Эволюция магматизма гранит-зеленокаменных областей Восточно-Европейского кратона

Самсонов, Александр Владимирович

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Эволюция магматизма гранит-зеленокаменных областей Восточно-Европейского кратона
ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Эволюция магматизма гранит-зеленокаменных областей Восточно-Европейского кратона"

На правах рукописи

САМСОНОВ Александр Владимирович

ЭВОЛЮЦИЯ МАГМАТИЗМА ГРАНИТ-ЗЕЛЕНОКАМЕННЫХ ОБЛАСТЕЙ ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКОГО КРАТОНА

Специальность 25.00.04 - петрология, вулканология

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

МОСКВА-2004

Работа выполнена в Институте геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Российской Академии Наук

Официапьные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук

член-корреспондент РАН В.А. Глебовицкий

доктор геолого-минералогических наук А.В. Гирнис

доктор геолого-минералогических наук К.А. Савко

Ведущая организация: Геологический Институт РАН, Москва

Защита состоится « » декабря 2004 г. в 14-00 часов на заседании диссертационного совета Д 002.122.01 в Институте геологии рудных месторождений,

петрографии, минералогии и геохимии РАН Адрес: 119017 Москва, Старомонетный пер., 35

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИГЕМ РАН

Автореферат разослан « -ъ- » ноября 2004 г.

Ученый секретарь диссертационного совета Д 002.122.01

Общая характеристика работы

Актуальность исследований. Реконструкция петрологических процессов и тектонических режимов формирования архейской континентальной коры является наиболее сложной и многогранной проблемой эволюции нашей планеты. Главным источником информации о ранних этапах геологической истории Земли служат гранит(гнейс)-зеленокаменные области (ГЗО), которые обладают уникальной сохранностью породных ассоциаций. Эволюция этих мегаструктур обеспечивала интенсивный рост континентальной коры в палео-1, мезо- и неоархейскую эпохи. Несмотря на длительные и интенсивные исследования, тектонические режимы формирования ГЗО остаются предметом дискуссий. По мнению одной группы исследователей, эволюция всех архейских ГЗО определялась тектоническим режимом, который сопоставляется с фанерозойской тектоникой конвергентных границ плит. Наблюдаемые вариации строения и состава этих областей связываются с аккрецией породных комплексов разных тектонических обстановок, включая нормальную океаническую кору и океанические плато, преддуговые и задуговые бассейны и островодужные постройки (Kusky, 1993; De Wit, Ashwal, 1997; de-Wit, 1998; Martin, 1999; Kusky, Polat, 1999). Вторая группа исследователей настаивает на принципиальной специфике архейских тектонических режимов и неповторимости их в более поздние эпохи, аргументируя это различиями строения, состава и структурно-метаморфической эволюции архейских ГЗО и фанерозойских складчатых поясов (Bickle et al., 1994; Hamilton, 1998; Smithies, 2000). И наконец, ряд исследователей подчеркивает различия строения и состава палео- и неоархейских ГЗО, интерпретируя это показатель разных тектонических режимов их формирования (Павловский, 1982; Гликсон, 1980, 1987; Гровс, Бэтт, 1987). Последнее фундаментальное предположение, сделанное 15-20 лет назад, не получило достойного развития, хотя специфика палео- и неоархейских ГЗО в последние годы подчеркивается рядом исследователей (de-Wit, 1998; Zegers, Keken, 2001). Таким образом, фундаментальные вопросы тектонических режимов архейского времени и их возможных изменений в течение архея до сих пор остается открытыми, и данная работа является новым вкладом в их разрешение.

Цель и задачи работы. Главная цель работы - расшифровка механизмов роста континентальной коры в архейское время. Объекты исследований - две крупные ГЗО, Среднеприднепровская (Украинский щит) и Карельская (Балтийский щит), которые располагаются в разных частях гигантского Восточно-Европейского кратона (ВЕК). Расшифровка тектонических режимов формирования этих ГЗО и их возрастных и тектонических соотношений в общей структуре Восточно-Европейского кратона требует решения в данной работе четырех крупных задач:

(1) Реконструкция возрастной последовательности, петрогенезиса и тектонических режимов образования магматических породных ассоциаций Среднеприднепровской ГЗО;

1 принято 4-х членное деление архея (Gradstein et al., 2004): неоархе i 2-8"3-2

мрдлет, палеоархей - 3.2-3.6 млрд. лет, эоархей ->3.6 млрд. лет. БИБЛ ИОТБКА

(2) Реконструкция возрастной последовательности, петрогенезиса и тектонических режимов образования магматических породных ассоциаций Карельской ГЗО;

(3) Оценка пространственно-тектонических соотношений Среднеприднепровской и Карельской ГЗО в общей структуре ВЕК;

(4) Сравнительный анализ эволюции магматизма Среднеприднепровской и Карельской ГЗО и выявление специфики тектонических режимов и глубинных геодинамических факторов, определявших различия этих мегаструктур.

Фактический материал и методы исследований. Работа выполнена в Институте Геологии Рудных Месторождений, Петрографии, Минералогии и Геохимии АН СССР (г. Москва) в рамках темы лаборатории Петрографии "Магматизм и геодинамика - главные факторы эволюции Земли". С 1993 по 2004 годы исследования были поддержаны проектами Российского фонда фундаментальных исследований (РФФИ), Отделения наук о Земле РАН и Министерства природных ресурсов России. Решение поставленных в настоящей работе задач проводились с привлечением комплекса различных методов. В основу диссертации легли материалы полевых работ 1984-2003 г.г., в ходе которых было проведено геолого-структурное изучение и опробование архейских породных комплексов Среднего Приднепровья и Карелии по естественным обнажениям, карьерам и керну буровых скважин. Для всего объема собранного каменного материала были проведены (1) пегрографическое изучение пород (около 2000 шлифов); (2) петрохимические исследования валовых проб (около 1000 образцов); (3) геохимическое изучение валовых проб с привлечением метода индукционно-связанной плазмы с масс-спектрометрическим окончанием на 45 элементов (около 300 образцов) и методом изотопного разбавления для определения концентраций редкоземельных элементов (100 образцов); (4) Rb-Sr и Sm-Nd изотопные исследования по валовым пробам и породообразующим минералам (около 200 образцов); (5) минералогические, геохимические и изотопно-геохронологические исследования цирконов с привлечением классического U-РЬ изотопного метода по микронавескам (около 40 проб) и методов локального изотопного анализа на масс-спектрометрах вторичных ионов в Австралийском Национальном Университете, Канберра (SHRIMP) и Шведском музее естественной истории, Стокгольм, (NORDSIM). Математическая обработка петрогеохимических и изотопно-геохронологических данных и моделирование петрологических процессов проводилось на ПЭВМ с использованием пакетов программ для операционной системы WIND0WS-2000 и прикладных геохронологических и петрологических программ.

ГЗО на основании новых данных реконструированы тектонические режимы формирования разновозрастных ТТГ-зеленокаменных поясов и магматических комплексов пост-зеленокаменного этапа, получены доказательства в пользу формирования этой ГЗО в обстановке конвергентных границ плит. Часть представленных в работе подходов и методов решения проблемы тектоники зеленокаменных поясов является оригинальными и принципиально новыми не только для изученных регионов, но и для архейских ГЗО в целом. Проведенная работа имеет значение и для решения вопросов тектонического районирования и расшифровки геологической эволюции фундамента всей ВосточноЕвропейской платформы. Полученные данные о различиях времени, петрологических процессов и тектонических режимов эволюции Среднеприднепровской и Карельской ГЗО являются независимым и дополнительным свидетельством в пользу автономного формирования этих сегментов континентальной коры, собранный в единую структуры - фундамент Восточно-Европейской платформы - в палеопротерозойское время. Новизна исследований в разработке общей концепции эволюции архейских ГЗО определяется тем, что до настоящего времени надежная информация о петрологических характеристиках и возрастных соотношениях пород гнейсовых и зеленокаменных комплексов была получена для палеоархейских (Каапвальский кратон, Ю.Африка, блок Пилбара, З.Австралия) и неоархейских (блок Ийлгарн, З.Австралия, Канадский кратон) областей. Мезоархейские ГЗО известны на территории Евроазиатского континента. К их числу относятся Среднеприднепровская и Карельская области. До настоящего времени эти регионы недостаточно изучены, и предлагаемая работа является первым комплексным исследованием ГЗО этой возрастной группы.

Защищаемые положения

1. Установлено, что в составе Восточно-Европейского кратона присутствуют принципиально различные типы архейских гранит-зеленокаменных областей с разной эволюцией магматизма и разными тектоническими механизмами формирования.

2. К одному типу относится Среднеприднепровская область (Украинский щит), эволюция которой 3.2-3.0 млрд. лет назад определялась длительным (200 млн. лет) синхронным формированием гранито-гнейсового и тоналит-зеленокаменного породных комплексов при поступлении расплавов из декретированных мантийных и базитовых коровых источников. Эти особенности объясняются в рамках модели крупного мантийного плюма, вызывающего плавление мощной (40-60 км) мафической коры.

3. К другому типу относится Карельская область (Балтийский щит), эволюция которой в интервале времени 2.9-2.7 млрд. лет назад была связана с несколькими кратковременными (40-50 млн. лет) эпизодами формирования тоналит-зеленокаменных поясов и гранитоидных батолитов с образованием расплавов за счет деплетированных и обогащенных мантийных источников и более ранней кислой коры. Тектонические режимы роста континентальной коры Карельской области отвечали обстановкам конвергентных границ плит.

4. Специфика обстановок конвергентных границ плит в неоархейское время, выраженная в особенностях строения и состава тоналит-зеленокаменных

комплексов Карельской ГЗО, связана с пологой субдукцией более мощной и горячей, по сравнению с фанерозойской, океанической коры. 5. Среднеприднепровская и Карельская гранит-зеленокаменные области, расположенные в южной и северной частях Восточно-Европейского кратона, в архейское время формировались независимо друг от друга и были включены в состав единого раннедокембрийского континента в конце палеопротерозоя.

Практическая значимость работы связана с тремя моментами. Во-первых, полученные новые результаты по петрологии и геохронологии гнейсового и зеленокаменного комплексов накладывают серьезные ограничения на применимость структурно-метаморфических методов при решении вопросов возрастных и генетических соотношений слагающих эти комплексы пород, которые в настоящее время все еще широко используются в практике научных и геолого--съемочных работ в Среднеприднепровской и Карельской ГЗО. Во-вторых, расшифровка тектонических режимов отдельных этапов эволюции гнейс-зеленокаменных областей является важной основой для прогноза и поисков рудных полезных ископаемых, в частности золота (Groves et al., 2003), и уже в настоящее время результаты плитотектонических реконструкций привлекаются для прогнозных оценок золотоносности территории Карельской ГЗО (Кожевников и др., 1998, 2003). Третьим важным результатом исследований является обоснование автономности и разного тектонического режима формирования архейских блоков Балтийского и Украинского щитов, что, соответственно, предполагает их вероятные различия и по характеру формирования, и типам месторождений полезных ископаемых, накладывая ограничения на использование прямых аналогий при прогнозе и поисках в пределах этих двух мегаблоков.

Личный вклад автора. Приводимые в работе геологические и структурные наблюдения, исходный материал для петрогеохимических и изотопных исследований, а также результаты петрографических исследований пород и минералогического изучения цирконов почти полностью являются авторскими. При проведении аналитических исследований автор лично проводил измерения концентраций РЗЭ методом изотопного разбавления (все анализы) и участвовал в проведении Sm-Nd изотопных измерений. Все петрологические расчеты являются авторскими. Тектонические реконструкции во многом наследуют разработанные модели и механизмы, но отличаются включением в них всего комплекса новых фактических данных автора.

Апробация результатов. Основные положения диссертационной работы докладывались и обсуждались на 14 научных всероссийских и международных конференциях за период 1987 - 2003 и на 6 рабочих совещаниях международного проекта Europrobe, в работе которого автор работы принимал участие в 1996 - 2002 гг.

Публикации. По теме диссертации опубликовано 72 печатные работы, включая 5 коллективных монографий и 30 статей в рецензируемых российских и зарубежных журналах; 3 статьи сданы в печать. Результаты исследований вошли в тематические отчеты Лаборатории Петрографии ИГЕМ РАН, ежегодные и итоговые отчеты РФФИ с 1993 но 2003 гг., в производственные отчеты ПГО ЮжУкрГеология, ПГО КарелГеология и ФГУ Спецгеофизика.

Структура и объем работы. Диссертация состоит из 2-х томов. Основной первый том объемом 218 страниц состоит из введения, пяти глав, заключения и списка литературы из 278 наименований и включает 80 рисунков. В главе 1 приведены данные о методах исследований, которые были использованы в работе. В главах 2 и 3 приводятся результаты исследований, петрологические, возрастные и тектонические реконструкции для, соответственно, Среднеприднепровской и Карельской ГЗО. В главе 4 на основании литературных данных обсуждаются вопросы тектонической позиции Среднеприднепровской и Карельской ГЗО в строении кристаллического фундамента Восточно-Европейской платформы. Глава 5 посвящена сравнительному анализу эволюции и тектонических режимов формирования Карельской и Среднеприднепровской ГЗО и обсуждению возможной эволюции тектонических режимов в архейское время. Второй том диссертации (приложения) объемом 147 страниц включает 42 таблицы фактических аналитических данных и петрологических расчетов.

Благодарности. В разные годы исследования проводились в тесном и плодотворном сотрудничестве с И.С. Пухтелем, Д.З. Журавлевым, М.М.Богиной, И.С. Красивской, Ю.О. Ларионовой, С.Е. Борисовским, И.В. Чернышевым, К.Н. Шатагиным, (ИГЕМ РАН), А.А. Щипанским, И.И. Бабариной и А.И. Кониловым (ГИН РАН), Е.В. Бибиковой, Т.И. Кирнозовой и А.Ю. Петровой (ГЕОХИ РАН), без научной и человеческой поддержки которых выполнение данной работы было бы невозможным. Работы в Карелии проводились совместно с сотрудниками Карельского филиала РАН В.В. Куликовой, B.C. Куликовым, А.И. Слабуновым, В.Н. Кожевниковым и Л.Н. Кулешевич, которым автор крайне признателен за помощь, поддержку и дискуссии. Аналитические исследования различными методами, которые составляют значительную и очень важную часть данной работы, были бы невозможны без помощи сотрудников многих лабораторий, которым автор очень признателен. Особую благодарность хочется выразить Д.З.Журавлеву, благодаря терпению и преподавательскому таланту которого автор освоил методики изотопного анализа, и Е.В. Бибиковой за посвящение в скрытые возможности циркона. Работа проводилась при поддержке и плодотворном обсуждении результатов с руководителем тематических исследований О.А. Богатиковым. Большую пользу для настоящей работы оказало обсуждение результатов с учеными, занимающимися близкими проблемами в рассматриваемом регионе и других аналогичных регионах бывшего СССР и зарубежных стран - СВ. Богдановой, АА.Сивороновым, А.М.Лысаком, СБ.Лобач-Жученко, В.П. Чекулаевым, О.М.Розеном, А.Кренером, А. Натманом, Н. Арндтом, Дж. Бартоном, X. Мартеном, М. Маркером, П. Иленом и многими-многими другими.

Эволюция магматизма и тектонические режимы формирования Среднеприднепровской ГЗО

Среднеприднепровская ГЗО расположена в юго-восточной части Украинского щита. С запада и востока по системе региональных разломов она сочленяется с Кировоградским и Приазовским гранулито-шейсовыми блоками, а на севере и на юге перекрыта мощным чехлом фанерозойских и кайнозойских отложений. В геологическом строении Среднеприднепровской ГЗО выделяются зеленокаменный и гнейсовый комплексы (рис. 1), различающиеся по вещественному составу и характеру структурно-метаморфической переработки.

Петрология и геохронология гнейсового комплекса

Гранито-гнейсовый комплекс объединяет метаморфические породы, мигматиты и гранитоиды, которые занимают преобладающую часть региона и слагают крупные купольные поднятия между отдельными вулканогенно-осадочными зеленокаменными структурами. Основной объем гранито-гнейсового комплекса слагают разнообразные по составу гнейсовидно-полосчатые плагио- и плагио-микроклиновые мигматиты, а также автохтонные до-, син- и постмигматитовые гнейсовидные гранитоиды тоналит-трондьемитового состава. Среди мигматитов и гранитоидов встречаются многочисленные останцы амфиболитов и мелкозернистых плагиогнейсов, которые в наиболее крупных останцах образуют сложнопостроенные псевдослоистые толщи. Метаморфизм амфиболитовой фации и мигматизация этих пород происходили 2.94-3.00 млн. лет назад (Ц-РЬ метод по цирконам, Бибикова и др., 1983, Щербак и др., 1989). На основании региональных исследований с детализацией опорных участков (1-2 на рис. 1) проведено изучение трех самых ранних групп гнейсового комплекса.

Группа 1.

Породы этой группы, наиболее древние, сохраняются в виде разных по размерам останцов среди полей мигматитов (рис. 1). Преобладающими типами пород являются мелкозернистые плагиогнейсы и амфиболиты, которые слагают чередующиеся согласные пластовые тела мощностью от десятков сантиметров до сотен метров с прослеженной протяженностью по простиранию в сотни метров. Они образовались, вероятно, при метаморфизме вулканогенной толщи бимодального состава.

Амфиболиты по составам отвечают магнезиальным и железистым толеитовым базальтам. С ростом железистости происходит снижение содержаний А1, Сг, М и увеличение содержаний "П, Бе, V, У и РЗЭ при узких вариациях спектров легких (Се/8т)м=0.71-0.89 и тяжелых (Сс1/УЬ)\г=1.0-1.1 лантаноидов и небольших отрицательных Ей аномалий (Еи/Еи*=0.80-0.95). По результатам моделирования вариации составов базальтов могут быть обусловлены 30%-ой дифференциацией с удалением 01(30%)+Р1(56%)+ Срх(14%). Возраст протолитов амфиболитов определен Ц-РЬ изотопным методом по цирконам магматической генерации из метагаббро и составляет 3181+5 млн. лет. Время метаморфизма по метаморфической генерации циркона - 3078+17 млн. лет. В изохронных координатах все амфиболиты

аппроксимируются линией, отвечающей возрасту 3334+144 млн.лет, что в

пределах ошибки перекрывается с возрастом по магматическим цирконам. Обедненный радиогенным изотопом первичный изотопный состав неодима амфиболитов (еШ от +0.42 до +1.5) предполагает формирование их исходных расплавов из дебетированного мантийного источника.

Рис. 1. Схематическая геологическая карта гнейс-зеленокаменной области

Среднего Приднепровья

1 - гранитные плутоны,

2,3 - зеленокаменный комплекс:

2- обрамляющие тоналит-трондьемитовые плутоны,

3 - осадочно-вулканогенные толщи зеленокаменных структур 4,5 - гнейсовый комплекс:

4 - нерасчленные гранитоиды и мигматиты

5 - крупные останцы домигматитовых пород

6 - отдельные зеленокаменные структуры: I - Верховцевская, II - Сурская, III - Конкская, IV - Белозерская, V - Чертомлыкская, VI - Софиевская,

VII - Криворожская

Мелкозернистые плагиогнейсы по составу отвечают натровым дацитам с вариациями содержаний SiO2 62-68 вес.%. По спектрам РЗЭ породы с близкими петрохимическими характеристиками распадаются на две контрастные группы. Преобладают гнейсы со слабо фракционированными спектрами РЗЭ ((Ce/Sm)N=l.7-2.8, Gd/Yb).v=1.3-1.6) и небольшими отрицательными аномалиями Eu (Eu/Eu*=0.74-0.95). Плагиогнейсы с более фракционированными спектрами без

аномалий Eu (Eu/Eu*=0.93-l.l) составляют <20% гнейсов. По результатам U-Pb датирования цирконов, возраста магматических протолитов этих двух геохимических типов гнейсов неразличимо, близки и составляют 3196+13 млн. лет; возраст метаморфической переработки и мигматизации - 3079+2 млн. лет. Заметные вариации eNd от +0.45 до +4.3, возможно, связаны с добавкой в них при мигматизации разного количества Nd, обогащенного радиогенным изотопом. Тем не менее, положительные величины eNd для всех образцов указывают на деплетированный, вероятно, метабазитовый источник их материнских расплавов. Исходные расплавы дацитов со слабо фракционированными спектрами РЗЭ могли образоваться в равновесии с пироксен-амфибол-плагиоклазовым реститом, что предполагает умеренные глубины (до 30км) зарождения расплавов и невысокие содержания в них воды (~2 мас.%). Дациты с сильно фракционированными спектрами РЗЭ, вероятно, являются продуктом кристаллизации расплава, равновесного с гранат- и плагиоклаз- содержащим реститом, т.е. в интервале глубин 40-60 км (Rapp et al., 1991; Rapp, Watson, 1995).

Группа 2.

Вторая возрастная группа породм - крупнозернистые плагиогнейсы. Они пластообразные тела которых содержат деформированные ксенолиты пород первой группы. По составу плагиогнейсы отвечают высокоглиноземистым трондьемитам (БЮг 70-75 мас.%, АЬОз 14.6-16.1 мас.%). Концентрации и распределение РЗЭ широко варьируют: (Ce/Sm)n=3.4-5.8, (Gd/Yb)M=l.9-2.2, Возможно, что составы этих пород сильно преобразованы при их мигматизации, о чем свидетельствует геохимическое сходство этих плагиогнейсов и поздних плагиомигматитов. Цирконы магматической генерации из крупнозернистого плагиогнейса дают возраст 3122+2 млн. лет, время метаморфизма и мигматизации - 3081+6 млн.лет. В Sm-Nd изохронных координатах плагиогнейсы аппроксимируются линией, отвечающей возрасту 3100+104 млн.лет. Учитывая сильную мигматизацию гнейсов, это свидетельствует о том, что и их протолиты, и лейкоплагиограниты более поздних мигматитовых жилок образовались из близкого по изотопному составу Nd источника(ов). Положительная величина предполагает,

что этот источник имел короткую (<100 млн. лет) коровую предысторию после отделения от деплетированного мантийного субстрата.

Группа 3.

Породы третьей возрастной группы, преобладают по объему в составе гнейсового комплекса и представлены мигматитами и автохтонными жильными транитоидами. Образование этих пород происходило синхронно со структурно-

метаморфической переработкой гнейсового комплекса в условиях амфиболитовой фации.

Лейкосома плагиоклазовых и плагиоклаз-микроклиновых мигматитов из двух разных районов контрастно различается по петрогеохимическим характеристикам. Плагиомигматиты по составу отвечают высокоглиноземистым трондьемитам (БЮг 71-76 мас.%, А^Оз >14.5 мас.%.) с большими вариациями содержаний и спектров РЗЭ ((Се/8т)м=2.4-10, (ОсЗ/УЬЭ^О.бО-О^) и резкими положительными аномалиями Ей (Еи/Еи*=6.1-17). Плагиоклаз-микроклиновые мигматиты отвечают низкоглиноземистым лейкогранитам (8Ю2 76-80 мас.%, АЬ03 10-13 мас.%) с высокими содержаниями и умеренно фракционированными спектрами 2.1, (всЗ/УЪ^ 1.8-1.9 и отрицательными аномалиями Ей (Еи/Еи*=0.50-0.60). На Ю)-8г изохронной диаграмме все мигматиты аппроксимируются одной линией, наклон которой отвечает возрасту 3040+80 млн лет, 8го=0.7007±7). Линейное расположение в ЯЬ-Бг изохронных координатах фигуративных точек различных типов кислых пород свидетельствует о близких ЯЬ-Бг изотопно-геохимических характеристиках их источников, а низкое значение величины Бго предполагает, что этот источник имел Шэ/Зг отношение, отвечающие базитовому субстрату. По результатам моделирования мигматиты трондьемитового состава с необычно низкими уровнями содержаний РЗЭ и большими положительными аномалиями Ей могут представлять кварц-плагиоклазовый кумулат, образовавшийся при кристаллизации исходного трондьемитового расплава. Комплементарная этому кумулату остаточная лейкогранитная жидкость могла формировать мигматиты гранитного состава, которые являются более кислыми, высококалиевыми и имеют зеркально обратный плагиомигматитам спектр РЗЭ, характерный для коровых гранитов.

