразие по составу пород вулканической серии обусловлено фракционированием первичных выплавок с образованием Cpx+Pl+TiMt реститов.

Породы андезитовой ассоциации играют важную роль в разрезах большинства архейских зеленокаменных поясов (Condie, 1994). Их петрогенезис напрямую связан с мультистадийными процессами, затрагивающими транзитную область верхней мантии - нижней коры (Hilberth, 1981; Herzberg et ah, 1983; Wyllie et ah, 1989). Эти процессы фиксируют определенный этап эволю-цш! региональной геодинамической обстановки и играют главенствующую роль в магматизме островодужных систем и аккреции континентальной коры. Понимание природы формирования андезитовых ассоциаций является ключом к реконструкции ранней архейской истории и корректной интерпретации общих условий формирования континентальной коры (Gill, 1981; Sylvester et ah, 1997).

В пределах архейских зеленокаменных поясов Фенноскандинавского щита андезитовые ассоциации формировались неоднократно и асинхронно. Основными рубежами их развития являются следующие периоды: 3.05-2.95 (Центральная Карелия), 2.90-2.85 (Центральная и Восточная Карелия), 2.85 -2.80 (Северная Карелия) и 2.80-2.75 (Западная Карелия) млрд. лет. На основе анализа результатов U-Pb датирования андезит--дацит-риолитовых вулканитов и их модельных Sm-Nd возрастов, а так же сосуществующих с ними гра-нитоидов (Лобач-Жученко и др., 2000), сделан вывод о приуроченности наиболее древних вулкашгтов андезитового ряда и гранитоидных комплексов к Водлозерскому домену (блоку) (Центральная и Восточная Карелия).

Результаты детальных геологических исследований в пределах западного обрамления Водлозерского блока - Ведлозерско-Сегозерском зеленокамен-

ном поясе (Рис. 1) свидетельствуют, что представительные разрезы самой древней на территории Фенноскандинавского щита (>2.99 млрд. лет) андези-товой ассоциации сохранились в Хаутаваарской, Остерской и др. структурах.

В Хаутаваарской структуре с использованием методов фациалыю-формационного анализа реконструирована цепь палеовулканических построек центрального типа: Няльмозеро - Игноила - Хаутаваара - Чалка, сформированных в субмаринных и субаэральных обстановках. Наиболее полно древняя андезибазальт-андезит-дацитовая ассоциация представлена в разрезах Чалкинской и Игноильской палеовулканических зон, а на прочих площадях сохранилась фрагментарно. В работе приведено детальное описание па-леовулканических построек и осадочных ассоциаций, приуроченных к ним.

и-РЬ датирование цирконов из андезидацитов Игнойльского субвулканического некка дает возраст 2995+20 млн. лет (Сергеев, 1989), из лав андезитов - 2945+19 млн. лет (Овчинникова и др, 1994), из субвулканических даек андезитов Паласельгинской структуры - 3000+40 млн. лет и из субвулканического штока Остерской структуры 3020+10 млн. лет (Лобиков, 1982). Время формирования тоналот-трондьемитов Чебинского массива, прорывающих ниж-нелопийские андезиты и базальты и содержащих ксенолиты габбро и диоритов, - 2985+10 млрд. лет (Беляцкий и др., 2000).

Породы древней андезитовой ассоциации метаморфизованы в условиях эпидот-амфиболитовой фации метаморфизма андалузит-силлиманитового типа, при сохранении первичных вулканических текстур. Метаморфический парагенезис представлен: AЬ5-15+Qtz+Chl+Ep+HЬl+CarЬ+Bt в отдельных случаях сохранились реликты первичного плагиоклаза (Ап30-40) (Володичев и др. 2002).

Для палеовулканов установлено сложное эффузивно-эксплозивное строение, с грубозональным размещением вулканических и вулканогенно-осадочных фаций вокруг центров извержений с радиусом 20-30 км. Жерло-вины заполнены некками, размером до 2x1.5 км (Игноила) округлой, изомет-ричной формы, иногда с агломератовой мантией (Чалка), представленными андезитами, андезидацитами (Чалка, Игнойла) или экструзивными глыбовыми брекчиями (Хаутаваарский палеовулкан).

Коэффициент эксплозивности менялся от 40-50 (Чалка) до 70% (Ипюйла). В Чалкинском палеовулкане широко развита лавовая фация, представленная массивными, подушечными и миндалекаменными лавами, кластолавами андезитов, андезидацитов и дацитов. Подушечные брекчии присутствуют в при-жерловой зоне, часто переслаиваясь с агломератовыми и лапиллиевыми туфами.

Мощность лавовых потоков изменяется от 4-5 м до 25-30 м, по составу преобладают серийнопорфировые андезиты. Вверх по разрезу лавы становятся более кислыми (дациты) и более однородными, с преобладанием массивных и миндалекаменных разностей, переслаиваются со слоями лапиллие-вых и псаммитовых туфов мощностью 0.5-1.5 м. В Игноильском палеовулка-не лав значительно меньше, они представлены кластолавами, массивными, миндалекаменными разностями андезибазальтового, андезитового, реже ан-дезидацитового состава, и формируют мощные (до 60-80 м) непротяженные лавовые потоки.

Пирокластиты принадлежат к фации эксплозивных выбросов, реже агло-мератовых потоков, последние образуют локальные площади сваренных туфов. В прижерловой зоне преобладают агломератовые, глыбовые туфы, реже отмечаются выбросы глыб ранее литифицированных агломератовых туфов, линзы лапиллиевых, кристаллокластических и псаммитовых туфов. Литокла-сты часто преобразованы в результате автометасоматоза (Рыбаков, 1980).

Удаленная группа пирокластических фаций представлена мелкообломочными туфами, массивными или стратифицированными, и продуктами их перемыва- туффитами и туфопесчаниками.

В пределах Игноильской палеовулканической постройки установлены небольшие вторичные постройки, развитые по северному склону вулкана, выполненные глыбовыми туфами и лавами. Фидерные каналы представлены некками, отвечающими по составу дацитам.

Субвулканическая фация наиболее широко развита в прижерловых зонах палеовулканов (Чалка) и так же проявлена по всей площади развития вулканических продуктов. Она представлена дайками андезибазальтов, андезитов, дацитов, реже риодацитов и риолитов.

Характер реликтовых разрезов осадочных ассоциации, сосуществующих с вулканитами, свидетельствует о приуроченности их к различным типам бассейнов седиментации. Палеодепрессии вокруг построек заполнялись активно поступающей пирокластикой в виде пластов массивных или стратифицированных туфов. В период ослабления эксплозий образовывались маломощные слои алевролитов, силицитов и туффитов.

В сохранившихся частях фронтального бассейна (Хюрсюльская, Хянни-каслампинская депрессии) накапливались толщи осадков ритмичного строения: туф-туффит-туфопесчаник-туфоалевролит.

Отложения тылового бассейна (восточнее д. Игаойла, ст. Хаутаваара) представлены разнозернистыми туфопесчаниками, вулканомиктовыми аре-нитами, субаркозами, углеродистыми алевролитами, сингенетическими брекчиями и маркируются появлением в разрезе продуктов разрушения основных вулканитов - слоями мафитовых граувакк и темнозеленых силици-тов.

Лавы и туфы древней андезитовой ассоциации Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса (Чалкинская, Игноильская, Няльмозерская, Остерская палеовулканические постройки) принадлежат к андезибазальтам, андезитам, дащггам и, реже, риодацитам с нормальной щелочностью. Максимальная дифференциация серии проявлена в Игноильской структуре.

Соотношение щелочей К2О и №2О в андезитовых вулканитах и туфах варьирует от 0.2 до 0.8, что свидетельствует о ^-специфике ассоциации, которая является типичной для островодужных серий и окраинно-плитных дуговых систем (Богатиков, Цветков, 1988). Вулканиты БАДР-серии Ведло-зерско-Сегозерского зеленокаменного пояса имеют низкие содержания М^О (<5 мас.%), повышенные Сг (100-180 ррт) и N1 (40-85 ррт), характеризуются отношениями 8г/У<20 (Чалка <12, Игнойла <22, Остер <11); Се/№<4.5, ТЪ/№ 0.72, 1.3<Ьа/УЬ<12.2 при 0.65<1Ъ/УЬ<4.6, что сближает их с остро-водужными комплексами (Condie, 1989).

Для лав ассоциации типичными являются обогащенные легкими РЗЭ

спектры ((La/Sm)n =1.6710.98, с выполаживанм в области тяжелых РЗЭ (Gd/Yb)n =1.26±0.14, (Ce/Yb)n=2.75±1.69), в туфах сохраняется топологическое подобие, при более высоких фоновых концентрациях РЗЭ, Eu аномалия в породах слабо проявлена. Распределение РЗЭ в лавах Чалкинской, Хаутаваарской, Остерской и Няльмозерской структур зелс-нокаменного пояса однотипное.

Спаидерграммы, нормированные по примитивной мантии (Sun, McDonough, 1989), для вулканитов и туфов Чалкинской и Игноильской па-леопостроек (Рис. 2) указывают на их топологическое подобие с базальт -андезит-дацит-риолитовыми сериями архейской Каменноозерской структуры восточной части Фенноскандинавского щита (Puchtel et al, 1999) и Курило-Камчатской островной дуги (Kersting, Arculus, 1994; Kepezhinskas etal, 1997), во всех из них отмечаются Nb и Ti аномалии, что характерно для острово-дужных систем Малой Антильской (Thirhvall et al., 1996), Вануату (Peate et al, 1997) и других.

Субвулканические породы древней андезитовой ассоциации Ведлозер-ско-Сегозерского зеленокаменного пояса разделяются по геохимической характеристике на 2 группы: дацит-риолитовую нормального известково-щелочного ряда (имеющую идентичную вулканитам геохимическую характеристику) и адакитовую.

Дайки адакитов, с возрастом 2995 млрд. лет, выявленные в Чалкинской, Игноильской и других структурах Ведлозерско-Ссгозерского зеленокаменно-го пояса, относятся по содержанию SiO2 (58-69 мае. %) к андезитам-дацитам. Они отличаются от типичных известково-щелочных пород повышенными концентрациями №гО (3.6<Na2CK6.1 мае. %), А1гОз>14 мае. %, 5< (Fe203+MgCH-MnO+-Ti02)<9 (для дацитов <5) и содержаниями MgO (1.7-2.2 мае. %). Значения Mg# >0.5.

Максимальные отличия между вулканитами известково-щелочного ряда и адакитами проявляются в концентрации редких и редкоземельных элементов. Адакиты Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса имеют содержания Sr>400 ppm, Ba>400 ppm, Zr >140 ppm, Cs >6 ppm (Табл. 1).

Распределение РЗЭ в них сильно фракционированное ((L-a/Yb)n>10), при аномально низком уровене ТРЗЭ (Но <0.4, Ег<1.0, TmO.l, Yb<0.9, LuO.l 1 ppm). Адакиты Чалки идентичны по спектрам распределения РЗЭ адакитам островов Кука (Рис. 2) и отличаются от лав и туфов известково-щелочного ряда Чалкинской палеопостройки (Светов, 1993).

На диаграммах фигуративные точки суб-

вулканитов Хаутаваарской, Игнойльской и Чалкинской палеовулканических построек ложатся в область типичных адакитовых серий мира вблизи поля адакитов юго- восточной Японской вулканической дуги (Matrin, 1999). Одно из отличий архейских адакитов Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса от современных аналогов заключается в более высоких концентрациях Сг до 200 ppm (типичные содержания <50 ppm) (Drummond, Defant, 1990). К настоящему времени архейские адакиты выделены в зеленокаменных поясах северной части кратона Сьюпириор (Канада), таких как Лумби Лейк, Ред Лейк с возрастом 2.9-3.0 млрд. лет (Hollings et al, 1999), в поясе Бич-Учи с возрастом 2739+2 млн. лет (Hollings, Kerrich, 2000; Polat, Kerrich, 2002) и в

верхней БАДР ассоциации Каменноозерской структуры с возрастом 2875±2 млн. лет (Puhtel et al, 1999).

Рис. 2. Нормированные по примитивной мантии (Sun, McDonough, 1989), спаДдерграммы для андезэтовой ассоциации Чалкинской палеопостройки.

1 - массивные лавы, 2 -туфы, 3 - здаюпы, 4 -средний состав БАДР-ассоциации Каменноозерской сгрукгуры (Puhtel et aL, 1999), 5 -средний состав аазкитов острова Кука (Martin, ¡995).

и Th Nb Т» 1» Ce Pr Nd Zr HT Sm Eu Gd Ti ТЪ Dy Но Y Er Tm Yb

Y Yb„

Рис. 3. Диаграмма Sr/Y - Y (а) и (La/Yb)„ -Yb„ (б) для древней авдезитовой ассоциации Ведлозфско-Сегозерского зеленокаменного пояса

Породы Чалкинской палеовулканической постройки: 1 - массивные лавы, 2 - туфы, 3 -апакшы. Поля: I -типичные адакиты мира (Hollings et aL, 1999), П - адакигы ЮВ Японии (Martin, ¡999), Ш - типовые островодужные ацаезигы - дзюпы - риолиты, IV - субвулкашпы Хаугаваарской палеопостройки, V -субвулканиты Игнойльской палеопостройки.

Изотопный состав Sm-Nd в БАДР сериях Игноильской и Остерской структур свидетельствует о значительном вкладе в состав их магматических источников более древнего корового материала. Согласно модели De Paolo (De Paolo et al, 1991) модельные возраста андезитов и дацитов Игнойлы варьируют в пределах 2970-3245 млн. лет, Остра - 3000-3380 млн. лет; по модели Голдштейна и Якобсена (Goldstein, Jacobsen, 1988) они изменяются в пределах 3080-3370 млн. лет (Ишойла) и 3100-3500 млн. лет (Остер) (Лобач-Жученко и др., 2000). Первичные отношения ЕШТДЛЯ ассоциаций Игнойльской структуры (Т - 2995 млн. лет) колеблются от +2.1 до -1.2, для андезитов Остра (Т - 3020 млн. лет) - от + 1.5 до -2.2.

Таблица 1. Вариации средних содержаний главных, рудных и редхих элементов в субвул-кашггах известково-щелочного ряда и адакитах Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменно-го пояса (мас.%, ррш).

Струк- Чалка Нпюйла Чалка Iliiraiuia Остер Паласель- Пяльмо- Адакит*

тура га зеро

Порода С(ищ) С (адакиты)

N 6 19 4 7 3 5 3 81*

SiCb 613014.09 62.6Ш.13 65.Ш12 64.6312.35 643912.87 58.9112.43 62.1111.13 64.6613.2

TiOj 0.94Ю.31 0.57+0.19 0.68Ю.11 0.56Й.12 0.76Ю.14 0.61+021 0.69+02 0.5110.2

MgO 335+1.81 3.571123 1.8310.94 2.89+1.78 1.9410.62 2.1410.83 201+0.45 2.2011.0

СаО 5.651122 4.0212.11 4.45Ю.43 3.9210.89 4.12Ю.73 428Й.81 3.45+0.14 5.00+1.3

Na20 3.52Ю.81 4.36Ю.93 4.17Ю.42 48911.12 3.861022 3.91Ю.74 3.9810.14 4.0910.4

к2о 121+0.66 1.58+0.60 1.511039 0.98+0.21 1511047 123+0.35 1.81Ю.34 1.72Ю.6

Cr 209164 210479 201114 102152 104125 117+35 85111 30-50

Ni 82141 81140 2917 51116 78112 71114 6017 20-40

Co 2614 2115 912 1314 1913 21+4 20±4 <20

Ba 212±89 320166 461128 408132 425158 315+64 495118 >400

Sr 286±112 250134 490+21 419177 379191 320138 509154 >450

Nb 610.2 5Ю.8 4+0.3 4Ю.7 912.4 5Ю.5 6М.7 <10

Zr 160±25 13C±13 190Ü39 148110 225134 139124 180+16 130-165

Th 6.1±1.7 8.4122 6.112.3 6+1.4 2.4+0.8 3.1+04 3.9Ю.9 3-7

(La/Yb), 3.111121 5.181124 19.59±2.42 20.6011.18 16.241121 18.4913.67 16.981204 21.9815 07

Примечание: С (шц) - субвулканигы известково-щелочного piwa, С (адакиты) - субвулканигы адакито-вого ряда, п - число образцов. * - состав типичного адакита (выборка из 81 ai 1ализа) криводится по работе (Martin, 1999).

Шотопный состав кислорода 0~и для пород андезитового ряда "хаутава-арской структуры изменяется от +8.5 до +9.0 °/оо в андезитах, и от +9.0 до +9.3 °/оо в дацитах, до +10.8 %о в риолитах (Новицкий, Медведовская. 2001), что согласуется с моделью образования ассоциации в островодужной (энсиа-лической) обстановке (Покровский, Вопынец, 1999).

На основе геохимической характеристики древней БАДР-серии Ведло-зерско-Сегозерского зеленокаменного пояса реконструированы условия маг-могенеза. Значение модельных равновесных температур магм составлят 1080 °С - 980 °С, находясь в прямой зависимости от кремнекислотности расплава, при этом максимальные температуры 1100-1070 °С установлены для андези-базальтов (SiO2=53.1-53.6 мас.%) первых фаз излияния, с повышенными содержаниями MgO (5.6-6.5 мас.%). Эти данные близки к равновесным температурам, рассчитанным по двупироксеновому термометру Линдслея с погрешностью расчета ±30 °С (Lindsley, 1983) для магнезиальных андезибазаль-тов Ключевского вулкана 1140 - 1120 °С, для высокоглиноземистых андезибазальтов температура составляла менее 1100 °С (Kersting, Arculus, 1994). Температуры ликвидуса андезитов вулканического комплекса Колд Бау (Алеуты) равны 1110 °С (Brophy, 1986) и острова Адак (Алеуты) - 10501080 °С (Conrad Kay, 1984).

Современные экспериментальные данные показывают, что растворимость НгО при давлении около 3-10 кбар и температуре 1100-1150 °С для подобных

магм составляет 3-6 мас.% (Moore, Carmichael, JЯЯS), что обуславливает уменьшение температур плавления на 50-100 °С.

Предполагаемой областью плавления являлся мантийный клин, расположенный над субдукционной зоной, здесь происходило насыщение его флюидной фазой и метасоматизация в ходе дегидратации субдуцируемой прото-океанической плиты (Martin, 1ЯЯЯ; Sylvester et al, 1ЯЯ7), что вызвало частичное плавление мантийного субстрата. Экспериментальные работы подтверждают возможность данного механизма при учете более высокой архейской геотермы (Tatsiani et al, 1Я86).

Предполагаемая область плавления располагалась на глубинах до 60-70 км (давление <2.5 ГПа), что согласуется с результатами расчетов Г.В.Овчинниковой с соавторами (Овчинникова и др., 1ЯЯ4), которыми были получены значения Т=1000-950 °С и Р = 0.8-2.2 ГПа для андезитов Игноилъ-ской палеопостройки. Степень плавления при генерации первичных расплавов не превышала 12-20%. Образование андезибазальт-андезит-дацит-риолитовой серии происходило в ходе процессов фракционной кристаллизации с образованием Cpx+Pl+TiMgt реститов.

Геохимическая специфика субвулканитов адакитового ряда отражает особые условия их генезиса. Деплетированность ТРЗЭ является следствием формирования гранат ± амфиболового (роговобманкового) рестита при плавлении, следует подчеркнуть, что данные фазы не играют существешюй роли при образовании известково-щелочных расплавов (Martin, 1Я86).

На основании геохимического моделирования процесса плавления можно предположить, что источник адакитовых расплавов был мафит - ультрама-фитовый (Defant, Drummond, 1ЯЯ0; Samaniego, 1ЯЯ7). Вероятнее всего, в процесс плавления вовлекались субдуцировшшые океанические базальты, «трансформированные» в гранатовые амфиболиты или эклогиты с образованием гранат ± амфиболового рестита (Jvlartin, 1ЯЯЯ).

Модельные температуры ликвидуса адакитовых магм Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса, рассчитанные в программе Pele 4.0, составляют 1020-1090 °С. Магмы, исходные для адакитов Чалкинской и Иг-ноильской структур, могут быть получены при 10-15% плавлении амфиболита с образованием Срх (60%)f Gar (10%)+ Р1(25%) +НЫ (5%) респгга с последующим фракционированием Pl+Cpx, что хорошо согласуется с приведенными экспериментальными результатами и модельными условиями генерации адакитов из верхней БАДР-серии Сумозерско-Кенозерского зеленокаменного пояса восточной части Фенноскандинавского щита (Puchtel etal, 1ЯЯЯ).

Адакитовые расплавы могут быть образованы только в конвергентных обстановках, при плавлении субдуцируемой океанической плиты на начальной (конечной) стадии субдукции (Wyman et al, 2002; Martin, 1ЯЯЯ; Polat, Kerrich, 2002) или режиме «slab-window» (Авдейко, 2002, 2003).

Таким образом, островодужные БАДР-серии с субвулканитами адакито-вого ряда формировались в архее на рубеже 3.05-2.8 млрд. лет как в пределах Фсшюскандинавского щита, так и Канадского, и прочих кратонов мира в достаточно близких геодинамических обстановках, значимую роль в которых

играло заложение и эволюция конвергентных межплитных зон перехода оке-ан-континет.

Положение IL Коматиит-базальтовые вулканические серии Хаутаваар-ской, Киндасовской, Койкарской, Семченской, Совдозерской и Паласельгин-ской структур формировались на рубеже 3.05-2.90 млрд. лет в протоокеани-ческом бассейне в обстановках задугового спрединга, субсинхронно с развитием древнейшей островодужной системы. Высокомагнезиальные вулканиты принадлежат к А1-недеплетированному типу, их формирование проходило при высоких степенях частичного плавления мантийного пироли-та, вызванного термальным апвелингом, при Тр= 1750-1820 °С и Р = 5-7 ГПа с отсадкой оливин-ортопироксеновых реститов.

После открытия коматиитов в районе р. Комати нагорья Барбертон Южной Африки (Viljoen, Viljoen, 1969) в течении 10 лет аналогичные породы, были выявлены практически на всех докембрийских щитах (Komatiites, 1982).

В пределах Фенноскандинавского щита архейские коматииты обнаружены и исследованы в Центральной Финляндии - поясе Кухмо-Типасярви-Суомуссалми (Jahn et al, 1980; Hanski, 1980), Карелии — поясах Сумозерско-Кенозерском, Ведлозерско-Сегозерском, Гимольско-Костомукшском и др. (Зеленокаменные..., 1988; Коматииты..., 1988; Металлогеническая.., 1993; Светов, 1997; Puchtel et al., 1998; Svetov et al, 2001) и Кольском регионе -пояс Колмозеро-Воронье (Вревский, 1980; 1989; Борисова и др., 1991; Слюль-кин и др., 1991; Смолькин, 1992).

По данным Sm-Nd анализа коматиитовый вулканшм был проявлен в течении нескольких временных этапов: ~3.4 млрд. лет (Восточная Карелия), 3.05-2.90 млрд.лет (Центральная и Восточная Карелия), 2.90-2.81 млрд. лет (Западная Карелия, Кольский п-в., Восточная Финляндия) и 2.45-2.05 млрд. лет (Восточная Карелия, Северная Финляндия) (Vrevsky et al, 1996; Svetov, 2001; Арестова и др., 2002).

В пределах верхнеархейского Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменно-го пояса породы высокомагнезиальной ассоциации сохранились в Хаутава-арской, Кшщасовской, Койкарской, Паласельгинской, Семченской, Совдозерской структурах на площадях от 1.85 до 110 км (Светов, 1997). Реконструированная мощность разрезов коматиит-базальтовых толщ варьирует от 2.8 км (Койкары-Семчь) до 1.5-1.0 км (Паласельга, Совдозеро), что составляет значимую часть от суммарной мощности верхнеархейских (3.05-2.85 млрд. лет) образований Центральной Карелии, равной 6 км.

В работе приводится детальное описание разрезов, морфологических особенностей вулканитов коматиит-базальтовой ассоциации и сопровождающих их пирокласто-осадочных образований выше названных структур. Значительное внимание уделено характеристике дифференцированных лавовых потоков и вариолитам.

Коматиит-базальтовая ассоциация представлена стратифищфоваными толщами, в пределах которых преобладает лавовая фация. Перидотитовые, пироксенитовые и базальтовые коматииты слагают массивные, подушечные,

брекчированные и реже дифференцированные лавовые потоки. Брекчиро-ванные лавы 1Шфоко развиты в Совдозерской структуре. В Койкарской и Паласельгинской структурах описаны серии дифференцированных потоков мощностью от 0.4 до 8 м. В их строении выделяются зоны оливинового ку-мулята (В2-з). харрисигового строения (ВО, епшшфекс структур различных типов (А2-6) и кровельных брекчий (А^ (Светлов, 1994,1997).

Пироксенитовые коматииты Койкарской структуры часто имеют варио-литовые текстуры. Пирокластические породы представлены туфами различной размерности - агломератовыми, лапиллиевыми и псаммитовыми. Пирок-ластические фации не превышают 3-5% от общего объема пород в реконструированных разрезах.

В толщах, сложенных базальтами, преобладают подушечные и массивные лавы, лапиллиевые и псаммитовые туфы (Светлова, 1988; Светлов, 1997).

Стратиграфическое положение базальтов в пределах изученных высокомагнезиальных разрезов Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса не является постоянным: в пределах Хаутаваарской и Койкарской структур базальты залегают на коматиитах, а в Паласельгинской и Совдозерской структурах они чередуются с коматиитами, при этом природа контактов в этих структурах не всегда однозначна (Светлов, 1997).

Комагматичными интрузивными образованиями являются магнезиальные габбро и ультрамафиты (серпентиниты), слагающие маломощные тела.

Результаты U-Pb датирования циркона из подстилающих коматииты кислых вулканитов Игнойльского субвулканического штока (Хаутаваарской структуры) и лавового потока дацитов, дают возраст 2995±20 млн. лет (Сергеев, 1989), из даек и субвулканических дацитов, секущих коматиит-базальтовую ассоциацию в Койкарской структуре - 2935±15 млн. лет(Бибикоза, Крьпов, 1983) и 2860+15 млн. лет (Самсонов и др., 1996). В пределах Семченской зоны базальтовую (верхнюю) часть разреза ассоциации прорывают габбро-диориты, и-РЬ возраст которых (по циркону) равен 2890 + 40 мли. лет (Сергеев и др., 1983). На основании вышеприведенных датировок, время формирования коматиит-базальтовой ассоциации Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса оценивается в интервале 3.05-2.90 млрд. лет.

Метаморфические преобразования пород ассоциации проходили в условиях зеленосланцевой (Койкарская структура) или эпидот-амфиболитовой фации метаморфизма (Паласельгинская, Совдозерская, Хаутаваарская структуры) с температурным режимом 300-500 °С и Р= 2 - 5.5 кбар (Володичев и др., 2002).

По химизму среди высокомагнезиальных вулканитов Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса выделяются перидотитовые, пироксе-нитовые, базальтовые коматииты и высокомагнезиальные базальты, согласно классификации (Komatiites, 1988).

Содержание М^О в коматиитах варьирует от 9.4 (базальтовые коматииты) до 34 мас. % (кумуляты перидотитовых коматиитов), Тю2 - 0.2-0.7 мае. %. Доминирующее развитие имеют пироксенитовые и базальтовые коматииты (9 < MgO < 24 мае. %), атак же высокомагнезиальные базальты (8 < MgO <15 мае. %), которые наиболее широко представлены в Койкарской, Семченской,

Паласельпшской, Хаугаваарской и Юндасовской структурах (Светов, 1997).

Перидотитовые коматииты и их кумулятивные разновидности (коматии-товые дуниты) (24 < MgO < 40 мае. %) доминируют только в разрезе Совдо-зерской структуры.

В системе ИОг-М^, используемой для разделения высокомагнезиальных вулканических серий на мариашгг-бонинитовый, коматиитовый и толеи-товый типы (Коматииты..., 1988), фигуративные точки пород коматиит-базальтовой ассоциации Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса формируют непрерывный тренд в поле вулканитов коматиитового ряда с увеличением содержания "ТЮ2 в низкомагнезиальных разностях.

Для коматиитов Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса установлены следующие значения отношений: СаО/АЬОз<1 (Хаутаваара 0.81+Б.18; Койкары-Семчь 0.80+0.49; Паласельга 0.82+0.18; Совдозеро 0.86+0.18; Киндасово 0.75+0.17), 17<А120/ТЮ2<30 (Хаугаваара 19.45+3.41; Койкары-Семчь 20.20+3.95; Паласельга 27.1613.73; Совдозеро 19.79+1.35; Киндасово 20.17+2.09), /г/У близко к 2.5 (Хаутаваара 1.9.8+-.21; Койкары-Семчь 2.63+0.34; Паласельга 2.39+036; Совдозеро 2.62+0.67; Киндасово 2.94+0.52). Эти данные позволяют отнести коматиит-базальтовую ассоциацию Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса к А1-недеплетировашюму типу «Mynpo»(Komatiites, 1982).

Mg# в пироксенитовых и перидопгговых коматтитовых находится на уровне 67 - 90 (Койкары- 66-90; Паласельга - 67-84; Совдозеро - 76 - 88), в базальтовых коматшггах Mg# составляет 60-75 (Койкары- 60-75; Паласельга - 6472; Киндасово - 61- 72; Хаутаваара - 64-75), что так же соответствует кома-тиитам типа Мунро и значительно отличается от коматиитов типа «Барбер-Toн>(Amdt et al, 1997).

Наиболее магнезиальными (<32 мае. % MgO) являются массивные лавовые потоки перидотитовых коматиитов мощностью до 15-20 м. Дифференцированные лавовые потоки типичны для пироксенитовых и, реже, перидо-титовых коматиитов. Наибольшая дифференцированность установлена для вариолитовых лав пироксенитовых коматшггов Койкарской структуры. Вариоли по химическому составу соответствуют низкокалиевым андезида-цитам (до 67.61 мае. % 8Ю2; 5-8 мае. % MgO), а матрикс- пироксенитовым коматшггам (50.9 мае. % S1O2; 18.9 мае. % MgO) (Светов, 1993,1994,1997).

Туфы коматшггов по содержанию петрогенных элементов идентичны лавам, но имеют пониженные значения АЬОз <8 мае. %, более высокие СаО-7-11мас. %, и низкие щелочи: №20 <0.5 мае. %, КгО <0.04 мае. %.

Содержания N1 и Сг в вулканитах коматиит-базальтовой ассоциации колеблются в широких пределах. Максимальные концилрации N1 (2820 ррт) и Сг (7500 ррт) установлены в кумулятивных разновидностях коматиитов Совдозерской структуры. С уменьшением.магнезиальности пород концентрации N1 и Сг уменьшаются. В пироксенитовых коматиитах: N1- 100-1000 ррт, Сг-500-2000 ррт, в базальтовых коматшггах: N1 80-200 ррт, Сг-400-1000 ррт, в базальтах - N1-30-100 ррт, Сг-50-400 ррт.

По содержанию Т1 и V (Т1/У= 18-30) породы коматиит-базальтовой ассоциации Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса близки к базальтам срединно-океанических хребтов и задуговых бассейнов (Shervais, 1982;

Интерпретация..., 2001).

Распределение петрогенных (AI2O3, TÍO2, S1O2 и ДР-) и малых элементов (Y, Zr и др.) относительно MgO в коматиит-базальтовых ассоциациях Ведло-зерско-Сегозерского зеленокаменного пояса близко к линейным трендам «оливинового контроля» (Arndt et al, 1997). Для вулканитов рассматриваемых структур устанавливаются несколько трендов со значениями R на уровне 80-87%, с пересечением оси MgO в области значений 45-49 - ОЬ (Койкар-ская и Паласельгинская структуры) и 37-42% - Olí |(Паласельга, Хаутаваара, Совдозеро), что связано с существованием нескольких типов первичных расплавов с разной исходной магнезиальностью. По значениям пересечения тренда «оливинового контроля» с осью MgO получены содержания MgO в равновесном для родоначальных расплавов оливине: Olí и ОЬ- На основе коэффициентараспределения KdjotjJq Wfeíef 0.31±0.03 (Beattie et al., 1991), при допущении, что содержание Fe в расплаве не превышало 10%, рассчитаны родоначальные составы с магнезиальностью 23-27% и 15-18%, что ниже магнезиальности зон закалки в потоках перидотитовых коматиитов Кой-кар (27.82%), Паласельга (28.39%) и Совдозера (29.44%).

Коматииты Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса имеют [Gd/Yb]n отношения 0.8-1.4, а А120/П02 = 17-30. В АЬОз/ПОг - [Gd/Yb]^ системе они образуют поле в области АЪнедеплетированных пород, пере-крываясь с коматиитами Мунро, Канады, Водлозера, Костомукши (Рис. 4) {Sproule etal, 2002;Puchteletal, 1998).

Сопоставляя РЗЭ тренды коматиитов Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса с типовыми аналогами Канады и ЮАР, установлено, что максимальное сходство спектров наблюдается с коматиитами Абитиби, Мунро, Алексо и Зимбабве (Jochitm et al, 1991) и базальтами N-MORB и Р-MORB типа. Исключением являются обогащенные ЛРЗЭ базальтовые ассоциации нижнего и верхнего уровня Паласельгинской структуры, которые подобны базальтам OIB-типа (Рис. 5).

Информативным для основных - ультраосновных расплавов является ха-

рактер взаимоотношения ТИ, Ьа, который зависит от геодинамической приуроченности ассоциации или отражает проявление контаминации коро-вого вещества (1асЫап & а1, 1991;Кегг1ск е^ а1, 1999; Кожевников, 2000). Для коматиитов Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса типовым является неравенство Ьап<МЪп<ТЬп, что типично для архейских коматиитов и базальтов типаМОКБ, 1Ч-М(ЖВ.

-Щ-StaOI >«>901054

-Л-М

-я-мш •

-«-»47-1 •

U С( Ft Nd I

» <М Dy Но Та Yb U

_A_41I ti. «(.II _1__«11П t

U C« ft K4 Ь» Е» Gd lb Dv Н» Ei Tn Yb La

Рис. 5. Распределение редкоземельных элементов в породах коматиит-базальтовой ассоциации Ведлозерско-Сегозерского (А-В) и других (Г) зеленокаменных поясов. Нормировано по примитивной мантии (Sun, MacDonough, 1989).

Высокомагнезиапьные ассоциации структур: А- Совдозерской, Б- Койкарской, В- Паласельгинской, Г-: 1 -Барбершн, 2- Абтиби, Муцро, Алексо, Зимбабве, 3- Горгона, 4- Косгомукша.

Sm-Nd систематика высокомагиезиальных вулканитов Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса показала, что первичные отношения £ш для коматиитов и базальтов всех структур (вычислено с использованием модельного возраста 2940 млн. лет) соответствуют уровню деплетированной мантии, как и в случае близковозрастных коматиитов Абитиби /Duvre et al. 1984) и ложатся вблизи модельного тренда эволюции £]\и[Т]проба= 0.164Т3-О.бббТ2^ .79Т+10.4, где Т(млрд. лет) (Nagler, Kramers, 1998) для докембрия.

Sm-Nd возраст коматиит-базальтовой ассоциации Паласельгинской структуры равен 2893±110 млн. лет, £N¿=+1.2, MSWD=7; для высокомагнезиальных вулканитов Койкарской структуры - 2944+170 млн. лет, Б^арНЛ, MSWD=2, для коматиит-базальтовой ассоциации Хаутаваарской структуры -3201+340 МЛН. лет, Вид—^2.0, MSWD^SJ. Основываясь на близком времени формирования базальтов и коматиитов в структурах Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса, рассчитано общее время образования ассоциаций Койкарской и Паласельгинской структур 2921 ± 55 МЛН. лет, EncT1 + 1.5, MSWD=5 (Светлов, Хухма, 1999; Svetov et al, 2001). При дополнитель-

ном привлечении к_расчету данных по Хаутаваарской структуре возраст равен 2935 ± 64 м пн. лет, F.Nj= + 1.7, MSWD=9.

Изотопный состав кислорода в перидотитовых, пироксенитовых и базальтовых коматиитах Центральной Карелии варьирует в широких пределах ОТ +5.8 до +8.5 /с) (Новицкий, Медведовская, 2001) с отчетливым обогащением пород 5 О при уменьшении их магнезиальности и в случае увеличения их метаморфической проработки. Величина 5 О для коматиитов составляют +5.8 - +7.2 5°100, для базальтовых коматиитов - +73 - +8.65°/оо. Для коматиитов эти величины близки к базальтам современного океанического дна: +5.7±0.3%о (Pineau et al., 1976; Ito et al, 1987), что так же подтверждает их протоокеаническую природу. Данные закономерности указывают на отсутствие значимого апияния процессов контаминации коровым веществом коматиитовых расплавов и существование лишь локального преобразования Внутрешнних изотопных систем на стадии метаморфической проработки ассоциации при взаимодействии с флюидными фазами и гидротермальными растворами.

Интрузивная фаза представлена телами перидотитового, дунитового состава (серпентиниты) и магнезиального габбро. Все интрузивы характеризуются высокой магнезиальностью, индекс Mg# в коматиитовых душггах и перидотитах равен 76-88, в габбро — 51-68; отношения Са0/А120з<1, АЬОз/ТЮ2= 16-25, и близкими содержаниями РЭ и РЗЭ. Геохимический состав интрузивных пород позволяет говорить о их комагматичной коматиитам природе (Svelov el al, 1999; Светов, Светова 2000).

Далее в работе детально рассматриваются реологические свойства расплавов (вязкость, плотность), влияющие на характер лавовых излияний (ламинарный или турбулентный). На основе изучения строения дифференцированных лавовых потоков коматиитов предложена модель их кристаллизации но схеме «прогрессивной расслоенности».

Формирование коматиит-базальтовой ассоциации Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса проходило в подводных условиях и сопровождалось синхронным отложением вулканогенных и осадочных пород смешанного генезиса: представленных тонкими пепловыми туфами коматиитов; туффитами, силицитами и графитистыми алевролитами, с характерной тонкой горизонтальной слоистостью, тонкозернистым сложением, локальным повышением содержания углерода и глиноземистого вещества.

Важным фактором, характеризующим географические размеры прото-океанического бассейна, является отсутствие чуждого терригешюго материала в осадочных парагенезах, что свидетельствует о быстром и масштабном раскрытии океанического бассейна.

Реконструкция условий генерации коматиитовых магм была проведена на основе математического моделирования с учетом результатов экспериментального изучения высокомагнезиальных пород (Bickle, 1978; Богатиков и др., 1984; Гирнис, 1985; Рябчиков, Богатиков, 1984; Гирнис и др., 1987; Wei et al, 1990; Hirose, Kushiro, 1993; Herzberg, 1992, 1995; Herzberg, Zhang, 1996,1997,1998;Herzberg, O'Hara, 1998;Гирнис, 1998).

Для А1-недеплетировашюй коматиит-базальтовой ассоциации Ведлозер-ско-Сегозерского зеленокаменного пояса были рассчитаны модели плавле-

ния и фракционирования расплавов с использованием редких и редкоземельных элементов. Контроль расчетов проводился по содержанию TiO2. Расчет частичного плавления проводился для реальных составов перидотитовых коматиитов с содержанием MgO 25-29 мас.% Койкарской, Паласелъгинской и Совдозерской структур.

Генерация А1-недеплетированных коматиитов Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса проходила при частичном плавлении (<50%) мантийного лерцолита, при давлении <8 Гпа с образованием О1+Орх реститов.

Подобные условия плавления верхнемантийного материала могут достигаться в режиме стационарного прогрева локального участка мантии, обусловленного всплытием мантийного плюма (<степлового плюма» в понимании НЛДобрецова (Цобрецов и др., 2002)). При этом, областью заложения мантийной термальной фидерной зоны стала транзиталь «протоокеан-протоконтинент», что по нашему мнению привело к заложению и быстрому раскрытию задугового протоокеанического бассейна и предопределило формирование мафитовой ассоциации (Рис. 6).

Область плавления окружена зонами возможных реститовых ассоциаций: [L+Ol+Cpx+Gl]; [L+OI+Opx+Cpx+Gt]; [OI+Opx+Gt]. Раннее плавление окружающего головную часть плюма материала дает в рестиге гарцбурптговую составляющую [L+Ol+Opx]. Прерывистые линии - изотермы. Стадия А - начальная стадия всплывания мшгшйного атюма и начала апавления; формирование А1-недеплетированных коматиитов типа «Муиро»; Стадия Б - этап стационарного развития магматизма по центральной оси плюма; формирование океанических плато и океанических базальтов.

Интервал высокомагнезиального вулканизма в пределах локальных зеле-нокаменных структур Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса укладывается примерно в 100 млн лет (с 2.9 -3.0 млрд лет), поэтому его можно связать с деятельностью одного долгоживущего мантийного диапира, стационарно локализованного в области межмикроплитного сочленения.