Жильные гранитоиды отвечают глиноземистым тоналитам и трондьемитам и отличаются от близких по составу более ранних пород спектрами РЗЭ. Тоналиты имеют умеренно фракционированные спектры РЗЭ

и положительные аномалии 1.2). Для трондьемитов характерны сильно фракционированные спектры РЗЭ

и положительные аномалии 1.2). Время внедрения гранитоидов по результатам И-РЬ датирования цирконов составляет: тоналит - 3085+17 млн. лет, трондьемит - 3065±15 млн.лет. Первичный изотопный состав № в автохтонных гранитоидах сильно различается, вероятно, за счет разных изотопно-геохимических характеристик источников их материнских расплавов. Высокие положительные величины еЫс!=+1.6/+2.8 в тоналитах свидетельствуют об образовании их материнских расплавов за счет обогащенного 143Нс1 изотопом, вероятно, метабазитового источника. Отрицательная величина вШ=-0.40 в трондьемите предполагает образование его исходного расплава за счет незначительно обедненного ЮШ источника, которым, ко времени выплавления трондьемитов (3.07 млрд. лет) могли Служить более ранние мелкозернистые плагиогнейсы. Это подтверждается результатами геохимического моделирования: тоналиты могут представлять продукт частичного плавления метабазальтового субстрата в равновесии с амфибол-плагиоклазовым реститом, а трондьемиты - при

плавлении субстрата мелкозернистых плагиогнейсов в равновесии с плагиоклаз + амфибол + биотит ± гранат реститом.

История формирования гнейсового комплекса.

На основании полученных данных можно предполагать следующую историю формирования гнейсового комплекса. На начальном этапе 3.18-3.20 млрд.лет назад формировалась вулканогенная толща, в составе которой преобладали толеитовые базальты и дациты. Основной объем дацитовых магм генерировался при частичном плавлении базитового источника в равновесии с амфиболитовым реститом на глубинах менее 30 км, расплавы, образовавшиеся в равновесии с гранулитовым реститом на глубинах 40-60 км, более редки. После этого вулканиты претерпели деформацию и около 3.12 млрд.лет назад были интрудированы пластовыми телами трондьемитов, исходные расплавы которых также генерировались за счет базитового источника. Следующий этап в истории геологического развития гнейсового комплекса начался около 3.07 млрд. лет назад и отвечал мощной структурно-метаморфической переработке, в ходе которой предшествующие породы были мигматизированы, интрудированы жильными гранитоидами, претерпели метаморфизм амфиболитовой фации, рассланцевание и складчатые деформации. Основной объем гранитоидных расплавов генерировался при частичном плавлении базитового источника в равновесии с амфибол-плагиоклазовым реститом на глубинах до 30 км. Подъем этих "мокрых" расплавов сопровождался их дегазацией, увеличением температуры ликвидуса, кристаллизацией ликвидусных фаз (плагиоклаз+кварц+др.) и образованием кумулятивных плагиомигматитов. Остаточные лейкогранитные расплавы формировали мигматиты гранитного состава. Резко подчиненное количество трондьемитовых расплавов формировалось при частичном плавлении обогащенного легкими РЗЭ кислого источника, возможно, более ранних плагиогнейсов.

Петрология и геохронология кислых вулканических и плутонических пород зеленокаменного комплекса.

Зеленокаменный комплекс объединяет вулканогенно-осадочные толщи зеленокаменных структур, которые в плане имеют амебообразные, изометричные и субмеридионально вытянутые формы и характеризуются в целом синклинорным строением, которое осложнено структурами более высоких порядков. Степень метаморфизма вулканогенно-осадочных толщ варьирует от амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой в бортовых частях структур до зеленосланцевой в их центральных частях. Супракрустальные толщи в разных зеленокаменных структурах Среднего Приднепровья имеют близкий состав и последовательность разрезов и, согласно региональной стратиграфической схеме (Щербак и др., 1985), объединяются в конкско-верховцевскую серию с подразделением на конкскую, солсновскую и белозерскую свиты. Конкская свита формировалась 3150-3200млрд. лет назад (Щербак и др., 1989) и сложена преимущественно метавулканитами основного и ультраосновного состава с редкими горизонтами кислых вулканитов и туффитов. Соленовская свита включает кислые метавулканиты, экструзивные и субвулканические тела дацит-риолитового состава, отделенные этапом

структурно-тектонической переработки от подстилающих вулканитов конкской свиты. Время кислого вулканизма - 3100 - 3135 млн.лет (Щербак и др., 1993; Артеменко, 1998). Белозерская свита сложена преимущественно осадочными породами, которые со стратиграфическим несогласием перекрывают метавулканиты конкской и соленовской свит и накапливались в интервале времени от 3070 до 2965 млн. лет назад (Щербак и др., 1989, 1993; Артеменко, 1998). В обрамлении всех зеленокаменных структур представлены тоналит-трондьемитовые плутоны, которые по составу, структурно-тектонической позиции и возрасту близки к кислым вулканитам соленовской свиты (Бобров, Сиворонов, 1985). В рамках поставленной задачи были изучены вулканические породы2, завершающие вулканогенный разрез Сурской и Верховцевской зеленокаменных структур (уровень соленовской свиты) и обрамляющие эти структуры тоналит-трондьемитовые плутоны (участки 3 и 4 на рис. 1).

Верховцевская структура

Кислые вулканические породы образуют протяженную узкую полосу в западной части Верховцевской структуры, перекрывая со структурным несогласием основные метавулканиты конкской свиты и перекрываясь метаосадками белозерской свиты, все кислые вулканиты имеют порфировые структуры и представлены существенно плагиоклазовыми (±кварц) и кварцевыми (±плагиоклаз) порфирами субвулканической, лавовой и туфовой фаций. Тоналит-трондьемитовые массивы в обрамлении структуры имеют полифазный состав и гомодромную последовательность внедрения от ранних тоналитов к поздним гранодиоритам и трондьемитам и содержат ксенолиты деформированных метабазитов.

По химическому составу вулканические и плутонические породы близки и отвечают, соответственно, натровым дацитам-риолитам и тоналитам-трондьемитам известково-щелочной серии. С ростом БЮг от 60 до 80 мас.% во всех фациальных типах пород наблюдается закономерное снижение содержаний ТЮг, А^Оз, БеО*, М£0, СаО и Бг и увеличение содержаний У. По уровням содержаний и спектрам РЗЭ фациальные типы кислых магматитов также близки. Дациты и тоналиты имеют фракционированные спектры РЗЭ (Се/8т)м=2.7-3.3, (С<1/УЬ)]ч=1.5-1.8 и небольшие отрицательные аномалии Ей (Еи/Еи*=0.89-0.90). Риолиты и трондьемиты при сходных спектрах РЗЭ

имеют более высокие уровни содержаний и легких, и тяжелых лантаноидов и более значимые отрицательные аномалии Ей датирование цирконов из дацита, риолита, тоналита и трондьемита фиксирует неразличимо близкие возраста вулканитов (3103+20 млн.лет) и гранитоидов (3101+29 млн.лет). На изохронной диаграмме

все фациальные типы кислых пород аппроксимируются линией с возрастом

также подчеркивая их близкое время и единство источника зарождения расплавов. Положительная величина свидетельствует об образовании материнских для кислых пород расплавов

2 объединены порфировидные (вкрапленники+основная масса) кислые вулканиты эффузивной, экструзивной и субвулканической фаций. Хотя все породы мстаморфизованы в условиях зеленосланцсвой фации, далее в тексте приставка "мета-" опущена, поскольку хорошая сохранность текстурно-структурных и в ряде случаев вещественных характеристик этих пород позволяет уверенно говорить о первичной природе и фациальной принадлежности их дометаморфических протолитов.

за счет обогащенного радиогенным изотопом № источника, вероятно, базальтового состава.

Сурская структура

В Сурской структуре кварцевые и кварц-плагиоклазовые порфиры эффузивной и экструзивной фаций образуют несколько изолированных полей, представляющих, вероятно, самостоятельные вулканические постройки. Гранитоиды представлены небольшими трондьемитовыми массивами внутри структуры в ассоциации с кислыми вулканитами, и крупными полифазными тоналит-трондьемитовыми плутонами в ее обрамлении. По химическому составу кислые вулканические и плутонические породы относятся к известково-щелочной серии, обладают натровой спецификой и на всех вариационных диаграммах образуют единые облака-тренды. С ростом концентраций БЮг от 64 до 78 мас.% наблюдается снижение содержаний ТЮг, АЬОз, М^О, БеО*, СаО, 8г, 7х и У. РЗЭ в риолите и трондьемите имеют близкие уровни и фракционированные спектры (Се/Бт)и= 4.2-4.3, с небольшими аномалиями По

сравнению с породами Верховцевской структуры, кислые вулканиты и плутонигы Сурской структуры имеют более узкие вариации составов и, при близкой кремнекислотности, обогащены и

тяжелыми изотопных координатах кислые вулканические и

плутонические породы определяют изохрону с возрастом 3096+62 млн.лет и низким 8го=0.70087±13. Хорошая линейность изохроны (СКВО=3) означает, что зеленосланцевый метаморфизм пород был близок во времени формированию их магматических протолитов. На 8ш-Ш изохронной диаграмме риолит эффузивной фации, тоналит и трондьемит располагаются практически в одной точке, а вместе с образцами метабазальтов и метаперидотита аппроксимируются одной линией регрессии, отвечающей возрасту Первичные изотопные

отношения № и 8г указывают на образование кислых расплавов из базальтового источника.

Петрогенезис кислых пород зеленокаменного комплекса.

Полученные данные убедительно свидетельствуют в пользу комагматичности кислых вулканитов и гранитоидов обрамляющих плутонов как в Верховцевской, так и в Сурской структурах и позволяют объединить эти разнофациальные типы кислых пород в вулкано-плутоническую ассоциацию. По изотопно-геохимическим характеристикам источники расплавов кислых вулканических и плутонических пород Верховцевской и Сурской структур имели базальтовый состав. Механизмом образования тоналиговых/дацитовых магм Верховцевской и Сурской структур являлось, вероятно, частичное плавление, поскольку комагматичные им породы основного и среднего состава не обнаружены. В образовании всего спектра составов кислых пород ведущую роль, по-видимому, играли процессы кристаллизационной дифференциации, на что указывают гомодромная последовательность кислого магматизма и единые тренды изменения составов пород с ростом содержаний от дацит-

тоналитовых до кислых разностей. Условия генерации кислых расплавов

изученных зеленокаменных структур были различны, что и обеспечило различия петрогеохимических характеристик слагающих их кислых пород. Тоналиты и дациты Верховцевской структуры могли образоваться при частичном плавлении базитового источника в равновесии с НЫ-Срх-Р1 реститом, что предполагает зарождение расплавов при невысоких давлениях (около 8 кб - глубина 30 км) при умеренных содержаниях воды (~2 вес.%). Более кислые породы этой структуры являются типичными продуктами малоглубинной (<30 км) дифференциации тоналит-дацитовых расплавов с плагиоклаз-пироксеновой (+/-рудная фаза) кумулусной ассоциацией. Кислые магматиты Сурской структуры с высокими содержаниями и

обедненными спектрами тяжелых РЗЭ могли формироваться в равновесии с реститом, содержащим гранат и роговую обманку, т.е. на глубинах в интервале 40-60 км при умеренных содержаниях воды.

Последовательность и тектонические условия формирования континентальной коры Среднеприднепровской ГЗО.

Возрастные соотношения пород гнейсового и зеленокаменного комплексов

Сопоставление полученных нами и опубликованных ранее (Щербак и др., 1985, 1989; Артеменко, 1998) геолого-структурных и изотопно-геохронологических данных свидетельствует о тесной временной сопряженности ранних этапов геологического развития гнейсового и зеленокаменного комплексов (табл. 1). Наиболее ранний этап отвечал формированию базальт-дацитовой толщи гнейсового комплекса (3.18-3.20 млрд. лет) и базальт-коматиитовых толщ зеленокаменных структур (3.16-3.20 млрд.лет). После эпизода деформации и, возможно, метаморфизма, в гнейсовом комплексе происходило внедрение трондьемитовых интрузий (3.12 млрд.лет), а в зеленокаменном - формирование кислых вулканитов и обрамляющих плутонов (3.10-3.12 млрд.лет). Следующий этап эволюции гнейсового комплекса (2.95-3.07 млрд. лет назад) - деформация, метаморфизм амфиболитовой фации и мигматизация более древних вулканогенных и интрузивных пород. Одновременно с этим (2.97-3.07 млрд. лет назад) в зеленокаменных поясах происходило накоплением терригенно-осадочных толщ.

Состав фундамента Среднеприднепровской ГЗО

Одни исследователи рассматривают гнейсовый комплекс как переработанный кислый фундамент зеленокаменных структур (Доброхотов и др., 1981; Сиворонов и др., 1984; Орса, 1984; Щербак и др., 1985). Другие коррелируют останцы основных пород гнейсового комплекса с нижними базит-ультрабазитовыми частями разрезов зеленокаменных структур, рассматривая их как фрагменты самой ранней ассоциации пород (коры океанического типа) Среднеприднепровской ГЗО (Усенко, 1948, 1953; Каляев, 1965; Семененко и др., 1967; Каляев и др., 1984).

Таблица 1. Сравнение истории формирования гнейсового и зеленокаменного комплексов Среднеприднепровской ГЗО.

Гнейсовый комплекс

Шкала времени (млдр.лет) Зеленокаменный комплекс

_2.9 ___

формирование мигматитов и кильшх гранитоидов

накопление верхних терригенно-3.0 осадочных частей разрезов зеленокаменных структур.

метаморфизм, деформация-

внедрение интрузий трондьемитов-

-метаморфизм, деформация

з I

деформация, Тметаиорфвзн-

накопление существенно вулканогенных толщ базальт-дацитового состава

накопление кислых вулканитов, внедрение обрамляющих тоналит-трондьмитовых плутонов

-дефориация, Тмвтаморфизм

накопление существенно вулка-3.2 ногенных толщ основного-ультраосновного состава

.1.

Полученные нами данные не дают оснований предполагать заложение гнейсового и зеленокаменного комплексов Среднеприднепровской ГЗО на древней кислой коре. Во-первых, среди ранних магматических ассоциаций отсутствуют граниты - продукты плавления кислого субстрата. Во-вторых, это никак не подтверждается изотопно-геохимическими данными.

Более вероятно, что заложение гнейсового и зеленокаменного комплексов происходило на коре основного состава. Как обсуждалось выше, кислые расплавы на ранних стадиях развития Среднеприднепровской ГЗО генерировались при частичном плавлении метабазитового источника(ов). Хотя по изотопно-геохимическим данным таким источником могли служить основные породы гнейсового комплекса и конкской свиты, более вероятно образование этих кислых расплавов за счет метабазальтов, служивших фундаментом этих супракрустальных толщ. Наиболее очевидно это для гнейсового комплекса, где ко времени накопления бимодальной вулканогенной толщи должен был сформироваться и погрузиться на глубины 30-60 км

базитовый субстрат, служивший источником кислых вулканитов. Вовлечение в процессы плавления ранних основных и кислых пород гнейсового комплекса фиксируется лишь на постмигматитовом этапе при образовании маломощных тел жильных гранитоидов. В зеленокаменном комплексе привлечение основных пород конкской свиты в качестве источника кислых расплавов также маловероятно, учитывая глубины генерации кислых расплавов (до 30 км для Верховцевской и 40-60 км для Сурской структур).

Модель тектонической эволюции Среднеприднепровской ГЗО

Результаты исследований дают несколько граничных условий на тектонические обстановки формирования Среднеприднепровской ГЗО: 1. Фундаментом этой области служила мощная мафическая кора. 2. Формирование разных по составу породных ассоциаций зеленокаменного и гнейсового комплексов происходило одновременно. 3. Образование кислых расплавов на ранних стадиях эволюции Среднеприднепровской ГЗО происходило при частичном плавлении близкого по составу метабазитового источника(ов), но на различных глубинах. На самой ранней стадии 3.20 млрд. лет назад разноглубинные (до 30 км и в интервале 40-60 км) очаги зарождения кислых расплавов были латерально совмещены. ЗЛО млрд. лет назад разноглубинные источники кислых расплавов были латерально разобщены: для зеленокаменной структуры осевой части Среднеприднепровской ГЗО кислые расплавы генерировались на большей глубине (40-60 км), чем для структур, расположенных в краевых частях области (менее 30 км).

Этим граничным условиям полностью не удовлетворяет ни одна из предложенных к настоящему времени тектонических моделей формирования ГЗО. Очевидно, что для Среднеприднепровской ГЗО неприменимы модели заложения зеленокаменных поясов на сиалическом основании, включая модели плотностной инверсии и внутриконтинентального рифтогенеза, сторонниками которых являются ряд исследователей этого региона (Сиворонов и др., 1983; Орса, 1984; Лазько и др., 1990). Сложно увязать имеющиеся данные в рамках плитотектонических моделей (Глевасский, Каляев, 2000), учитывая нелинейный структурный план Среднеприднепровской ГЗО, одновозрастность разных зеленокаменных структур, а также разноглубинную генерацию кислых расплавов в однотипных структурах. Последнее, если рассматривать Сурскую и Верховцевскую зеленокаменные структуры с их гранито-гнейсовым обрамлением как индивидуальные палеоостроводужные постройки, предполагает, что эти синхронно формировавшиеся островные дуги различались по тепловым режимам и/или углам погружения субдукцированных плит, что маловероятно. Наименее противоречащие геолого-структурным и изотопно-геохимическим данным модели формирования ГЗО на мафической коре океанического типа, останцы которой представлены низами разрезов зеленокаменных структур (Гликсон, 1980; Каляев и др., 1984), не согласуются с данными о синхронности накопления разных по составу вулканогенных толщ конкской свиты и гнейсового комплекса.

Наиболее полно полученные данные могут быть согласованы в рамках модели каскадной конвекции (Щипанский, Подладчиков, 1991) (рис. 2).

Рисунок. 2. Схема тектонической эволюции Среднеприднепровской ГЗО согласно модели каскадной конвекции (Щипанский, Подладчиков, 1991) с дополнениями. Цифры возрастов - в млрд. лет.

На начальном этапе до 3.2 млр. лет назад на территории области сформировалась мощная (более 40 км) базальтовая кора (рис. 2А). Около 3.20 млрд.лет назад происходил подъем крупного мантийного плюма, внедрение которого в вязкую литосферу привело к латеральному растеканию, что вызвало растягивающие напряжения в перекрывающей базальтовой коре (рис. 2Б). По ослабленным зонам поднимались базальт-коматиитовые расплавы, формирующие нижние части разрезов зеленокаменных поясов. Часть этих расплавов оставалась на границе мантия-кора, доращивая мощность последней. Разогрев нижних частей базальтовой коры приводил к ее частичному плавлению и генерации дацитовых расплавов, подъем которых вместе с базальтовыми расплавами обеспечивал формирование бимодальной базальт-дацитовой толщи гнейсового комплекса. Разрастание зоны плавления базитовой коры и разделение вещества на тоналит-трондьемитовые расплавы и тяжелый гранат-роговообманковый рестит на рубеже около 3.10-3.12 млрд. лет назад привело к формированию зоны гравитационной неустойчивости и системы мелкоячеистой конвекции (рис. 2В). В восходящих ветвях этой системы происходил подъем тоналит-трондьемитовых диапиров, диссипативный разогрев боковых частей которых привел к генерации обрамляющих тоналитовых плутонов и комагматичных им кислых вулканитов зеленокаменных поясов. Следующий этап эволюции Среднеприднепровской ГЗО, по-видимому, определялся различиями плотностей пород гнейсового и зеленокаменного комплексов (рис. 2Г). Всплывание гнейс-мигматитовых куполов сопровождалось их эрозией и накоплением терригенно-осадочных толщ зеленокаменных структур в смежных межкупольных впадинах. Проявление невысоких степеней частичного плавления как основных, так и кислых пород гнейсового комплекса на ранних стадиях этого этапа, вероятно, было связано со снижением давления при высоких скоростях подъема гнейсовых куполов. Близкая к рассмотренной модели, но с привлечением механизма деламинации нижних частей утолщенной (более 45 км) мафической коры, была предложена недавно для объяснения особенностей строения, состава и эволюции ГЗО Южно-Африканского и Австралийского кратонов (^ег, Кекеп, 2001).

Эволюция магматизма и тектонические режимы формирования Карельской ГЗО

Карельская ГЗО занимает Ю-В часть Балтийского щита и состоит из обширных гранито-гнейсовых ареалов и вулканогенно-осадочных толщ линейных зеленокаменных поясов (рис. 3). В геологической истории Карельской ГЗО выделяется три крупных этапа. Ранний «дозеленокаменный» этап (3.1-3.5 млрд. лет) отвечал формированию древней сиалической коры, сильно переработанные фрагменты которой выявлены в восточно-Карельской и восточно-Финской зонах. На втором «ТТГ-зеленокаменном» этапе (2.94-2.78 млрд. лет) формировались супракрустальные толщи зеленокаменных поясов и связанные с ними гранитоиды тоналит-трондьемит-гранодиоритового (ТТГ) ряда. Третий «постзеленокаменный» этап (2.74-2.69 млрд. лет) характеризуется массовым внедрением магнезиальных монцодиоритов (санукитоидов), субщелочных и щелочных гранитов и лампрофировых даек, завершающих

30' 35'

Рисунок 3. Схематическая геологическая карта Карельской гранит-зеленокаменной области (по данным Соколов, 1981 с дополнениями). 1 - блоки древней "дозеленокаменной" коры: (а) наблюдаемые и (б) предполагаемые; 2 - нерасчлененные син- и постзеленокаменные гранитоиды; 3 -беломорский комплекс гнейсов и амфиболитов; 4 - ТТГ- зеленокаменные пояса с возрастом супракрустальных толщ 2.78-2.94 млрд. лет; 5 - вулканогенно-осадочные породы с возрастом 2.73-2.74 млрд. лет; 6-7 - области распространения постзеленокаменных интрузий. 6 - сопряженных с зеленокаменными поясами, 7 - фрагменты композит-батолита; 8 -палеопротерозойские вулканогенно-осадочные комплексы;

9 - палеопротерозойские основные-ультраосновные массивы;

10 - участки, для которых проведено U-Pb (цирконы) и Sm-Nd изотопно-геохронологическое изучение архейских пород, в том числе и в ходе наших исследований (см. текст)

архейскую эволюцию Карельской ГЗО. В данной главе на основании результатов оригинальных исследований с привлечением опубликованных данных приводятся геолого-структурные, вещественные, изотопно-геохимические и геохронологические характеристики всех трех комплексов Карельской ГЗО и обсуждаются вопросы эволюции и тектонических режимов формирования этого архейского геоблока.

Петрология и геохронология пород «дозеленокаменного» комплекса

Древние «дозеленокаменные» породы выявлены на нескольких участках в составе Водлозерского блока. На одном из них (участок 2 на рис. 3) было проведено изучение геолого-структурной эволюции и петрологии трех наиболее древних групп пород, формирование магматических протолитов которых происходило 3.2-2.9 млрд. лет назад.

Группа 1.

Среди пород этой группы преобладают крупнозернистые плагиогнейсы, подчиненное распространение имеют пластовые тела мелкозернистых плагиогнейсов и единичные прослои и линзы амфиболитов. Все эти породы претерпели деформацию и сопряженную с ней мигматизацию. По составу крупнозернистые и мелкозернистые гнейсы близки и отвечают высокоглиноземистым тоналитам и трондьемитам с невысокими содержаниями ЯЬ, Ва и РЗЭ, сильно фракционированными спектрами и легких, и тяжелых лантаноидов, положительными Ей, Бг, /г и отрицательными И и № аномалиями. Возраст протолитов гнейсов по результатам И-РЬ датирования цирконов составляет 3.16-3.17 млрд. лет (Чекулаев и др., 1994, 1997). Изотопно-геохимические характеристики гнейсов указывают на

деплетированный метабазитовый источник их расплавов. Полученные данные свидетельствуют о магматической, вероятно, интрузивной природе протолитов тоналит-трондьемитовых гнейсов. Редкие включения амфиболитов среди гнейсов могут рассматриваться или как ксенолиты рамы гранитоидов, или как растащенные дайки.

Группа 2.