Коматииты наиболее широко представлены в архейских структурах, в протерозое доминирует другая высокомагнезиальная ветвь, представленная пикритами и высокомагнезиальными базальтами (Марковский, Ротлюн, 1981; Early Precambrian..., 1990; Смальт», 1992, 1997; Мальков, 1997). Установленная закономерность развития мантийного магматизма может быть обусловлена снижением степени плавления мантийного субстрата, а также глубины и характера его плавления. Предполагается, что одной из глобаль-

ных причин является общее охлаждение глубинных оболочек Земли и, как следствие этого, уменьшение теплолого потока. Таким образом, на основе результатов исследования высокомагнезиальных вулканитов можно ответить на вопрос о характере изменения максимального теплового потока (локализованного в мантийных струях - областях мантийного апвелинга (Красный, 2002)) в течение развития Земли на основе сравнения РТ- режима генерации первичных коматиитовых расплавов восточной части Фенноскандинавского щита с прочими разновозрастными объектами.

Для моделирования РТ- условий магмообразования были привлечены данные по коматиитам и пикритам Фенноскандинавского щита (Табл. 2) из раннеархейских, позднеархейских и раннепротерозойских структур Кольского полуострова, Северной Норвегии, Центральной и Северной Финляндии и Карелии, возраст которых установлен Sm-Nd или U-Pb методами, а так же трлеитовым базальтам из разреза Печенгской зоны, офиолитового комплекса Йормуа (Финляндия), интрузий габбро-верлитов Печенги, вмещающих месторождение сульфидных руд.

Таблица 2. Расчет параметров генерации высокомагнезиальных магм Фенноскандинавского щита (Светов, Смалъкин, 2003).

Структура Возраст (млн. лет) N Порода: ъ ГС) > ГС) Р(«> (Гпа)

Водл озеро 3391±76 (Пухтель и др., 1991) 8* IIK 1566 1792 6.40

Камстюс озеро 3054±84 (Самсонов и др. 1996) 2 ПК 1587 1818 6.35

Хаутаваара 2995±20 (Лобиков, 1982) 6 ПК 1615 1845 6.59

Совдозсро 2921±55 (Светов и др. 1997) 5 ПК 1589 1817 6.42

Паласельга 2921+55 (Светов и др.1997) 10 ПК 1568 1794 6.93

Койхары 2921+55 (Счетов и др.1997) 10 ПК 1557 1781 7 29

Ура-Губа >2830 (Кудряшов, Гавриленко 2000) 2843±39 (PuchteletaL, 1999) 7 ПК 1526 1741 7.01

Костомукша 2 ПК 1553 1776 486

Типасярви 2830+2 (John etal., 1980) 3 ПК 1530 1747 6.37

Хатгу >2761 (Geological..., 1993) 6 ПК 1508 1717 538

Ветреный пояс 2410±34 (Пухтель и др.,1997) 3 ПирК 1321 1455 3.71

Карасъйок 2103+87 (Barnes etal., 1990) 20* ПК 1464 1660 5.99

Савукоски >2050 (J^htonenet all 1998) 49* ПК 1520 1734 5.85

(Саттасваара)

Савукоски >2050 (Lehtonenet all 1998) 8* п 1386 1552 5.41

(Соткаселка)

Печенга 1980+40 (Магматизм.., 1995) 5 ФП 1370 1529 6.07

(Ш-уровень)

Псчснга <1980 (Магматизм..., 1995) 5 ФП 1324 1461 5.25

(V-уровень)

Псчсота 1980 (Магматизм.... 1995) 5 ТБ 1176 1229 2.39

(свита матерт) 1953±2 (Peltonenet all 1996)

Иормуа 3 ТБ 1190 1252 1.05

Примечание: * - использованы средние составы по выборке, ПК - псридотитовыс коматштты, ПирК -пироксенитовые коматииты, БК - базальтовые коматиты, ФП - ферропикр)пы, П - пикрты, ТБ -толситовыс базальты РИ - рудоносная интрузия, БИ - безрудная интрузия.

Выполненные модельные расчеты РТ-параметров основываются на интерпретации химического состава высоко магнезиальных вулканитов. Для оценки первичных составов расплавов использовались авторские и опубли-

кованные результаты изучения пород из достоверно установленных зон закалок шаровых, массивных лав и расслоенных потоков.

Проанализированные высокомагнезиальные вулканиты формировались в течение значительного периода времени — от 3.39 до 1.95 млрд. лет, что составляет 1.43 млрд. лет ранней истории развития Земли (табл. 2). Как показывают расчеты, на архейском этапе (3.4-2.5 млрд. лет) температурный режим магмогенерации был максимальный -1850-1700 °С; в течение раннего протерозоя (2.5-1.9 млрд. лет) он значительно снижается - до 1300 °С. Расчетное давление при плавлешш в мантийных источниках колеблется от 6-7 Гпа в период 3.4-2.8 млрд. лет до 1-2 Гпа в период 1.9 млрд. лет, что может свидетельствовать об уменьшении глубин магмогенерации - от 220 до 160 км.

В отношении распределения потенциальных температур в мантийных источниках (зонах мантийных плюмов) от времени их существования, установлено, что температуры прогрева вещества верхней мантии постепенно снижались в течение докембрия, при этом в архее они на 300-200 °С, а в протерозое на 100 °С были выше, чем ранее опубликованные модельные значения мантийной геотермы (Richer, 1988). В целом, этот вывод согласуется с моде-лью«остывающей Земли» и общим снижением теплового потока. Таким образом, формирование высокомагнезиальных ассоциаций, как в пределах Фенноскандинавского и других щитов, происходило асинхронно на продолжении достаточно коротких импульсов яркой плюмовой активности. Максимальные температурные всплески маркируются на рубеже 3.0 и 2.7 млрд. лет. Скорее всего глобальность данного явления связана с изменениями, происходящими в это время в структуре Земли, что согласуется с представлениями О.Г.Сорохтина и С.А.Ушакова (Sorokhtin, Ushakov, 1999), по мнению которых в этот период произошло отделение земного ядра, вызвавшее наиболее мощные в истории Земли проявления мантийных плюмов.

Положение Ш. Формирование парагенетической ассоциации вулканитов средне-кислого состава и осадочных пород в пределах вулканических структур Масельга — Яниш — Корбозеро - Семчь - Эльмус проходило в интервале 2.90-2.85 млрд. лет в ходе развития вулканической дуги центральноандийско-го типа, заложенной на коллажировашюм континентальном склоне «Водло-зерского протоконтинента». Генерация первичных для ассоциации расплавов связана с процессами плавления мантийного клина в ходе дегидратации субдуцируемой океанической плиты и контаминации коровым материалом, что обусловило образование палингенных магм андезидацитового, дацитово-го и риолитового составов.

В период с 2.95 по 2.90 млрд. лет начавшаяся коллизия в транзитале приводит к причленению и аккретированию комплекса зрелой островной дуги, с закрытием задугового бассейна и обдуцированию мафического аллохтона на «несущее» основание, которым выступал западный фланг Водлозерского блока. Результатом коллизии стало формирование сложнодислоцировашюго континенталыюго склона, состоящего из аккреционных террейнов (контрастных стратотектонических ассоциаций- СТА), находящихся в автохтонном и аллохтонном залегании (островодужная и коматиит-базальтовая ассоциа-

ции) (Светов, 2002). Этап сопровождается значительной эрозией пород в пределах СТА, их физическим и химическим выветриванием и новообразованием многочисленных осадочных парагенезов, отражающих эволюцию глобальных событий.

Сохранение ориентировки поля палеотектонических напряжений в конвергентной зоне приводит к инициированию нового этапа субдукции на рубеже 2.90-2.80 млрд.лет, предопределившей образование «молодой» вулканической дуги, маркируемой палеовулканическими постройками андези-дацитового, дацитового и риолитового составов, реликты которых сохранились в Масельгской, Янишской, Корбозерской, Семченской и Эльмус-ской вулканических структурах, а так же осадочными парагенезами фронтального (отложения терригенов, возникших за счет разрушения края континента) и тылового бассейнов (отложения вулканогенно-хемогенные, вулкано-терригенные и хемогенные).

Данные но геохронологии позволяют определить время формирования вулканического пояса в пределах 2.9-2.85 млрд. лет. и-РЬ возраст кислых вулканитов (по циркону) из Койкарской (Янишской) палеовулканической постройки равен 2860+15 МЛН. лет (Самсонов, 1996), время формирования лав дацитов Хаутаваарской структуры — 2854+14 млн.лет (Сергеев, 1989) с ними согласуется возраст даек риолигов- 2862±45 млнлет (Овчинникова и др., 1994). Завершающая фаза становления вулканического пояса маркируется формированием гранодиоритовых массивов Хаутаваарской структуры с возрастом 2790+20млнлет (Бибикова, 1989).

Палеопостройки вулканической дуги, радиусом около 5-6 км, характеризуются небольшими мощностями отложений вулканических продуктов от 0.3 до 1.2 км. На местности они картируются по выходам пород жерловой и прижерловой фаций и зональному распространению вулканитов вокруг эруптивных центров.

Наиболее полно в современном эрозионном срезе сохранилась Янишская палеовулканическая постройка. Прижерловые фации представлены лавами андезидацитов, дацитов с массивными, флюидальными, брекчированными и фрагме1ггарными текстурами и полями пирокластитов, в виде сваренных грубых туфов (агломератовые потоки), а так же продуктов эксплозивных выбросов (агломератовые, лапиллиевые, псаммитовые туфы).

Лавы дацитов установлены в Эльмусской и Масельгской постройках, в Семченской палеопостройке наиболее широко развиты глыбовые лавы крупнопорфировых андезитов. Пирокластиты образуют обширные поля. Реже встречаются сваренные глыбовые туфы с разным породным набором литок-ласт (андезиты, дациты) в виде локальных площадей (Янишская, Семчен-ская) или протяженных линз размерами О.Зх5км (Масельгская, Эльмусская).

На площади Эльмусского палеовулкана закартирован участок риолитов, представленный несколькими потоками массивных лав видимой мощностью от 75 до 120м. (Елисеев и др., 1982), залегающих среди тонкополосчатых и тонкослоистых туфов и туффитов, по составу отвечающих дацитам и риоли-там. Туфы, туффиты и лавы прорываются дайками риолитов мощностью от первых метров до 15-20м. Фидерные каналы представлены штоками массивных дацитов (Янишская, Эльмусская палеопостройки) или экструзивных

брекчий, переходящих в глыбовые лавы (Масельгская палеопостройка). Субвулканические дайки мощностью 1.5-Юм выполнены дацитами, риодацита-ми с голубым кварцем и риолитами.

С удалением от цетра упрощается фациальный состав продуктов извержения, исчезают лавы, грубые туфы сменяются лапиллиевыми и псаммитовыми туфами, туффитами и продуктами их перемыва.

С кислыми палеопостройками связано кремненакопление, приуроченное к фумарольным площадкам (Эльмусская и Янишская палеопостройки) или фиксируемое в разрезе в виде переотложенных осадочных силицитов, конкреционных, массивных, седиментогенных брекчий силицитов и смешанных пород - чертовых аренитов, кремнистых туффитов (Семченская и Янишская постройки).

Деятельность палеовулканических аппаратов происходила в субаэраль-ной обстановке, что подчеркивается выходами спекшихся туфов и пузыристых лав, а мелководная обстановка отмечается присутствием маломощных слоев туфопесчаников, аркоз и гравийных конгломератов между лавовыми потоками, слоями туфоконгломератов.

Осадочные образования, предшествующие кислому вулканизму, сохранились в Хаутаваарской структуре, где представлены продуктами разрушения континентальной окраины - разнозернистыми аренитами, внутриформа-ционными конгломератами, субаркозами, единичными слоями кристаллок-ластических туфов. Они фиксируют реликты фронтального бассейна. Тыловой бассейн заполняется вначале градационными туфопесчаниками, туффитами и кварцевыми аренитами, а затем тонкозернистыми углеродсо-держащими алевролитами, туффитами с пластами серноколчеданных руд.

Лавы и туфы андезидацитовой ассоциации (СТА) Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса (Масельгская, Койкарская, Семченская, Эльмусская, и др. палеовулканические постройки) отвечают по составу анде-зибазальтам, андезитам, дацитам, риодацитам, риолитам с нормальной щелочностью. Значимым отличием от древней БАДР-cepии является более кислая специализация второго уровня вулканизма, что подчеркивается широким развитием лав, туфов и субвулканитов дацитового и риолитового состава (с содержанием SiO2 до 78-82 мас.%.), при редком проявлении андезибазальто-вых и андезитовых составляющих. В целом, данная тенденция характеризует магматические формации конвергентных обстановок Андского типа (Фролова, Бурикова, 1997).

Соотношение К2О и №2О в андезидащгговых вулканитах и туфах варьирует от 0.1 до 0.7, при этом характеристическим является интервал 0.1-0.4, что подчеркивает № специализацию ассоциации, которая является типичной для серий, приуроченных к окраинно-плитиым магматическим системам (Бо-гатиков, Цветков, 1988). Вулканиты имеют низкие концентрации MgO <3 мас.% и СаО. По распределению петрогенных элементов, близки магматическим породам активных континентальных окраин Андского типа или энсиа-лическим островодужным системам.

Проводя аналогию с составом вулканических пород Андского вулканического пояса, для которых маркируется закономерное увеличение содержания КгО по мере удаления от конвергентной зоны (Ярмолюк и др., 1987), можно

предположить, что рассматриваемые вулканические постройки были локализованы над зоной Беньофа и удалены в среднем на 85 -110 км в глубь континента (Масельга - 80 - 100 км, Эльмус -90 - 110 км, Семчь - 80 - 100 км, Яниш- 85-100 км.).

Для вулканитов отмечаются повышенные содержания Сг (90-200 ррт.), Ni (20-75 ррт.) и Со, Zr, Y в поздних дифференциатах.

Часть риолитов (Эльмуская и Койкарская структуры) имеют повышенные концентрации Sr (до 400 ррт.), Ва (до 600 ррт) при стабильном фоновом содержании Rb на уровне 20-27 ррт. Величина Zr/Y отношения для ассоциации варьирует в интервале 4-15, что свойственно вулканитам активных континентальных окраин (Pearce, Norry, 1979).

Андезидацитовые вулканиты структур характеризуются широкой вариабельностью отношения Sr/Y: Киндасово <5, Койкары, Эльмус <12, Семчь <40, для сравнения островодужные серии имеют значениями Sr/Y<19 (андезиты Анд - от 20 до 40) (Фролова,Бурикова, 1997), при этом отношения Се№<5.2 (Анды - от 2 до 4), Th/Nb O.4 (Анды - 0.1-0.4), 6<La/Yb<17 (Анды -7-23), 1.2<Th/Yb<3.5 (Анды 1.2-3.5) так же близкие к окраинно-континентальным сериям. Используя классификационные схемы К.Конди (Condie, 1989) для определения геодинамической приуроченности архейских андезитовых серий, выполнен анализ вулканитов молодой андезидацитовой ассоциации Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса. Установлено, что они относятся к переходному типу между СМА (окраинно-континентальными сериями) и АА (Андским типом). На диаграмме La/Yb -Th/Yb (Рис. 7) фигуративные точки лав молодой СТА попадают на транзитную область - СМА - АА типов.

Топология распределения РЗЭ в вулканитах и туфах молодой андезида-цитовой СТА близка «2 геохимическому типу» андезидацитовой серии провинции Сьюпериор (породный ансамбль Балмер и Лумби Лейк) (Hollings, Kerrich, 1998; Hollings et al, 1999), приуроченной к конвергентной обстановке островодужного типа.

Вместе с тем, подобие РЗЭ спектров отмечается и с современными формациями андезидацитового ряда центрального сегмента Андийского вулканического пояса (Ort et al., 1996) и олигоценовыми риолитовыми лавами района Меза Сентрал, юго-западной части вулканической провинции Сиерра Мадре, Мексика (Orozco-Esquivel et al, 2002).

Рис. 7. Бинарная классификационная схема La/Yb-Th/Yb по (Condie. 1989).

Аидсзиговые ассоциации: I- примитивных вулканических дуг, 2- островных луг, 3- окраинно-контанентальных дуг, 4-вулканических дуг Аида®го тала Знаками показаны породы молодой андезида-цтивой ассоциации. Ведпоаерско-Сегозерского зеленокаменного пояса.

0,1

10

Th/Yb

Нормированные отношения РЗЭ в породах молодой СТА Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса следующие: (Ьа/Зт),, =3.00±0.31, (Ос1/УЬ)п =^2.31 ±0.35, (Се/УЬ)п =5.81±2.81, при ЭТОМ туфы имеют более депле-тированный ТРЗЭ спектр распределения (Ьа/Зт),, = 3.53-4.13, (ОсЗ/УЪ^ =3.89 - 524, (Се/УЪ\ = 22.14-26.39 (Рис. 8).

Рис. 8. Спайдерграммы. для молодой андезидацитовой ассоциации Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса, андезидацитовой ассоциации центрального сегмента Андийского вулканического пояса (Ort et al., ¡996) и риолитов провинции Сиерра Мадре, Мексика (Orozco-Esquivel et al, 2002).

Особое внимание заслуживает серия проб Семченской структуры (Рис. 8), представляющая типовые составы лавобрекчий. Для них характерными являются аномально низкие содержания ТРЗ элементов и явное подобие топологии спектра адакитовым расплавам. Следует подчеркнуть, что если древнейшая островодужная ассоциация имела доминирующие адакитовые составы в виде субвулканической фазы, то в верхнем уровне андезидацито-вой ассоциации подобными характеристиками обладает лавовая фация. Для лав так же отмечаются аномально высокие содержания Ва (270-500 ppm), Sr (200-320 ppm) и низкие концентрации Nb (3.0-3.8 ppm), Ti (3600 - 3800ppm.) и всех ТРЗЭ, при этом их общий уровень содержания ниже, чем в адакитах Чалкинской и Игноильской структур (Светов, 2003).

Изотопная систематика вулканитов находится на стадии изучения, к настоящему времени существуют данные по Sm-Nd составу гранитоидов, пространственно сосуществующих с молодой андезидацитовой ассоциацией Ведлозерско - Сегозерского зеленокаменного пояса и развитых в близком временном интервале (2830 - 2880 млн. лет). Рассчитанные модельные возраста гранитоидов Остерской структуры (2 возрастного уровня) по модели DePaolo (DePaolo etal, 1991) дают значения в широком возрастном интервале от 2830 до 3517 млнлет, по модели Голдштейна и Якобсена (Goldstein, Jacobsen, 1988) - 2960 - 3630 млнлет (Лобач-Жученко и др., 2000), что свидетельствует о существенном вкладе в их состав магматических источников более древнего корового материала. Геохимические характеристики грани-тоидов: низкие содержания Y, Nb, Rb, высокие концентрации Sr, Ва и вариа-

ции ENdß) от +2 до -3, позволяют говорить о приуроченности к конвергентным (окраинно континентальным или островодужным) комплексам (Чекулаев и др., 1997;Лобач-Жученко и др., 2000).

Отношение End (t), полученные для андезидацитов Койкарской структуры (Т-2860 млнлет) варьируют от 0 до +2.2 (Самсонов и др., 1996), в Хаутаваар-ской структуре дайки риолитов с возрастом 2862±45 млн. лет имеют End(t)" -0.9(Овчинникова и др., 1990.

Изотопный состав кислорода 8 О средне-кислых пород Койкарской структуры варьирует от+8.4 ДО+9.0 %о (Новицкий, Медведовская, 2001). Полученные значения близки к величинам 5 О в андезидацитах и риолитах Анд, точнее в области «центрального сегмента», где 5 О составляет от +8.5 ДО +12.1%о (Фролова, Бурикова, 1997), что подтверждает смешанное корово-мантийное происхождение ассоциации.

На основе геохимической характеристики рассматриваемых пород, предполагается, что молодая андезидацитовая СТА формировалась в обстановке конвергентной окраинно-континентальной транзитной зоны. Данный вывод согласуется с результатами анализа геодинамической приуроченности архейских андезитов из зеленокаменных поясов древних щитов проведенного К.Конди (Condie, 1989). Широкое развитие в пределах молодой андезидаци-товой ассоциации Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса дацито-вых и риолитовых пород и их литогеохимическое подобие вулканическим комплексам, развитым в пределах активной континентальной окраины восточно-тихоокеанского типа, позволяет проводить генетические построения.

Наибольшим сходством с молодой архейской андезидацитовой ассоциацией обладает миоценовый андезидацит-риолитовьш ансамбль, сформированный в центральном сегменте Андийского вулканического пояса (провинция Серо Панизос, Центральные Анды) (Ortetal, 1996), формирование которого приурочено к надсубдукционным (с углами погружения субдуцируемой плиты Наска < 30°) областям активного вулканизма, заложенного на мощном коровом основании. Для центрального сегмента Анд характерна значительная мощность континентальной литосферы, которая по геофизическим данным достигает 70 км (Фролова, Бурикова, 1997). Вполне возможно, что к заключительному этапу развития Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса, мощность новообразованной в ходе коллизии континентальной прото-коры западного обрамления «Водлозерского протоконтинента» приближалась к подобным значениям. Так же для архейских риолитовых ассоциации Центральной Карелии наблюдается подобие геохимической и изотопной характеристики с олигоценовыми риолитами района Мезо Централ, Мексика (Tristan-Gonzalez, 1986; Orozco-Esquiveletal, 2002).

Наиболее дискуссионной является природа образования родоначальных магм, формирующих андезидацитовую ассоциацию окраинно-континен-тального вулканического пояса. Широкое развитие кислых пород предполагает активную роль магматической дифференциации первичных базальтовых расплавов в качестве главного процесса образования ассоциации. Подобная схема формирования дацитовых и риолитовых комплексов предлагается для восточно-тихоокеанского вулканического пояса (Ort et al, 1996;Cameron et al, 1986; Work, 1991; Smith et al, 1996). В ее пользу говорит и тот факт, что на

глубинах от 10 до 35 км в области центрального сегмента Анд установлены четкие низкоскоростные зоны, интерпретируемые как промежуточные магматические резервуары (Ocala, Meyer, 1972). На этом глубинном уровне происходит ассимиляция первичными базальтовыми магмами корового материала, его рициклинг (что подтверждается изотопными данными) и дальнейшая гравитационная дифференциация новообразованных расплавов, что приводит к доминированию кислой составляющей в ходе последующих извержений. Для формирования андезидацитовых и риолитовых составов первичный базальтовый расплав должен ассимилировать о г 10 до 50 % нижне-корового материала (Orozco-Esquivel et al, 2002).

Наличие взаимодействия мантийного и корового материала доказывается в итоге, как огромными объемами кислых пород в пределах ассоциации, которые не могут быть получены только за счет базальтовых дифференциатов, так и приуроченностью магматического парагенеза к областям с континентальной корой большой мощности (Фролова, Бурикова, 1997).

Часть вулканитов ассоциации в Семченской структуре имеет адакитовую геохимическую характеристику, поэтому формирование подобного типа пород возможно в условиях непосредственного плавления субдуцированных океанических базальтов, «трансформированных» в гранатовые амфиболиты или эклогиты, с образованием гранат ± амфиболовых реститов (Martin, 1999). Они могут быть получены при 10-15% плавлении амфиболита с образованием Срх (50%)+ Gar (12%)f Р1(30%) +НЫ (8%) рестита с последующим фракционированием Р1±Срх.

Модельные расчеты позволили определить температуры излияния первичных магм ассоциации, которые варьировали в интервале от 1010 до 845 °С, находясь в прямей зависимости от кремнекислотности расплава. Рассчитанная температура магмогенерации не превышала 1100 °С, а при учете содержащейся в расплаве Н2О до 5-6% (при давлении до 5 кбар) составляла около 1000 °С.

При излиянии магма имела плотность 2.31-2.48 г/см и значительную вязкость порядка 10.5-14.6 Пуаз, по модели Шоу, что превышает величины, рассчитанные для андезитовых и дацитовых расплавов древней островодужной БАДР-ассоциации Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса <7 Пуаз с плотностью 2.43-2.63 г/см3. Это и предопределило характер вулканических извержений, в ходе которых происходило формирование мощных лавовых потоков и большого количества пирокластического материала.

Таким образом, на рубеже 2.90-2.85 млрд. лет в геологической истории Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса произошло новое проявление андезидацитового вулканизма, оторванное от предыдущего вулканического этапа (3.05-2.9 млрд.лет) на 15-20 млнлет. Геодинамический режим формирования изученной ассоциации проявляет определенное сходство с режимом в конвергентной межплитной системе «восточно-тихоокеанского, Андского типа».

Положение IV. Позднеархейские магматические системы и сосуществующие с ними ассоциации осадочных пород восточной части Фенноскан-динавского щита формировались в условиях контрастных геодинамических

обстановок в ходе полициклического геологического развития межмикро-глитной транзитной зоны «протоокеан - островная дуга -протоконтинент», что подтверждает существование конвергентных режимов в архее начиная с 3.1 млрд. лет.'Эволюция зеленокаменных поясов региона, характерным для которых является асимметричность строения, проходила в течение двух этапов развития: раннего аккреционного и позднего коллизионного.

История геодииамической эволюции Ведлозерско-Сегозерского зелено-каменного пояса разделена на несколько этапов:

I этап - «Древний осгроводужный» (3.1-2.95 млрд. лет). На данном этапе, в ходе субдукции древней протоокеанической плиты под западную окраину «Водлозерского протоконтинента», происходит формирование эн-сиалической островодужной системы, которая маркируется цепью реликтовых палеовулканических построек: «Няльмозеро — Игноила - Хаутаваара -Чалка -Остер», сформированных андезитовой ассоциацией (БАДР-серия) с субвулканитами адакитового ряда. В региональной стратиграфической шкале она отвечает образованиям виетуккалампинской свиты.

Субдукция океанической плиты проходила под разными углами погружения. Начальная стадия формирования островодужной системы связана с пологой субдукцией (~30°) океанической плиты, что приводило в ходе ее погружения к ранней дегидратации (до начала плавления). Взаимодействие выделившихся флюидов с веществом мантийного клина обусловило метасо-матизацию мантийного субстрата и инициировало последующее плавление, что привело к началу андезитового вулканизма.

Палеовулканические постройки центрального типа формируются пирок-ластитами, лавами и субвулканитами при доминирующем вкладе эксплозивных фации.

В дальнейшем изменение угла погружения океанической плиты с возможным ее отрывом или перегиб плиты с формированием областей «slab-window» вызывает плавление субдуцируемого материала и взаимодействие новообразованных расплавов с веществом мантийного клина, что приводит к формированию гибридных магм с адакитовыми характеристиками.

Синхронно с субдукционными процессами и формированием серии вулканических построек происходит заложение седиментационных бассейнов. Отложения аккреционной призмы (фронтального бассейна) не сохранились, часть относимых к этому комплексу разрезов представлена ритмичными пачками: туф-туффит-туфопесчаник-силицит. В тыловом бассейне происходит сихронное накопление разнозернистых вулканомиктовых аркозовых аренитов, граувакк, туфопесчаников и гравелитов.

Таким образом, данный этап стал основополагающим в зарождении активной конвергентной зоны на западной окраине «Водлозерского протокон-тинента» и послужил основой для будущего наращивания континентальной литосферы в западном направлении.

II этап- «Протоокеанический» (3.05-2.9 млрд. лет). Синхронно с формированием древнего островодужного комплекса происходит закладывание окраинию - континентального морского бассейна в об^ЩЮЬке .iacujjpOhQ

ного спрединга.

БИБЛИОТЕКА СПсп^т 09 КЗ ИТ '

Развитие транзитной зоны по данному сценарию может быть связано с интенсивным тепловым апвелингом в ходе зарождения мантийного диапира, приводя к раскрытию задугового океанического бассейна и образованию океанической коры значительной мощности (Abbott et al, 1994; Abbott and Mooney, 1995; Cloos, 1993).

Геологические аргументы свидетельствуют о масштабном раскрытии бассейна, что подтверждается большой мощностью (~2.8 км) и площадью развития коматиит-базальтовой ассоциации; неконтаминированным характером высокомагнезиальных вулканитов; присутствием глубоководных внут-риформационных осадков (чертов) в разрезе; отсутствием терригенного осадочного материала в прослоях между лавовыми пачками.

Геохимическая характеристика коматиит-базальтового ансамбля позволяет отнести породы к А1-недеплетированному типу (тип «Мунро»), что подтверждает их плюмовое происхождение и образование в ходе высоких степеней частичного плавления (до 50%) мантийного лерцолита на глубинах около 200 км при потенциальных Тр~ 1750-1820 °С и Р~ 5-7 Гпа с сохранением оливин-ортопироксеновых реститов. Стационарный высокий термальный режим в спрединговой области приводит к формированию «офиолитоподоб-ного» комплекса - мощных лавовых толщ мафитов (массивных и подушечных лав с прослоями чертов), линз ультраосновных кумулятов и серий ко-магматичных серпентинизированных коматиитовых дунитов и высокомагнезиальных габбро.

Коматиит-базальтовые ассоциации в пределах Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса маркируются целой серией площадей развития (структур): Хаутаваара - Киндасово - Койкары - Семчь - Совдозеро - Пала-сельга - Остер - Листья Губа, где они слагают разноранговые (различающиеся по объему сохраненных разрезов) стратотектонические ассоциации единого типа и времени формирования.

Реальные размеры сформированного задугового бассейна корректно оце-шпъ невозможно, однако его реликтовая спрединговая ось (линейная зона распространения высокомагнезиальных вулканитов) по протяженности превышала 350 - 400 км.

Таким образом, в интервале 3.05-2.95 млрд. лет на западной границе «Во-длозерского протоконтинента» была окончательно сформирована биполярная конвергентная асимметричная система «океан -островная дуга -окраинное море -континент».

III этап- «Ранний аккреционный» (2.95-2.9 млрд. лет). Продолжающиеся с запада субдукционные процессы в регионе и затухание плюмовой активности привели к закрытию заостроводужного бассейна. В ходе этого мафитовая офиолитоподобная ассоциация (коматиит-базальтовая СТА), была частично в виде аллохтона обдуцирована на окраину древней вулканической дуги с сохранением всей внутренней стратификации и частично субдуциро-вана под нее. Подтверждением аллохтонного залегания коматиит-базальтовой СТА является появление в разрезе продуктов разрушения ее фронтальной части непосредственно до появления самой мафитовой ассоциации a также неконтаминированный геохимический тип коматиит-базальтового ансамбля.

С завершением данного этапа геодинамическая ситуация в регионе коренным образом трансформировалась за счет активного вулканизма и начавшихся аккреционных процессов. Произошло замыкание и трансформация системы «океан — островная дуга- окраинное море- континент» в систему «океан -континент». При этом мощность новообразованной континентальной коры западного фланга «Водлозерского протоконтинента» значительно возросла, что привело к новому этапу развития конвергентной зоны по «Анд-скому варианту».

IV этап— «Центрально Андский» (2.90-2.85 млрд. лет). Продолжающаяся субдукция океанической плиты под мощное континентальное основа-шю происходит в режиме пологого погружения (до 30°), инициируя формирование молодой андезидацитовой ассоциации известково-щелочного ряда.

В области мантийного клина инициируется плавление в ходе дегидратации субдуцируемой плиты. После генерации мантийных расплавов происходит их взаимодействие с коровым материалом, вызывающее контаминацию и образование палингенных магм андезидацитового и дацитового состава. Большая мощность континентальной коры обуславливает фракционирование расплавов в пределах промежуточных магматических резервуаров, что и приводит к образованию риолитовых вулканитов. В отдельных зонах суб-дукциошюго погружения океанической плиты происходит ее плавление, дающее в итоге начало образованию первичных магм адакитового типа.

Вулканическая дуга в пределах ЗКП на современном эрозионном срезе картируется в виде цепи вулканических палеопостроек Масельга - Яниш -Корбозеро - Семчь - Эльмус, заложенных ориентировочно на расстоянии 150-240 км в глубь континента от транзитали.

Активный вулканизм в этот период сопровождался значительным и масштабным осадконакоплением в мелководных и субаэральных условиях. Среди внутриформационных осадочных литотипов выделены парагенезы, приуроченные к различным типам бассейнов: фронтальному (аккреционная призма), центральному и тыловому.

Возможно также, что в этот период происходит активизация процессов надвига фрагмента мафического аллохтона, отделенного от основания серией листрических надвигов, что позволяет объяснить геохимическое сходство второго уровня базальтов в Хаутаваарской структуре (кульюнская свита) с первым (лоухиварская свита).

К концу четвертого этапа окончательно сформировалась линейная сутур-ная природа зеленокаменного пояса и его многослойный супракрустальный разрез.

V этап- «Транспресснонно-транстенсионный» (2.80-2.75 (2.65?) млрд.

лет). Вулканическая активность в зоне перехода «протоокеан-протоконтинент» на завершении развития ЗКП снижается и эволюционная история развития транзитной зоны привела к формированию мощной консолидированной континентальной коры, соединяющей в себе реликты различных стратотектонических ассоциаций (террейнов).

Дальнейшие структурные преобразования проходили в транспрессионно -транстенсионном режиме, вызывая не только заложение нового типа бассейнов седиментации (pull-apart), но и коренным образом меняя структурно-

тектонический облик зоны перехода.

Вулканическая активность на данном этапе привела к появлению в разрезах кислого пирокластического материала и широкого развития гранитоид-ных комплексов субщелочного и известково-щелочного ряда в интервале 2.72 - 2.70 - 2.65 млрд. лет.

Осадочные парагенезы (типа тимискаминг) характеризуются низкой зрелостью осадочного материала и незначительной степенью его выветривания. Весь обломочный материал имеет локальные источники сноса - молодые и древние гранитоиды, основные (коматиит-базальтовый аллохтон) и кислые (древняя островодужная и молодая окраинно-конпшентальная ассоциации) вулканиты. По геохимическим данным, комплексы являются микститами и содержат геохимическую характеристику всех разновозрастных породных ассоциаций, представленных в инфраструктуре зеленокаменного пояса.

Таким образом, приведенная схема эволюции Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса в рамках модели развития конвергентной зоны «про-тоокеан-протоконтинент» позволяет объяснить формирование основных магматических систем и осадочных парагенезов в пределах локальных структур ЗКП на стадии аккреционного развития с 3.05 по 2.75 млрд. лет.

Однако многие процессы заключительного колизионного периода формирования центральной части Карельского кратона, и в том числе Ведлозер-ско-Сегозерского зеленокаменного пояса, связанные с этапом внедрения мощных массивов ТТГ в период около 2.74 млн. лет остались вне нашего обсуждения и оставляют возможность для будущих построений.

И.С.Пухтель с коллегами (Puchtel et al, 1999), детально изучившие стра-товулканические ассоциации Сумозерско-Кенозерского зеленокаменного пояса, разработали эволюционную модель развития пояса, как островодуж-ной системы на уровне 2.92-2.87 млрд. лет. По данной модели нижняя кома-тиит-базальтовая ассоциация с возрастом образования 2916+117 млнлет представляет собой фрагмент океанического плато большой мощности, БАДР-серия с субвулканитами адакитового ряда приурочена к субдукщюн-ным процессам в примитивной островодужной системе на уровне 2875 +2 Ма. На заключительных стадиях развития в ходе обдукции данная система была надвинута на восточную окраину «Водлозерского блока», что и позволило получить современный разрез зеленокаменного пояса. Так же, близкие геодинамические режимы характеризуют условия формировать второй генерации зеленокаменных поясов Карельского кратона - Хизоваарская, Кос-томукшская структуры (Кожевников, 2000; Puchtel ^ о.1, 1997,1999).

Таким образом, на основании комплексного геологического, литогеохи-мического и изотопного изучения локальных структур из ранней генерации зеленокаменных поясов КГЗО (Ведлозерско-Сегозерский, Сумозерско-Кенозерский), и более поздних ЗКП (Гамольско-Костомукшский, Хизоваар-ский и ряда др.) очевидно, что их формирование происходило в конвергентном режиме, существующем на различных этапах развития зон перехода «протоокеан-протоконтинент», как в обстановках островных дуг, задуговых бассейнов, так и активных континентальных окраин.

Предлагаемая автором геодинамическая модель формирования Центрально-Карельской системы зеленокаменных структур, является логическим

продолжением разрабатываемой концепции эволюции Карельского кратона в рамках модели плюм-плейттектонического развития, что коррелирует с результатами работ многих исследователей (Рис. 9) (Богатиков, 1998; РыеШе1 & а1, 1998; Баш,юпоу е( а1, 1999; Кожевников, 2000; Милц и др. 2001).

В такой интерпретации зеленокаменные структуры и пояса (1 и 2 генерации) КГЗО представляют собой фрагменты ассоциаций, сформировавшихся в различных геодинамических обстановках цикла Вильсона, при этом гранит-гнейсовые ассоциации отражают более глубоко эродированные комплексы активных континентальных окраин, включающие эпизодически реликты более древней коры (Минц и др., 2001). В целом, большая часть Карельской ГЗО была сформирована в результате последовательной аккреции и коллизии микроконтинентов, островодужных и океанических СТА.

Основными этапами аккреции являются рубежи 3.05-2.85 и 2.85-2.8 млрд. лет. Латеральное наращивание КГЗО происходило в течении позднего архея от «Водлозерского протоконтинента» преимущественно в западном (в современном плане) направлении (Рис. 9), что подтверждается результатами датирования вулканогенных ассоциаций в пределах зеленокаменных поясов

Западной Карелии и Восточной Финляндии. Наращивание континентального ядра имело место и на восточном фланге протоконтинента, что зафиксировано комплексом Сумозерско-Кенозерского зеленокамешюго пояса с возрастом 2.92-2.87 млрд. лет.

Более молодые образования близкого генезиса располагаются и вдоль северо-восточного края кратона в пределах Беломорской области - Керетский, Хизоваарский, Ириногорский зеленокаменные пояса с возрастом заложения 2.8-2.76 млрд. лет. При этом формирование СТА в их пределах происходило в обстановках близких к современным внутриокеаническим островодужным системам на значительном удалении от древних континентальных сиаличе-ских блоков (Слабунов, 1993, 1997; Щипанский и др., 1999, 2001; Puchtel et al., 1999; Samsonov et al., 1999). Наращивание Карельского кратона осуществлялось синхронно, с запада и востока. В процессе дальнейшей эволюции Беломорская область, включая формирующие ее зеленокаменные структуры, была отделена от КГЗО. Повторное совмещение их произошло уже в протерозое, в результате коллизионных процессов, вызвавших перемещение БПЗ к западу и надвигание на структуры КГЗО. Это перемещение привело к сокращению объемов континентальной коры и нарушило возрастную структурную зональность восточной окраины Карельского кратона (Минц и др., 2001). Данные выводы хорошо коррелируют с результатами интерпретации глубинного профиля 4В «Кемь-Калевала», показавшими наличие тектонических пластин, погружающихся к восточному концу профиля и согласуются с плейт-тектонической интерпретацией (Рис. 9).

Последующая эволюция Карельской ГЗО протекала в коллизионных и пост коллизионных обстановках в интервале 2.7-2.6 млрд. лет, в ходе которых образовался окончательный структурный рисунок ГЗО.

Этап формирования Карельского кратона укладывается во временной интервал 300-400 млн.лет и фактически завершается присоединением КГЗО к краевой части Пангеи-0 на завершении позднего архея (Хсшн, Божхо, 1988).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Геологическая история формирования большинства архейских зеленока-менных структур, поясов и террейнов может являться результатом эволюции островодужных комплексов, задуговых бассейнов и активных континентальных окраин, возникающих в различных субдукционных и супрасубдукцион-ных обстановках (Nelson, 1989; Park, 1991; Kfyohnva, Taira, 1995; Archibald et al., 1998; Kusky 1998; Kusky, Polat 1999). Главными факторами, отвечающими за рост континентальной коры в архее, являются аккреционные и магматические процессы, берущие свое начало в конвергентных транзитных обстанов-ках (Sleep, Windley, 1982; Friend et al., 1988; Card, 1990; Condie, 1994, 1997; Windley et al, 1996), при этом роль основного корообразующего процесса принадлежит субдукционному магматизму (Hofinam, 1988; Tamey, Jones, 1994; Rudnick, 1995; Taylor, McLennan, 1995; Kusky, Polat, 1999).

Всем перечисленным процессам предшествует этап ранней плюмовой активности, ответственный за формирование мощных коматиит-базальтовых ассоциаций, своеобразная увертюра к плеит-тектонической стадии развития архейских конвергентных зон. Начиная с архея, подобные конвергентные

обстановки становятся неотъемлемой частью геологической истории формирования континентальной коры. Сопоставляя модельные реконструкции эволюции архейских конвергентных систем с пост-архейскими и более молодыми комплексами, возникают близкие параллели с неопротерозойскими суту-рами Арабского Щита (восточная часть зоны Ал-Амар Арабского щита, пояс Халабан), развивающихся в конвергентной системе «континент"- окраинное море -островная дуга - океан» (Al-Stoleh, Boile, 2001), островодужными системами мелового (97-80 млн.лет) возраста Кохистан- Ладах (СЗ Гималаи, Пакистан), заложенных в процессе субдукции океанической коры океана Тетис между Индийским и Евразийским континентальными блоками (Schal-tegger et ей., 2002; Rolland et ей., 2000). При этом геодинамическая модель формирования комплекса Кохистан-Ладах укладывается в модель заложения задугового бассейна и островодужного комплекса с последующим их закрытием и формированием мощной сутурной зоны, что во многом напоминает архейские геодинамические режимы, реконструированные нами для Ведло-зерско-Сегозерского зеленокаменнсго пояса.