Эта группа представлена пироксенит-габбро-диоритовой интрузией и жилами диоритового состава. Эти породы внедрились 2976+/-3 млн. лет назад (Чекулаев и др., 1994) после деформации и мигматизации вмещающих ортогнейсов. Широкие вариации концентраций М^О (4.40-18.2 мас.%) и А^Оз (13.7-22.1 мас.%) при БЮ2 от 51.7 до 57.5 мас.% в этих породах, вероятно, отражают разную степень обогащения расплавов кумулятивными пироксеном и плагиоклазом на уровне становления интрузий. Наряду с этим снижение величин от (-0.8 / -1.1) до (-2.6 / -2.7) с ростом кремнекислотности показывает, что вариации составов были связаны также с контаминацией мантийных расплавов древним кислым субстратом. Действительно, по петрогеохимическим характеристикам, включая повышенную

кремнекислотность при высокой магнезиальности резкое

обеднение и сильно фракционированные спектры легких РЗЭ, эти породы близки к высокомагнезиальным базальтам, образовавшихся при ассимиляции коматиитами кислого субстрата.

Группа 3.

Породы группы 3 на изученной территории представлены мелкозернистыми трондьемитами и риолит-порфирами с возрастом 2.91 млрд. лет (Сергеев, 1989), жильные тела которых секут уже смятые в складки диоритовые жилы третьей возрастной группы. Петрогеохимические характеристики риолит-порфиров - высокая кремнекислотность, низкие концентрации 8г при повышенных содержаниях ЯЬ, Ва, /г и У - указывают на формирование их материнских расплавов за счет плавления кислого корового источника в равновесии с безгранатовым реститом, т.е. на глубинах менее 20 КМ^уШе, 1976).

Таким образом среди дозеленокаменных (>3.0 млрд. лет) пород Водлозерского блока преобладают тоналит-трондьемитовые ортогнейсы, материнские расплавы которых образовались при плавлении метабазитов в равновесии с гранат-содержащим реститом. Последующий магматизм в пределах Водлозерского блока 2.9-3.0 млрд. лет назад был тесно сопряжен во времени с ранними этапами вулканизма смежных зеленокаменных поясов и был связан с поступлениями расплавов из мантийного и кислого корового источников.

Петрология и геохронология кислых вулканических и плутонических пород зеленокаменного комплекса.

Метаморфизованные вулканогенно-осадочные породы Карельской ГЗО локализованы в небольших структурах, пространственно сопряженные цепочки которых объединяются в несколько линейных зеленокаменных поясов (рис. 3). Эти пояса имеют как черты сходства, так и различий строения, состава и возраста вулканогенно-осадочных толщ (Соколов, 1981, 1984). Во всех поясах присутствуют две главные ассоциации вулканогенных пород: (1) «толеитовая», включающая толеитовые базальты и высокомагнезиальные вулканиты и (2) «известково-щелочная», объединяющая известково-щелочные базальты, вулканиты, туфы и туффиты среднего и кислого состава. В данной работе приводится характеристика трех зеленокаменных поясов на примерах детально изученных отдельных структур: Каменноозерская структура (участок 6 рис. 3, Сумозерско-Кенозерский пояс); Хизоваарская структура (участок 12, рис. 3, Северо-Карельский пояс); Костомукшская структура (участок 14, рис. 3, Костомукшский пояс). Исследования охватывали все типы пород, однако основное внимание было сосредоточено на изучении среднего и кислого вулканизма и синтектонических гранитоидов обрамления.

Сумозерско-Кенозерский пояс, Каменноозерская структура

Вулканогенно-осадочные толщи Каменноозерской структуры образуют У-образную синклинальную структуру, занимают площадь примерно 40*20 км и имеют суммарную мощность порядка 5000 м (Куликов, Куликова, 1979, Попов и др., 1979, Соколов, 1981). По геолого-структурным данным вулканиты3 ранней «толеитовой» и более поздней «известково-щелочной» ассоциации

3 Несмотря на метаморфизм в условиях от зеленосланцевой до эпидот-амфиболитовой фации, во всех изученных зеленокаменных структурах супракрустальные породы сохраняют первичные структурные и текстурные, позволяющие реконструировать их первичную природу и фациальную принадлежность

разделены структурным и, возможно, стратиграфическим несогласием (Попов, 1979).

Ранняя толеитовая ассоциация.

Мощная толща толеитовых базальтов с горизонтами коматиитов, коматиитовых базальтов и хемогенных метаосадков является преобладающей по объему составляющей структуры. Петрогеохимические и изотопные характеристики этой ассоциации предполагают ее формирование в обстановке типа океанического плато при подъеме глубинного мантийного плюма (РисМе1 е!а1., 1999).

Поздняя известково-щелочная ассоциация.

Эта ассоциация представлена двумя одновозрастными, но контрастными по составу, геохимии и петрогенезису и пространственно обособленными группами пород.

Базальты, андезиты, дациты и риолиты (БАДР) и ассоциирующие филлитовые сланцы и хемогенные кремнистые метаосадки слагают вулканогенно-осадрчную толщу в южной части структуры. Базальты и андезиты представлены небольшими по мощности лавовыми потоками и пирокластическими горизонтами, кислые вулканиты — преимущественно туфами. По составу основные, средние и кислые вулканиты толщи имеют многочисленные черты геохимического сходства. Известково-щелочные базальты обогащены Ре, Л, 7х, №>, У и РЗЭ с фракционированными спектрами лантаноидов (Ьам/8гг^=1.9; 0(Зм/УЬм=1.8) и небольшими отрицательными аномалиями Ей (Еи/Еи*=0.88), ИЬ, Ъх и Тк При переходе к андезитам происходит уменьшение концентраций и увеличение

концентраций при сохранении формы спектров распределения

лантаноидов. Кислые туфы - высоко-кремнистые риолиты с низкими содержаниями АЬОз и Бг, повышенными №>, Ъг и РЗЭ,

нефракционированными спектрами тяжелых и

обогащенными спектрами легких (ЬамЛЗт^З. 1-4.9) лантаноидов, и резкими отрицательными аномалиями Ей (Еи/Еи*=0.37-0.59), Бг, N1), Т! Формирования этой вулканогенной толщи происходило млн. лет назад

датирование цирконов из риолитов). По Бш-Ш изотопно-геохимическим характеристикам базальты, андезиты и часть риолитов близки между собой и имеют высокие положительные величины £N(1 от +2.1 до +3.1, что предполагает формирование этих вулканитов из деплетированного источника. Снижение е^ до (+1.1 / -0.3) в двух образцах кислых туфов, возможно, отражают добавку в них терригенного материала из гнейсов смежного Водлозерского блока.

Полученные данные указывают на генетическую взаимосвязь вулканитов в рамках дифференцированной базальт-андезит-дацит-риолитовой (БАДР) серии. Обогащение базальтов и андезитов несовместимыми элементами в сочетании с радиогенным изотопным составом неодима предполагает образование их материнских расплавов за счет деплетированного мантийного источника, претерпевшего обогащение незадолго до процесса плавления. Наиболее примитивный из изученных базальтов имеет невысокие концентрации М§0, Сг, N1 и не может рассматриваться как первичный расплав, равновесный с мантийным субстратом. Высокое содержание в сочетании с отрицательной аномалией Еи в этом базальте указывает, что он может

представлять продукт дифференциации более магнезиальных высокоглиноземистых базальтов, которые описываются как типичный компонент толщи (Попов и др., 1979). Переход от базальтов к андезитам мог быть связан с 20%-ной дифференциацией базальтового расплава в равновесии с Срх(55%), Р1(30%) и ИМ^^/о). Последующая 85%-ая дифференциация андезитовой магмы с удалением даст

расплавы с геохимическими характеристиками риолитов толщи.

Субвулканические риолит-порфиры образуют скопление (2*7 км2) маломощных интрузивных тел среди базальтов толеитовой ассоциации в северной части структуры. По сравнению с риолитами БАДР-группы, субвулканические риолиты контрастно отличаются повышенными содержаниями более низкими концентрациями

сильно фракционированными спектрами лантаноидов (Ьам/8ти=3.8-5.1, Сс^-ЛГЬх^.В-^З) без Ей аномалий, резкими отрицательными № и положительными Ъх аномалиями. Эти риолиты формировались 2876+5 млн. лет назад (И-РЬ метод по цирконам) и имеют высокие величины еЫё (+2.5/+4.5), что предполагает деплетированный базитовый источник расплавов. По всем этим характеристикам субвулканические риолиты близки к фанерозойским адакитам4. По экспериментальным данным, кислые расплавы с такими характеристиками могут образоваться при 10-20% плавлении амфиболитов при давлениях в интервале 12-16 кбар в равновесии с Срх+НЫ+РЬКЗаг реститом (Яарр е! а1., 1991, ЯшЬтег, 1991). По результатам моделирования изученные риолиты могли образоваться при 10% плавлении амфиболита, аналогичного метабазальту ранней толеитовой ассоциации, в равновесии с Срх(50%)+0аг(20%)+р1(20%)+ НЫ(10%) реститом с последующей 35%-ной дифференциацией образовавшегося расплава на небольших глубинах с удалением Р1(80%) и Срх(20%).

Северо-Карельский пояс, Хизоваарская структура

В плане супракрустальные породы Хизоваарской структуры образуют линзу 6*6 км, с севера ограниченную крупным массивом трондьемитов, а с юге - диорит-гранодиоритовым массивом. По внутреннему строению Хизоваарская структура рассматривается как резко асимметричная синформа (Кожевников, 1992, 2000), что подчеркивается различиями составов как вулканитов ее северной и южной частей, так и синтектонических гранитоидов ее обрамления.

Ранняя толеитовая ассоциация.

Толеитовая ассоциация Хизоваарской структуры отличается от таковой в Каменноозерской структуре большим разнообразием и геохимической спецификой вулканитов. Преобладают по объему массивные и подушечные низко-И толеитовые базальты и толеитовые андезиты с починенным количеством высоко-Ре-И базальтов и вулканитов бонинитовой серии -ассоциация, типичная для надсубдукционных комплексов или инициальных

4 Фанерозойские островодужные натровые дациты, обогащенные А1203 и Sr, сильно обедненные тяжелыми лантаноидами и Y. Представляют продукт частичного плавления метабазальтов субдукцированных океанических плит в равновесии с гранулитовым или эклогитовым реститом (Drummond et al., 1996, Martin, 1999).

внутриокеанических островных дуг фанерозоя (Щипанский и др., 1999, 8ЫсЫ1раюку й а1., 2004).

Поздняя известково-щелочная ассоциация.

Как и в Каменноозерской структуре, магматические породы известково-щелочной ассоциации Хизоваары представлены двумя петрогенетическими группами, которые пространственно обособлены в пределах структуры. Вулканогенные и туфогенно-осадочные породы, доминирующие в южной части структуры, образуют андезит-дацит-риолитовую (АДР) толщу. Ее геохимический аналог представлен диорит-гранодиоритовым массивом южного обрамления структуры. Субвулканические породы дацит-риолитового состава, представленные как в северной, так и в южной частях структуры, и трондьемиты северного обрамления структуры аналогичны адакитовой группе субвулканических риолитов Каменноозерской структуры.

Андезит-дацит-риодацитовая (АДР) вулканогенно-осадочная толща южной части структуры сложена лавами, туфами и туффитами с прослоями железистых кварцитов и углеродистых сланцев. Среди вулканитов залегает горизонт (0.2*2 км) «агломератовых» лавокластических брекчий, состоящий из фрагментов риолит-порфиров в дацитовом матриксе. По химическому составу вулканогенные породы толщи отвечают № и К-№ андезитам, дацитам и риодацитам. С ростом наблюдается снижение содержаний

РЗЭ и рост степени фракционированности и легких и тяжелых лантаноидов

Время вулканизма в южной части структуры датировано И-РЬ методом по цирконам из вулканического дацита и составляет 2780+10 млн. лет. По вариациям РЗЭ, вулканиты Хизоваарской структуры резко отличаются от вулканитов дифференцированной БАДР серии Каменноозерской структуры. Сложно объяснимые только дифференциацией, вариации составов вулканитов АДР толщи могут быть обусловлены добавкой в них адакитовых расплавов. На возможность этого указывает латеральная совмещенность в Хизоваарской структуре АДР вулканитов с адакитовыми риолитами, а также присутствие среди дацитовых вулканитов АДР толщи горизонта агломератовых пород, обломки в которых имеют адакитовые характеристики (Кожевников, 2000).

Диорит-гранодиоритовый массив южного обрамления структуры по геохимическим особенностям близок к андезитам и дацитам АДР толщи. Эти гранитоиды характеризуются повышенными содержаниями У, тяжелых РЗЭ, умеренно фракционированными спектрами легких и особенно тяжелых лантаноидов устойчивыми отрицательными

аномалиями Ей (Еи/Еи*=0.72-0.95) и Ть Минералогические и изотопные исследования цирконов гранитоидов выявили присутствие в них ядер цирконов более древней, захваченной компоненты. С этим, вероятно, связано «удревнение» И-РЬ возраста гранитоидов, определенное по верхнему пересечению дискордии с конкордией на уровне 2826+18 млн. лет. Петрогеохимическое сходство этих гранитоидов с андезитами и дацитами южной части структуры указывает на возможную комагматичность этих пород.

Субвулканические дациты, риолиты и трондьемиты адакитовой группы представлены как северной, так и южной частях структуры. В северной части риодациты приурочены к экзоконтакту трондьемитового массива. В

южной части субвулканические тела риодацитов и риолитов прорывают толщи вулканитов и толеитовой, и известково-щелочной ассоциации. По химическому составу субвулканические породы из разных частей структуры близки и отвечают дацитам, риодацитам и риолитам. Дациты и риодациты (Si02=64-70 мас.%) - натровые породы, обогащенные AI2O3, Sr, обедненные Nb, Y и тяжелыми РЗЭ, с сильно фракционированными спектрами лантаноидов (LaN/SmN=3.8-4.3, GdN/YbN=3.1-3.5, Eu/Eu*=0.96-1.3) и резкими отрицательными аномалиями Nb. Высоко кремнистые (Si02=74-79 мас.%) K-Na риолит-порфиры имеют отчасти сходные геохимические характеристики: сильно фракционированные РЗЭ

отрицательные аномалии Eu, Sr, Nb, Ti, Zr и повышенные содержания U и Th. Возраст субвулканических риолитов - 2796+15 млн. лет (U-Pb метод по цирконам). Трондьемиты северного обрамления структуры по всем геохимическим характеристикам и по возрасту (2804+27 млн. лет) аналогичны риодацитам. Образование расплавов, исходных для адакитовых дацитов, риодацитов и трондьемитов, было связано с 10%-ым плавлением метабазальтов в равновесии с Срх(45%)+ Gar(20%)+ Р1(30%)+ НЬ1(5%) реститом, что указывает на зарождение расплавов на глубинах 45-60 км (Rapp et al., 1991, Rushmer, 1991). Высококремнистые риолиты могли образоваться при 40% дифференциации риодацитовых магм с фракционированием плагиоклаза(50%), роговая обманки(25%), кварца(20%) и ильменит (5%), что отвечает давлениям 0.2-1.0 кб при содержаниях воды в расплаве 4-9 вес.% (Prouteau et al., 1999).

Костомукшский пояс, Костомукшская структура

Костомукшская структура представляет собой ассиметричную синформу, в строении вулканогенно-осадочных толщ которой выделяются две крупные лито-стратиграфические единицы: существенно вулканогенная контокская и вулканогенно-осадочная гимольская серии (Раевкая и др., 1992). Как и для других структур, в составе Костомукшской структуры выделяется две главные ассоциации пород.

Ранняя толеитовая ассоциация.

Представлена толеитовыми базальтами и коматиитами западной части структуры имеют многочисленные черты петрогенетического сходства с вулканитами толеитовой ассоциации Каменноозерской структуры (Puchtel et al., 1998, 1999). Изотопные исследования определили время вулканизма 2843+39 млн. лет (Sm-Nd изохрона), и первичные изотопно-геохимические характеристики источников расплавов: eNd=+2.8±0.2, |il=8.77±0.02, 1870s/1880s=0.1117+0.0011) (Puchtel et al., 1998, 2001). Все эти характеристики указывают на формирование основных и ультраосновных вулканитов из деплетированного мантийного источника и исключают контаминацию расплавов древним коровым субстратом.

Поздняя известково-щелочная ассоциация.

Известково-щелочная ассоциация структуры включает три петрогенетические группы пород. Туфы и туффиты восточной борта структуры в составе гимольской серии и синтектонические гранитоиды восточного обрамления структуры близки по составам к (Б)АДР группам других структур. Синтектонические гранитоиды западного обрамления структуры имеют

адакитовые характеристики. Третья иетрогенетическая группа представлена кислыми вулканитами контокской серии в западном борту структуры, аналогов которой в других структурах не выявлено.

Туфы андезит-дацит-риодацитового (АДР) состава, преобразованные в мелко-зернистые биотитовые (В1)-СЛанцы, переслаиваются с углеродистыми сланцами и железистыми кварцитами в составе гимольской серии в восточном борту структуры. Обилие хемогенных осадков определило дискуссию о терригенно-осадочном (Раевская и др., 1992) или вулканогенно-осадочном (Чернов, 1964) происхождении протолитов Вьсланцев. Наши данные указывают на вулканогенную природу этих пород. Их циркон представлен однородной по морфологии популяцией с преобладанием удлиненно-призматических кристаллов и не несет следов механического воздействия, указывающих на длительную транспортировку материала. В пользу вулканогенного происхождения протолитов Би-сланцев свидетельствуют и геохимические данные. По составам они отвечают андезитам, дацитам и риодацитам с закономерными вариациями содержаний

петрогенных и редких элементов, невысокими концентрациями и К-№ спецификой щелочей, умеренными концентрациями РЗЭ с обогащенными спектрами легких и слабо фракционированных спектрах тяжелых лантаноидов и повышенных уровнях содержаний УЬ и У, и отчетливыми отрицательными Бг, Еи, Т1 и №> аномалиями. Отличительной особенностью Вьсланцев являются повышенные содержания Бе, Сг и N1. Это может быть связано с добавкой в них компоненты магнезиальных пород, аналогичных толеитовым вулканитам контокской серии, что свидетельствует в пользу туфогенно-осадочной природы протолитов этих пород. По результатам И-РЬ изотопного датирования возраст цирконов из туфа дацитового состава составляет 2787±8 млн. лет. Бт-Ыс! изотопно-геохимические характеристики дацитовых туфов указывают на ведущую роль деплетированного мантийного источника в петрогенезисе этих пород.

Гранитоиды восточного обрамления структуры по составам варьируют от диоритов до гранодиоритов, имеют обогащенные спектры легких РЗЭ, слабо фракционированные спектры тяжелых РЗЭ, повышенные уровни содержаний УЬ и У, отрицательные аномалии Бг, Еи, Т1 и Nb. Цирконы магматической генерации имеют возраст 2782±5 млн. лет. Бш^ё изотопные данные свидетельствуют о вкладе древней коровой компоненты в

гранитоидные расплавы. Близкий возраст и геохимическое сходство (исключая элементы группы железа) этих гранитоидов и туфогенных пород гимольской серии указывает на их генетическое родство. Возможно, гранитоиды восточного обрамления представляют собой корни вулканических построек, служивших источником туфогенного материала гимольской серии.

Гранитоиды западного обрамления структуры представлены трондьемитами с адакитовыми характеристиками: сильно фракционированные спектры РЗЭ при низких уровнях содержаний тяжелых лантаноидов и У, слабо проявленные аномалии Бг, Еи и Т1 при отчетливых резко отрицательных аномалиях Nb. По результатам И-РЬ датирования цирконов на ионно-ионном зонде возраст трондьемитов 2788±12 млн. лет. еКс1=+2.4/+1.8) трондьемитов указывают на мафический источник их материнских расплавов, которые могли

образоваться при плавлении метабазальтов в равновесии с Срх(40%)+ Gar(30%)+Pl(20%)+Hbl(10%) реститом.

Толща кислых вулканитов западной части структуры слагает протяженную полосу среди вулканитов толеитовой ассоциации. В составе толщи преобладают эруптивные брекции жерловой фации, туфы и туффиты дацит-риолитового состава с маломощными горизонтами углеродистых сланцев и железистых кварцитов. Вулканиты имеют широкие незакономерные вариации концентраций как главных, так и редких элементов, при этом часть пород имеет отчетливые адакитовые геохимические характеристики. Наблюдаемые геохимические особенности невозможно объяснить ни добавкой инородной терригенно-осадочной компоненты, поскольку однотипные вариации фиксируются и в туфах, и в субвулканических образованиях, ни степенью постмагматического или метаморфического преобразования, но могут отражать разные по составу источники расплавов. В пользу этого свидетельствуют очень широкие вариации указывая на формирование дацит-

риолитовых расплавов за счет как минимум двух источников: мафического источника с деплетированными изотопно-геохимическими характеристиками и древнего корового источника. U-Pb датирование цирконов из нескольких образцов вулканитов дает близкие величины возрастов: 2793± 17 млн. лет (классический метод) и 2791±24 млн. лет (единичные зерна на ионно-ионном зонде). Эти данные показывают тесную временную сопряженность кислого вулканизма в западной части структуры и процессов формирования магматических комплексов известково-щелочной ассоциации в других частях Костомукшской структуры.

Тектонические режимы формирования ТТГ-зеленокаменных поясов Карельской ГЗО.

Вопросы тектонических режимов формирования вулканогенно-осадочных толщ зеленокаменных поясов и их возрастных соотношений с сопряженными ТТГ гнейсами и гранитоидами играют определяющую роль в расшифровке геологической эволюции Карельской ГЗО и являются предметом дискуссий. Долгое время зеленокаменные пояса Карелии рассматривались как рифтогенные структуры, сформировавшиеся при расколе маломощной сиалической коры под воздействием крупного мантийного плюма (Соколов, 1981; Рыбаков, Куликов, 1985; Вревский, Крымский, 1997). В последние годы были получены данные в пользу формирования зеленокаменных поясов в обстановках конвергентных границ плит (Gaal, Gorbatchev, 1987; Минц, 1998; Бибикова и др., 1999; Кожевников, 2000; Thurston, Kozhevnikov, 2000, Лобач-Жученко и др., 2000; Чекулаев и др., 2001; Светов, 2002). Данная работа дала новый комплекс данных в пользу островодужной природы ТТГ-зеленокаменных поясов.

Общей особенностью известково-щелочной ассоциации во всех структурах является присутствие в ее составе двух синхронных по времени петрогенетических серий: БАДР и адакитовой. Каждая из этих серий имеет аналоги в обстановках конвергентных границ плит фанерозоя. Субвулканические и плутонические породы адакитовой серии имеют многочисленные черты сходства с фанерозойскими адакитами (рис. 4),

Рисунок 4. Диаграммы (La/Yb)N-YbK и Sr/Y-Y для магматических пород известково-щелочных ассоциаций зеленокаменных поясов Карельской ГЗО. Поля островодужных вулканитов БАДР и адакитовой серий фанерозоя по данным (Martin, 1999).

формирование которых связывается с частичным плавление метабазальтов субдукцируемой океанической коры в равновесии с гранат-пироксен-амфибол-плагиоклазовым реститом (Drummond, Defand, 1990; Drummond et al., 1996; Martin, 1999). Вулканические и плутонические породы БАДР или АДР групп имеют черты сходства с БАДР сериями фанерозойских островных дуг -продуктов плавления мантийного клина, интенсивно метасоматизированного флюидами и расплавами, отделившимися от субдукцированных океанических плит (рис. 4).

Близкие возрасты пород адакитовой и БАДР серий в каждой из структур предполагают, что их формирование происходило в рамках одного тектоно-магматического события. Пространственная обособленность двух магматических серий, возможно, отражает первичную латеральную зональность островных дуг, формировавшихся в специфичных для архейского времени термальных режимов. Если температурные режимы в архейских зонах субдукции обеспечивали частичное плавление субдукцируемой океанической коры начиная с глубин 40-45 км (Martin, 1999), то генерация и становление адакитовых расплавов должно было происходить во фронтальных частях островных дуг. На больших глубинах адакитовые расплавы и флюиды перерабатывали ультраосновное вещество мантийного клина, инициируя его плавление и зарождение расплавов, магеринских для БАДР серии, поступление которых к поверхности происходило в удаленных от зоны субдукции тыловых частях островодужных построек (рис. 5).

Различия характеристик БАДР серий в разных зеленокаменных поясах, вероятно, обусловлены несколькими петрогенетическими процессами: (1) добавка терригенной или хемогенной осадочной компоненты в туфы и туффиты, которую не удается отделить в в изученных метаморфизованных породах; (2) степень и характер переработки мантийного клина с ведущей ролью либо флюида, что предполагается для Каменноозерской структуры, либо адакитовых расплавов, что следует предполагать для БАДР серии Хизоваарской структуры; (3) разная степень контаминации мантийных расплавов древним кислым материалом, на что указывают изотопно-геохимические данные. Последнее предполагает, что в разных поясах островодужные вулкано-плутонические комплексы известково-щелочной ассоциации формировались на разном по составу фундаменте.