Резюмируя следует подчеркнуть, что все проведенные модели развития транзитных зон перехода «океан-континент» как в пределах восточной части Фенноскандинавского щита, так и прочих кратонов мира, в конечном результате приводят к образованию реликтных сутурных швов, в которых только по набору литофациальных, геохимических и изотопных характеристик сохранившихся стратотектонических ассоциаций возможно реконструировать их первично аккреционно-коллизионную природу.

Таким образом могут быть сделаны следующие обобщающие выводы:

1. Архейские зеленокаменные структуры по магматическим, изотопно-геохимическим и геохронологическим характеристикам представляют собой набор совмещенных геодинамически контрастных стратотектонических ассоциаций;

2. К 3.4 млрд. лет произошло зарождение наряду с плюм-тектоническими режимами, новых плюм-плейт-тектонических обстановок, связанных с появлением многочисленных жестких континентальных ядерных фрагментов (микроконтинентов) и областей протоокеанической коры, активно взаимодействующих друг с другом;

3. Впервые в пределах восточной части Фенноскандинавского щита конвергентные режимы в окраинных областях «Водлозерского» протоконтинен-та проявились на рубеже 3.1-3.05 млрд. лет.

4. Развитие транзитных зон перехода «протоокеан-протоко1ггинент» на границах сиалических микроплит в архее обусловило образование систем зеленокаменных поясов в геодинамической обстановке островодужно - Западно-Тихоокеанского типа, что привело к формированию в ЗКП сложных аккреционных комплексов, представляющих собой переслаивание террейнов и покровов, возникших в изолированных друг от друга геодинамических об-становках;

5. В геологической истории верхнеархейских зеленокаменных поясов Фенноскандинавского щита следует выделять два этапа основного развития: ранний аккреционный и поздний коллизионный, что приводит к формированию асимметричных структур, совмещению в разрезе пород, сформировавшихся

в контрастных геодинамических режимах, и выпадению из него отдельных породных ассоциаций по латерали.

6. В процессе развития трашитных зон происходило непрерывное увеличение мощности и площади континентальной лигосферы.

Список основных работ по теме диссертации.

Светов СА. Коматиит-толеитовые ассоциации Ведлозерско-Сегозерского зелснока-менного пояса Центральной Карелии // Петрозаводск: КарНЦ РАК 1997.172с.

Светов С.А., СветоваА. И. Коматиит-толеитовая серия Совдозерской структуры // Вопросы геологии, магматизма и метаморфизма докембрия Карелии. Петрозаводск: КарНЦ РАН. 1994. С. 21-25.

Светов С.А. Основные петрографические и геохимические черты дифференцированных коматиитовых лав архейского Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса // Вопросы геологии, петрологии и минералогии Карелии. Петрозаводск: КарНЦ РАН. 1994. С.63-77.

Светов С.А. Архейские вариолитовые лавы пироксенитовых коматиитов (на примере Койкарской структуры, Центральная Карелия) // Вопросы геологии, петрологии и минералогии Карелии. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 1994. С. 78-98.

Светова А.И., Светов С.А. REE систематика позднеархейских граувакк Койкарского стратотипа Ведлозерско-Сегозерского ЗКП Центральной Карелии // Материалы совещания Осадочные формации докембрия и их рудоносность. Спб. 1998. С.64-65

СветоваА.И., Светов СА. Палеовулканологические реконструкции верхнеархейского андезитового вулканизма Центральной Карелии (Морфология, петрохимия, РЗЭ систематика) // Мат. конференции Рифтогенез, магматизм, металлогения докембрия. Корреляция геологических комплексов Фенноскандии. Петрозаводск: КарНЦ РАН. 1999. С. 145-146.

Рыбаков СИ., Горьковец В.Я., СветоваА.И., Раевская МБ, Светов С.А. Лопийский тектоно-магматический цикл (осадочно-вулканогенные формации) // В кн. Металлогения Карелии. Петрозаводск: КарНЦ РАН. 1999. С. 44-55.

Светов СА. Геохимические типы коматиитовых Магм зеленокаменного пояса Хатгу, Восточная Финляндия // Вопросы геологии и экологии Карелии. Петрозаводск: КарНЦ РАН. 1999. С. 3-7.

Светов С.А., ХухмаХ. Геохимия и Sm-Nd систематика архейских коматиит-толеитовых ассоциаций Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса (Центральная Карелия) //Докл. РАН. 1999. т.369, №1 С. 261-263.

Скольким В.Ф., Борисова В. В., Свет ов С.А., Борисов А. Е Позднеархейские коматииты Урагубско-Титовской структуры, северо-запад Кольского региона // Петрология, 2000. Т. 8, №2. С. 199-224.

Светова А.И., Светов СА. Внутренние границы и стратиграфическое расчленение ло-пия Центральной Карелии // Материалы 3 Всеросийского совещания Общие вопросы расчленения докембрия, материалы. Апатиты. 2000. G245-248

Светов С.А., СветоваА.И. Литогеохимическая характеристика высокомагнезиальных вулканитов (2.9-3.0 млрд.лет) Карельского кратона // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 3. Петрозаводск: КарНЦ PAIL 2000. С.43-49.

Кожевников В.Н., Светов С.А., СветоваА.И. Некоторые признаки неглубокой субдук-ции в архее // Материалы конференции Новые идеи в науках о земле. М., 2001. T.I. C.58.

Светова А.И., Светов СЛ, Назарова Т.Н. Полимодальные граувакки - индикаторы конвергентных режимов в архее // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 4. Петрозаводск: КарНЦ РАН. 2001. С.36-47.

Кожевников В.Н., Светов СА. Мантийные и коровью термальные аномалии в архее и раннем протерозое: региональный анализ, глобальные корреляции, мсталлогенические следствия // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 4. Петрозаводск: КарНЦ PAR 2001.С.З-17.

Светов СА., Смалькин В.Ф. Мантийные термальные аномалии в раннем докембрии (3.1-1.9 млрдлет) Фенноскандии: ТР-параметры и эволюция во времени // Материалы международного симпозиума Мантийные плюмы и металлогения. Москва. 2002. С.207-209.

Светов СА. Ведлозерско-Сегозерский зсленокаменный пояс как позднеархейская су-тура. Геологические и геохимические аргументы // Материалы конференции Глубинное строение и геодинамика Фенноскандии, окраинных и внутриплатформенных транзитных зон. Петрозаводск: КарНЦ РАН. 2002. С.216-217.

Кожевников В.Н., СветоваА.К, Светов СА. Архейские осадки: геодинамические интерпретации, металлогенические следствия // Материалы конференции посвященной 10-летию РФФИ. Петрозаводск: КарНЦ РАН. 2002. С.63-64.

Светова А.И, Светов СА. Архейские граувакки Центральной Карелии. Литогеохимия и геодинамические условия формирования // Материаты 3-го Всероссийского литологиче-ского совещания Генетический формационный анализ осадочных комплексов фанерозоя и докембрия. Москва: МГУ. 2003. С. 249-252.

Светов СА. Новые данные по геохимии древнейших (3.05-2.95 млрдлет) андезитовых ассоциаций Восточной Фенноскандии //Докл. РАН. 2003, т.388, №5. С. 664-668.

Светов СА., Смолькин В.Ф. Модельные РТ-условия генерации высокомагнезиатьных магм докембрия Фешоскандинавского щита // Геохимия, 8, т.41.2003. С. 879-892.

Светов СА., СветоваА.К, Назарова Т.Н. Корреляционные реперные уровни в верхнеархейском Хаутавааро-Койкарском стратотипе // Геология и полезные ископаемые Карелии. Петрозаводск: ИГ КарЩ. Вып.6.2003. С. 3-12.

Светов СА., Светова А.И. РЗЭ систематика верхнеархейских осадочных парагенезов Центральной Карелии //Докл. РАН, 2004. Т.394. С. 889-895.

Светов СА. Эволюция магматических систем в зоне перехода океан-континент в архее В.Фенноскавдии // Мат. докладов II Всероссийского симпозиума по вулканологии и палеовулканологии. Екатеринбург. 2003. С.318-319.

Соетов СА. Эволюция магматических систем архейских конвергентных зон В.Фенноскандии (плюмово-коровые взаимодействия) // Труды XXI Всероссийского семинара и школы «Щелочной магматизм Земли», Апатиты, ГИ КНЦ РАН. 2003. С.140-141.

Svetov SA. Geochemistry of mantle sources (evidence from the peiidotitic komatiites) //Journal ofGoldschmidt Conference. 1996, Heidelberg. Germany. P. 610.

VrexskyA.B., Krimsky R.S., Svetov SA. Isotopic (Nd, O) and geochemical (REE) heterogeneity of the Archaean mantle, Baltic shield // In Precambrian crust evolution in the North Atlantic Region (EdT.S.Brewer). Geological Society Special Publ. (London) № 112.1996. P. 34-48.

Svetov SA. Generation and eruption temperatures of Archaean and Proterozoic komatiitic lava in Karelia //GFF, Vol. 118 Jubilee Issue, Current problems, ideas and results in Geology. Stockholm. 1996. P.27-29.

SvetovS. A., RybakovS. I., SvetovaA I., Huhma H. Archaean komatiite-tholeiite assemblages in central Russian Karelia // In Geodynamic evolution and metallogeny of the Central Lapland, Kulimo and Suomussalmi greenstone belts, Finland. (Eds. RPapunen, P.Eilu) Univ. Turky, Finland. 1999. N 42. P.48-54.

Svetov S.A., Svetova A.I. Greenstone associations in Russian Karelia //in (Eds. P.Weihed, O.Martinsson) Abstract volume 2nd GEODE- Fennoscandian field workshop on Paleoproterozoic and Archaean greenstone belts and VMS districs in Fennoscandian Shield Gallivare-Kiruna, Sweden. Lulea Univ. ofTechnology Research Report 2000:6.2000. P.56-58

Svetov SA. Archean high-MgO volcanism in East Fennoscandia // Lectures of 4IAS, Perth, Australia. AGSO. 2001. P. 199-201.

Svetov SA., Svetova A.I., Huhma H. Geochemistry ofthe komatiite-tholeiite rock association in the Vedlozero-Segozero archean greenstone belt, Central Karelia // Geochemistry International. Vol.39, SuppL 1.2001. P. s24-s38.

Svetov S.A., Svetova A.I. Accretion-collision model for the formation of Archean greenstone belts in the central Karelian craton // In (Eds. P.Weihed, A.Golubev) Abstract volume & Field trip guidebook, 3"1 GEODE- Fennoscandian field workshop on Paleoproterozoic and Archaean greenstone belts and VMS districs in Fennoscandian Shield Russia, SC "Mineral"& Karelian Research Centre. 2001. P. 82-83.

Изд. лиц. № 00041 от 30.08.99. Подписано в печать 05.01.04. Формат 60х84'/16. Бумага офсетная. Гарнитура «Times». Печать офсетная. Уч.-изд. л. 2,8. Усл. псч. л. 2,4. Тираж 100 экз. Изд. № 1. Заказ № 387

Карельский научный центр РАН 185003, Петрозаводск, пр. А. Невского, 50 Редакшюнно-издательский

Я*-60 в 5

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Светов, Сергей Анатольевич

Введение

Геологическое строение восточной части Фенноскандинавского 10 щита

1.1. История исследования Карельского кратона

1.2. Основные черты строения Карельского кратона

1.3. Комплекс древних гранитоидов Водлозерского блока

1.4. Высокометаморфизованные комплексы Тулосского и Вокнаволокского блоков

1.5. Гранито-гнейсовые ареалы Карельского кратона

1.6. Супракрустальный комплекс Карельского кратона

1.7. Ведлозерско-Сегозерский зеленокаменный пояс: общие черты строения 20 Древняя протоостроводужная (3.05-2.95 млрд.лет) андезитовая ассоциация: вулканиты, субвулканиты, интрузивы, осадки.

2.1. Чалкинская палеовулканическая постройка

2.2. Игноильская палеовулканическая постройка

2.3. Хаутаваарская палеовулканическая постройка

2.4. Няльмозерская палеовулканическая постройка

2.5. Остерская палеовулканическая постройка

2.6. Литогеохимическая характеристика вулканитов и условия их формирования

2.7. Геохимия субвулканитов и условия их формирования

2.8. Геохимия внутриформационных вулканогенно-осадочных пород и условия формирования осадочного парагенеза

Древняя протоокеаническая (3.05-2.90 млрд.лет) коматиит-базальтовая ассоциация: вулканиты, субвулканиты, интрузивы, осадки

3.1. Классификация высокомагнезиальных пород коматиитового ряда

3.2. Геологическая характеристика реконструированных разрезов коматиит-базальтовой ассоциации

3.2.1. Коматиит-базальтовая ассоциация Хаутаваарской структуры

Коматиит-базальтовая ассоциация Койкарской структуры 104 Коматиит-базальтовая ассоциация Семченской структуры 116 Коматиит-базальтовая ассоциация Паласельгинской структуры

3.2.5. Коматиит-базальтовая ассоциация Совдозерской структуры

3.2.6. Коматиит-базальтовая ассоциация Киндасовской структуры

3.3. Условия метаморфизма коматиит-базальтовых ассоциаций Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса

3.4. Общие закономерности строения коматиит-базальтовых ассоциаций Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса

3.5. Литогеохимическая характеристика пород коматиит

3.2.2.

3.2.3.

3.2.4. базальтовой ассоциации

3.6. Sm-Nd и О - систематика коматиит-базальтовых ассоциаций

3.7. Геохимия интрузивов

3.8. Геохимия внутриформационных вулканогенно-осадочных пород

3.9. Структуры коматиитовых лав: природа формирования дифференцированных потоков

3.10. Ликвационная дифференциация в коматиитовых расплавах

3.11. Аспекты вулканологии коматиитов

3.12. Морфология лавовых потоков и формирование внутренней расслоенности

3.13. Условия генерации первичных коматиитовых расплавов

3.14. РТ-режим генерации коматиитовых магм и его эволюция во времени

Молодая протовулканическая (2.90-2.85 млрд.лет) андези-дацитовая ассоциация: вулканиты, субвулканиты, интрузивы, осадки

4.1. Масельгская палеовулканическая постройка

4.2. Янишская палеовулканическая постройка

4.3. Семченско-Корбозерская палеовулканическая зона

4.4. Эльмусская палеовулканическая постройка

4.5. Литогеохимическая характеристика пород ассоциации

4.6. Геохимия внутриформационных вулканогенно-осадочных пород

4.7. Условия седиментации в обстановках активной континентальной окраины

Заключительный этап (2.80-2.70 млрд.лет) эволюции Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса

Эволюция магматических систем в зоне перехода океан-континент в архее восточной части Фенноскандинавского щита и аспекты формирования зеленокаменных поясов

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Эволюция магматических систем в зоне перехода океан-континент в архее Восточной части Фенноскандинавского щита"

Актуальность проблемы. Реконструкция условий динамической эволюции архейской литосферы, определившей в дальнейшем основные геологические черты строения современной коры, является одной из наиболее сложных проблем современной геологии. Архейская геологическая история развития Земли находит свое наиболее яркое отражение в двух главных типах структур: гранит-зеленокаменных и гранулито-гнейсовых. Наиболее информативными для проведения геологических реконструкций, являются зеленокаменные пояса, так как в их пределах сохранились реликты первичных разрезов, породные ансамбли которых претерпели часто относительно низкую степень метаморфических преобразований. Результаты палеовулканологических, литогеохимических и петрологических исследований архейских породных ассоциаций, позволяют реконструировать условия формирования магматических систем, общую эволюцию архейской коры, термальный режим верхней мантии и механизмы корово-мантийных взаимодействий в этот период геологической истории. На основе изучения породных ассоциации коматиит-базальтового ряда, установленных в большинстве архейских зеленокаменных структур, возможно реконструировать эволюцию состава мантийных магм и скорости теплогенерации, рассчитать геотермический градиент в архее и оценить общую термальную историю планеты. Комплексный анализ всех существующих породных ансамблей, представленных в реликтах верхнеархейских зеленокаменных разрезов, позволяет восстановить динамику развития астеносферно-литосферной системы и охарактеризовать геодинамические режимы, действующие на ранних этапах развития Земли. Важным аспектом, определяющим интерес к изучению зеленокаменных структур, является приуроченность к ним ряда крупных и уникальных месторождений Ni, Au и Pt, поэтому восстановление условий формирования магматических ассоциаций позволяет существенно уточнить характер рудных минерагенических процессов.

Цели и задачи исследования. Основными целями выполненных исследований являются: анализ строения позднеархейских зеленокаменных поясов и структур восточной части Фенноскандинавского щита, существующих в их пределах магматических систем, характеристика геохимического и изотопного составов пород, расчет РТ-параметров их формирования и кристаллизации, разработка механизмов взаимодействия архейской литосферы и верхней мантии в рамках геодинамической модели формирования зеленокаменных структур.

В процессе исследования было необходимо решить ряд взаимосвязанных задач:

1. Систематизация и анализ фактических данных по геологическому строению, эволюции магматизма, метаморфизма, осадконакопления и датированию этапов развития зеленокаменных структур.

2. Геологическое, геохимическое, петрологическое и изотопно-геохимическое изучение магматических систем, существовавших в верхнем архее в интервале 3.12.8 млрд.лет, на основных стадиях формирования зеленокаменных комплексов.

3. Изучение РТ-параметров магмогенерации первичных расплавов и их связь с изменением термального режима верхней мантии.

4. Создание геодинамической модели развития зеленокаменных структур на примере восточной части Фенноскандинавского щита.

Фактический материал и методы исследования. В основу работы положен фактический материал, полученный диссертантом в результате экспедиционных работ в пределах зеленокаменных структур Карельского кратона, Кольского полуострова и

Восточной Финляндии. Исследования выполнялись в рамках проектов, осуществляемых в ИГ КарНЦ РАН по темам: «Сравнительный анализ стратиграфии и литологии докембрия Балтийского щита» (тема 123, ГР 01.9.20.004154), «Палеогеографические условия и эволюция бассейнов седиментации в докембрии Карелии» (тема 126, ГР 01.9.20.004156), «Корреляция опорных стратиграфических разрезов (полигонов) раннего докембрия Карелии» (тема 154, ГР 01.9.70.007730), «Геохимия раннедокембрийских седиментационных бассейнов Карелии» (тема 159, ГР 01.9.70.007730), «Магматические системы зон перехода океан-континент в архее восточной Фенноскандии» (тема 176, ГР 01.2.00.108174), а также проектов, поддерживаемых РФФИ: «Механизм образования расслоенности в докембрийских пикритах и коматиитах Кольского полуострова и Карелии» (98-05-64276), «Состав и эволюция верхней мантии Балтийского щита в архее (3.0 - 2.5 млрд. лет) по данным изотопно-геохимического и петрологического изучения коматиитов» (98-05-65596), «Структурные и физические свойства хромшпинелидов Фенноскандии как индикатор условий генерации рудоносных магм» (01-05-064228), «Петрологические и изотопно-геохимические критерии синвулканического сульфидного никелевого рудообразования в раннем докембрии Балтийского щита» (01-05-64909), «Геохимия осадков в архее Карельского кратона: роль в геодинамических реконструкциях золоторудных систем» (02-05-97507).

Исследования на разных этапах были поддержаны международными научными фондами по следующим проектам: «Rare earth and isotopic (Nd, О) heterogeneity of the Archaean mantle, Baltic Shield» Международный научный фонд (фонд Сороса), проект-R1JOOO; «Изучение высокомагнезиальных ассоциаций зеленокаменного пояса Хатту, Восточная Финляндия», Фонд CIMO. Часть материала была получена в ходе выполнения международного проекта «GEODE»- «Геодинамическая эволюция зеленокаменных поясов Фенноскандии и их металлогения» (1999-2002 гг.).

Важная финансовая помощь в выполнении авторских исследований была оказана «Фондом содействия отечественной науке» в 2001 и 2002гг.