Таким образом, общее сходство зеленокаменных поясов Карельской ГЗО отражает единый тектонических режим их формирования, который, по результатам исследований, был связан с островодужным магматизмом. Выявленная геохимическая специфика кислых магматических пород в разных поясах в значительной мере определялась составом фундамента этих островодужных построек, заложение и эволюция которых происходили на океанической коре, на континентальной коре и на коре переходного типа, возможно, сформированной при аккреции океанической и континентальной коры.

океан

островная дуга

фронтальная зона тыловая зона адакитовый магматизм (Б)АДР магматизм

домиирует^

75--25

105--35

Рисунок 5 Тектоническая модель формирования известковочцелочной ассоциации зеленокаменных (км) (кбар) поясов в обстановках конвергентных границ плит

1- "дозеленокаменная" кислая кора или предшествующий островодужный комплекс, 2 - инициальная островная дуга или океаническое плато (ранняя толеитовая ассоциация зеленокаменных поясов), 3 -океаническая кора, 4 - пелагические осадки, 5 - адакитовый расплав, производный субдуцированной океанической плиты, 6 - мантийный клин, переработанный флюидами и адакитовыми расплавами, 7 -плутонические адакиты, 8 - субвулканические адакиты, (10) андезиты и дациты известковочцелочной серии, 9 - диориты и гранодиориты известково-щелочной серии,.

Петрология и геохронология магматических пород «постзеленокаменного» комплекса

Постзеленокаменный этап эволюции Карельской ГЗО знаменовался масштабной эндогенной активностью с внедрением разнообразных по составу интрузивных пород преимущественно гранитоидного состава в интервале времени от 2.74 до 2.69 млрд. лет. Возрастная обособленность этих пород от предшествующего ТТГ-зеленокаменного комплекса (2.78-2.94 млрд. лет) подчеркивается не только геохронологическими данными, но и геолого-структурными соотношениями, которые повсеместно фиксируют как минимум один эпизод деформации, разделяющий породные ассоциации этих комплексов. Породы постзеленокаменного комплекса неравномерно представлены в Карельской ГЗО (рис. 3). Вблизи ТТГ-зеленокаменных поясов они представлены небольшими пространственно разобщенными массивами санукитоидов5 и гранитов и дайками лампрофиров. Наряду с этим, в Карельской ГЗО выделяются участки до нескольких тысяч км2 с преобладающим распространением пород постзеленокаменного комплекса, включая санукитоиды, лампрофиры, граниты, габброиды и сиениты. Такие участки образуют субмеридиональную полосу от северной до центральной и, возможно, южной Карелии на протяжении как минимум 400 км (рис. 3) и могут представлять фрагменты батолитового пояса, или композит-батолита. В центральной части этого батолита, на участке Ледмозеро, и южнее, с интрузивными комплексами сопряжены вулканогенно-осадочные структуры Нюкозерско-Гимольского пояса, относимого к восточной ветви Костомукшско-Гимольского пояса (Соколов, 1981). Породы постзеленокаменного комплекса были изучены на нескольких участках (рис.3): 1) западно-Карельская зона, Костомукшский зеленокаменный пояс (участок 20); 2) восточно-Карельская зона, Ведлозерско-Сегозерский зеленокаменный пояс (участок 10); 3) центрально-Карельская гранитоидный композит-батолит, включая его северную часть (Пяозерский участок-19) и центральную часть (Ледмозерско-Нюкозерский участки 15,21,24).

Гранитоиды санукитоидной серии.

Гранитоиды санукитоидной серии (санукитоиды) являются главной компонентой постзеленокаменного комплекса на всех изученных участках. Среди супракрустальных толщ зеленокаменных поясов санукитоиды представлены небольшими (от 1 до 10 км2) дифференцированными диорит -гранодиоритовыми±граниты массивами с полифазным, часто концентрически зональным строением и гомодромной последовательностью внедрения фаз. Ранние диориты слагают периферические зоны массивов и встречаются в виде ксенолитов среди преобладающих по объему гранодиоритов и гранитов поздних фаз внедрения. В составе композит-батолита санукитоиды варьируют по составам от кварцевых диоритов до гранодиоритов и

слагают площади в сотни км2. По всем петрогеохимическим особенностям породы аналогичны неоархейским гранитоидам санукитоидной серии (8Ыгеу

5 По петрогеохимическим характеристикам эти гранитоиды близки к миоценовым высоко-М;*# андезитам (санукитам) островодужного вулканического пояса Сетоучи, Япония (Тайшш, 1982; БЫтойа, 1998).

and Hanson, 1984): высокая магнезиальность (Mg# ОТ 0.45 ДО 0.56), повышенные концентрации Cr, Ni, щелочей, Ва, Sr, легких РЗЭ, Р, сильно фракционированные спектры РЗЭ ((La/Yb)N от 18 до 44), отрицательные аномалии Nb, Ti и переменные аномалии Zr на мультиэлементных спайдер-диаграммах. Вариации составов гранитоидов их разных участках близки. С ростом концентраций SiO2 от 55 до 72 вес. % в гранитоидах происходит снижение содержаний ТЮ2, AI2O3, РегОз, MgO, CaO, Р2О5, V, Со, Sc, Y, тяжелых, средних и, в меньшей степени, легких лантаноидов, увеличение содержаний Nb, U, Th, Pb, Ва и степени фракционирования РЗЭ. Для Zr и редких щелочных элементов (Li, Rb, Cs) наблюдается рост концентраций в диоритах и снижение - в гранодиоритах. В гранитных составах при узком интервале вариаций SiO2 (от 70 до 72 вес. %) наблюдается резкое уменьшение концентраций La, Yb, Zr, Sc и рост Ва и Sr. Главным петрогенетическим фактором вариаций составов санукитоидов, вероятно, служила кристаллизационная дифференциация. По результатам моделирования, эволюция диоритовых расплавов определялись

фракционированием роговой обманки, плагиоклаза и клинопироксена. Переход к гранодиоритовым магмам (Si02 более 66 вес. %) отвечал смене минерального состава кумулуса: плагиоклаз + роговая обманка + биотит + апатит. В гранитных магмах появление кварца в составе фракционирующих фаз ограничивало рост в расплавах при изменении их геохимических

характеристик. По данным U-Pb изотопного датирования цирконов внедрение санукитоидных массивов в разных частях Карельской области происходило в разное время. В восточно-Карельской зоне среди пород Ведлозерско-Сегозерского пояса массивы внедрялись в интервале времени 2744-2737 млн. лет назад (Левченков и др., 1989; Чекулаев и др., 1994). В западно-Карельской зоне санукитоиды внедрялись в толщи Костомукшского пояса 2715+5 млн. лет назад. Разновозрастность санукитоидов устанавливаются и в центрально-Карельском композит-батолите: 2704+3 млн. лет на Ледмозерском участке и 2724+8 млн. лет на Пяозерском участке (Бибикова и др. 1997).

Мафические дайки (лампрофиры)

Дайки лампрофиров по структурно-текстурным особенностям и минеральному составу близки к диоритам санукитоидных массивов. По составам дайки отвечают субщелочным (ИагО+КгО = 4.0-7.3) калиевым и калий-натровым андезито-базальтам и андезитам (Si02=53-62 мас.%), обогащены Ва, Sr и легкими РЗЭ и близки к фанерозойским лампрофирам (Лобач-Жученко и др., 2000). По геохимии породы разделяются на два типа. Высоко-Мя# лампрофиры (Mg0=3.0-8.7 мас.%, Mg#=0.48-0.61) обогащены Cr (83-299 мкг/г), имеют умеренные содержания Ti, Zr, P, Nb и легких РЗЭ и близки к диоритам санукитоидных массивов. Hro»3-Mg# лампрофиры

имеют более низкие содержания Cr, Ni, Со, резко обогащены Ti, P, Zr, Nb и РЗЭ с сильно фракционированными спектрами (La/Yb)jNi до 60. Геохимические различия лампрофиров двух групп при сходстве содержаний многих петрогенных и редких элементов свидетельствуют о их образовании за счет разных степеней плавления различных по геохимическим характеристикам источников.

лампрофиры не датированы. Однако их геохимическое сходство с диоритовыми фазами санукитоидных массивов позволяет предполагать комагматичность, и соответственно одновозрастность этих групп пород. Возраст лампрофира из композит-батолита Ледмозерского участка 2694+10 млн. лет.

Сиениты

Сиениты изучены в нескольких небольших массивах на Пяозерском участке. По составу это кремнистые (8102=54-58 мас.%), высоко глиноземистые (А120з=18-19 мае. %), субщелочные (Ма20+К20=7.5-9.5 мас.%) породы натрового ряда (ЫагО/КгСИ 1.7-2.4), с повышенной магнезиалыюстью (М§#=0.43-0.51 при М§0=2.3-4.5 мас.%), резко обогащенные Ва, Бг, повышенными содержаниями КГЬ (11-13 мкг/г) и сильно фракционированными спектрами РЗЭ (Ьа]>)/УЬм=19-47). По многим характеристикам сиениты аналогичны высоко-]У^# лампрофирам.

Габброиды

Габброиды постзеленокаменного комплекса представлены главным образом в составе композит-батолита и слагают крупные пластовые силлы среди гранитоидов санукитоидной серии. Неоднородность составов габброидов по

вероятно, отражает

дифференциацию исходной базитовой магмы в объеме тел с частичным разделением клинопироксенового и плагиоклазового кумулуса. В целом по химическому составу габбро - низко кремнистые субщелочные породы с калиевой спецификой и концентрациями Ва, Бг и особенно легких РЗЭ часто выше, чем во вмещающих санукитоидах.

Граниты.

Граниты широко представлены на всех изученных участках и слагают различные по размерам (от 1-2 до 100 км2) массивы и протяженные пластообразные тела мощностью от 1-2 до п*10 метров. Мелко- и среднезернистые текстуры и часто проявленные порфировидные структуры указывают на небольшие глубины становления гранитных интрузий. При общем петрохимическом сходстве (высокая глиноземистость, низкая магнезиальность и умеренная щелочность с по геохимическим

характеристикам граниты неоднородны и разделяются на три геохимических типа.

Граниты первого типа преобладают по объему и слагают как крупные массивы, так и небольшие по мощности пластообразные тела. Для них характерны повышенные концентрации Т1, 2г, Nb, РЗЭ, умеренно фракционированные спектры тяжелых лантаноидов ((Ьа/8т)м=4.8-5.6, (СМ/УЬ^Ы-ЬЗ), резкие отрицательные аномалии Ей ((Еи/Еи*)=0.48-0.55), Бг, слабые отрицательные аномалии №> и положительные аномалии 2г. Эти граниты, вероятно, образовались за счет плавления кислых пород в равновесии с плагиоклаз-содержащим, но безгранатовым реститом, т.е. на небольших (<2025 км) глубинах. Граниты второго типа слагают крупные массивы и отличаются от гранитов-1 сильно фракционированными спектрами РЗЭ ((Ьа/УЬ^=136-172,

низкими концентрациями тяжелых лантаноидов

и положительными аномалиями Ей ((Еи/Еи*)=1.1-1.4). Такие особенности гранитов-2 предполагают их образование при плавлении корового источника в равновесии с гранат-содержащим реститом (глубины >30 км). Граниты третьего типа, встреченные только в виде небольших массивов, имеют низкие концентрации "Л, 2г, КЪ, РЗЭ, сильно обедненные спектры тяжелых лантаноидов, резкие отрицательные аномалии КЪ, небольшие отрицательные аномалии 8г и положительные аномалии Ей и 2г. По всем геохимическим характеристикам эти граниты близки к самым кислым членам санукитоидных массивов и могут представлять их крайние дифференциаты.

Вулканогенные породы постзеленокаменного этапа

Вулканогенные породы изучены в протяженной (около 25 км) субмеридиональной Болынеозерской структуре, которая представляет собой узкую сжатую синклиналь (Миллер, 1988, Милькевич и Мыскова, 1998). В составе структуры выделяется две толщи. Нижняя представлена биотит-гранат -ставролитовыми сланцами, образовавшихся за счет терригенно-осадочного материала, с редкими линзами железистых кварцитов. Выше залегает толща метавулканитов базальт-андезит-риолитового состава. U-Pb изотопный возраст цирконов из риолита по верхнему пересечению дискордии с конкордией составил 2730+5 млн. лет, указывая на возрастную сопряженность вулканитов с интрузивными породами постзеленокаменного этапа. Базальты структуры имеют повышенные содержания MgO (-10 мас.%), низкие содержания AI2O3 и ТЮ2, обогащенные литофильными и легкими редкоземельными элементами мультиэлементные спектры с отрицательными аномалиями Nb, Zr, Ti. Андезиты (Si02 55-58 мае. %) - менее магнезиальные породы, обогащенные А1, Fe, Cr, Ni, Ba и Sr, с умеренными уровнями содержаний и средне фракционированными спектрами РЗЭ без Eu аномалий, с отрицательной Nb аномалией и положительной Sr аномалией. Все эти характеристики предполагают, что образование базальтовых и андезитовых расплавов Болынеозерской структуры происходило либо при разных степенях частичного плавления обогащенного мантийного источника, либо при контаминации высокомагнезиального расплава коровым материалом. Риолиты структуры -высоко кремнистые калиевые породы, обогащенные Rb, Nb, Та, Th и U с повышенными содержаниями РЗЭ при сильно фракционированных легких и умеренно фракционированных тяжелых лантаноидов и резкой отрицательной Eu аномалией. Все это свидетельствует о внутрикоровой генерации риолитовых расплавов на небольших (<20-25 км) глубинах в равновесии с плагиоклаз-содержащим безгранатовым реститом.

Петрология и тектонические режимы магматизма постзеленокаменного этапа эволюции Карельской ГЗО

Индикаторной петрогенетической группой пород, представленной на всех изученных участках, являются высокомагнезиальные субщелочные гранитоиды санукитоидного ряда, с которыми могут быть также генетически связаны близкие по геохимическим характеристикам магнезиальные лампрофиры, габброиды, сиениты и

вопросов петрогенезиса и тектонических

-Щтт

ОТЕК, СПетервург О» Ж an

'с идного

магматизма главная задача - расшифровка механизмов, которые обеспечивали сочетание в санукитоидах высокой магнезиальности, повышенных содержаний MgO, Cr, Ni и Со и одновременно обогащение литофильными элементами, особенно Ва, Sr и легкими РЗЭ. Анализ данных показывает, что образование санукитоидных расплавов только за счет контаминации мангийных магм кислым коровым материалом маловероятно. Действительно, санукитоиды всех изученных участков обогащены литофильными элементами, включая Sr, Ва и легкие РЗЭ, уровни содержаний которых превосходят таковые в более ранних ТТГ-гранитоидах - главной компоненты коры на период внедрения санукитоидов.

Ряд исследователей связывают образование магнезиальных санукитоидных расплавов с плавлением мантийного источника, обогащенного флюидами и расплавами на более ранних стадиях формирования ТТГ-зеленокаменных комплексов в обстановках конвергентных границ плит (Kusky, Polat, 1999; Stevenson et al., 1999; Smithies, Champion, 2000). В качестве расплавов, которые добавлялись в архейскую мантию, рассматриваются синтектонические ТТГ-гранитоиды с адакитовыми характеристиками. Имеющиеся данные не противоречат применимости такой модели и для Карельской ГЗО. По результатам моделирования наиболее примитивные сапукитоиды могли образоваться при 34%-ом плавлении смеси вещества примитивной мантии (65%) и среднего состава ТТГ-гранитоидов (35%) в равновесии с ортопироксен(91%) - клинопироксеновым(9%) реститом. Очевидно, что проведенные расчеты имеют качественный уровень, поскольку невозможно учесть многие факторы, которые могли бы влиять, и, вероятно, влияли, на геохимическую специфику обогащенного мантийного субстрата. Так, в модели не учтены: (1) неоднородность мантии при обогащении расплавами и флюидами и, соответственно, возможный вклад этой неоднородности при плавлении; (2) геохимическая специфика процессов обогащения мантии флюидами; (3) вклад расплавов, образовавшихся при частичном плавлении субдуцируемых осадков. Соответственно, полученная в наших расчетах оценка вклада кислой расплавной компоненты в мантийный источник санукитоидов может быть завышена.

Последовательность и тектонические условия формирования континентальной коры Карельской ГЗО.

Возрастные, петрологические и тектонические реконструкции для породных комплексов каждого из этапов архейской эволюции Карельской ГЗО позволяют обсудить общий механизм роста архейской континентальной коры этого кратона.

Информация о петрологических процессах и тектонических режимах «дозеленокаменного» этапа эволюции остается ограниченной. Данные, полученные при изучении тоналит-трондьемит-гранодиоритовых (ТТГ) гнейсов Водлозерского блока показывают, что процессы формирования мезоархейской (3.1-3.2 млрд. лет) коры Карельской ГЗО обеспечивались преимущественно плавлением метабазитового субстрата в равновесии с гранат-содержащим реститом, т.е. на глубинах более 40 км. Данных для обсуждения тектонических

режимов образования этих мезоархейских пород недостаточно, и эта проблема требует специальных исследований.

Второй «ТТГ-зеленокаменный» этап (2.94-2.80 млрд. лет) обеспечивал рост коры при поступлении огромных объемов материала с ювенильными мантийными характеристиками и являлся главным корообразующим эпизодом в архейской истории Карельской ГЗО. Результаты наших исследований указывают на доминирующую роль тектоники конвергентных границ плит в формировании зеленокаменных поясов. На основании имеющихся изотопно-геохимических и петрологических данных ТТГ-зеленокаменные пояса Карельской ГЗО можно разделить на две группы.

Группа «внешних» поясов (Сумозерско-Кенозерский, Парандово-Надвоицкий и Северо-Карельский) располагается в С-В части Карельской ГЗО в зоне сочленения с Беломорским мобильным поясом. Данные по отдельным структурам этих поясов указывают на их заложение на удалении от древних сиалических блоков в обстановках типа внутриокеанических островных дуг с субдукцией океанической плиты (плит) в сторону Карельского кратона. Имеющиеся геохронологические данные указывают перекрытие во времени процессов формирования всех этих поясов в интервале времени 2.88-2.78 млрд. лет назад при специфике их тектонического развития. Формирование Сумозерско-Кенозерского пояса связывается с заложением островной дуги на мощной мафической коре типа океанического плато (Puchtel et al, 1999). Эволюция Северо-Карельского пояса происходила, вероятно, в обстановке внутриокеанических дуг Тихоокеанского типа (Schipansky et al., 2004).

Группа «внутренних» гранит-зелепокаменных поясов (Ведлозерско-Сегозерский, Костомукшско-Гимольский и Восточно-Финский) по комплексу петрологических характеристик формировалась на или вблизи более древних сиалических блоков и интерпретируются разными исследователями в рамках моделей активных континентальных окраин или рифтогенеза древней сиалической коры (Puchtel et al., 1998; Федчук и др., 1998; Samsonov et al., 2000; Лобач-Жученко и др., 2000; Кожевников, 2000; Чекулаев и др., 2001; Светов, 2002). Для этих поясов проявлена латеральная возрастная зональность с омоложением поясов в западном направлении, что связывается с последовательной латеральной аккрецией (Минц, 1998).

Заключительный «постзеленокаменный» этап (2.74-2.69 млрд. лет) играл важную роль в росте коры за счет масштабного поступления ювенильных мантийных расплавов санукитоидной серии, а также переплавление более ранних коровых пород. Тектонические режимы этого этапа остаются предметом дискуссий, что определяется дискуссионностью вопроса о тектонических условиях формирования санукитоидной серии. По геохимическим данным источником санукитоидных расплавов служил мантийный субстрат, интенсивно метасоматизированный в ходе предшествовавших тектоно-магматических, вероятно, субдукционных процессов. Геохимическое сходство фанерозойских магнезиальных андезитов -санукитов, связанных с островодужными обстановками (Shimoda et al, 1998), и архейских санукитоидов (Shirey, Hanson, 1984), послужили основой для разработки островодужных моделей формирования архейских санукитоидов (Stern, Hanson, 1991). Этот механизм, однако, не согласуется с геолого-

структурными данными о позднетектонической позиции санукитоидов. В других моделях формирование санукитоидов связывается с подъемом астеносферной мантии, инициированным постсубдукционныыми процессами при отрыве субдукцированных плит или гравитационным коллапсом коллизионных орогенов (Kusky, 1993; Smithies, Champion, 2000). Это, однако, не может объяснить возрастной позиции санукитоидов Карельской ГЗО. Временной разрыв в 60-80 млн. лет между субдукционным магматизмом ТТГ-зеленокаменных поясов и санукитоидным магматизмом слишком велик для взаимосвязи санукитоидного магматизма с постсубдукционными или орогенными процессами. Возможно, однако, что постсубдукционная эволюция архейских островодужно-аккреционных систем имела свою специфику из-за пологой субдукции, при которой погружающиеся плиты не отрываются и не уходят в нижнюю мантию, а выполаживаются на глубинах около 100-150 км (Hunen et al., 2002), захораниваясь в верхней мантии. Несколько таких субдукционных эпизодов должны привести к преобразованию верхней мантии в своеобразный «слоенный пирог», состоящий из интенсивно переработанного мантийного вещества и «отжатых» в ходе дегазации и частичного плавления метабазальтов захороненных океанических плит. Очевидно, что сформированные таким образом участки «слоенной» и, вероятно, утолщенной литосферной мантии будут отличаться по плотностным характеристикам. Снятие образовавшейся гравитационной нестабильности за счет деламинации фрагментов «слоенной» литосферной мантии с компенсирующим подъемом астеносферного материала (de Wit, 1998) обеспечивало плавление гетерогенного субстрата верхней мантии с генерацией пестрого спектра пород, характерного для постзеленокаменного этапа эволюции Карельской ГЗО. В результате к концу этого этапа был сформирован блок стабильной континентальной коры, сохранивший до наших дней многочисленные эпизоды архейской геологической истории.

В заключение этого раздела необходимо подчеркнуть, что проведенные тектонические реконструкции основаны на изучении структурно-вещественных элементов, несопоставимых по размерам с масштабами исходных тектонических структур. Десятки километров в поперечнике для индивидуальных зеленокаменных поясов - слишком мало для исходных островодужных построек. И вся Карелия слишком мала для представительности реконструируемых тектоно-магматических событий. Очевидно, что проводя реконструкции сегодня, мы имеем дело с сильно сжатыми с ходе аккреционной и коллизионной тектоники как архейской, так и, возможно, палеопротерозойских эпох, обеспечивших очень сильное сжатие и укорочение первичных структур. Однако необходимо подчеркнуть, что выявленные взаимосвязанные и закономерные особенности строения, состава и возраста отдельных компонентов Карельской ГЗО указывают на их изначальную эволюционную взаимосвязь. Это дает основание говорить, что мы имеем дело с элементами единой тектонической мегаструктуры, а не с продуктом случайного тектонического перемешивания разных тектоно-магматических структур.

Соотношения Карельской и Среднеприднепровской ГЗО в строении Восточно-Европейского кратона

Карельская ГЗО (Балтийский щит) и Среднеприднепровская ГЗО (Украинский щит) расположены в северной и южной частях гигантского Восточно-Европейского кратона (ВЕК) (рис. 6), который был сформирован к концу палеопротерозоя (Грачев и др., 1994). Основной объем данных о составе и тектонической эволюции ВЕК получен при изучении Балтийского, Украинского и Воронежского щитов. Перекрытые мощным осадочным чехлом центральные части ВЕК по сути остаются огромным белым пятном из-за малого числа вскрывших кристаллический фундамент скважин (Рудник, Митрофанов, 1988) и слабой изученности имеющегося кернового материала. В этой ситуации схемы тектонического районирования ВЕК под осадочным чехлом базируются главным образом на интерпретации геофизических данных и корреляции результатов исследований щитов.

Главными объектами такой корреляции служат Среднеприднепровская и Карельская ГЗО. Общее сходство этих областей обосновывалось вещественной, возрастной и структурно-тектонической корреляцией их породных комплексов (Сиворонов и др., 1985; Белевцев, 1990) и рассматривается многими исследователями как критерий для отнесения их к единой вещественно-тектонической группе архейских террейнов. Это послужили основой для выделения в составе ВЕК гигантского Карельско-Приднепровского гранит-зеленокаменного суперпояса (Белевцев, 1990; Аксаментова, 2002), а также привлекалось при разработках схем тектонического районирования ВЕК как мозаики архейских микроблоков, сцементированных системой палеопротерозойских поясов (Синицин, Ермолаева, 1985, Рудник, Митрофанов, 1988, Крестин и др., 1990). Полученные в этой работе данные о различиях времени и характера тектонической эволюции Карельской и Среднеприднепровской ГЗО являются серьезным ограничением на возможность их объединения в единую структуру и свидетельствуют в пользу модели мегаблокового строения ВЕК с выделением в его составе трех крупных мегаблоков: Балтии (комплексы Балтийского щита), Сарматии (близкие по составу, возрасту и истории формирования комплексы Украинского щита и Воронежского кристаллического массива) и Волго-Уралья (врезка на рис. 6) (Богданова, 1986; Вс^ёапоуа, 1993; Вс^ёапоуа Ы а1., 2001). Контуры этих мегаблоков, положение и природа их границ, а также механизм и время их объединения трактуются разными исследователями несколько по разному (Bogdanova Ы а1., 1996; Bogdanova, 1999; Кере21шка$, 1999, Божко и др., 2002).

Анализ накопленных в последнее десятилетие данных показывает, что различия в истории формирования Сарматского и Балтийского мегаблоков выявляются не только при сравнении Среднеприднепровской и Карельской ГЗО, но и для других типов структур как архейского, так и начала палеопротерозойского эволюционных этапов (рис. 6).

Архейский этап. Для Сарматии главные корообразующие процессы с масштабной генерацией ТТГ гранитоидов и зеленокаменных комплексов происходили в палео- и мезоархейское время 3.6-3.0 млрд. лет назад. В неоархейское время (2.8-2.7 млрд. лет) новообразования коры практически не

Рисунок 6 Положение Среднеприднепровской и Карельской ГЗО в общей структуре ВосточноЕвропейского кратона

1-5 главные возрастные и вещественные элементы Сарматии 1-3 - палео- и мезоархейские гранулито-гнейсовые блоки, в том числе (2) интенсивно переработанные в палеопротерозое, 3 Среднеприднепровская ГЗО (С-П), 4-5 палеопротерозойские комплексы с возрастом (4) 2 5-2 1 млрд лет и (5) ~2 1 млрд лет

6-10 павные возрастные и вещественные элементы Балтии 6 - мезоархейские гнейсовые блоки, 7 -Карельская ГЗО (Кар), 8 нсоархейские гранулит-зеленокаменные комплексы, 9-10 палеопротерозойские комплексы с возрастом (9) 2 5-2 1 млрд лет и (10) <2 0 млрд лет

11 - карта аномального магнитного поля кристаллического фундамента Восточно-Европейской

платформы (Погребицкий и др, 1993)

12- границы Восточно-Европейской платформы

13 - предполагаемые границы Балтийского, Сарматского и Вочго-Уральского мегаблоков по данным (Bogdanova et al, 2001), схема на врезке

14 - контуры Средне-Русского пояса (1), Тверского блока (1-А), Рязано-Саратовского пояса (3), Московская зона - (2)

15 - скважины, вскрывшие кристаллический фундамент

происходило, магматизм этого времени проявлен незначительно и исключительно внутрикоровыми гранитами, отражая переплавление предшествовавшего корового вещества (Щербак, 1993; Артеменко, 1998; Довбуш и др., 2000). Напротив, для Балтии палео- и мезоархейские комплексы имеют очень ограниченное распространение и представлены в небольших интенсивно переработанных реликтовых блоках, сохранившихся в виде реликтов среди доминирующей матрицы неоархейских (2.8-2.7) ТТГ-зеленокаменных комплексов и санукитоиднов, формирование которых обеспечивало рост новообразованной коры при отделении вещества от ювенильных мантийных источников.

Начало палеопротерозоя (2.5-2.1 млрд. лет) для Балтии знаменуется рифтогенезом неоархейской коры и масштабным проявлением базит-ультрабазитового интрузивного и эффузивного магматизма на значительной площади, что связывается с подъемом крупного мантийного плюма (РисМе1 й а1., 1997; ЬоЪасИ-2ИисИепко Ы а1., 1998; Шарков и др., 2002; Балаганский, 2002). В Сарматском мегаблоке с начала палеопротерозоя около 2.5 млрд. лет назад на преобладавшей мезоархейской коре формировались обширные бассейны с ведущей ролью процессов терригенного и хемогенного (толщи железистых квварцитов) осадконакопления (Щербак, 1993; Щербак и др., 1993; Артеменко, 1998).

Середина палеопротерозоя (~2.1 млрд. лет) - время относительного «затишья» тектоно-магматической активности в пределах Балтии, а для Сарматии — время активного новообразования континентальной коры в восточной части этого мегаблока (Чернышев и др., 1997,1998).

Конец палеопротерозоя (2.0-1.7 млрд. лет) - интервал времени, когда различия в истории геологической эволюции Сарматии и Балтии «сглаживаются» и выходят за пределы созданных в предшествовавшие эпохи континентальных масс на запад, где на обширном пространстве островодужные и коллизионные обстановки конвергентных границ плит формируют новую палеопротерозойскую кору на территории Украины и Белоруссии (Bogdanova й а1., 1994, 2001Ъ), в западном Приладожье (Балтыбаев и др., 2004а, б) и на территории Финляндии, Швеции и Норвегии (Оаа1, ОоЛ^сИеу, 1987).

Разновременность и разный состав породных комплексов архейской и отчасти палеопротерозойской эволюции Сарматии и Балтии в сочетании с различиями тектонических режимов ее роста, выявленном при сравнительном анализе эволюции Среднеприднепровской и Карельской ГЗО, является убедительным свидетельством в пользу автономности ранней геологической эволюции этих двух мегаблоков Восточно-Европейского кратона.

В мегаблоковой модели ВЕК границы блоков проводятся по крупным раннерифейским авлакогенам (Пачелмскому, Средне-Русскому и Припятскому) исходя из предположения об унаследованности этими структурами более древних палеопротерозойских шовных зон (Bogdanova й а1., 1996). Основанное главным образом на геофизических данных, это положение подтверждается также результатами немногочисленных современных геохронологических и геохимических исследований керна глубоких скважин центральной части ВЕК. Здесь выделяется три крупных структурно-вещественных элемента: (1) СреднеРусский складчатый пояс, (2) Московская гранулитовая зона, (3) Рязано-

Саратовский (Пачелмский) складчатый пояс (Bogdanova е! а1., 1996; Богданова и др., 2004).

Средне-Русский складчатый пояс - протяженный геофизический «пояс» с общей пониженной намагниченностью пород фундамента. В Ю-3 части этого пояса выделяется субизометричный геофизический Тверской блок, хорошо распознаваемый на карте общей намагниченности по контурам пестрого рисунка площадного чередования сильно и слабо магнитных пород. По результатам петрографического изучения керна немногочисленных глубоких скважин в составе Средне-Русского пояса участвуют орто- и парагнейсы, разнообразные гранитоиды и метабазиты (данные суммированы в работе Цыганов, 2004). Комплексы Тверского блока, представленные преимущественно различными гранитоидами, все исследователи относят к архею и рассматривают как фрагмент Карельского блока (Крестин и др., 1990; Богданова и др., 2004). Косвенное подтверждение этому было получено при и-РЬ изотопном датировании цирконов и сфенов из монцодиоритов Северо-Молоковской скважины, вскрывшей кристаллический фундамент На С-В краю Тверского блока (Чамов, Костылева, 2002). Изотопный возраст цирконов монцодиоритов составляет 2497±9 млн. лет. Для датированного монцодиорита устанавливается ярко выраженная «внутриплитная» геохимическая специфика: высокие содержания и редкоземельных элементов,

фракционированные спектры легких и тяжелых лантаноидов ((Ьа/8т)м=3.1-4.1), (Сс!ЛГЬ)м =2.5-2.7) и отрицательные аномалии Ей, "П, №>, 2г. Это предполагает, что Тверской блок представляет собой фрагмент архейской коры, претерпевший в начале палеопротерозоя растяжение и рифтогенез -тектоническое событие, широко проявленное в пределах Карельского блока 2.42.5 млрд. лет назад (РисМе1 е! а1., 1997; ЬоЬасИ-2ИисИепко е! а1., 1998). Тектоническая переработка этих гранитоидов происходила 1751±10 млн. лет назад (и-РЬ изотопные возраста по сфенам), т.е. синхронно с пиком интенсивной палеопротерозойской тектонической переработки архейских пород Беломорского мобильного пояса и края Карельского кратона (Бибикова и др., 1999а), связанной с заключительной стадией эволюции крупного палеопротерозойского орогена. Преобладающие по объему гнейсы СреднеРусского пояса, образовавшиеся по вулканогенным и осадочным породам, рассматриваются как палеопротерозойские и коррелируются со свекофенскими комплексами западного обрамления Балтии (Богданова и др., 2004).

Московская гранулитовая зона выделяется в южном борту СреднеРусского пояса на границе с Волго-Уральским мегаблоком. Хорошо фиксируемая на картах общей намагниченности в виде системы линейных резко градиентных положительных магнитных аномалий, эта зона была изучена по керну Щелковской, Бойновской, Коровинской и Поваровской скважин (Bogdanova е! а1., 1999, Богданова и др., 2004). Здесь представлены сильно метаморфизованные зрелые осадки, интрудированные лейконоритами с островодужными геохимическими характеристиками. и-РЬ возраст цирконов из лейконоритов составляет 1980±6 млн. лет, их модельные возраст 2.32 млрд. лет (Богданова и др., 2004). Все это свидетельствуют о палеопротерозойском возрасте комплексов, которые рассматриваются как производные активной континентальной окраины, коррелируемой с

палеопротерозойским (1970-2060 млн. лет) Осницко-Микашевичским магматическим поясом западного обрамления архейских комплексов Украинского щита (Bogdanova ег а1., 1999).

Рязано-Саратовский складчатый пояс, разделяющий Сарматию и ВолгоУралье, включает вулканогенные, осадочные и разнообразные по составу плутонические породы, которые рассматриваются как комплексы активной окраины андийского типа с возрастом 2.1-2.0 млрд.. лет назад (Bogdanova ег а1., 1996; Bogdanova ег а1., 1999).

Таким образом, весь комплекс рассмотренных данных показывает, что Среднеприднепровская и Карельская гранит-зеленокаменные области, расположенные в южной и северной частях ВЕК, в архейское время были пространственно разобщены, формировались независимо друг от друга и были включены в состав единого раннедокембрийского континента к концу палеопротерозоя в ходе разновозрастных тектоно-магматических событий в обстановках конвергентных границ плит.

Эволюция Среднеприднепровской и Карельской ГЗО как отражение двух тектонических механизмов роста коры в

архее.

Результаты исследований Среднеприднепровской и Карельской ГЗО имеют принципиальное значение для обсуждения тектонических механизмов роста континентальной коры в архейское время - одной из самых сложных фундаментальных проблем геологической истории Земли. Уже с самого начала исследователи ГЗО разделились на два лагеря (обзор в работе Конди, 1983). Одни отстаивали позиции о специфике тектонических режимов архея и их неповторимости в более поздние геологические эпохи. Другие искали и находили черты сходства архейских и фанерозойских комплексов, интерпретируя это сходство как отражение подобия тектонических режимов. Были выявлены также и различия палео- и неоархейских ГЗО с разделением их на два типа с разными тектоническими режимами формирования: «первичные (энсиматические) и вторичные (энсиалические) зеленокаменные пояса» (Гликсон, 1980, 1987), «зеленокаменные серии лунной и нуклеарной стадий» (Павловский, 1979, 1982), «зеленокаменные породы платформенной и рифтовой фаз» (Гровс, Бэтт, 1987). Анализ литературных данных показывает, что Среднеприднепровская и Карельская ГЗО - типичные представители этих двух типов структур архейских кратонов. И полученные нами данные являются убедительным свидетельством различий тектонических режимов формирования этих структур. Результаты изучения Карельской ГЗО дали новые аргументы в пользу тектоники конвергентных плит в архейское время. Такой же тектонический режим, однако, неприменим для объяснения полученных данных по Среднеприднепровской ГЗО, эволюция которой связывается с формированием мощной океанической коры и последующим плавлением ее нижних частей.

Эволюция Карельской ГЗО в обстановках конвергентных

границ плит.

Роль тектоники плит в архейской истории Земли на сегодня оспаривается многими исследователями. Это аргументируется различиями строения, состава и структурно-метаморфической эволюции архейских ГЗО и фанерозойских складчатых поясов, включая (Bickle et al., 1994; Hamilton, 1998; Smithies, 2000): (1) отсутствие в архейских ГЗО комплексов пород, типоморфных для фанерозойских обстановок конвергентных границ плит, таких как офиолиты, тектонический меланж, бониниты, эклогиты, глаукофановые сланцы; (2) широкое распространение в архейских ГЗО необычных для фанерозойских аккреционно-складчатых поясов породных серий, наиболее яркие представители которых - коматииты зеленокаменных поясов, синтектонические ТТГ-гранитоиды их обрамления и посттектонические гранитоиды санукитоидной серии.

Как было показано для Карельской области и следует из публикаций по другим ГЗО, имеются прямые свидетельства их формирования в обстановках конвергентных границ плит. Уже известное общее сходство строения, состава и геохимических характеристик ГЗО и надсубдукционных комплексов фанерозоя дополнено находками в архейских зеленокаменных поясах ряда структурно-вещественных элементов, индикаторных для субдукционных обстановок фанерозоя. Так, при исследованиях в Карельской области были выявлены и изучены офиолитовые комплексы с бонинитами и зонами тектонического меланжа (Щипанский и др., 1999, 2001; Shchipansky et al., 2004). Аналогичные находки описаны для Канадского кратона (Polat, Kusky, 1999). В последние два года появилась информация об архейских эклогитах в Беломорском мобильном поясе, пространственно сопряженном с Карельской ГЗО (Слабунов, 2003; Щипанский, 2004, устные сообщения).

Важным фактором при разработке моделей тектоники плит для ГЗО является учет вероятных особенностей субдукционных процессов в архее. Новым дополнительным свидетельством островодужпой природы ТТГ-зеленокаменных поясов Карельской ГЗО послужило выявление в них двух синхронных, но контрастных по петрогенезису вулкано-плутонических групп: (1) (Б)АДР - типичного для фанерозойских островных дуг продукта плавления метасоматизированного мантийного клина и (2) адакитовой - продукта плавления субдукцированной океанической плиты, редкого для фанерозойских островодужных комплексов. Резкое преобладание в ГЗО ТТГ-гранитоидов адакитовой ассоциации, рассматриваемое как указание на разные тектонические обстановки формирования архейских ГЗО и фанерозойских островодужных систем (Smithies, 2000), на самом деле может быть объяснено спецификой архейских зон субдукции. Главным аргументом в пользу этого являются примеры фанерозойского адакитового магматизма, приуроченного к островным дугам с субдукцией горячей океанической коры, не успевшей остыть на коротком пути между хребтом и зоной субдукции, или с субдукцией океанической коры увеличенной мощности - асейсмичные хребты или океанические плато небольшой мощности (Drummond, Defant, 1990; Drummond et al., 1996; Haschke et al., 2002). Эти данные показывают, что специфика архейских зон субдукции, вероятно связанная с большей температурой

архейском мантии (Pollack, 1997), обеспечивалась за счет двух главных факторов: (1) большей (> 20 км), чем современная, мощностью океанической коры (Sleep, Windley, 1982) и (2) погружением в зоны субдукции более горячих океанических плит, вероятно, из-за их большей скорости движения и существования более развитой системы срединно-океанических хребтов (Kusky, Polat, 1999). Увеличение мощности и повышение температуры погружающейся океанической плиты будет определять уменьшение угла ее субдукции (Haschke et al, 2002, Hunen et al., 2002). Результаты моделирования такой пологой субдукции показывают, что на глубинах около 100-120 км происходит постепенное уменьшение угла погружения океанической плиты с практически полным выполаживанием и последующим субгоризонтальным ее перемещением на расстояние до 400-500 км от желоба, и только после этого происходит отрыв плиты и погружение ее в астеносферную мантию (Hunen et al., 2002). Такая пологая субдукция в сочетании с повышенной мощностью погружающейся океанической плиты и повышенной температурой архейской мантии и являются отличительными факторами архейских обстановок конвергентных границ плит, которые позволяют объяснить особенности состава и геохимии породных комплексов как собственно островодужного ТТГ-зеленокаменного этапа эволюции ГЗО, так и последующего постзеленокаменного этапа с его необычными для фанерозоя гранитоидами санукитоидной серии.

Для ТТГ-зеленокаменного этапа главной чертой такой субдукции будет ведущая роль плавления океанической коры с масштабной генерацией кислых расплавов. Увеличенные в 2-3 раза мощности океанической коры будут давать значительно большие, чем в фанерозое, объемы расплавов, которые, из-за выполаживания зон субдукции, будут генерироваться при примерно одних и тех же Р-Т параметрах и иметь близкие геохимические характеристики. Кроме того, при пологих углах субдукции уменьшается мощность перекрывающей мантии, что с одной стороны облегчает поступление расплавов к поверхности, а с другой уменьшает возможность взаимодействия этих расплавов с мантийным материалом. Последнее и является тем ключевым фактором, который обеспечивает более высокую кремнекислотность и более низкую магнезиальность и концентрации Сг и Ni в архейских адакитах (ТТГ-гранитоидах) по сравнению с их фанерозойскими аналогами (Marten, 1999) -одна из отличительных особенностей архейских ТТГ-гранитоидов, используемых как аргумент противниками субдукционных обстановок в архее (Smithies, 2000).

Другим вероятным следствием пологой субдукции является формирование своеобразной литосферной мантии, состоящей из мантийного исходно перидотит-гарцбургитового материала, превращенного в пироксенит при переработке адакитовыми расплавами, и фрагментов океанической коры, обогащенной гранулитовым и эклогитовым реститом при удалении из нее адакитового расплава. В Карельской и в ряде других 130 устанавливается несколько разновозрастных эпизодов формирования ТТГ-зеленокаменных поясов, которые могут представлять разновременные эпизоды субдукции. Каждый из таких эпизодов давал дополнительный вклад в доращивание литосферной мантии ГЗО, приводя ее в состояние мощного «слоенного

пирога». Очевидно, что такая мощная «слоенная» литосферная мантия будет гравитационно нестабильна из-за ее внутренней вещественной неоднородности и, вероятно, пониженной плотности по отношению к смежным участкам мантии, не претерпевшим субдукционной переработки. Всплывание такой утолщенной и гравитационно нестабильной литосферы могло инициировать мантийный диапир. Снижение давления при подъеме и подвод дополнительного тепла с поднимающейся астеносферой обеспечивали плавление литосферной мантии, метасоматизированной адакитовыми расплавами и обогащенной несовместимыми элементами в ходе предшествовавших эпизодов субдукции. Это привело к масштабной генерации «необычных» для фанерозоя санукитоидных расплавов, становление которых завершает тектоно-магматическую эволюцию архейских ГЗО и превращение их в блоки стабильной континентальной коры.

Эволюция Среднеприднепровская ГЗО в обстановках, не связанных с конвергентными границами плит

плавление мощной океанической коры под воздействие плюма

Сравнительный анализ Карельской и Среднеприднепровской ГЗО показывает, что наряду с общими чертами сходства состава и геохимических типов магматических пород, две этих области значительно различаются по геологическому строению, составу породных комплексов, длительности и последовательности формирования и зеленокаменных, и гранито-гнейсовых комплексов, что предполагает разные тектонические механизмы эволюции этих ГЗО. Действительно, большинство свидетельств о ведущей роли тектоники конвергентных границ для Карельской ГЗО, в Среднеприднепровской области отсутствует.

Основное внимание при реконструкциях тектонических режимов формирования и Карельской, и Среднеприднепровской ГЗО в данной работе уделялось петрогенезису и тектонической принадлежности кислых магматических пород, различия пространственной и временной позиции которых хорошо дополняет общую картину отличий и оттеняет различия тектонических механизмов формирования этих двух ГЗО. Полученные данные для Среднеприднепровской области, необъяснимые с позиций тектоники конвергентных границ плит, предполагают масштабное формирование расплавов за счет частичного плавления мощной базитовой коры. Привлекаемая в данной работе модель «каскадной конвекции» вещества в нижней и средней коре, инициированной мантийным плюмом (Щипанский, Подладчиков, 1991), была разработана для объяснения механизма формирования купольных структур Среднеприднепровской ГЗО, но хорошо объясняет также и все остальные особенности кислого магматизма этой области. Второй возможный механизм плавления мощной базитовой коры -деламинация ее нижних частей, преобразованных в условиях эклогитовой фации (Zegeгs, Кеке^ 2001) - был разработан для ГЗО Пилбары и Каапвааля на основании широкого комплекса исследований, включая геофизические данные и результаты изучения ксенолитов из кимберлитов (информация о строении, составе и возрасте подстилающей литосферной мантии). Эта модель также не противоречит нашим данным и может рассматриваться как альтернативный

предложенному в работе механизм, обеспечивший массовую генерацию кислых магм в Среднеприднепровской ГЗО. Любая из этих моделей, однако, не предполагает роли конвергентных границ плит в становлении кислых магматических пород Среднеприднепровской ГЗО, что подчеркивает особенности тектонического режима ее формирования.

Начальный этап эволюции Среднеприднепровской ГЗО - механизм образования мощной мафической коры - в данной работе не обсуждался из-за отсутствия данных для решения этого вопроса. Для других, аналогичных Среднеприднепровской, ГЗО было предложено две альтернативные модели. В одной мощная мафическая кора рассматривается как крупное океаническое плато, сформированное при подъеме глубинного мантийного плюма (Zegers, Keken, 2001). В другой образование утолщенной мафической коры связывается с процессами тектонического скучивания пластин океанической коры (Hoffman, Rinalli, 1988; de Wit, 1998). Очевидно, что эти две модели предполагают два разных тектонических режима: ведущую роль магматизма мантийных плюмов в первом случае и тектоники литосферных плит во второй группе моделей. Оценка этих двух моделей требует специальных исследований, которые в рамках данной работы не проводились.

Заключение

Различия характера геологической эволюции Среднеприднепровской и Карельской ГЗО, отражающие специфику тектонических режимов их формирования, являются примером двух типов этих мегаструктур архейской коры (Павловский, 1979, 1982; Гликсон, 1980, 1987; Гровс, Бэтт, 1987). При этом полученные нами данные подтвердили и дополнили общую возрастную обособленность ГЗО двух структурно-тектонических типов (de Wit, 1998). Так, Среднеприднепровская ГЗО, рост континентальной коры в которой происходил в мезоархейское время 3.2-3.0 млрд. лет назад, по строению, составу и характеру геологической эволюции близка к самым древним палеоархейским (3.6-3.4 млрд. лет) ГЗО восточной Пилбары (западная Австралия) и Каапваальского кратона (южная Африка). Напротив, Карельская ГЗО, большая часть которой была сформирована в неоархейское время, по всем характеристикам близка к неоархейским ГЗО Канадского (провинция Сьюпириор) и Австралийского (блок Ийлгарн) щитов. Отражают ли различия в характере тектонической эволюции палео-, мезо- и неоархейских ГЗО принципиально разные геодинамические режимы и их смену ~3.0 млрд. лет назад? Или же это обусловлено эволюционной сменой тектонических обстановок, связанных с единым геодинамическим режимом? Первое предположение представляется маловероятным. Действительно, кардинальная смена геодинамических режимов, т.е. динамических сил и процессов в объеме Земли как планетного тела, привела бы к принципиальным различиям в тектонических процессах, протекавших в верхних оболочках Земли. Полученные нами данные свидетельствуют скорее о эволюционной смене тектонических обстановок, связанных с единым геодинамическим режимом. Во-первых, это позволяет объяснять и черты сходства, и различий разновозрастных ГЗО. Во-вторых, как было показано для Карелии и следует из данных по другим аналогичным ГЗО, тектоника плит в неоархейское время

отличалась от фанерозойской по характеру процессов. Причем эти отличия находят свое объяснение в эволюционной смене стиля субдукции, обусловленном последовательным остыванием Земли со временем. Если в палео- и мезоархейское время температуры мантии были еще выше, то и мощности, и температуры океанической коры того времени должны были быть еще больше, что уменьшает или делает невозможным погружение океанических плит в мантию на ранних стадиях геологической эволюции Земли. В этом случае перемещение литосферных плит должно было приводить к их нагромождению, скучиванию, и, как следствие, формированию участков аномально утолщенной мафической коры, служившей основанием для мезоархейских ГЗО (de Wit, 1998). Таким образом, проведенные исследования не дают основания исключать тектонику литосферных плит в мезоархее, указывая, однако, на принципиальное отличие стиля этой тектоники, которая не приводила к субдукции литосферных плит. С другой стороны установлено, что тектоно-магматическая эволюция Среднеприднепровской ГЗО, вероятно, определялась переработкой мощной мафической коры под воздействием глубинного мантийного плюма. Роль таких плюмов уменьшалась на протяжении всей геологической истории Земли, причем именно в архейскую эпоху отмечается резкое изменение роли плюмового магматизма в образовании коры от 80% в палеоархее до 35% в неоархее (Condie, 2001). Следует предполагать, что выявленные различия Среднеприднепровской и Карельской ГЗО обусловлены сочетанием этих двух взаимосвязанных факторов, связанных с уменьшение теплового потока в мантии в архее: уменьшение активности глубинных плюмов и одновременно уменьшение мощности и обеспечение возможности субдукции океанической коры.