За время работы (1992-2003 гг.) были проведены экспедиционные работы в пределах зеленокаменных структур Центральной, Восточной, Северо-Западной Карелии, Кольского полуострова и Восточной Финляндии. Автор так же принимал участие в многочисленных геологических экскурсиях, что дало ему возможность ознакомится с реперными объектами в пределах Швеции и Западной Австралии.

Для литогеохимической характеристики породных ассоциаций было выполнено более 500 силикатных, 400 редкоэлементных, 260 редкоземельных анализов пород, 30 изотопных Sm-Nd анализов и использованы ранее опубликованные данные.

Геохимический анализ проб (определение петрогенных элементов) проводился в аналитической лаборатории Института Геологии КарНЦ РАН (г.Петрозаводск) методом «мокрой химии».

Концентрации малых элементов определялись рентген-флюоресцентным методом (VRA-33 и Philips PW1480) в лабораториях Института Геологии КарНЦ РАН и Геологической Службы Финляндии (г.Эспоо). Погрешность составляет менее 3% для элементов с концентрациями выше 0.5 мае. %, 5 % при концентрациях ниже 30 ррт и 4% при концентрации выше 30 ррт.

Редкоземельные элементы определялись в лаборатории Института геологии и геохронологии РАН (г.Санкт-Петербург) методом нейтронно-активационного анализа INAA, погрешность определения элементов составляет не более 5% и методом ICP-MS в аналитической лаборатории Геологической Службы Финляндии (г.Эспоо), и аналитической лаборатории Института геологии и геохимии УроРАН, г.

Екатеринбург, погрешность определения элементов <2%.

Изотопные исследования осуществлялись в изотопной лаборатории Геологической Службы Финляндии (г.Эспоо). Химическая подготовка проб для Sm-Nd-изотопного анализа проводилась по методике П.Пелтонена (Peltonen et al., 1996). Измерения выполнялись проф. Х.Хухмо на масс-спектрометре VG sector 54. Точность измерений 147Sm/144Nd составляет 0.4%. Отношение 143Nd/144Nd нормализовано по 146Nd/l44Nd=0.7219. Измеренное значение стандарта La Jolla 143Nd/144Nd = 0.511851+6 (n=15).

При проведении математического моделирования процессов плавления, кристаллизации и расчете РТ-параметров использовались переработанные авторские макросы, написанные для среды Excel 2000-ХР, MatCad 2002 и апробированные на экспериментальных опубликованных данных.

Научная новизна. Обобщение и анализ результатов детальных стратиграфических, литологических, геохимических, петрологических и изотопных исследований позволяет сделать следующие выводы:

1. Архейские зеленокаменные структуры представляют собой набор пространственно совмещенных геодинамически контрастных страто-тектонических ассоциаций, среди которых по литогеохимическим, изотопным и петрологическим признакам выделены и охарактеризованы магматические системы, приуроченные к древней островодужной ассоциации, океаническому плато в области задугового бассейна, ассоциации вулканического пояса активной континентальной окраины.

2. Доказано существование в пределах восточной части Фенноскандинавского щита древнейшей конвергентной зоны перехода «протоокеан-протоконтинент», эволюция которой привела к формированию Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса.

3. Впервые на территории Карельского кратона выделена древнейшая (3.05-2.95 млрд.лет) адакитовая ассоциация, сосуществующая с островодужными вулканитами БАДР-серии известково-щелочного ряда.

4. Охарактеризованы механизмы и РТ-параметры магмагенерации в контрастных магматических системах на всех этапах эволюции транзитали, детально рассмотрен термальный верхнемантийный режим при генерации высокомагнезиальных расплавов на рубеже 3.4-1.9 млрд.лет.

5. Выявлены и изучены породные ансамбли, приуроченные к заключительной транспрессионно-транстенсионной стадии развития пояса при формировании бассейнов pull-apart типа.

Практическая значимость.

Полученные данные по геологии, геохимии и петрологии породных ассоциаций Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса позволили пересмотреть режимы формирования известково-щелочных, адакитовых и коматиит-базальтовых магм в архее, что может быть использовано при металлогенических исследованиях региона.

Результаты исследования могут быть использованы в качестве методической основы для проведения региональных палеогеодинамических реконструкций, при детальной геологической съемке областей развития верхнеархейских метаморфизованных комплексов, составлении легенд к геологическим и тектоническим картам и в межрегиональных докембрийских корреляционных построениях.

Проведенный литостратиграфический анализ позволил уточнить стратиграфические схемы верхнего архея в пределах стратотипического полигона

Центральной Карелии. На его основе были выделены, охарактеризованы и прослежены по латерали реперные пачки основных свит хаутаваарской серии; предложено оригинальное представление о террейновом строении структур с первичной природой внутренней стратификации и признаками тектонического характера границ между свитами, с проявлением частичной субсинхронной стратификации в этих парных подразделениях; уточнены географические и временные (за счет новых датировок -получены новые изотопно-геохронологические данные для коматиит-базальтовых ассоциаций Центральной Карелии) границы свит.

Основные защищаемые положения:

1. Формирование вулканической серии базальт-андезит-дацит-риолитов и адакитов и ассоциации осадочных пород Няльмозерской, Игноильской, Хаутаваарской, Чалкинской и Остерской вулканических структур Центральной Карелии происходило в пределах древнейшей на Фенноскандинавском щите энсиалической островной дуги, заложенной на западной окраине Водлозерского блока с 3.1 по 2.95 млрд. лет. Генерация первичных расплавов осуществлялась при 12-20% частичном плавлении метасоматизированного мантийного клина, на глубинах 60-70 км (Р<2.5 ГПа и Т=1000-950 °С). Разнообразие по составу пород вулканической серии обусловлено фракционированием первичных выплавок с образованием Cpx+Pl+TiMt реститов.

2. Коматиит-базальтовые вулканические серии Хаутаваарской, Киндасовской, Койкарской, Семченской, Совдозерской и Паласельгинской структур формировались на рубеже 3.05-2.90 млрд. лет в протоокеаническом бассейне в обстановках задугового спрединга, субсинхронно с развитием древнейшей островодужной системы. Высокомагнезиальные вулканиты принадлежат к А1-недеплетированному типу, их формирование проходило при высоких степенях частичного плавления мантийного пиролита, вызванного термальным апвелингом, при Тр= 1750-1820 °С и Р = 5-7 ГПа с отсадкой оливин-ортопироксеновых реститов.

3. Формирование парагенетической ассоциации вулканитов средне-кислого состава и осадочных пород в пределах вулканических структур Масельга - Яниш -Корбозеро - Семчь - Эльмус проходило в интервале 2.90-2.85 млрд. лет в ходе развития вулканической дуги центральноандийского типа, заложенной на коллажированном континентальном склоне «Водлозерского протоконтинента». Генерация первичных для ассоциации расплавов связана с процессами плавления мантийного клина в ходе дегидратации субдуцируемой океанической плиты и контаминации коровым материалом, что обусловило образование палингенных магм андезидацитового, дацитового и риолитового составов.

4. Позднеархейские магматические системы и сосуществующие с ними ассоциации осадочных пород восточной части Фенноскандинавского щита формировались в условиях контрастных геодинамических обстановок в ходе полициклического геологического развития межмикроплитной транзитной зоны «протоокеан - островная дуга -протоконтинент», что подтверждает существование конвергентных режимов в архее, начиная с 3.1 млрд. лет. Эволюция зеленокаменных поясов региона, характерным для которых является асимметричность строения, проходила в течение двух этапов развития: раннего аккреционного и позднего коллизионного.

Публикации и апробация работы. Результаты выполненных исследований по теме диссертации опубликованы в 2 монографиях и 42 статьях в отечественных и зарубежных изданиях, а так же более чем 50 материалах и тезисах докладов. Основные результаты исследования были представлены на 4 Международном архейском симпозиуме (4IAS) (Перт, Западная Австралия, 2001); и на международных конференциях и совещаниях: «Международном симпозиуме посвященном 150-летию А.А.Иностранцева» (Санкт-Петербург, 1994); «21 Nordisca geologiska Vintermoten» (Лулео, Швеция, 1994); «MAEGS-9» (Санкт-Петербург, 1995); «Проблемы развития минерально-сырьевой базы платиновых металлов России» (Петрозаводск, 1995); «Проблемы магматической и метаморфической петрологии. Научные чтения памяти проф. И.Ф.Трусовой» (Москва, 1995,1996,1997,1998,1999,2001,2002); «Fennoscandian geological correlation» (Санкт-Петербург, 1996); «22 Nordisca geologiska Vintermoten» (Турку, Финляндия, 1996); «Current problems, ideas and results in Geology» (Стокгольм, Швеция, 1996); «Осадочные формации докембрия и их рудоносность» (Санкт-Петербург, 1998); «Палеоклиматы и эволюция палеогеографических обстановок в геологической истории Земли» (Петрозаводск, 1998); «Рифтогенез, магматизм, металлогения докембрия. Корреляция геологических комплексов Фенноскандии» (Петрозаводск, 1999); «Физико-химические проблемы эндогенных геологических процессов. Международный симпозиум, посвященный 100-летию Акад. Д.С.Коржинского» (Москва, 1999); «Коматииты, нориты, базальты, бониниты» (Портмут, Великобритания, 1999); «Общие вопросы расчленения докембрия» (Апатиты, 2000); «Новые идеи в науках о земле» (Москва, 2001); «I Палеовулканологический симпозиум» (Петрозаводск, 2001); «Мантийные плюмы и металлогения» (Петрозаводск, 2002); «Глубинное строение и геодинамика Фенноскандии, окраинных и внутриплатформенных транзитных зон» (Петрозаводск, 2002); «Новые идеи и концепции в минералогии» (Сыктывкар, 2002); III Всероссийском литологическом совещании «Генетический формационный анализ осадочных комплексов фанерозоя и докембрия» (Москва, 2003); II Всероссийском симпозиуме по вулканологии и палеовулканологии (Екатеринбург, 2003).

Основные выводы диссертационной работы неоднократно докладывались и обсуждались при проведении международных и российских геологических полевых семинаров, экспедиций и экскурсий, с коллегами из Геологической службы Финляндии, Швеции, Норвегии, Австралии, Канады и США.

Структура работы. Диссертация состоит из введения, 6 глав и заключения, включает 329 страниц машинописного текста, 33 таблицы и 163 рисунка. Список литературы состоит из 468 наименований.

Заключение Диссертация по теме "Петрология, вулканология", Светов, Сергей Анатольевич

Заключение

Детальное изучение геологии, геохимии, петрологии и геохронологии магматических ассоциаций в пределах зеленокаменных структур Восточной части Фенноскандинавского щита и проведенное сопоставление с данными по подобным образованиям древнейших кратонов мира, позволяет сделать следующие обобщающие выводы

1. Архейские зеленокаменные структуры по магматическим, изотопно-геохимическим и геохронологическим характеристикам представляют набор совмещенных геодинамически контрастных страто-тектонических ассоциаций;

2. Как показывают многочисленные исследования древних кратонов мира, к 3.4 млрд.лет произошло зарождение наряду с плюм-тектоническими режимами, новых плюм-плейт-тектонических обстановок, связанных с появлением многочисленных жестких континентальных ядерных фрагментов (микроконтинентов) и областей протоокеанической коры, активно взаимодействующих друг с другом;

3. Впервые в пределах восточной части Фенноскандинавского щита конвергентные режимы в окраинных областях «Водлозерского» протоконтинента проявились на рубеже 3.1-3.05 млрд.лет.

4. Развитие транзитных зон перехода «протоокеан-протоконтинент» на границах сиалических микроплит в архее обусловило образование систем зеленокаменных поясов в геодинамической обстановке островодужно - Западно-Тихоокеанского типа, что привело к формированию в ЗКП сложных аккреционных комплексов, представляющих собой переслаивание террейнов и покровов, возникших в изолированных друг от друга геодинамических обстановках;

5. В геологической истории верхнеархейских зеленокаменных поясов Фенноскандинавского щита следует выделять два этапа основного развития: ранний аккреционный и поздний коллизионный, что приводит к формированию асимметричных структур, совмещению в разрезе пород, сформировавшихся в контрастных геодинамических режимах, и выпадению из него отдельных породных ассоциаций по латерали.

6. В процессе развития транзитных зон происходило непрерывное увеличение мощности и площади континентальной литосферы.

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Светов, Сергей Анатольевич, Петрозаводск

1. Бибикова Е.В. Уран-свинцовая геохронология ранних этапов развития древних щитов. М., Наука. 1989.256с.

2. Бибикова Е.В., Крылов И.Н. Изотопный возраст кислых вулканитов Карелии // Докл. АНССР.1983. Т.268, №5. С.1231-1235.

3. Богатиков О.А., Гирнис А.В., Рябчиков ИД. Петрология и генезис коматиитов // Вулканология и сейсмология. 1984. № 6. С. 18-39.

4. Богатиков О.А., Цветков А.А. Магматическая эволюция островных дуг. М,: Наука. 1988. 247с.

5. Богданов Ю.Б., Воинов А. С. Вопросы стратиграфии верхнего архея Балтийского щита // тезисы докладов. В сб.: Стратиграфия архея и нижнего протерозоя СССР. Уфа. 1990. С.39.

6. Борисова В.В., Борисов А.Е., Смолькин В.Ф. Новое проявление коматиитового вулканизма на Кольском полуострове // ДАН СССР. 1991. Т. 316. № 1. С. 196-199. Борукаев Ч.Б. Тектоника литосферных плит в архее // Информационный бюллетень РФФИ, 2, 1994. С. 259.

7. Володичев О.И. Беломорский комплекс Карелии (геология и петрология). JL: Наука. 1990. 251с.

8. Володичев О.И. Беломорский подвижный пояс: основные события геологической истории // Тезисы докладов Междунар. конференции Беломорский подвижный пояс. Петрозаводск, КарНЦ РАН. 1997. С.22-23.

9. Володичев О.И., Кулешевич Л.В., Кузенко Т.И. Эндогенные режимы метаморфизма в различных геодинамических обстановках докембрия Карелии // Рукописный науч.отчет, ИГ КарНЦ РАН. 2002. 187с.

10. Вревский А. Б. Коматииты из раннедокембрийского пояса Полмос-Порос (Кольский полуостров) // ДАН СССР. 1980. Т. 252. № 3. С. 1216-1219.

11. Вревский А.Б. Петрология и геодинамические режимы развития архейской литосферы.1. Л.: Наука. 1989. 143 с.

12. Вревский А. Б. Петрология коматиитов, изотопно-геохимическая эволюция верхней мантии и геодинамика архейских зеленокаменных поясов // Автореф. дис.д.г.-м.н., СПб. 2000. 37с.

13. Вревский А.Б., Крымский Р.Ш. Sm-Nd систематика и геохимия архейскихперидотитовых коматиитов Балтийского щита // Докл. РАН. 1997. Т.352, №1. С.80-82

14. Вулканизм архейских зеленокаменных поясов Карелии. Л.:Наука. 1981. 154с.

15. Вулканические постройки протерозоя Карелии. Л.: Наука. 1978. 168с.

16. Геология и петрология архейского гранит-зеленокаменного комплекса Центральной

17. Карелии. Л.: Наука. 1978. 264 с.

18. Геология Карелии. Л, 1987. 230 с.

19. Геохимия архея. М.: Мир. 1987. 315с.

20. Гилярова М.А. Спилиты Кончезерского района Карело-Финской ССР. Л.: ЛГУ. 1941. 129с.

21. Гилярова М.А. Шаровые лавы Суйсарского района Южной Карелии и проблемы генезиса шаровых лав // Л.:Учен. зап. ЛГУ. 1959. №268, Сер. Геол. Наук., вып.10. С. 370.

22. Гилярова М.А. Стратиграфия, структуры и магматизм докембрия восточной части Балтийского щита. Л., Недра. 1974. 223 с.

23. Гирнис А. В. Экспериментальный петрогенезис коматиитов и высокомагнезиальных базальтов // Автореф. дисс. канд. геол.-мин. наук., М. 1985. 18с.

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

25. Глебовицкий В.А., Шемякин В.М. Расчленение и корреляция раннего докембрия // Региональная геология и металлогения. №5. 1996. С.25-36.

26. Глебовицкий В.А., Шемякин В.М. Позднеархейские коллизионные орогены Западной Лавразии // Тез.докл. Междунар.совещ. Докембрий Северной Лавразии. СПб. 1997. С.25-26.

27. Горлов Н.В. К проблеме древнейших геоструктурных областей материковой коры // Изв. Ан.СССР. Сер. геол.,№2,1975. С. 13-28.

28. Горьковец В.Я. Модель железонакопления в раннем докембрии восточной части Балтийского щита // В кн.: Проблемы геологии докембрия Карелии. Петрозаводск, 1993. С.11-28.

29. Горьковец В.Я., Раевская М.Б. Специфика седиментационных бассейнов позднего архея (лопия) Карелии // В кн.: Очерки геология докембрия Карелии. Петрозаводск, 1995. С.21-33.

30. Григорьева Л.В., Иваников В.В., Шинкарев Н.Ф. Геодинамические модели развития складчатых областей Балтийского щита // Вестник ЛГУ, 1990. Сер.7., в.1, № 7. С.ЗЗ-42.

31. Добрецов H.JI., Кирдяшкин А.Г., Гладков И.Н., Кирдяшкин А.А. Гидродинамика, тепло-и массообмен в плюмах тепловой и термохимической природы // Матер, международного симпозиума Мантийные плюмы и металлогения. П.-М., ИГ КарНЦ РАН. 2002. С.93-94.

32. Докембрийская геология СССР. Л.: Наука. 1988. 439с.

33. Елисеев М.А., Робонен В.И., Кузенко Т.И. О сариолийских образованиях района д.Святнаволок // Геология и полезные ископаемые Карелии, Операт. информ. мат-лы. Петрозаводск. 1981. С. 19-23.

34. Зеленокаменные пояса фундамента Восточно-Европейской платформы (геология и петрология вулканитов). Л.: Наука. 1988. 212 с.

35. Земная кора восточной части Балтийского щита. Л.: Наука. 1978. 231с.

36. Земная кора и металлогения юго-восточной части Балтийского щита. Л.: Наука. 1983.302с.

37. Иванов Б. В. Типы андезитового вулканизма Тихоокеанского подвижного пояса. М., 1990.212с.

38. Интерпретация геохимических данных. Ред. Летников Ф.А., М.: Интремет Инжиниринг, 2001. 288с.

39. Кожевников В.Н. Геология и геохимия архейских северокарельских зеленокаменных структур. Петрозаводск. ИГ КарНЦ РАН. 1992. 199с.

40. Кожевников В.Н. Архейские зеленокаменные пояса Карельского кратона как аккреционные орогены. Петрозаводск. КарНЦ РАН. 2000. 223с.

41. Конкин В.Д., Ручкин Г.В., Сергеева Н.Е. Робонен В.И., Рыбаков С.И, Вулканическая постройка Койкарского серноколчеданного рудопроявления (юго восточ-ная Карелия) //Докл. АН СССР, т.209. №2. 1973. С.428-431.

42. Куликова В.В. Волоцкая свита- стратотип нижнего архея Балтийского щита.1. Петрозаводск. 1993. 254с.

43. Лавров М.М., Трофимов Н.Н. К вопросу о дифференциации Хюрсельского массива (Хаутаваарская структура) // В кн.: Геология , магматизм. Опер, информ. материалы. Петрозаводск, ИГКарНЦ РАН. 1984. С. 17-18.

44. Лазарев Ю.И. О периодизации геологических событий и процессов докембрия // Земная кора восточной части Балтийского щита. Л. 1978. С.28-37. Лебедев Е.Б., Хитаров Н.И. Физические свойства магматических расплавов. М. Наука, 1979. 199с.

45. Левинсон-Лессинг Ф.Ю. Избр.тр., т.1. М. Изд-во АН СССР. 1949. 346с. Левченков О.А., Лобач-Жученко С.Б., Сергеев С.А. Геохронология Карельской-гранит-зеленокаменной области // В кн.: Изотопная геохронология докембрия. Л.: Наука. 1989. С.63-72.

46. Леонов М.Г., Колодяжный С.Ю., Зыков Д.С., Лишневский Э.Н., Сомин М.Л. Очерки постархейской геодинамики Карельского массива II М.: Геос. 2001. Труды ГИН., вып. 536. 120с.

47. Леонов М.Г., Колодяжный С.Ю. Кунина Н.М. Вертикальная акреция земной коры:структурно-вещественный аспект // М.: Геос. 2000. Труды ГИН., вып. 521. 203с.

48. Лобач-Жученко С. Б. Граниты и гранитообразование в эволюции континентальной коры

49. Балтийского щита// автореф.дисс.док. г.-м. наук., Л. 1977. 43с.