Список основных работ по теме диссертации.

1 Журавлев Д.З., Пухтель И.С., Самсонов А.В., Симон А.К. Sm-Nd и Rb-Sr изотопные системы амфиболитов и плагиогнейсов Аульской "серии" Среднего Приднепровья. ДАН СССР, 1987, т. 294, № 6, с. 1456-1461.

2 Журавлев Д.З., Пухтель И.С., Самсонов А.В., Симон А.К. Sm-Nd возраст метавулканитов Сурской зеленокаменной структуры (Среднее Приднепровье). ДАН СССР, 1987, т. 295, № 3, с. 703-707.

3 Журавлев Д.З., Пухтель И.С., Самсонов А.В., Симон А.К. Sm-Nd возраст реликтов фундамента гранит-зеленокаменной области Среднего Приднепровья. Доклады АН СССР, 1987, т.294, № 5, с. 1203-1208.

4 Журавлев Д.З., Пухтель И.С., Самсонов А.В., Симон А.К. Эволюция гранит-зеленокаменных областей по данным Sm-Nd геохронометрии. Доклады сов. геологов на XXVIII МГК, том XX: "Эволюция геологических процессов". М., Наука, 1989, с. 16-23.

5 Богатиков О.А., Симон А.К., Пухтель И.С., Самсонов А.В., Журавлев Д.З. Древнейшие горные породы СССР, особенности их состава и генезиса. Доклады сов. геологов на XXVIII МГК, том XIII: "Кристаллическая кора в пространстве и времени (магматизм)". М., Наука, 1989, с. 101-110.

6 Журавлев Д.З., Пухтель И.С., Самсонов А.В. Sm-Nd возраст и геохимия метавулканитов Олондинского зеленокаменного пояса (Алданский щит). Изв. АН СССР, сер. геол., 1989, № 2, с. 39-49.

7 Куликов B.C., Симон А.К., Куликова В.В., Самсонов А.В. и др. Эволюция магматизма Водлозерского блока Карельской гранит-зеленокаменной области в архее. В кн.: Геология и геохронология докембрия Восточно-Европейской платформы. Л., Наука, 1990, с. 92-100.

8 Самсонов А.В., Красивская И.С. Древнейшие кислые магматические породы Земли и Луны. В кн.: Магматизм Земли и Луны: Опыт сравнительного анализа. М., Наука, 1990, стр.73-152.

9 Пухтель И.С, Журавлев Д.З., Куликова В.В., Самсонов А.В., Симон А.К. Коматииты Водлозерского блока, Балтийский шит. ДАН СССР, 1991, т. 317, № 1, с. 197-202.

10 Пухтель И.С, Журавлев Д.З., Самсонов А.В. Петрология и геохимия коматиитов и метабазальтов Тунгурчинского зеленокаменного пояса, Алданский шит. Геохимия, 1992, № 4, с. 544-560.

11 Самсонов А.В., Пухтель И.С, Журавлев Д.З., Чернышев И.В. Геохронология Архейского Аульского гнейсового комплекса и проблема фундамента зеленокаменных поясов Украинского шита. Петрология, 1993, вып. 1,№1,с.29-49.

12 Samsonov A.V., Zhuravlev D.Z., Bibikova E.V. Geochronology and pedogenesis of an Archaean acid volcano-plutonic suite of the Verchovtsevo greenstone belt, Ukrainian Shield. Inter. Geol. Review, 1993,35,1166-1181.

13 Samsonov A.V. Plumotectonic development of the Middle Dnieper gneiss-greenstone terrain, Ukrainian Shield: Evidence from petrological and geochronological data. Abstracts of 9th Meeting of the Association of European Geological Societies (MAEGS-9), St.Petersburg, 1995, p.97-98.

14 Samsonov A.V., Chernyshev I.V., Nutman A.P., Compston W., Evolution of the Archaean Aulian Gneiss Complex, Ukraine: SHRIMP U-Pb zircon evidence. Precambr. Res., 1996,78, p.65-78

15 Samsonov A.V., Bibikova E.V., Puchtel I.S., Shchipansky A.A., Zhuravlev D.Z. Isotope and geochemical variations of the acid volcanics of the Karelian greenstone belts and their geotectonic significance. Abstracts for the First International Symposium "Fennoscandian Geological Correlation", St. Petersburg, 1996, p. 74-75.

16 Puchtel I.S., Shchipansky A.A., Samsonov A.V., Zhuravlev D.Z. The Karelian granite-greenstone terrain in Russia. In Ed. de Wit M.J. and Ashwal L. Greenstone belts. Clarendon Press - Oxford, 1997, p. 699-706

17 Samsonov A.V., Puchtel I.S., Shchipansky A.A., Bibikova E.V., Zhuravlev D.Z. Isotope-geochemical variations between felsic volcanic rocks from Karelian greenstone belts and some tectonic implications. Abstract of the 9 European Union of Geosciences Conference, 1997, p. 363

18 Puchtel I.S., Hofmann A.W., Mezger K., Jochum K.P., Shchipansky A.A., Samsonov A.V. Oceanic plateau model for continental crustal growth in the Archaean: A case study from the Kostomuksha greenstone belt, NW Baltic Shield. Earth and Planetary Science Letters, 1998,155, p. 57-74

19 Puchtel I.S., Hofmann A.W., Amelin Yu.V., Garbe-Schonberg C.-D., Samsonov A.V., Shchipansky A.A. Combined mantle plume - island arc model for the formation of the 2.9 Ga Sumozero-Kenozero greenstone belt, SE Baltic Shield:

Isotope and trace element constraints. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1999, 63, p.3579-3595

20 Щипанский А.А., Самсонов А.В., Богина М.М., Слабунов А.И., Бибикова Е.В. Высокомагнезиальные, низкотитанистые кварцевые амфиболиты Хизоваарского зеленокаменного пояса Северной Карелии - архейские метаморфизованные аналоги бонинитов? Доклады Академии Наук, 1999, т. 365, №6, с. 817-820

21 Самсонов А.В., Богатиков О.А. Петрогенетические и тектонические условия формирования Среднеприднепровской гнейс-зеленокаменной области, Украинский щит. Ред. О.З.Дудаури, Проблемы геологии и петрологии. Тбилиси, 1999, с. 26-46

22 Самсонов А.В., Пухтель И.С., Щипанский А.А., Бибикова Е.В., Богина М.М., геохимическая зональность вулкано-плутонических серий зеленокаменных поясов как отражение тектонического режима конвергентных границ плит в архее. Тезисы первого палеовулканологического симпозиума, Петрозаводск, 2001. с. 41-42.

23 Щипанский А.А., Бабарина И.И., Крылов К.А., Самсонов А.В., Богина М.М., Слабунов А.И., Бибикова Е.В. Древнейшие офиолиты на Земле: позднеархейский супрасубдукционный комплекс Ириногорской структуры Северокарельского зеленокаменного пояса. Доклады РАН, 2001. Т. 377. №3. с. 376-380.

24 Самсонов А.В., Берзин Р.Г., Заможняя Н.Г., Щипанский А.А., Бибикова Е.В., Кирнозова Т.Н., Конилов А.Н. Процессы формирования раннедокембрийской коры С-3 Карелии, Балтийский щит: Результаты геологических, петрологических и глубинных сейсмических (профиль 4В) исследований. В кн. "Глубинное строение земной коры по профилю 4В (Кемь-Калевала)", ред. Берзин Р.Г. и др., Петрозаводск, 2001, с. 109-143

25 Самсонов А.В., Богатиков О.А., Богина М.М., Щипанский А.А., Бибикова Е.В.. Эволюция магматизма Карельского кратона как отражение тектоники микроплит в позднем архее. Тезисы Всероссийской научной конференции «Геология, Геохимия, Геофизика на рубеже XX и XXI веков», 2002, том 2, Москва, с. 173-175

26 Бибикова Е.В., Самсонов А.В., Щипанский А.А., Богина М.М., Грачева Т.В., Макаров В.А. Хизоваарская структура Северо-Карельского зеленокаменного пояса как аккретированная островная дуга позднего архея: изотопно-геохронологические и петрологические данные. Петрология, 2003, т. 11,№3, с. 289-320

27 Ларионова Ю.О., Самсонов А.В., Носова А.А. Rb-Sr геохронология и изотопная геохимия рудовмещающих пород и околорудных метасоматитов мезотермального Au-месторождсния Таловейс, западная Карелия. Доклады РАН, 2004 т. 296, № 2 , с. 1-5

28 Самсонов А.В., Бибикова Е.В., Ларионова Ю.О., Петрова А.Ю., Пухтель И.С. Магнезиальные гранитоиды (санукитоиды) Костомукшского района, западная Карелия: Петрология, геохронология и тектонические условия становления. Петрология, 2004, т. 12, № 5, с. 495-529

Подписано в печать 29.10.2004 Формат 60x88 1/16. Объем 3.0 усл.п.л.

Тираж 120 экз. Заказ № 169 Отпечатано в ООО «Соцветие красок» 119992 г.Москва, Ленинские горы, д.1 Главное здание МГУ, к. 102

W 2 о 9 8 3

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Самсонов, Александр Владимирович

Введение 5

Глава 1. Методы исследований 13

Глава 2. Эволюция магматизма и тектонические режимы формирования Среднеприднепровской ГЗО

2.1. Общая характеристика Среднеприднепровской ГЗО 17

2.2. Петрология и геохронология пород гнейсового комплекса

2.2.1 Геология и петрография 22

2.2.2 Петрогеохимическая характеристика пород гнейсового комплекса 24

2.2.3 Геохронология и изотопная геохимия пород гнейсового комплекса. 31

2.2.4 Петрогенезис кислых пород гнейсового комплекса 38

2.2.5 История формирования гнейсового комплекса 42

2.3. Петрология и геохронология кислых вулканических и плутонических 44 пород зеленокаменного комплекса.

2.3.1 Геолого-петрографическая характеристика 44

- 2.3.2 Петрогеохимические особенности 55

2.3.3 Геохронология и изотопная геохимия вулканитов и гранитоидов 63-66 зеленокаменного комплекса

2.3.4 Петрогенезис кислых пород зеленокаменного комплекса 67-68 2.4 Последовательность и тектонические условия формирования 69 континентальной коры Среднеприднепровской ГЗО.

2.4.1 Возрастные соотношения пород гнейсового и зеленокаменного 69 комплексов

2.4.2 Состав фундамента Среднеприднепровской ГЗО 69

2.4.3 Тектоническая интерпретация петрогенетических данных 71

2.4.4 Модель тектонической эволюции Среднеприднепровской ГЗО 72

Глава 3. Эволюция магматизма и тектонические режимы формирования Карельской ГЗО

3.1 Общая характеристика Карельской ГЗО 75

3.2 Петрология и геохронология гнейсового дозеленокаменного комплекса 82

3.3 Петрология и геохронология кислых вулканических и 87 плутонических пород зеленокаменного комплекса.

3.3.1 Сумозерско-Кенозерский пояс, Каменноозерская структура 87-88 Геология, петрография и геохимия вулканических пород 88-93 Геохронология и изотопная геохимия вулканических пород 94-96 Петрогенезис и тектоническая принадлежность вулканических 97-99 Пород Каменноозерской структуры.

Тектонические режимы вулканизма Каменноозерской 99-102 структуры.

3.3.2 Северо-Карельский пояс, Хизоваарская структура 103-105 Геология, петрография и геохимия вулканических и 105-114 плутонических пород

U-Pb геохронология цирконов вулканических и 114-117 плутонических пород

Петрогененезис и тектоническая принадлежность 117-122 магматических пород Хизоваарской структуры.

Тектонические режимы магматизма Хизоваарской 122-125 структуры

3.3.3 Костомукшско-Гимольский пояс, Костомукшская структура 126-128 Геология, петрография и геохимия вулканических и 128-133 плутонических пород

Геохронология и изотопная геохимия вулканических и 134-137 плутонических пород

Петрогенезис и тектоническая принадлежность 13 8 магматических пород Костомукшской структуры

Тектонические режимы магматизма Костомукшской 138-139 структуры

3.3.4 Тектонические режимы формирования зеленокаменных 139-143 поясов Карельской ГЗО.

3.4 Петрология и геохронология гранитоидов и вулканитов 143-144 постзелен окаменного комплекса

3.4.1 Постзеленокаменный магматизм среди ТТГ-зеленокаменных поясов 145 Западно-Карельская зона, Костомукшская структура 145-153 Восточно-Карельская зона, Бергаульская структура 153

3.4.2 Центрально-Карельский композит-батолит 157-158 Ледмозерско-Нюкозерский участок 158-166 Пяозерский участок 167

3.4.3. Петрология и тектонические режимы магматизма постзеленокаменного этапа эволюции Карельской ГЗО Вопросы петрогенезиса санукитоидов Петрогенетическая корреляции магматических пород постзеленокаменного комплекса Карельской ГЗО Вопросы тектонических режимов магматизма постзеленокаменного этапа эволюции Карельской ГЗО 3.5 История формирования Карельской ГЗО

Глава 4. Соотношения Карельской и Среднеприднепровской ГЗО в строении Восточно-Европейского кратона

Глава 5. Эволюция Среднеприднепровской и Карельской ГЗО как отражение двух тектонических механизмов роста коры в архее.

5.1. Эволюция Карельской ГЗО в обстановках конвергентных границ плит

5.2. Эволюция Среднеприднепровская ГЗО в обстановках, не связанных с конвергентными границами плит (плавление мощной океанической коры под воздействием плюма)

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Эволюция магматизма гранит-зеленокаменных областей Восточно-Европейского кратона"

Актуальность исследований. Реконструкция петрологических процессов и тектонических режимов формирования архейской континентальной коры является наиболее сложной и многогранной проблемой эволюции нашей планеты. Главным источником информации о механизмах образования архейской континентальной коры служат гранит(гнейс)-зеленокаменные области (ГЗО), которые обладают уникальной сохранностью породных ассоциаций. Эволюция этих мегаструктур обеспечивала интенсивный рост континентальной коры в. Эти мегаструктуры известны в составе всех докембрийских кратонов, формировались на протяжении всех документируемой геологической истории Земли, начиная с палеоархея1, и обеспечивали интенсивный рост континентальной коры за счет поступления огромных объемов магматических пород от ультраосновного до кислого составов. Общей чертой ГЗО является сочетание двух тесно пространственно сопряженных литотектонических комплексов: ТТГ-зеленокаменного и гранито-гнейсового. ТТГ-зеленокаменный комплекс объединяет слабо метаморфизованные осадочно-вулканогенные толщи синклинорных или моноклинальных структур (зеленокаменные пояса) и обрамляющие их тоналит-трондьемитовые-гранодиоритовые (ТТГ) плутоны. Гранито-гнейсовый комплекс включает разнообразные по составу метаморфические породы, мигматиты и гранитоиды крупных антиклинорных блоков, разделяющих отдельные зеленокаменные пояса. Наряду с общим сходством, для различных ГЗО фиксируются и существенные вариации строения, состава и истории формирования ТТГ-зеленокаменных и гранито-гнейсовых комплексов, на основании которых выделяются два типа этих мегаструктур. Для ГЗО-1 характерен нелинейный структурный рисунок за счет сочетания крупных гранито-гнейсовых куполов и зеленокаменных поясов (структур) неправильной амебообразной в плане • формы. В пределах конкретной ГЗО зеленокаменные структуры имеют близкие изотопные возраста и хорошо коррелируемые составы вулканогенно-осадочных разрезов, накопление которых происходило на протяжение длительного (150-200 млн. лет) интервала времени. ГЗО этого типа были сформированы в палеоархее 3.6-3.2 млрд. лет назад. ГЗО-2 отличаются четко выраженным линейным структурным планом зеленокаменных поясов, которые разделяются линейными или блоковыми областями распространения пород гранито-гнейсового комплекса. Отдельные зеленокаменные пояса здесь разновозрастны, имеют индивидуальные черты строения и состава вулканогенно-осадочных толщ и формировались в более узком (30-50 млн. лет) интервале времени. ГЗО этого типа характерны для неоархейского времени.

Вопросы тектонических режимов и геодинамических механизмов формирования ГЗО, а также значимость и возможные причины различий этих мегаструктур являются предметом интенсивных исследований и оживленных дискуссий. С одной стороны, уже на начальном этапе исследований общее сходство строения и состава неоархейских ТТГ-зеленокаменных и фанерозойских складчатых поясов рассматривалось как свидетельство возможного сходства тектонических режимов формирования этих разновозрастных структурно-вещественных элементов земной коры (Кратц, 1963). Позже это получило дополнительную аргументацию. Было выявлено геохимическое и петрогенетическое сходство известково-щелочных ТТГ-гранитоидов и кислых вулканитов архейских зеленокаменных поясов с магматическими сериями островных дуг фанерозоя (Drummond, Defant, 1990; Martin, 1999; Hollings, Kerrich, 2000; Wyman et al., 2000; Polat, Kerrich, 2001, 2002). Широко представленные в архейских поясах толеитовые базальты сопоставимы с ассоциациями фанерозойских океанических островов, океанических плато и спрединговых центров (De Wit, Ashwal, 1997; Condie, 2001). Кроме того, имеются свидетельства интенсивного горизонтального сжатия ТТГ-зеленокаменных поясов на стадиях их поздней тектонической эволюции (Polat, Kerrich, 1999). Все эти данные привели многих исследователей к заключению о ведущей роли тектоники плит при формировании ГЗО и архейской коры в целом. Вариации строения и состава зеленокаменных поясов связываются с аккреционной тектоникой, в ходе которой в них были совмещены комплексы разной тектонической принадлежности, включая нормальную океаническую кору и океанические плато, преддуговые и задуговые бассейны и островодужные постройки (Kusky, 1993; De Wit, Ashwal, 1997; Kusky, Polat, 1999). При этом наблюдаемая специфика архейского магматизма, включая обилие коматиитов и бимодальный характер с редкостью андезитов, рассматривается как отражение различий термальных режимов архейской и современной Земли (Sleep, Windley, 1982; De Wit, Ashwal, 1997; Drummond, Defant, 1990, 1996). С другой стороны, существует и достаточное количество аргументов против доминирующей роли тектоники плит на протяжении всего архея. Многие рассмотренные выше тектонические и петрологические свидетельства в пользу архейской тектоники плит оспариваются рядом исследователей (Bickle et al., 1994; Hamilton, 1998; Smithies, 2000). Кроме того, модели плитотектонического режима эволюции на протяжении всего архея не дают нам ответа о причинах различий палео- и неоархейских ГЗО двух разных типов. А именно эти различия послужили основанием для серии фундаментальных работ с выделением «первичных (энсиматических) и вторичных (энсиалических) зеленокаменных поясов» (Гликсон, 1980,

1 принято 4-х членное деление архея (Огас^ет е1 а1., 2004): неоархей - 2.5-2.8 млрд.лет, мезоархей - 2.8-3.2 мрд.лет, палеоархей - 3.2-3.6 млрд. лет, эоархей ->3.6 млрд. лет.

1987), «зеленокаменных серий лунной и нуклеарной стадий» (Павловский, 1979, 1982), «зеленокаменных пород платформенной и рифтовой фаз» (Гровс, Бэтт, 1987), что предполагает принципиально разные тектонические режимов формирования двух типов ГЗО и смену геодинамических механизмов на рубеже мезо- и неоархея. Сделанные 15-20 лет назад, эти фундаментальные предположения в последние годы не получили достойного развития, хотя специфика мезо- и неоархейских ГЗО в последние годы подчеркивается рядом исследователей (de-Wit, 1998; Zegers, Keken, 2001). Основной объем тектонических реконструкций последних лет выполнен для неоархейских ГЗО, для которых, собственно, и получены большинство рассмотренных выше аргументов в пользу тектоники плит в архее. Сложнее с палеоархейскими ГЗО. В одних случаях они, по аналогии с неоархейскими мегаструктурами, также рассматриваются как продукты тектоники плит. Д.Лоу (Lowe, 1994), анализируя характер вулканизма и осадконакопления зеленокаменных поясов ГЗО-1 и ГЗО-2 полагает, что их различия отражают количество блоков сиалической коры: в палеоархее при еще малом количестве сиалических блоков формирование ГЗО-1 происходило во внутриокеанических обстановках типа обширных океанических плато, в то время как к неоархею уже была сформирована достаточно обширная кора континентального типа, заложение на краях которой или аккреция к которой островодужных систем и определяет «островодужный облик» ГЗО-2. Ведущая роль плюмов при формировании палеоархейских ГЗО предполагается и по расчетам температурных режимов состояния архейской мантии и моделирования сопряженных с этими режимами тектонических процессов (Sleep, Windley, 1982; Zegers, Keken, 2001). При этом подчеркивается не повторявшаяся позже специфика тектонического режима формирования мезоархейских ГЗО, связанная с формированием мощной (45 - 60 км) мафической коры, плавление низов которой обеспечивало генерацию кислых магм. Таким образом, фундаментальная проблема о природе тектонических процессов и геодинамических режимов архейского времени и о их возможных изменениях в течение архея до сих пор остается открытой, и данная работа является вкладом в разрешение этой проблемы.

Цель и задачи работы. Главная цель работы — расшифровка механизмов роста континентальной коры в архейское время. Объекты исследований - две крупные ГЗО, Среднеприднепровская (Украинский щит) и Карельская (Балтийский щит), которые располагаются в разных частях гигантского Восточно-Европейского кратона (ВЕК) и отвечают двум рассмотренным выше типам этих мегаструктур. Совмещенность этих ГЗО в составе фундамента единой платформы долгое время рассматривалась как критерий их единой тектонической принадлежности, для обоснования которого проводились работы по вещественной, возрастной и тектонической корреляции их породных комплексов (для обзора Белевцев, 1990), в результате которых была предложена модель их объединения в единую супер-ГЗО (Белевцев, 1990; Аксаментова, 2002). Однако с накоплением геохронологических данных, дополняющих уже давно известную специфику строения этих ГЗО, возрастная и тектоническая обособленность процессов формирования этих двух ГЗО стала достаточно очевидной. Это получило подтверждение и в тектонических реконструкциях по кристаллическим породам фундамента Восточно-Европейской платформы, перекрытого осадочным чехлом, согласно которым архейские комплексы Балтийского и Украинского щитов входят в состав двух крупных раннедокембрийских блоков (Свекофения и Сарматия соответственно), формировавшихся независимо и, возможно, на значительном удалении друг от друга и пространственно совмещенных в единый мегаблок только к концу палеопротерозоя (Во§с1апоуа е1 а1., 1996, 1999). Не смотря на высокий уровень современной изученности архейских комплексов и Среднеприднепровской, и Карельской ГЗО, вопросы возрастной и петрологической эволюции и характера тектонических режимов их формирования еще далеки от разрешения. Учитывая это, разработка цели данной работы требует решения четырех крупных задач:

1) Реконструкция возрастной последовательности, петрогенезиса и тектонических режимов образования магматических породных ассоциаций Среднеприднепровской ГЗО;

2) Реконструкция возрастной последовательности, петрогенезиса и тектонических режимов образования магматических породных ассоциаций Карельской ГЗО;

3) Оценка пространственно-тектонических соотношений Среднеприднепровской и Карельской ГЗО в общей структуре ВЕК;

4) Сравнительный анализ эволюции магматизма Среднеприднепровской и Карельской ГЗО и выявление специфики тектонических режимов и глубинных геодинамических факторов, определявших различия этих мегаструктур.