50. Лобач-Жученко С.Б., Арестова Н.А. Милькевич Р.И., Левченков О.А., Сергеев С.А.

51. Стратиграфический разрез Костомукшской структуры Карелии (верхний архей),реконструированный на основе геохронологических, геохимических и изотопныхданных // Стратиграфия. Геол. Корреляция. 2000. т.8, №4. С.3-10.

52. Лобач-Жученко С.Б., Бибикова Е.В., Левченков О.А., Пушкарев Ю.Д. Геохронологиявосточной части Балтийского Щита // В кн.: Методы изотопной геологии игеохронологическая шкала. М., 1986. С. 77-134.

53. Лобач-Жученко С.Б., Чекулаев В.П., Берковский А.Н. Проблемы эволюции докембрийской литосферы. Л. 1986. С.153-163.

54. Лобиков А.Ф. О возрасте раннекарельских метавулканитов по данным свинцово-изохронного метода // В кн.: Проблемы изотопного датирования процессов вулканизма и осадкообразования. Киев. 1982. С.90-91.

55. Магматические горные породы. Эволюция магматизма в истории Земли. М.: Наука, 1987. 438 с.

56. Малеев Е.Ф. Вулканиты. Справочник. М.:Недра, 1980. 240с. Мальков Б.А. Геология и петрология кимберлитов. СПб.: Наука. 1997. 280 с. Марковский Б.А., Ротман В.К. Геология и петрология ультраосновного магматизма. Л.: Недра. 1981. 247с.

57. Матреничев В.А. Сергеев С.А., Левченков ОД, Яковлева С.З Изв.АН., сер.геол., 1990.8. С. 131-133.

58. Металлогеническая эволюция архейских зеленокаменных поясов Карелии. Часть I. СПб.: Наука. 1993. 208 с.

59. Металлогения Карелии. Петрозаводск : ИГ КарНЦ РАН. 1999. 340с.

60. Миллер Ю.В. Структура архейских зеленокаменных поясов. Л.:Наука. 1988. 144с.

61. Миллер Ю.В., Глебовицкий В.А., Бибикова Е.В., Богданова С.В. Беломорский аллохтон:реконструкция разреза и геодинамическая интерпретация // Тез.докл. В кн.: Тектоникаи геодинамика: общие и региональные аспекты. М., 1998. С.27-29.

62. Миллер Ю.В., Милькевич Р. И. Покровно-складчатая структура Беломорскойтектонической зоны и ее соотношение с Карельской гранит-зеленокаменной областью

63. Геотектоника. 1995, № 6. С.80-91.

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

65. Минц М.В., Глазнев В.Н., Конилов А.Н. Ранний докембрий северо-востока Балтийского щита: палеогеодинамика, строение и эволюция континентальной коры. Труды ГИН, вып.503. М., 1996. 287с.

66. Новицкий И. П., Медведковская Н.И. Изотопные отношения кислорода в метавулканитах архейских зеленокаменных поясов Центральной Карелии // Геохимия, №9,2001. с.1010-1013.

67. Овчинникова Г.В., Лобач-Жученко С.Б., Сергеев С.А. и др. Геохронология и петрология позднекинематических гранитов Юго-Восточной Карелии по геохимическим и изотопным данным // Геохимия, №1. 1990. С. 1561-1573.

68. Овчинникова Г.В., Матреничев В.А., Левченков О.А., Сергеев С.А., Яковлева С.З., Гороховский О.A. U-Pb и Pb-Pb изотопные исследования кислых вулканитов Хаутаваарской зеленокаменной структуры, Центральная Карелия // Петрология, т.2., №3. 1994. С. 266-281.

69. Петрографический кодекс. Магматические и метаморфические образования. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ. 1995. 128с.

70. Петтиджон Ф.Д. Осадочные породы. М.: Недра, 1981. 751с.

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

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

73. Пухтель КС., Богатиков О. А., Куликов B.C., Щипанский А.А. Петрология палеопротерозойского лавового озера в районе г. Большая Левгора, центральная часть Ветреного пояса // Петрология, Т. 5. № 3. 1997. С. 339-361.

74. Пухтель КС., Журавлев Д.З. Петрология основных-ультраосновных метавулканитов и связанных с ними пород Олондинского зеленокаменного пояса, Алданский щит // Петрология, 1. 1993. С. 306-344.

75. Пухтель КС., Журавлев Д.З., Куликова В.В. Коматииты Водлозерского блока (Балтийский щит) // ДАН СССР. 1991. Т. 317. №1. С. 197-202. Ритман А. Вулканы и их деятельность. М., 1964. 437с.

76. Рыбаков С. И. Метаморфизм осадочно-вулканогенных формаций раннего докембрия Карелии. Петрозаводск: Изд. Карелия, 1980. 136 с.

77. Рыбаков С. И. Колчеданные рудопроявления в раннем докембрии Балтийского щита // Л.: Наука. 1987. 269с.

78. Светов СЛ. Петрология коматиитовых лав Койкарской и Паласельгинской структур Центральной Карелии // В кн.: Геология и рудогенез докембрия Карелии. Опер, информ. матер. Петрозаводск.: ИГ КарНЦ РАН. 1991. С. 26-30.

79. Светов С.А. Комагматичная коматиитам габбровая ассоциация Койкарской структуры // В кн.: Геология и магматизм докембрия Карелии. Опер.информ. матер. Петрозаводск, ИГ КарНЦ РАН. 1993. С. 75-79.

80. Светов С.А. Особенности ликвационного процесса в образовании архейских вариолитов Койкарской структуры /Центральная Карелия // В кн.: Вопросы геологии докембрия Карелии. Петрозаводск.-.КарНЦ РАН. 1993. С.53-60.

81. Светов С.А. Коматиит-толеитовые ассоциации Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса Центральной Карелии. Петрозаводск: изд. КарНЦ РАН. 1997. 172 с.

82. Светов С.А. Геохимические типы коматиитовых магм зеленокаменного пояса Хатту, Восточная Финляндия // В кн.: Вопросы геологии и экологии Карелии. Петрозаводск, КарНЦ РАН. 1999. С. 3-7.

83. Светов С.А. Коматииты архея (3.05-2.90 млрд. лет) Фенноскандии. Физическая и химическая вулканология // Материалы I Всероссийского палеовулканологического симпозиума, Петрозаводск,: Изд. КарНЦ РАН. 2001. С.47-48.

84. Светов СЛ., Голубев А.И., Светова А.И. Геохимия сумийских андезибазальтов Центральной Карелии // В кн.: Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 4. Петрозаводск: КарНЦ РАН. 2001. С. 18-26.

85. Светов СЛ., Светова А.И. Коматиит-толеитовая серия Совдозерской структуры // В кн.: Вопросы геологии, магматизма и метаморфизма докембрия Карелии. Петрозаводск, ИГ КарНЦ РАН. 1994. С. 21-25.

86. Светов СЛ., Светова А.И. Лопийские вулканогенные образования Койкарской зеленокаменной структуры // В кн.: Путеводитель геологических экскурсий I Всероссийского палеовулканологического симпозиума. Петрозаводск,: КарНЦ РАН. 2001. С. 3-13.

87. Светов СЛ., Светова А.И. РЗЭ систематика верхнеархейских осадочных парагенезов Центральной Карелии // в печати, Докл. РАН, 2004.

88. 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 // Материалы международного симпозиума Мантийные плюмы и металлогения. Петрозаводск-Москва. 2002. С.207-209.

89. Светов С.А., ХухмаХ. Геохимия и Sm-Nd систематика архейских коматиит-толеитовых ассоциаций Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса (Центральная Карелия) // Докл. РАН. т.369, №2. 1999. С. 261-263.

90. Светова А.И., Светов С.А., Назарова Т.Н. Полимодальные граувакки индикаторы конвергентных режимов в архее // В кн.: Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 4. Петрозаводск: КарНЦ РАН. 2001. С.36-47.

91. Свириденко Л.П. Метаморфизм и гранитообразование в раннем докембрии Западной Карелии. Л., 1974. 156с.

92. Сергеев С.А. Геология и изотопная геохронология гранит-зеленокаменных комплексов архея Центральной и Юго-Восточной Карелии // Автореф. дисс. канд. г.-м.н. 1989. 24с.

93. Серноколчеданные месторождения Карелии: геология, метаморфизм, генезис. Л.: Наука. 1978. 192с.

94. Синицин А. В., Корсакова М.А. О докембрии и метаморфических фациях Ребольско-Муезерского района Центральной Карелии (в связи с проблемой гранулитов в

95. Беломорском комплексе) // В кн.: Метаморфические пояса СССР. JI.: Наука. 1971. С.52-60.

96. Слабунов А.И. Верхнеархейская Керетская гранит-зеленокаменная система Карелии // Геотектоника, №:5. 1993. С.61-74.

97. Слабунов A.M. Позднеархейская активная континентальная окраина Карельской плиты, Балтийский щит // Тез.докл. международного совещания Докембрий Северной Евразии. СПб. 1997. С.95.

98. Смит Х.С., О^Нил Д.Р., Эрлак А.Д. Изотопный состав кислорода минералов и горных пород и характер химического изменения подушечных лав зеленокаменного пояса Барбертон, Южная Африка // В кн.: Геохимия Архея (ред. А.Кренер), М.: Мир. 1987. С.147-172.

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

100. Смолькин В.Ф., Борисова В.В., Борисов А.Е. Новая находка коматиитов на Кольском полуострове // Тез. докл. XVI Всесоюзного семинара Геохимия магматических пород. М.: ГЕОХИ АН СССР. 1991. С. 110.

101. Смолькин В.Ф., Борисова В.В., Виноградов А.Н. Коматиитовая ассоциация архейского пояса Колмозеро-Воронья (Кольский полуостров) // Изв. АН СССР, Серия геол. 1991. № 4. С. 54-65.

102. Смолькин В.Ф., Борисова В.В., Светов С.А., Борисов А.Е. Позднеархейские коматииты Урагубско-Титовской структуры, северо-запад Кольского региона // Петрология. 2000. №2. С. 231-256.

103. Соколовский А.К., Корсаков А.К. Разработка геодинамических моделей формирования раннедокембрийских зеленокаменных поясов // Информационный бюллетень РФФИ, №3. 1995. С. 250.

104. Стратиграфия докембрия Карелии. Опорные разрезы верхнеархейских отложений. Петрозаводск: КНЦ РАН. 1992. 190 с.

105. Тейлор С.Р., Мак-Леннан С.М. Континентальная кора, ее состав и эволюция. М.: Мир. 1988. 384с.

106. Тугаринов А.И., Бибикова Е.В. Геохронология Балтийского щита по данным цирконометрии. М. 1980. 130с.

107. Фор Г. Основы изотопной геологии. М.: Мир. 1989. 590с.

108. Фролова Т.Н., Бурикова И.А. Магматические формации современных геотектонических обстановок. М.: МГУ. 1997. 320с.

109. Хаин В.Е., Божко Н.А. Историческая геотектоника. М. 1988. 382с.

110. Харитонов Л.Я. Структура и стратиграфия карелид восточной части Балтийского щита.1. М. 1966. 360с.

111. Хитаров Н.И., Пугин В.А. Ликвация в природных силикатных системах // Геохимия, 1978. №6.С.803-819.

112. Шустова Л.Е. Глубинное строение Балтийского щита по данным геофизических исследований // Сов.геология, №5.1966. С.23-45.

113. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Цветков А.А. Ассоциации активных континентальных окраин // В кн.: Магматические горные породы, кислые и средние породы. М.: Наука. 1987. С.51-74.

114. Abbott D, Mooney W. The structural and geochemical evolution of the continental crust: Support for the oceanic plateau model of continental growth// Rev. Geophys. Suppl. 1995. P. 231-242.

115. Abbott D. Plumes and hotspots as sources of greenstone belts // Lithos. 1996. 37. P. 113-127. Abbott D., Burgess L., Longhi J. An empirical thermal history of the Earth's upper mantle // Journ.Geoph.Res. vol.99. № 137. 1994. P. 13835-13850.

116. Al-Saleh A.M., Boyle A.P. Neoproterozoic ensialic back-arc spreading in the eastern Arabian shield: geochemical evidence from the Halaban ophiolite // Jour. Of African Earth Sci. v.33., 2001. P.1-15.

117. Anderson A.T., Gottfried D. Contrasting behavior of P, Ti and Nb in a differentiated high-alumina olivine-tholeiite and calc-andesite suite // Geol. Soc.Am.Bull. 1971. No 82. P. 19291942.

118. Appel P.W.U. Strata-bound scheelit in altered Archean komatiites, West Greenland //

119. Mineral. Deposita. N 29. 1994. P.341-352.

120. ArndtN.T. Differentiation of komatiite flows// J. Petrol. 1986.Vol.27. P.279-301.

121. Arndt N.T. Komatiites: a dirty window to the Archean mantle // Terra Cognita. 1986, 6.1. P.59-66.

122. Arndt N.T. Ultrabasic magmas and hing-degree melting of the mantle // Contrib. Mineral. Petrol., 1977. V. 64. № 2. P. 205-221.

123. Arndt N.T., Albarede F., Nisbet E.G. Mafic and ultamafic magmatism // in In: Greenstone Belts (ed. M.J. de Wit and L.D. Ashwal), Oxford monographs on geology and geophysics; №35. 1997. P.760-766.

124. Arndt N.T., Brooks C. Komatiites-Penrose Conferens Report // Geology. 1980. Vol. 8. P.155-156.

125. Arndt N.T., Naldrett A.J., Руке D.R. Komatiitic and iron-rich tholeiitic lavas of Munro Township, northeast Ontario // J.Petol. 1977. 18. P.319-369.

126. Arndt N.T., Nisbet E.G. What is komatiite? // in N.T.Arndt and E.G.Nisbet (Eds.) Komatiites., George Allen and Unwin, London. 1982. P. 19-28.

127. Barnes S.J., Often M. Ti-rich komatiites from northern Norway // Contrib Mineral Petrol., 1990. 105. P. 42-54.

128. Beattie P., Ford C., Russel D. Partion coefficients for olivine-melt and orthopyroxene-melt systems // Contrib. Mineral. Petrol., 1991. V.109. P. 212-224.

129. Bickle M.J., Melting experiments on peridotitic komatiites // Progress in Experimental Petrology, 4th Rept., NERC. London. 1978. P.187-195.

130. Bonjour J.L., Dabard M.P. Ti/Nb rations of clastic terrigenous sediments used as an indicator of provenance// Chemical Geology. 91. 1991. P.257-267

131. Bourdier J.L (Ed.) Le Volcanisme. Partie3: Les volcans et Leur Evolution. 1994, Edition BRGM, Orleans, France. P.162-265.

132. Bourdon E., Eissen J.P., Gutscher M.A., Monzier M. , Hall M.L., Cotten J. Magmatic response to early aseismic ridge subduction: the Ecuadorian margin case (South America) // Earth and Planetary Science Letters, v.205. 2003. P. 123-138.

133. Bourgois J., Martin H., Lagabrielle Y., Le Moigne J., Frutos Jara J. Subduction-erosion related to ridge-trench collision: Taitao Peninsula Chile margin triple junction area // Geology. 1996. 24. P.723-726.

134. BrandIG., M.J. de Wit. The Kaapvaal craton, South Africa // In: Greenstone Belts (Eds: M.J. De Wit and L.D.Ashwal), Oxford monographs on geology and geophysics. №35. 1997. P.581-607.

135. Brenner T.L., N.A.Teixeira, J.A.L.Oliveira, N.D.Franke, J.F.H.Thompson. The O'Toole nickel deposit, Morro do Ferro greenstone belt, Brasil // Econ. Geol. v.85, №5. 1990. P.904-920.

136. Britter R.E., Simpson S.E. Experiments on the dynamics of a gravity current head // J.Fluid Mech., 1978. 88. P. 233-240.

137. Brophy J.G. The Cold Bay Volcanic center, Aleutian volcanic arc I. Implications for theorigin of hi-alumina arc basalt // Contr.Miner. Petrol. 1986. 93. P.368-380.

138. Burke, K., Dewey, J.F., Kidd, W.S.F., Dominance of horizontal movements, arc and microcontinental collisions during the later permobile regime // In: Windely, B.F. (Ed.), The Early History of the Earth. Wiley, New York. 1976. P. 113-129.

139. Cameron K.L., Cameron M., Barreiro B. Origin of voluminous mid-Tertiary ignimrites of the Batopilas region, Chihuahua: implications for the formation of continental crust beneath the Sierra Madre Occidental // Geophys. Int. 1986. P.39-59.

140. Claesson S., Huhma H, Kinny P.D., Williams I.S. Svecofennian detrital zircon ages-implications for the Precambrian evolution of the Baltic Shield // Precamb. Res., 1993. V.64. P.109-130.

141. Cloos M. Lithospheric buoyancy and collisional orogenesis: Subduction of oceanic plateaus, continental margins, island arcs, spreading ridges, and seamounts // Geol. Soc. Am. Bull., №105,1993. P.715-737.

142. Condie, K.C., Plate Tectonics and Crustal Evolution.Butterworth-Heinemann, Bath, 1997., 492 pp.

143. Conrad W.K., Kay R.W. Ultramafic and mafic inclusions from Adak island: crystallization history and implications for the nature of primary magmas and crustal evolution in the

144. Aleutionarc //J.Petrol. 1984. №25. P.88-125.

145. Daigneault R., Mueller W.U., Chown E.H. Oblique Archean subduction: accretion and exhumation of an oceanic arc during dextral transpression, Southern Volcanic Zone, Abitibi Subprovince Canada // Prec.Res. №115. 2002. P.261-290.

146. DeWitt M.J. On Archean granites, greenstones, craters and trctonics, does the evidence demand a verdict? // Precambrian Res., 1998. v.91. P. 181-227.

147. Drummond M.S., Defant M.J., Kepezhinskas P.K. The petrogenesis of slab derived trondhjemite-tonalite- dacite r adakite magmas // Trans. R. Soc., Edinburgh: Earth Sci. 1996. P.205-216.

148. Dupre В., N.Т.Arndt. Pb isotopic compositions of Archean komatiites and sulfides // Chemical Geology. №85. 1990. P.35-56.

149. Early Precambrian basic magmatism /Ed.R.P.Hall, D.J.Hugnes (Eds.). Glasgow and London. 1990. 471 p.

150. Eriksson K.A., Krapez В., Fralik P.W. Sedimentology of Archaean greenstone belts: signatures of tectonic evolution // Earth Sci.Rev. 1994. №37. P. 1-88.

151. Fiiske R.S., Naka J., Iizasa K., Yuasa M., Klaus A. Submarine silicic caldera at the front of the Izu-Bonin arc, Japan: voluminous seafloor eruptions of rhyolite pumice // Geol. Soc.Am.BulI., 2001. №113. P.813-824.

152. Fisher T.P., Morrissey M.M., Calvache V., Gomez M.D., Torres C.R., Williams S.N. Correlations between SO2 flux and long-period seismicity at Galeras volcano // Nature, 1994.368. P.135-137.

153. Friend, C.R.L., Nutman, A.P., McGregor, V.R. Late Archean terrane accretion in the Godthab region, southern West Greenland // Nature. 1988. №335. P.535-538.

154. Gelinas L. Textural and chemical evidence of liquid immiscibility in variolitic lavas // Abstr. Am.Geophys.Union. 1974. №55. P.486.

155. Geological development, gold mineralization and exploration methodsin the late Archean Hattu schist belt, eastern Finland // Ed. Nurmi P.A., Sorjonen-Ward P. Geol. Survey. Finl., 1993. Special paper 17. 386p.

156. Green D.H. Genesis of archaean peridotitic magmas and constraints on archaean geothermal gradients and tectonics//Geology. 1975. Vol.3. P.15-18.

157. Green D.H., Nicholls J.A., Viljoen M., Viljoenn R., Experimental demonstration of the existence of peridotitic liquids in earliest Archaean magmatism // Geology, 1975. vol. 3. №1. P. 11-14.

158. Green Т.Н. Significance of Nb/Ta as an indicator of geochemical processes in the crust-mantle system I I Chemical Geology. №120. 1995. P. 347-359.

159. Greenstone belts // (eds.) M.J.DeWit, L.D.Ashwal, Claredon press, Oxford, New York, 1997. 720p.

160. Gudmundsson A. Dynamics of volcanic systems in Iceland: example of tectonism and volcanism at juxtaposed hot spot and mid-ocean ridge systems // Ann. Rev. Earth Planet Sci. №28. P. 107-140.