Фактический материал. Работа выполнена в Институте Геологии Рудных Месторождений, Петрографии, Минералогии и Геохимии АН СССР (г. Москва) в рамках темы лаборатории Петрографии "Магматизм и геодинамика - главные факторы эволюции Земли". С 1993 по 2004 годы исследования были поддержаны проектами Российского фонда фундаментальных исследований (РФФИ), Отделения наук о Земле РАН и Министерства природных ресурсов России. Решение поставленных в настоящей работе задач проводились с привлечением комплекса различных методов. В основу диссертации легли материалы полевых работ 1984-2003 г.г., в ходе которых было проведено геолого-структурное изучение и опробование архейских породных комплексов Среднего Приднепровья и Карелии по естественным обнажениям, карьерам и керну буровых скважин. Для всего объема собранного каменного материала были проведены (1) петрографическое изучение пород (около 2000 шлифов); (2) петрохимические исследования валовых проб (около 1000 образцов); (3) геохимическое изучение валовых проб с привлечением метода индукционно-связанной плазмы с масс-спектрометрическим окончанием на 45 элементов (около 300 образцов) и методом изотопного разбавления для определения концентраций редкоземельных элементов (100 образцов); (4) Rb-Sr и Sm-Nd изотопные исследования по валовым пробам и породообразующим минералам (около 200 образцов); (5) минералогические, геохимические и изотопно-геохронологические исследования цирконов с привлечением классического U-Pb изотопного метода по микронавескам (около 40 проб) и методов локального изотопного анализа на масс-спектрометрах вторичных ионов в Австралийском Национальном Университете, Канберра (SHRIMP) и Шведском музее естественной истории, Стокгольм, (NORDSIM).

Научная новизна работы. Новизна данной работы для Среднеприднепровской и Карельской ГЗО определяется комплексированием геолого-структурных, петрологических и геохронологических исследований и тектонических реконструкций. Для Среднеприднепровской ГЗО впервые проведено петрологическое и изотопно-геохронологическое изучение отдельных этапов геологической эволюции гнейсового комплекса, обоснована тесная временная взаимосвязь процессов формирования гранитогнейсового и зеленокаменного комплексов в ходе эволюции единой энсиматической мегаструктуры с образованием новой континентальной коры. Для Карельской ГЗО на основании новых данных реконструированы тектонические режимы формирования разновозрастных ТТГ-зеленокаменных поясов и магматических комплексов пост-зеленокаменного этапа, получены доказательства в пользу формирования этой ГЗО в обстановке конвергентных границ плит. Часть представленных в работе подходов и методов решения проблемы тектоники зеленокаменных поясов является оригинальными и принципиально новыми не только для изученных регионов, но и для архейских ГЗО в целом. Проведенная работа имеет значение и для решения вопросов тектонического районирования и расшифровки геологической эволюции фундамента всей Восточно-Европейской платформы. Полученные данные о различиях времени, петрологических процессов и тектонических режимов эволюции Среднеприднепровской и Карельской ГЗО являются независимым и дополнительным свидетельством в пользу автономного формирования этих сегментов континентальной коры, собранный в единую структуры - фундамент Восточно-Европейской платформы - в палеопротерозойское время.

Новизна исследований в разработке общей концепции эволюции архейских ГЗО определяется тем, что до настоящего времени надежная информация о петрологических характеристиках и возрастных соотношениях пород гнейсовых и зеленокаменных комплексов была получена для палеоархейских (Каапвальский кратон, Ю.Африка, блок Пилбара, З.Австралия) и неоархейских (блок Ийлгарн, З.Австралия, Канадский кратон) областей. Мезоархейские ГЗО известны на территории Евроазиатского континента. К их числу относятся Среднеприднепровская и Карельская области. До настоящего времени эти регионы недостаточно изучены, и предлагаемая работа является первым комплексным исследованием ГЗО этой возрастной группы. Защищаемые положения

2. К одному типу относится Среднеприднепровская область (Украинский щит), эволюция которой 3.2-3.0 млрд. лет назад определялась длительным (200 млн. лет) синхронным формированием гранито-гнейсового и тоналит-зеленокаменного породных комплексов при поступлении расплавов из деплетированных мантийных и базитовых коровых источников. Эти особенности объясняются в рамках модели крупного мантийного плюма, вызывающего плавление мощной (40-60 км) мафической коры.

4. Специфика обстановок конвергентных границ плит в неоархейское время, выраженная в особенностях строения и состава тоналит-зеленокаменных комплексов Карельской ГЗО, связана с пологой субдукцией более мощной и горячей, по сравнению с фанерозойской, океанической коры.

5. Среднеприднепровская и Карельская гранит-зеленокаменные области, расположенные в южной и северной частях Восточно-Европейского кратона, в архейское время формировались независимо друг от друга и были включены в состав единого раннедокембрийского континента в конце палеопротерозоя.

Практическая значимость работы связана с тремя моментами. Во-первых, полученные новые результаты по петрологии и геохронологии гнейсового и зеленокаменного комплексов накладывают серьезные ограничения на применимость структурно-метаморфических методов при решении вопросов возрастных и генетических соотношений слагающих эти комплексы пород, которые в настоящее время все еще широко используются в практике научных и геолого-съемочных работ в Среднеприднепровской и Карельской ГЗО. Во-вторых, расшифровка тектонических режимов отдельных этапов эволюции гнейс-зеленокаменных областей является важной основой для прогноза и поисков рудных полезных ископаемых, в частности золота (Groves et al., 2003), и уже в настоящее время результаты плитотектонических реконструкций привлекаются для прогнозных оценок золотоносности территории Карельской ГЗО (Кожевников и др., 1998, 2003). Третьим важным результатом исследований является обоснование автономности и разного тектонического режима формирования архейских блоков Балтийского и Украинского щитов, что, соответственно, предполагает их вероятные различия и по характеру формирования, и типам месторождений полезных ископаемых, накладывая ограничения на использование прямых аналогий при прогнозе и поисках в пределах этих двух мегаблоков.

Публикации. По теме диссертации опубликовано 72 печатные работы, включая 5 коллективных монографий и 30 статей в рецензируемых российских и зарубежных журналах; 3 статьи сданы в печать. Результаты исследований вошли в тематические отчеты Лаборатории Петрографии ИГЕМ РАН, ежегодные и итоговые отчеты РФФИ с 1993 по 2003 гг., в производственные отчеты ПГО ЮжУкрГеология, ПГО КарелГеология и ФГУ Спецгеофизика.

Заключение Диссертация по теме "Петрология, вулканология", Самсонов, Александр Владимирович

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Различия характера геологической эволюции Среднеприднепровской и Карельской ГЗО, отражающие специфику тектонических режимов, их формирования, являются примером двух типов этих мегаструктур архейской коры (Павловский, 1979, 1982; Гликсон, 1980, 1987; Гровс, Бэтт, 1987). При этом полученные нами данные подтвердили и дополнили общую возрастную обособленность ГЗО двух структурно-тектонических типов (de Wit, 1998). Так, Среднеприднепровская ГЗО, рост континентальной коры в которой происходил в мезоархейское время 3.2-3.0 млрд. лет назад, по строению, составу и характеру геологической эволюции близка к самым древним палеоархейским (3.6-3.4 млрд. лет) ГЗО восточной Пилбары (западная Австралия) и Каапваальского кратона (южная Африка). Напротив, Карельская ГЗО, большая часть которой была сформирована в неоархейское время, по всем характеристикам близка к неоархейским ГЗО Канадского (провинция Сьюпириор) и Австралийского (блок Ийлгарн) щитов. Отражают ли различия в характере тектонической эволюции палео-, мезо- и неоархейских ГЗО принципиально разные геодинамические режимы и их смену ~3.0 млрд. лет назад? Или же это обусловлено эволюционной сменой тектонических обстановок, связанных с единым геодинамическим режимом? Первое предположение представляется маловероятным. Действительно, кардинальная смена геодинамических режимов, т.е. динамических сил и процессов в объеме Земли как планетного тела, привела бы к принципиальным различиям в тектонических процессах, протекавших в верхних оболочках Земли. Полученные нами данные свидетельствуют скорее о эволюционной смене тектонических обстановок, связанных с единым геодинамическим режимом. Во-первых, это позволяет объяснять и черты сходства, и различий разновозрастных ГЗО. Во-вторых, как было показано для Карелии и следует из данных по другим аналогичным ГЗО, тектоника плит в неоархейское время отличалась от фанерозойской по характеру процессов. Причем эти отличия находят свое объяснение в эволюционной смене стиля субдукции, обусловленном последовательным остыванием Земли со временем. Если в палео- и мезоархейское время температуры мантии были еще выше, то и мощности, и температуры океанической коры того времени должны были быть еще больше, что уменьшает или делает невозможным погружение океанических плит в мантию на ранних стадиях геологической эволюции Земли. В этом случае перемещение литосферных плит должно было приводить к их нагромождению, скучиванию, и, как следствие, формированию участков аномально утолщенной мафической коры, служившей основанием для мезоархейских ГЗО (de Wit, 1998). Таким образом, проведенные исследования не дают основания исключать тектонику литосферных плит в мезоархее, указывая, однако, на принципиальное отличие стиля этой тектоники, которая не приводила к субдукции литосферных плит. С другой стороны установлено, что тектоно-магматическая эволюция Среднеприднепровской ГЗО, вероятно, определялась переработкой мощной мафической коры под воздействием глубинного мантийного плюма. Роль таких плюмов уменьшалась на протяжении всей геологической истории Земли, причем именно в архейскую эпоху отмечается резкое изменение роли плюмового магматизма в образовании коры от 80% в палеоархее до 35% в неоархее (Condie, 2001). Следует предполагать, что выявленные различия Среднеприднепровской и Карельской ГЗО обусловлены сочетанием этих двух взаимосвязанных факторов, связанных с уменьшение теплового потока в мантии в архее: уменьшение активности глубинных плюмов и одновременно уменьшение мощности и обеспечение возможности субдукции океанической коры.

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Самсонов, Александр Владимирович, Москва

1. Baker P.E., 1982. Evolution and classification of orogenic volcanic rocks // In R.S.Thorpe (ed.), Andesites. P. 11-23

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

3. Beard J.S. and Lofgren G.E., 1991. Dehydration melting and water-saturated melting of basaltic and andesitic greenstones and amphibolites at 1, 3 and 6.9 kb // J. Petrol. 32, 365-401.

4. Beard J.S., 1995. Experimental, geological and geochemical constraints on the origin of low-K silicic magmas in oceanic arcs // J. Geophys. Res. 100, 15593-15600.

5. Bickle M.J., Nisbet E.g., Martin A., 1994. Archean greenstone belts are not oceanic crust //J. Geology, 102,121-138

6. Bogdanova S.V., 1993. The three-segment hypothesis for the East European Craton // Abstr. EUG VII,,Strasbourg, Terra Nova, v.5, p. 313.

7. Bogdanova S.V., 1999. The Paleoproterozoic history of the East European craton // Abstracts of International Conference "Early Precambrian: Genesis and evolution of the continental crust", Moscow, Russia, p. 21-22

8. Bogdanova S.V., Bibikova E.V., Gorbachev R., 1994. Paleoproterozoic U-Pb zircon ages from Belorussia: new geodynamic implications for the East European Craton // Prec. Res., 68, 231-240.

9. Bogdanova S.V., Bibikova E.V., Postnikov A.V., 1999. A remnant of a Paleoproterozoic magmatic arc beneath Moscow // Abstracts of International Conference "Early Precambrian: Genesis and evolution of the continental crust", Moscow, Russia, p. 23-24

10. Bogdanova S.V., Gorbachev R., Stephenson R.A., 2001. EUROBRIDGE: Paleoproterozoic accretion of Fennoscandia and Sarmatia // Tectonophysics, v. 339, p. vii-x.

11. Bogdanova S.V., Page L.M., Skridlaite G., Taran L.N., 2001. Proterozoic tectonothermal history of the western part of the East European Craton: 40Ar/39Ar geochronological constraints // Tectonophysics, v. 339, p. 39-66.

12. Calmus T., Aguillon-Robles A., Maury R.C. et al., 2003. Partial and temporal evolution of basalts and magnesian andesites ("bajaites") from Baja California, Mexico: The role of slab melts // Lithos,. V. 66. P. 77-105.

13. Condie K.C., 2001. Mantle plumes and their record in the Earth history // Cambridge University Press, 306 p.

14. Drummond M.S. and Defant M.J., 1990. A model for trondhjemite-tonalite-dacite genesis and crustal growth via slab melting: Archean to modern comparisons // J. Geophys. Res. 95,21503-21521.

15. Drummond M.S., Defant M.J., Kepezhinskas P.K., 1996. Petrogenesis of slab-derived trondhjemite-tonalite-dacite/adakite magmas // Trans. R Soc Edinb Earth Sci., V. 87. P. 205-215

16. Engel W.W., Diez G.-J., 1989. A modified stratigraphy and tectono-magmatic model for the Soumussalmi greenstone belt, eastern Finland, based on the re-mapping of the Ala-Luoma area // Bull. Geol. Soc. Finland. V. 61. P. 143-160.

17. Evans O.C., Hanson G.N., 1997. Late- to post-kinematic Archaean granitoids of the S.W. Superior Province: Derivation through direct mantle melting // Greenstone belts. Eds. De Wit M.J., Ashwal L.D. Oxford science publications, P. 281-295.

18. Evensen N.M., Hamilton P.J., O'Nions R.K., 1978. Rare earth abundances in chondritic meteorites // Geochim et Cosmochim. Acta, vol 42. p. 1199-1212

19. Fletcher I.R. and Rosman K.J.R., 1982. Precise determination of initial eNd from Sm-Nd isochron data // Geochim. Cosmochim. Acta 46, 19-22.

20. Gaal G. and Gorbatschev R., 1987. An outline of the Precambrian evolution of the Baltic Shield // Precambr.Res., v. 35, p. 15-52

21. Goldstein S.J., Jacobsen S.B., 1988. Nd and Sr isotopic systematics of river water suspended material: implications for crustal evolution // Earth Planet. Sci. Lett., v. 87, p. 249265.

22. Groves D.I., Goldfarb R.J., Robert F., Hart C.J.R., 2003. Gold deposits in metamorphic belts: overview of current understanding, outstanding problems, future research, and exploration significance // Economic Geology, vol. 98, p. 1-29.

23. Hamilton W.B., 1998. Archean magmatism and deformation were not products of plate tectonics // Precambrian Research, 91, 143-179

24. Hanski E., 1980. Komatiitic and tholeiitic metavolcanics of the Siivikkovaara area in the Archean Kuhmo greenstone belt, eastern Finland // Geol. Soc.Finl., Bull., 52, 67-100.

25. Haschke M. R., Scheuber E., Gunther A., Reutter K.-J., 2002. Evolutionary cycles during the Andean orogeny: repeated slab breakoff and flat subduction? // Terra Nova, 14, p.49-55

26. Haskin L.A., 1984. Petrogenetic modelling- use of rare earth elements // In: Henderson P. (Ed.), "Rare earth element geochemistry", Amsterdam-Oxford-New-York-Tokio, p. 115-152.

27. Helz R.T., 1976. Phase relation of basalts in their melting ranges at P(H20)=5kb. Part 11. Melt compositions //J. Petrology, v.17, part 2, p.139-193.

28. Hoffman, P.F., Ranalli G., 1988. Archean oceanic flake tectonics // Geophysical Research Letters, v. 15, p. 1077 1080.

29. Hoffmann A.W., 1988. Chemical differentiation of the Earth: The relationship between mantle, continental crust and oceanic crust // Earth Planet. Sci. Lett., V. 90, P. 297-314.

30. Hollings P., Kerrich R., 2000. An Archaean arc basalt-Nb-enriched basalt-adakite association: the 2.7 Ga Confederation assemblage of the Birch-Uchi greenstone belt, Superior province // Contrib/ Mineral. Petrol., v. 139., p. 208-226

31. Huhma H., 1985. Provenance of some Finnish sediments // Geologi, v.2, n.l, p. 23-25.

32. Jacobsen S.B. and Wasserburg G.J., 1980. Sm-Nd isotopic evolution of chondrites // Earth Planet. Sci. Lett. 50, 139-155.

33. Je'gouzo P., Blais S., 1995. Structural evidence for collision tectonics in the Archean of eastern Finland // Geodinámica Acta (Paris), v. 8, p. 1, p.1-12.

34. Kepezinskas K., 1999. Evolution of the magmatic rocks in the southeastern Baltic region // Vilnius, 154 p.

35. Krogh T., 1973. A low contamination method for hydrothermal decomposition of zircon and extraction of U and Pb for isotopic age determination // Geochim et Cosmochim. Acta, vol 37. p. 485-494

36. Krogh T.E., 1982. Improved accuracy of U-Pb zircon ages by the creation of more concordant systems using and air abrasion technique // Geochim. Cosmochim. Acta. V.46. P.637-649

37. Kusky T.M., 1993. Collapse of Archaean orogens and the generation of late- to postkinematic granitoids // Geology. V. 21. P. 925-928.

38. Mann A.C., 1983. Trace element geochemistry of high alumina basalt-andesite-dacite-rhyodacite lavas of the Main Volcanic Series of Santorini Volcano, Greece // Contrib. Mineral. Petrol. 84, 43-57.

39. Martin H., 1994. The Archean grey gneisses and the genesis of continental crust // Ed. Condie K.C. Archean crustal evolution. Elsevier, P. 205-255.

40. Martin H„ 1999. Adakitic magmas: modem analogues of Archaean granitoids // Lithos, V.46. P. 411-429.

41. Martin H., Chauvel C., Jahn B.M., Vidal Ph., 1983. Rb-Sr and Sm-Nd ages and isotopic geochemistry of Archaean granodioritic gneisses from eastern Finland // Precambr. Research, v. 20, p.79-91

42. Martin H., Moyen J.-F., 2003. Secular changes in TTG composition: Comparison with modern adakites // Geophysical Research Abstracts. V. 5. № 02673.

43. Mattison J.M., 1994. A study of complex discordance in zircon using stepwise dissolution technique // Contrib. Mineral. Petrol. V.l 16. P.l 17-129

44. McCulloch M.T., and Bennett V.C., 1993. Evolution of the early Earth: Constraints from 143Nd-142Nd isotopic systematics // Lithos 30, 237-255.

45. Meijer A., Anthony E., Reagan M., 1982. Petrology of volcanic rocks from the fore-arc sites // DSDP. Init. Repts. V.60. P. 709-729.

46. Moores E.M., 1995. Tectonics. //New York: W.H. Freeman and Company, 415 p.

47. Moyen J.-F., Martin H., Jayananda M., 2001. Multi-element geochemical modeling of crust-mantle interactions during late-Archaean crustal growth: the Closepet granite (South India) // Precambr. Res. 2001. V. 112. P. 87-105.

48. O'Connor J.T., 1965. A classification for quartz-rich igneous rocks based on feldspar ratios // U.S. Geol. Surv. Prof. Pap., v.525-B, p.79-84.

49. Paavola J., 1986. A communication on the U-Pb and K-Ar age relations of the Archaean basement in the Lapinlahti-Varpaisja:rvi area, central Finland // Geological Survey of Finland, Bulletin 339, p.7-15

50. Papunen H., Halkoaho T., Tulenheimo T., Liimatainen J., 1998. Excursion to the Kuhmo greenstone belt // Geological Survey of Finland, Special Paper 26, 91-106

51. Peate D. W., Siems D. F., 1998. Causes of spatial compositional variations in Mariana arc lavas: trace element evidence // The island arc. V. 7. P. 479-495

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

53. Polat A., Kerrich R., 1999. Formation of an Archean tectonic mélange in the Schreiber-Helmo greenstone belt, Superior province, Canada: Implications for Archean subduction-accretion process // Tectonics, 18,733-755

54. Pollack H.N., 1997. Thermal characteristics of the Archaean // In Greenstone belts (Ed. M.J. DeWit and L.D. Ashwal). Oxford, Clarendon Press, 223-232.

55. Prouteau G., Maury R.C., Sajona F.G., Cotten J., Joron J.-L., 2000. Behavior of niobium, tantalum and other high field strength elements in adakites and related lavas from the Philippines // The Island Arc. V. 9. P. 487-498

56. Prouteau G., Scaillet B., Pichavant M., Maury R.C., 1999. Fluid-present melting of ocean crust in subduction zones // Geology. V. 27. P. 1111-1114

57. Puchtel I.S., Brugmann G.E., Hofmann A.W., 2001. 1870s-enriched domain in an Archaen mantle plume: evidence from 2.8 Ga komatiites of the Kostomuksha greenstone belt, NW Baltic Shield // Earth and Planetary Science Letters. V. 186. P. 513-526

58. Puchtel I.S., Hofmann A.W., Jochum K.P., Mezger K., Shchipansky A.A., Samsonov A.V., 1997. The Kostomuksha greenstone belt, N.W. Baltic Shield: Remnant of a late Archean oceanic plateau? // Terra Nova, v. 9, p. 87-90

59. Rapp R.P., Watson E.B., 1995. Dehydration melting of metabasalt at 8-32 kbars: Implications for continental growth and crust-mantle recycling. // J. Petrology, V. 36. P. 891931.

60. Rapp R.P., Watson E.B., Miller C.F., 1991. Partial melting of amphibolite/eclogite and the origin of Archean trondhjemites and tonalities // Precamb. Res. V. 51. P. 1 -25.

61. Rolland Y., Picard C., Pecher A., Lapierre H., Bosch D., Keller F., 2002. The cretaceous Ladakh arc of NW Himalaya-slab melting and melt-mantle interaction during fast northward drift of Indian Plate//Chemical Geology. V. 182. P. 139-178

62. Rollingson H., 1993. Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation // Longman Group UK Ltd, 352 p.

63. Rollinson H.R., 2003. Magma mingling in the Panozero sanukitoid intrusion, Baltic Shield. // Geophysical Research Abstracts. V. 5. № 03065.

64. Rushmer T., 1991. Partial melting of two amphibolites; contrasting experimental results under fluid-absent conditions // Contrib. Mineral. Petrol. 107,41-59.

65. Sajona F.G., Maury R.C., Prouteau G., Cotten J., Schiano P., Bellon H., Fontaine L., 2000. Slab melt as metasomatic agent in island arc magma mantle sources, Negros and Batan, (Philippines) // The Island Arc. V. 9. P. 472-486

66. Samaniego P., Martin H., Robin C., Monzier M., 2002. Transition from calc-alkalic to adakitic magmatism at Cayambe volcano, Ecuador: Insights into slab melts and mantle wedge interactions // Geology, v. 30, p. 967-970

67. Shchipansky A.A., Bogdanova S.V., 1996. The Sarmatian crustal segment: Precambrian correlation between the Voronezh Massif and the Ukrainian Shield across the Dniepr-Donets aulacogen // Tectonophysics, v. 268, p. 109-125.

68. Schott B., Yuen D.A., Schmeling H., 2000. The diversity of tectonics from fluid-dynamic modeling of the lithosphere-mantle system // Tectonophysics, v. 322, p. 35-51

69. Schubert G., and Sandwell D., 1989. Crustal volumes of the continents and of oceanic and continental submarine plateaus // Earth Planet. Sci. Lett. 92, 234-246.

70. Shimoda G., Tatsumi Y., Nohda S. et al., 1998. Setouchi high-Mg andesites revisited: Geochemical evidence for melting of subducting sediments // Earth Planet. Sci. Lett. V. 160. P. 479-492.

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

72. Sleep N.H., Windley B.F., 1982. Archaean plate tectonics: Constraints and inferences // J. Geology, v. 90, p.363-380

73. Smithies R.H., 2000. The Archaean tonalite-trondhjemite-granodiorite (TTG) series is not an analogue of Cenozoic adakite // Earth and Planetary Science Letters, 182, 115-125

74. Smithies R.H., Champion D.C., 2000. The Archaean high-Mg diorite suite: Links to tonalite-trondhjemite-granodiorite magmatism and implications for early Archaean crustal growth. //J. Petrol. V. 41. P. 1653-1671.

75. Soijonen-Ward P., Nironen M., Luukkonen E., 1997. Greenstone associations in Finland // In: De Wit M. and Ashwal L.D. (editors) Greenstone belts, Clarendon Press, Oxford, p.677-698

76. Stacey J.S., Kramers J.D., 1975. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model // Earth and Planet. Sci. Lett., vol. 26. p. 207-221

77. Steiger R.H., Jager E., 1976. Subcommission on geochronology: convention of the use of decay constants in geo- and cosmochronology // Earth Planet. Sci. Lett. V. 36. P. 359-362.