161. Herrington R.J., Evans D.M., Buchanan D.L. Metallogenic aspects // In DeWitt M.J. &

162. Ashwal L.D. (Ed), Greenstone belts Claredon press, Oxford. 1997. P. 177-219.

163. Herzberg C. Depth and degree of melting of komatiites // J.Geophys.Res. №97, 1992.1. P.4521-4540.

164. Herzberg C. Generation of plume magmas through time: an experimental perspective 11 Chemical Geology, 1995. 126. P.l-16.

165. Herzberg C., Zhang J. Melting experiments in the system Ca0-Mg0-Al203-Si02 and MgO-Si02 at 3 to 15 Gpa. // Am. Mineral., 1998. 83. P.491-500.

166. Herzberg C.T., Fyfe W.S., Carr M.J., Density constraints on the formation of the continental Moho and crust // Contrib. Mineral. Petrol. 1983. 84. P.l-5.

167. Hildreth W., Gradients in silicic magma chambers: implica-tions for lithospheric magmatism // J. Geophys. Res. 1981. 86. P. 10153-10192.

168. Hill R.E.T., Barnes S.J., Dowling S.E. Komatiites of the Norseman-Wiluna greenstone belt. Western Australia a field guidde // Geological survey of Western Australia, Perth, Rec. 2001. №10. 2001. 70 p.

169. Hill R.E.T., Barnes S.J., Gole M.J., Dowling S.E. The volcanology of komatiites as deduced from fiel relationship in the Norseman-Wiluna greenstone belt, Western Australia // Lithos, 1995.34. P. 159-188.

170. Hupper H.E., Sparks R.S.J. Komatiites I. Eruption and flow // Journ. of Petrol. 1985. v.26. P.694-725.

171. Jackson S.L., J.A.Fyon. The Western Abitibi Subprovince in Ontario. In: Geology of Ontario, Ontario Geological Survey, Spec, vol.4, part 1. 1991. P.405-482.

172. Jahn B.M., Auvray В., Blais S.C. Trace element geochemistry and petrogenesis of Finnish greenstone belts // J. Petrology, 1980. V. 21, Part 2. P. 201-244.

173. Jochum K.P., Arndt N.T., Hofmann A.W. Nb-Th-La in komatiites and basalts: constraints on komatiite petrogenesis and mantle evolution // Earth and Planet. Sci. Lett. 1991. v. 107. P.272-289.

174. Kay R.W. Aleutian magnesian andesites : melts from subducted Pacific Ocean crust // J. Volcanol. Geotherm. Res. 1978. 4. P.l 17-132.

175. Kepezhinskas P.K. Origin of the hornblende andesites of northern Kamchatka // Int. Geol. Rev., 1989, 31. P.246-252.

176. Kepezhinskas P.K., Defant M.J., Drummond M.S. Nametasomatism in the island arc mantle by slab melt-peridotite interaction: evidence from mantle xenoliths in the north Kamchatka arc // J. Petrol. 1995. №36. P.1505-1527.

177. Kerr A.C., Marriner G.F., Arndt N. Т., Tarney J., Nivia A., Saunders A.D., Duncan R.A. The petrogenesis of Gorgona komatiites, picrites and basalts: new field, petrographic and geochemical constraints // Lithos, 1996. №37. P. 245-260.

178. Kerrich R., PolatA. Wyman D., Hollings P. Trace element systematics of Mg-, to Fe-tholeiitic basalt suites of the Superior Province: implications for Archean mantle reservoirs and greenstone belt genesis // Lithos. 46. 1999. P.163-187.

179. Kiyokawa S., Taira A. Obducted island arc origin for a middle Archaean greenstone belt: west Pilbara coastal greenstone belt, western Australia // Abstr. Precambrian 95, Montreal, Prog. Abstr. P.75.

180. Komatiites. Arndt N.T., Nisbet E.G. (Eds.), London: Allen and Unwin. 1982. 525p. Krener A., Compston W. Archean tonalitic gneiss of Funnish Lapland revisitedA zircon ion-microprobe ages // Contrib.Miner.Petrol., V.104. P.348-352.

181. Kusky T.M. Tectonic setting and terrane accretion of the Archean Zimbabwe craton // Geology, v.26. 1998. P.163-166.

182. Kusky T.M., Polat A. Growth of granite-greenstone terranes at convergent margins and stabilization of Archaean cratons // Tectonophysics, v.305. 1999. P.43-73.

183. Kyser Т.К., O'Neil., Carmichael I.S.E. Genetic relations basic lavas and ultramafic nodules: evidence from oxygen isotope compositions // Contrib. Mineral Petrol. 1982. v.81. P. 88102.

184. Bas M.J. IUGS reclassification of the high-Mg and picritic volcanic rocks // J.Petrology. 2000. v 41. P. 1467-1470.

185. Finnish-Soviet Symp. In Finland on July 28-August 7, 1988.Geol. Survey of Finland Spec. Paper 4, P.71-96.

186. Mahlburg K.,S., Ramos V.A., Marquez M. Evidence in Cerro Pampa volcanic rocks of slab melting prior to ridge trench collision in southern South America. / J. Geol. 1993., 101. P.703-714.

187. March B.D., On the crystallinity, probability of occurrence and rtheology о lava and magma // Contrib. Miner. Petrol., 1981. 78. P.85-98.

188. March J.S. Ree fractionation and Ce anomalies in weathered Karoo dolerite // Chem.GeoL V. 90., 1991. P. 189-194.

189. Martin A. The geology of the northern part of the Belingwe greenstone belt and surrounding granitoids // Ph.D. Thesis, University of Zimbabwe, Harare, 1983.

190. Martin H. Adakitic magmas: modern analogues of Archaean granitoids // Lithos, 1999. 46. P. 411-429

191. Martin H. Archaean and modern granitoids as indicators of changes in geodynamic processes // Rev. Bras. Geoc., 1987. 17. P.360-365.

192. Martin H., Effect of steeper Archaean geothermal gradient on geochemistry of subduction-zone magmas // Geology, 1986. 14. P.753-756.

193. McBirney A.R., Nakamura Y. Immiscibility in late-stage magmas of Skaergaard intrusion. Ann. Rep. Geophys. Lab. 1974. No 73. P. 348-352.

194. McDonald G.A., Katsura T. Chemical composition of Hawaiian lavas // J. Petrol., 1964,. 5. P. 82-133.

195. McKenzi D.P., Bickle M.J. The volume and composition of melt generated by extension of the lithosphere // J. Petrol., 1988. V.29. P. 625-679.

196. Metamorphic, structural and isotopic age map of Central Fennoscandia, 1:1000000. Mid Norden Project. 1997.

197. Moore C., Carmichal I.S. The hydrous phase equilibria (to 3 kbar) of an andesite and basaltic andesite from western Mexico: constrains on water content and conditions of phenocryst growth // Contrib Mineral Petrol, 1998, v. 130. P.304-319.

198. Morris P.A. Slab melting as an explanation of Quaternary volcanism and aseismicity in southwestern Japan // Geology, 1995, 23. P.395-398.

199. Mueller W.U., Marquis R, Thurston P.C. Evolution of the archean Abitibi greenstone belt and adjacent terranes: new insights from geochronology, geochemistry, structure and facies analysis // Precembrian Research 115, 2002. P. 1 -11.

200. Naldrett A.J. Magmatic sulfide deposits // Oxford monographs on geology and geophysics, 1989, No 14, Clarendon press, New York. 342p.

201. Nesbitt H. W., Young G.M. Early Proterozoic climates and plate motion inferred from major element chemistry of lutites. //Nature, 1982. V.299. P. 715-717.

202. Nesbitt R. W„ Skeletal crystal forms in the ultramafic rocks of the Yilgarn block, Western Australia: evidence for an Archaean ultramafic liquid // Geol. Soc. Austr. Spec. Publ., 1971, vol.3. P. 331-347.

203. Nesbitt R.W., Sun S.S., Purvis A.S. Komatiites: geochemistry and genesis. Can.Mineral., 1979., 17. P. 165-186.

204. Nisbet E.G. The tectonic setting and petrogenesis of komatiites // In Arndt N.T., Nisbet E.G. (Eds.), Komatiites. London, Allen and Unwin, 1982. P.501-520.

205. Nisbet E.G., Cheadle M.J., Arndt NT., Bickle M.J. Constraining the potential temperature of the Arcaean mantle: A review of the evidence from komatiites // Lithos, 1993. V.30. P. 291307.

206. Nisbet E.G., N.T.Arndt, M.J.Bickle, W.E.Cameron, C.Chauvel, M.Cheadle, E.Hegner,

207. T.K.Kyser, A. Martin, R.Renner, E.Roedder. Uniquely fresh 2.7 Ga komatiites from the

208. Belingwe greenstone belt, Zimbabwe // Geology, 1987, v. 15. P.l 147-1150.

209. Nisbet E.G.,Cheadle M.J.,Arndt NT., Bickle M.J. Constraining the potential temperature ofthe Archaean mantle : A review of the evidence from komatiites // Lithos, 1993.Vol.30.1. P.291-307.

210. Ocala L.C., Meyer R.T. Crustal low velosity zone under the Peru-Bolivia Altiplano // Geophys. J.R. Astron. Soc., 1972, V.30. P. 199-200.

211. Often M. The Early Proterozoic Karasjok greennstone belt, Norway: a preliminary description of lithology, stratigraaphy and mineralization // Geology of Finmark. Bull. 403 Norges geologiske undersokelse. Trondheim. 1985. P. 75-88.

212. Olszewski W.J., KR.Wizth, A.KGibbs, H.E.Gaudette. The age, origin, and tectonics of the Grao Para group, and associated rocks Serra Dos Carajas, Brazil; archean continental volcanism and rifting // Prec.Res., v.42, N 3-4, 1989. P.229-254.

213. Orozco-Esquivel M.T., Nieto-Samaniego A.F., Alaniz-Alvarez S.A. Origin of rhyolic lavas in the Mesa Cetral, Mixico, by crustal melting related to extension // Jor. Volcan. And Geothermal Res., 118, 2002. P.37-56.

214. Ort M.H., Coir a B.L., Mazzoni M.M. Generation of a crust-mantle magma mixture magma sources and contamination at Cerro Panizos, central Andes // Contrib.Mineral Petrol, 1996. 123. P. 308-322.

215. Paavola J.A. A communication of the U-Pb and K-Ar age relations of the Lapinlahti

216. Varpaisjarvi area, Central Finland// Geol. Surv.Finl. Bull. 1986. V.339. P.7-15.

217. Papunen H., Halkoaho Т., Tulenheimo Т., Limatainen J. Excursion tothe Kuhmo Greenstone

218. Belt // Excursion guide, 1998, Geol. Survey of Finland, Spec. Paper 26. P.91-106.

219. Park A.F. Continental growth by accretion: a tectonostratigraphic terrane analysis of theevolution of the western and central Baltic Shield, 2.50 to 1.75 Ga // Geol. Soc. Am. Bull.103. P.522-534.

220. Pearce J.A. Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries // Thorpe R.S. (Ed.) Andesites., Wiley, Chichester, 1982. P. 525-548.

221. Pearce J.A., Norry M.J. Petrogenic implications of Ti, Zr, Y and Nb variations in volcanic rocks // Contrib. Mineral.Petrol., 1979, V.69. P.33-47.

222. Peate D. W., Pearce J. A., Hawkesworth C. J., Colley H., Edwards С. M. H., Hirose K. Geochemical variations in Vanuatu arc lavas: The role of subducted material and a variable mantle wedge composition // J. Petrol., 1997. 38. P. 1331-1358.

223. Polat A., Kerrich R. Geodinamic processes, continental growth, and mantle evolution recorded in late Archean greenstone belts of the southern Superior Province, Canada // Precambrian Research, 112,2001. P. 5-25.

224. Polat A., Kerrich R. Nd-isotope systematics of -2.7 Ga adakites, magnesian andesites and arc basalts, Superior Province: evidence for shallow crustal recycling at Archean subduction zones // Earth and Planet. Sci.Letters, 2002, v.202. P.345-360.

225. Puchtel L.S., Hofmann A. W., Mezger K. et al. Oceanic plateau model continental crustal growh in the Archaean: A case study from Kostomuksha greenstone belt, NW Baltic Shield // Earth Planet. Sci. Lett., 1998. 155. P. 57-74.

226. Руке D.R., Naldrett A.J., Eckstand O.R. Archean ultramafic flows in Munro Township, Ontario // Geol.Soc. Am. Bull., 1973, 84. P.955-978.

227. Руке D.R., Naldrett A.J., Eskatrand O.R. Archaean ultramafic flows in Munro Township. Ontario // Bull. Geol. Soc. Amer., 1973. Vol.84. P.955-978.

228. Richter F.M. A major change in the thermal state of the Earth at the Archaean Proterozoic Boundary: Consequences for the nature and preservation of continental lithosphere // J.Petrol., Spec. Lithosphere Iss., 1988. P.39-52.

229. Roedder E. Low temperature liquid immiscibility in the system K.20-Fe0-Al203-Si0211 Am. Min. 1951, 36. P.282-286.

230. Roedder E. Silicate melt systems // Physics and Chemistry of the Earth, 1959, Pergamon Press, London. P.224-297.

231. Schau M., Komatiites and quartzites in the Archean Prince Albert Group // In Volcanic regimes in Canada, Baragar W.R.A., (ed), The Geol. Association of Can., Spec. Paper 16, 1977. P.341-354.

232. Schlichting H. Boundary layer theory // New York, McGraw-Hill, 1960. 21 Op.

233. Sen C., Dunn T. Dehydration melting of a basaltic composition amphibolite at 1.5 and 2.0

234. Gpa: implications for the origin of adakites // Contrib. Mineral. Petrol., 1994, 117. P.394409

235. Shervais J. W. Ti-Y plots and the petrogenesis of modern and ophiolitic lavas // Earth Planet. Sci. Lett., 1982. V.59. P.101-118.

236. Skulski Т., Percival J.A. Allochthonous 2.78 Ga oceanic plateau slivers in 2.72Ga continental arc sequence: Vizien greenstone belt, northeastern Superior Province, Canada // Lithos, v.37, 1996. P.163-179.

237. Sleep, N, Windley, B.F. Archean tectonics: constraints and inferences // J. Geol., 1982, 90. P.363-379.

238. Smith T.E.M., Taylor S.R., Johnson R.W. REE-fractionated trachytes and dacites from Papua New Guinea and their relationship to andesite petrogenesis // Contrib. Mineral.Petrol., 1979. 69. P.227-233.

239. Smolkin V.F, Svetov S.A. P-T conditions of generation and eruption of precambrian komatiitic and picritic magma, Eastern Fennoscandian Shield // EUG11, Stracbourg, France, 8-12 Aprill 2001. Abstract Supplement No 1. Terra Nova, Vol. 11. 2001. P. 416.

240. Sproule R.A., Lesher C.M., Ayer J.A., Thurston P.C., Herzberg C.T. Spatial and temporal variations in the geochemistry of komatiitic basalts in the Abitibi greenstone belt // Precambrian Research, 2002. 115. P. 153-186.

241. Srinivasan R., Ojakangas R. W., Sedimentology of quartz pebble conglomerates and quartzites of the archean Babaduban group, Dharwar Craton, South India. Evidence for early crustal stability // J. Geol., 1986,94. P. 199-214.

242. Stern C.R., Kilian R. Role of the subducted slab, mantle wedge and continental crust in the generation of adakites from the Austral Volcanic Zone // Contrib. Miner. Petrol., 1996. 123. P.263- 281.

243. St-Onge M.R., S.B.Lucas, D.J.Scott. The Ungava orogen and the Cape Smith thrust belt // In: Greenstone Belts (Eds: M.J. de Wit, L.D.Ashwal), Oxford monographs on geology and geophysics; №35, 1997. P.772-780.

244. Sun S.S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts:implications for mantle composition and processes // Saunders A.D., Norry M.J. (eds),

245. Magmatism in the ocean basins. Geol. Soc. Spec. Publ. 1989. No.42. P. 313-345.

246. Svetov S.A. Archean high-MgO volcanism in East Fennoscandia // Abstracts of lectures,4IAS, Perth, Australia, AGSO, 2001. P.199-201.

247. Svetov S.A., Smolkin V.F. P-T conditions of generation and eruption of Precambrian komatiitic and picritic magma, eastern Fennoscandian Shield // Abstracts. KNBB Conference, University of Portmouth, UK, December 1999. P. 91-93.

248. Svetov S.A., Svetova A.I., Huhma H. Geochemistry of the komatiite-tholeiite rock association in the Vedlozero-Segozero archean greenstone belt, Central Karelia // Geochemistry International, Vol.39, Suppl. 1, 2001. P. s24-s38.

249. Tatsumi Y„ Hamilton D.L., Nesbit R. W. Chemical characteristics of fluid phase released from a subducted liyhosphere and origin of arc lavas: evidence from high-pressure experiments and natural rocks // J.Volcanol. Geotherm.Res. 1986. 29. P.293-309.

250. Taylor R.N., Nesbitt R.W., Vidal P., Harmon R.S., Auvray В., Croudace I.W. Mineralogy, chemistry and genesis of the boninite series volcanics, Chichijima, Bonin Island, Japan // Jour.Petrology, 1994, v.35. 3. P.577-619.

251. Taylor S.R., McLennan S.M. The geochemical evolution of the continental crust // Rev. Geophys. 33, 1995. P.241-265.

252. Thurston P.C., Chievers K.M. Secular variation in greenstone sequence developmentemphasizing Superior Province, Canada // Precamb. Res., 1990. 46. P.21-58.

253. Thurston P.C., Kozevnikov V.N. An archean quartz arenite-andesite associations forassemblage types and shield history // Precamb. Res., 2000, 101. P. 313-340.

254. Thurston P.S. Autochtonous development of Superior Province greenstonebelts?//Precambrian Research, 115, 2002. P.l 1-37.

255. Ting A.P., Luebbers R.H. Viscosity of suspensions of spherical and other isodimensional particles in liquid // J. Am. Inst. Chem.Eng., 1957. 3. P.l 11-116.

256. Viljoen M.J., Viljoen R.P. The geology and geochemistry of the Lower Ultramafic Unit of the Onverwacht Group and a proposed new class of igneous rock // Geol.Soc.S.Afr. Spec.Publ.,1969. pub.2. P.55-86.

257. Walter M.J. Melting of garnet peridotites and the origin of komatiites and depleted lithosphere //J.Petrol., 1998, 39. P.29-60.

258. WarkD.A. Oligocene ash flow volcanism, nortern Sierra Madre Occidental: role of mafic and intermediate -composition magmas in rhyolite genesis // J.Geophys. Res., 1991, v.96. P. 13389-13411.

259. Wei K., Tronnes R.G., Scarfe C.M., Phase relations of aluminum-undepleted and aluminum-depleted komatiites at pressures of 4-12 GPa // J. Geophys. Res., 1990, vol. 95, no. BIO, P. 15817-15827.

260. Whitford-Stark J.L. Factors influencing the morphology of volcanic landforms: an Earth-Moon comparison // Earth. Sci. Rev., 1982, 18. P.109-168.

261. Williams H.R., Stott G.M., Thurston P.C., Sutcliffe R.H., Benett G., Easton R.M., Armstrong D.K. Tectonic evolution of Ontario: summary and syntesis // Geology of Ontario, Ontario Geol.Surv., 1992, Spec.V.4., 2. P.1255-1334.

262. Windley, B.F., Whitehouse, J., Ba-Bttat, M.A.O. Early Precambrian gneisses and Pan-African island arcs in Yemen: crustal accretion of eastern Arabian shield // Geology 24, 1996. P. 131134.

263. Wolf M.B., Wyllie P.J., Dehydration-melting of solid amphibolite at 10 kbar: textural development, liquid intercon-nectivity and applications to the segregation of magmas // Miner. Petrol., 1991,44. P. 151-179.

264. Wyllie P.J., Carroll M.R., Johnston A.D., Rutter M.J., Sekine Т., Van der Laan SR. Interactions among magmas and rocks in subduction zones; experimental studies from slab to mantle to crust // Eur. J. Mineral. 1989. P. 165-180.

265. Wyman D.A., Kerrich R., Polat A. Assembly of archean cratonic mantle lithosphere and crust: plume-arc interaction in the Abitibi-Wawa subduction-accretion complex // Precambrian Research, 115, 2002. P.37-62.

266. Zindler A., Hart S. Chemical geodynamics //Ann.Rev.Earth Planet. Sci. 1986. V.14. P.493-571.1. Интернет ресурсы:

267. KNBB // Материалы совещания: Коматииты, нориты, бониниты, базальты. Лондон, 1999. http: //www.sci.port.ac.uk/geology/knbbl.html