78. Stern R.A., Hanson G.N., 1991. Archean high-Mg granodiorite: A derivative of light rare earth element-enriched monzodiorite of mantle origin. // J. Petrol. V. 32. P. 201-238.

79. Stern R.A., Hanson G.N., Shirey S.B., 1989. Petrogenesis of mantle-derived, LILE-enriched Archean monzodiorites and trachyandesites (sanukitoids) in southwestern Superior Province. // Canad. J. Earth Sci. V. 26. P. 1688-1712.

80. Stevenson R., Henry P., Gariepy C., 1999. Assimilation-fractional crystallization origin of Archean Sanukitoid suites: Western Superior province, Canada. // Precambr. Res. V. 96. P. 83-99.

81. Tatsumi Y., 2001. Geochemical modeling of partial melting of subducting sediments and subsequent melt-mantle interaction: Generation of high-Mg andesites in the Setouchi volcanic belt, southwest Japan. // Geology. V. 29. P. 323-326.

82. Tatsumi Y., 1982. Origin of high-magnesian andesites in the Setouchi volcanic belt, southwest Japan. II. Melting experiments at high pressure. // Earth Planet. Sci. Lett. V. 60. P. 305-317.

83. Tatsumi Y., Furukawa Y., 2003. Slab melting in sanukitoid magma formation: Geophysical and geochemical constraints. // Geophysical Research Abstracts. V. 5. № 08022.

84. Tatsumoto M., Knight R.J., and Allegre C.J., 1973. Time differences in the formation of meteorites as determined from the ratio of lead 207 to lead 206 // Science 180, 1279-1283.

85. Thirlwall M.F., 1982. A triple-filament method for rapid and precise analysis of rare earth elements by isotope dilution // Chem. Geology 35, 155-166.

86. Thurston P.C., Kozhevnikov V.N., 2000. An Archean quartz arenite andesite association in the eastern Baltic Shield? Russia: implications for assemblage types and shield history//Precamb. Res. V. 101. P. 313-340.

87. Vaasjoki M., Soijonen-Ward P., Lavikainen S., 1993. U-Pb age determinations and sulphide Pb-Pb characteristics from the late Archean Hattu schist belt, Ilomantsi, eastern Finland. // Geological Survey of Finland, Special Paper 17, p. 103-131.

88. Vidal Ph., Blais S., Jahn B.M., Capdevila R., 1980. U-Pb and Rb-Sr systematics of the Suomussalmi Archaen greenstone belt (Eastern Finland). // Geoch. Cosmoch. Acta, v. 44, n 12, p.2033-2044.

89. Wang K.-L., Chung S.-L., Chen C.-H., 2002. Geochemical constraints on the petrogenesis of high-Mg basaltic andesites from the Northern Taiwan Volcanic Zone. // Chemical Geology. V. 182. P. 513-528.

90. White W.M., Patchett, J., 1984. Hf-Nd-Sr isotopes and incompatible element abundances in island arcs: implications for magma origin and crust-mantle evolution. // Earth Planet. Sci. Lett. V. 67. P. 167-185.

91. Whitehouse M., Claesson S., Sunde Т., Vestin J., 1997. Ion microprobe U-Pb zircon geochronology and correlation of Archaean gneisses from the Lewisian Complex of Gruinard Bay, northwestern Scotland// Geochim. Cosmochim. Acta, V. 61. P. 4429-4438

92. Wyllie P.J., Huang W.-L., Stern C.R., Maaloe S., 1976. Granitic magmas: possible and impossible sources, water contents, and crystallization sequences // Can. J. Earth Sci., 1976, v. 13, p. 1007- 1019.

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

94. York D., 1969. Least squares fitting of a straight line with correlated errors // Earth Planet. Sci. Lett. 5,320-324.

95. Zegers Т.Е., van Кекеп P.E., 2001. Middle Archean continent formation by crustal delamination // Geology, 29,1083-1086.

96. Аксаментова H.B., 2002. Тектоническая корреляция структурно-вещественных комплексов кристаллического фундамента Русской плиты // Лггасфера, № 1, 31-47.

97. Балтыбаев Ш.К., Левченков O.A., Бережная Н.Г., Левский Л.К., Макеев А.Ф., Яковлева С.З., 2004а. Время и длительность свекофенской плутонометаморфической активности на юго-востоке Балтийского щита, Приладожье // Петрология, 12, 374-393

98. Балтыбаев 1И.К., Левченков O.A., Таланкина О.Л., 20046. Первые находки вулканитов в свекофенидах Приладожья и их возраст // Доклады РАН, 395, 371-375

99. Бибикова Е.В, Крылов И.Н., 1983. Изотопный возраст кислого вулканизма Карелии // Докл. АН СССР, 286, 5, 1231-1234

100. Бибикова Е.В., 1989. Уран-свинцовая геохронология ранних этапов развития древних щитов // М., 1989, 180 стр.

101. Бибикова Е.В., Богданова C.B., Горбачев Р., Клаэссон С., Кирнозова Т.И., 1995. Изотопный возраст, природа и структура докембрийской коры в Беларуси // Стратиграфия, Геологическая корреляция, т. 3, с. 68-78

102. Бибикова Е.В., Крылов И.Н., 1983. Изотопный возраст кислых вулканитов Карелии //Докл. АН СССР, Т.268, N 5, с.1231-1234.

103. Бибикова Е.В., Слабунов А.И., 1997. U-Pb геохронология и петрохимия диорит-плагиогранитного батолита Северной Карелии // Геохимия, №11, с. 1154-1160

104. Бибикова Е.В., Слабунов А.И., Богданова C.B., Шельд Т., Степанов B.C., Борисова Е.Ю. 19996. Ранний магматизм Беломорского подвижного пояса, Балтийский щит: Латеральная зональность и изотопный возраст // Петрология. Т. 7. № 2. С. 115-140

105. Бобров А.Б., Сиворонов A.A., 1985. Тоналиты Среднеприднепровской гранит-зеленокаменной области (Украинский щит) //Геологический журнал, т.45, 3, с. 37-47.

106. Богатиков O.A., Гоныпакова В.И., Борсук A.M. и др., 1985. Магматические горные породы. Классификация, номенклатура, петрография. Часть 2. Средние и кислые породы. И Мл Наука, 768 с.

107. Богданова C.B., 1986. Земная кора Русской плиты а раннем докембрии (на примере Волго-Уральского сегмента // М., Наука, 223 с.

108. Богданова C.B., Бибикова Е.В., Постников A.B., Таран JI.H., 2004. Раннепротерозойский магматический пояс под Москвой // Доклады РАН, 395, 376-380.

109. Божко H.A., Постников A.B., Щипанский A.A., 2002. Геодинамическая модель формирования фундамента Восточно-Европейской платформы // Доклады РАН, 386, 651655

110. Вревский А.Б., Крымский Р.Щ., 1997. Sm-Nd систематика и геохимия архейских перидотитовых коматиитов Балтийского щита//Доклады РАН, 352, 1, 80-82.

111. Глевасский Е.Б., Каляев Г.И., 2000. Тектоника докембрия Украинского щита // Киев. Минералогичский журнал. Т. 22. № 2/3. С. 77-91

112. Гликсон А.И., 1987. Значение раннеархейских основных-ультраосновных ксенолитов // В кн. Геохимия архея. М., Мир, с. 285-309.

113. Гликсон А.И., 1980. Стратиграфия и эволюция первичных и вторичных зеленокаменных комплексов: данные по щитам южного полушария // В кн. Ранняя история Земли. М., Мир, с. 264-285

114. Гровс Д.И., Бэтт У.Д., 1987. Пространственные и временные вариации архейских металлогенических ассоциаций как отражение эволюции гранитоидно-зеленокаменных областей на примере Западно-Австралийского щита // В кн. Геохимия архея. М., Мир, с. 98-129.

115. Дир У.А., Хауи P.A., Зусман Дж., 1965. Породообразующие минералы. // Т. 1-5. М.:1. Мир.

116. Доброхотов М.Н., Берзенин Б.З., Бойко В.Л. и др., 1981. Корреляционная стратиграфическая схема докембрийских образований Украинского щита // Геологический журнал, т. 41, № 4, с. 6-13.

117. Довбуш Т.И., Скобелев В.М., Степанюк Л.М., 2000. Результаты изучения докембрийских пород западной части Украинского щита Sm-Nd изотопным методом // Минералогический журнал, т. 22, № 2/3, с. 132-142

118. Каляев Г.И., 1965. Тектоника докембрия Украинской железорудной провинции // Киев, Наукова Думка, 190 с.

119. Каляев Г.И., Глевасский Е.Б., Димитров Г.Х., 1984. Палеотектоника и строение земной коры докембрийской железорудной провинции Украины // Киев, Наукова Думка, 239 с.

120. Коваленко A.B., Ризванова Н.Г., 1999. Новые геохронологические и изотопные данные по гранитному магматизму центральной Карелии // Геология и минеральные ресурсы северо-западной и центральной частей России. Апатиты, с. 61-66

121. Кожевников В.Н., 1992. Геология и геохимия архейских Северо-Карельских зеленокаменных структур // Петрозаводск. 199 с.

122. Кожевников В.Н., 1982. Условия формирования структурно-метаморфических парагенезисов в докембрийских комплексах. // Л.: Наука, 183 с.

123. Кожевников В.Н., 2000. Архейские зеленокаменные пояса Карельского кратона как аккреционные орогены // Петрозаводск, 222 с.

124. Кожевников В.Н., 2003. Архейские геодинамические системы: пологая субдукция, цикличность,молодые аналоги, металлогенические. следствия // Труды Карельского научного центра РАН, Петрозаводск, выпуск 5, с. 3-21

125. Конди К., 1983. Архейские зеленокаменные пояса // М., Мир, 390 с.

126. Кратц К.О., 1963. Геология карелид // М.;-Л., Наука, 210 с.

127. Кулешевич Л.В., 2002. Кислый магматизм и золотое оруденение Костомукшской структуры. // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 5. С. 59-72.

128. Кулешевич Л.В., Иващенко В.И., Лавров О.Б., Коротаева H.H., 2000. Метасоматиты и оруденение месторождения Бергаул. // Геология и полезные ископаемые Карелии. 2000. Вып. 2. С. 60-68.

129. Кулешевич Л.В., Фурман В.Н., Коротаева H.H., 2000. Золоторудное проявление Берендей, (южно-Костомукшское рудное поле). // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 2. С. 50-59.

130. Лазько Е.М., Сиворонов A.A., Бобров А.Б., 1982. Проблема тоналитового слоя в гранитно-зеленокаменных областях // Изв. АН СССР, сер. геол., № 9, с. 5-15.

131. Левченков O.A., Лобач-Жученко С.Б., Сергеев С.А., 1989. Геохронология Карельской гранит-зеленокаменной области // Ред. Л.К.Левский и О.А.Левченков, Изотопная геохронология докембрия. Ленинград, Наука, с. 63-72.

132. Левченков O.A., Лобач-Жученко С.Б., Сергеев С.А., Робонен В.И., 1990. Современное состояние геохронологической шкалы раннего докембрия Карелии // Геология и геохронология докембрия Восточно-Европейской платформы. Ленинград, Наука, с. 72-80.

133. Лобач-Жученко С.Б., Бибикова Е.В., Левченков O.A., Пушкарев Ю.Д., 1986. Геохронология восточной части Балтийского щита // В кн. "Методы изотопной геохронологии и геохронологическая шкала". М., с.77-134.

134. Лобач-Жученко С.Б., Чекулаев В.П., Арестова H.A., Левский Л.К., Коваленко A.B., 2000. Архейские террейны Карелии: их геологическое и изотопно-геохимическое обоснование // Геотектоника, № 6, с. 26-42

135. Лобач-Жученко С.Б., Чекулаев В.П., Крылов И.Н., 2000. Лампрофиры западной Карелии // Доклады РАН. Т. 370., № 3. С. 357 359

136. Лобач-Жученко С.Б., Арестова H.A., Чекулаев В.П., Левченков O.A., Крылов И.Н., Левский Л.К., Богомолов Е.С., Коваленко A.B., 1999. Эволюция Южно-Выгозерского зеленокаменного пояса Карелии. // Петрология, 7,2, с. 156-173

137. Лобач-Жученко С.Б., Сергеев С.А., Гуськова Е.Г., Краснова А.Ф., 1986. Первые данные об изотопном возрасте и палеомагматизме базитов и ультрабазитов Водлозерского блока Карелии // Докл. АН СССР, т.290, N 5, с. 1184-1187.

138. Лобиков А.Ф., 1982. О возрасте раннекарельских метавулканитов по данным свинцово-изохронного метода // Тезисы совещания: Проблемы изотопного датирования, Киев, Наукова Думка, стр. 90-91

139. Лобиков А.Ф., Лобач-Жученко С.Б., 1985. Изотопный возраст гранитов Палаламбинского зеленокаменного пояса Карелии // ДАН СССР, т.250, п.З, с.729-733.

140. Лысак A.M., Сиворонов A.A., 1976а. Петрографо-геохимические особенности и генезис гнейсово-амфиболитовой формации бассейна реки Базавлук (Украинский щит) // Геологический журнал, т. 36, № 6, с.55-67.

141. Лысак A.M., Сиворонов A.A., 19766. Внутренняя структура южной части Саксаганской глыбы Украинского щита // Геотектоника, № 6, с. 27-32.

142. Лысак A.M., Сиворонов A.A., 1978. Гнейсово-амфиболитовая формация бассейна р. Базавлук (Украинский щит) // Геологический журнал., т. 38, № 5, с. 89-97.

143. Магматические горные породы. Кислые и средние породы, 1987. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И. (ответственные редакторы) // М., Наука, 374 с.

144. Магматические горные породы. Классификация, номенклатура, петрография., 1983. Часть 1." Ред. О.А.Богатиков и др. // М.,368стр.

145. Миллер Ю.В., 1988. Структура архейских зеленокаменных поясов. Л., Наука, 143 с.

146. Милькевич Р.И., Мыскова Т.А., 1998. Позднеархейские метатерригенные породы западной Карелии (литология, геохимия, источники сноса) // Литология и полезные ископаемые, N 2, 177-194.

147. Минц М.В., 1998. Архейская тектоника миниплит. // Геотектоника, п. 6, стр.2-22.

148. Орса В.И., 1984. Типы тоналит-плагиогранитных ассоциаций Среднеприднепровского геоблока Украинского щита // В кн. Природные ассоциации серых гнейсов архея. Л., Наука, с. 175-184.

149. Павловский Е.В., 1979. Проблема зеленокаменных поясов раннего докембрия // Известия АН СССР, Серия геологическая, № 4, с.5-18.

150. Павловский Е.В., 1982. Эволюция вулканизма и тектонического режима раннего докембрия (историко-геологический аспект проблемы) // В кн. Зеленокаменные пояса древних щитов. М., Наука, с. 11 -27.

151. Попов М.Г., Сухолетова Г.Н., Морозов С.А., 1979. Геология Каменноозерского района // Геология раннего докембрия Карелии. Петрозаводск. Карельский филиал АН СССР. С. 76 95

152. Раевкая М.Б., Горьковец В .Я., Светова А.И., Володичев О.И., 1992. Стратиграфия докембрия Карелии // Петрозаводск. Карельский научный центр РАН. 190 с.

153. Рудник Д.В., Митрофанов Ф.П., (ред.), 1988. Докембрийская геология СССР // Л., Наука, 442 с.

154. Рыбаков С.И., Куликов B.C., 1985. Природа и динамика развития архейских зеленокаменных поясов Балтийского щита. // В кн. В.А. Кузнецов (ред.) Докембрийские троговые структуры Байкало-Амурского региона и их металлогения. Новосибирск, Наука, 164-170.

155. Рыбаков С.И., Мельянцев Н.В., 1986. Хизоваарская палеовулканическая постройка // Геология докембрия Северной Карелии: опер.-информ. Материалы. Петрозаводск. С. 1618.

156. Светов С.А., Хухма X., 1999. Геохимия и Sm-Nd систематика архейских коматиит-толеитовых ассоциаций Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса (центральная Карелия) // Доклады РАН, 369, 2, стр. 261-263

157. Семененко Н.П., Бойко В.Л., Бордунов И.Н. и др., 1967. Геология осадочно-вулканогенных формаций Украинского щита (центральная часть) // Киев, Наукова Думка, 380 с.

158. Сергеев С.А., 1989. Геология и изотопная геохронология гранит-зеленокаменных комплексов архея центральной и юго-восточной Карелии // Кандидатская диссертация на соискание ученой степени кандитата г.-м.н., Ленинград, 216 стр.

159. Сиворонов A.A., Сирота М.Г., Бобров А.Б., 1983. Тектоническое строение фундамента Среднеприднепровской гранитно-зеленокаменной области // Геологический журнал, т. 43, № 6, с. 52-64.

160. Синицин A.B., Ермолаева Л.А., 1985. Об архейских зеленокаменных комплексах Балтийского щита // В кн. Докембрийские троговые структуры Байкало-Амурского региона и их металлогения., Новосибирск, Наука, с. 157-163

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

162. Соколов В.А. (редактор), 1981. Вулканизм архейских зеленокаменных поясов Карелии // Ленинград, Наука, 152 с.

163. Соколов В.А. (редактор), 1984. Стратиграфия докембрия Карельской АССР (архей, нижний протерозой) // Петрозаводск. Карельский филиал АН СССР, 115 с.

164. Сочеванов H.H., Арестова H.A., Матреничев В.А., Лобач-Жученко С.Б., Гусева В.Ф., 1991. Первые данные о Sm-Nd возрасте архейских базальтов Карельской гранит-зеленокаменной области//ДАН СССР, т.318,№.1, стр.175-180.

165. Сыстра Ю.Й., 1991. Тектоника Карельского региона // Л., 176 с. Усенко И.С., 1953. Архейские метабазальты и ультрабазиты Украинского кристаллического массива // Киев, Изд-во АН УССР, 100 с.

166. Чекулаев В.П., 1999. Архейские "санукитоиды" на Балтийском щите. // Докл. РАН. Т. 368. №. 5. с. 230-235.

167. Чернышев Н.М., Ненахов В.М., Лебедев И.П., Стрик Ю.Н., 1997. Геодинамическая модель формирования Воронежского кристаллического массива // Геотектоника, № 3. С. 21-31.

168. Щеглов А.Д., Москалева В.Н., Марковский Б.А., Колбанцев JI.P., Орлова М.П., Смолькин В.Ф., 1993. Магматизм и металлогения рифтогенных систем восточной части Балтийского щита // СПб., Недра, 244 с.

169. Щербак Н.П., 1993. Периодизация этапов эндогенного рудообразования в раннем докембрии // Е.В. Бибикова (Ред.) Изотопное датирование эндогенных рудных формаций, М., Наука, стр. 3-13.

170. Щербак Н.П., Артеменко Г.В., Бартницкий E.H. и др., 1989. Геохронологическая шкала докембрия Украинского щита // Киев, Наукова Думка, 142 с.

171. Щербак Н.П., Артеменко Г.В., Бартницкий E.H., 1993. Возрастные эпохи железисто-кремнистых формаций Украинского щита // Е.В. Бибикова (Ред.) Изотопное датирование эндогенных рудных формаций, М., Наука, стр. 14-26.

172. Щербак Н.П., Есипчук К.Е., Берзенин Б.З. и др., 1985. Стратиграфические разрезы докембрия Украинского щита // Киев, Наукова Думка, 167 с.

173. Щипанский A.A., Бабарина И.И., Крылов К.А. и др., 2001. Древнейшие офиолиты на Земле: Позднеархейский супрасубдукционный комплекс Ирингорской структуры Северокарельского зеленокаменного пояса. //Докл. РАН. Т. 377, № 3. С. 376-380.

174. Щипанский A.A., Подладчиков Ю.Ю., 1991. "Стадные батолиты" как индикаторы мощной раннеархейской коры океанического типа // ДАН СССР, 1991, т. 320, N 5, с. 12121216.

175. СПИСОК РАБОТ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИдополнительно к списку использованных источников)

176. Журавлев Д.З., Пухтель И.С., Самсонов A.B., Симон A.K. Sm-Nd возраст реликтов фундамента гранит-зеленокаменной области Среднего Приднепровья. Доклады АН СССР, 1987, т.294, N 5, с. 1203-1208.

177. Журавлев Д.З., Пухтель И.С., Самсонов A.B., Симон A.K. Sm-Nd и Rb-Sr изотопные системы амфиболитов и плагиогнейсов Аульской "серии" Среднего Приднепровья. ДАН СССР, 1987, т. 294, N 6, с. 1456-1461.

178. Журавлев Д.З., Пухтель И.С., Самсонов A.B., Симон А.К. Sm-Nd возраст метавулканитов Сурской зеленокаменной структуры (Среднее Приднепровье). ДАН СССР, 1987, т. 295, N 3, с. 703-707.

179. Журавлев Д.З., Пухтель И.С., Самсонов А.В., Симон А.К. Эволюция гранит-зеленокаменных областей по данным Sm-Nd геохронометрии. Доклады сов. геологов на XXVIII МГК, том XX: "Эволюция геологических процессов". М., Наука, 1989, с. 16-23.

180. Куликов B.C., Симон А.К., Куликова В.В., Самсонов А.В. и др. Эволюция магматизма Водлозерского блока Карельской гранит-зеленокаменной области в архее. В кн.: Геология и геохронология докембрия Восточно-Европейской платформы. JI., Наука, 1990, с. 92-100.

181. Самсонов А.В., Красивская И.С. Древнейшие кислые магматические породы Земли и Луны. В кн.: Магматизм Земли и Луны: Опыт сравнительного анализа. М., Наука, 1990, стр.73-152.

182. Samsonov A.V., Zhuravlev D.Z., Bibikova E.V. Sm-Nd, U-Pb zircon and REE data for an Archaean acid volcano-plutonic suite, Ukrainian shield, USSR. Abstracts of ICOG-7, Canberra, Australia, 1990, p.87.

183. Пухтель И.С., Журавлев Д.З., Куликова B.B., Самсонов А.В., Симон А.К. Коматииты Водлозерского блока, Балтийский щит. ДАН СССР, 1991, т. 317, N 1, с. 197202.

184. Самсонов А.В., Пухтель И.С., Журавлев Д.З., Чернышев И.В. Геохронология Архейского Аульского гнейсового комплекса и проблема фундамента зеленокаменных поясов Украинского щита. Петрология, 1993, вып. 1, N 1, с. 29-49.

185. Samsonov A.V., Zhuravlev D.Z., Bibikova E.V. Geochronology and petrogenesis of an Archaean acid volcano-plutonic suite of the Verchovtsevo greenstone belt, Ukrainian Shield. Inter. Geol. Review, 1993, 35,1166-1181.

186. Samsonov A.V., Chernyshev I.V., Nutman A.P., Compston W., Evolution of the Archaean Aulian Gneiss Complex, Ukraine: SHRIMP U-Pb zircon evidence. Precambr. Res., 1996,78,65-78

187. Puchtel I.S., Shchipansky A.A., Samsonov A.V., Zhuravlev D.Z. The Karelian granite-greenstone terrain in Russia. In Ed. de Wit M.J. and Ashwal L. Greenstone belts. Clarendon Press Oxford, 1997, p. 699-706

188. Самсонов A.B., Богатиков O.A. Петрогенетические и тектонические условия формирования Среднеприднепровской гнейс-зеленокаменной области, Украинский щит. Ред. О.З.Дудаури, Проблемы геологии и петрологии. Тбилиси, 1999, 26-46

189. Samsonov A.V., Puchtel I.S., Shchipansky A.A., Bibikova E.V. 2.72 Ga sanukitoids of the Kostomuksha greenstone belt: Petrology and tectonic application. Abstracts of SVEKALAPKO EUROPROBE project workshop, Lammi, Finland, 18-21.11.1999, p. 58.

190. Ларионова Ю.О., Самсонов А.В., Носова А.А. Rb-Sr геохронология и изотопная геохимия рудовмещающих пород и околорудных метасоматитов мезотермального Аи-месторождения Таловейс, западная Карелия. Доклады РАН, 2004, т. 296, № 2, с.1-5

191. Samsonov A.V., Bibikova E.V., Bogina М.М., Petrova A.Yu., Shchipansky A.A., 2004. The relationship between adakitic and calc-alkaline volcanic rocks and TTGs in the Karelian greenstone belts. Lithos (submitted)

192. Бибикова E.B, Кирнозова Т.И, Петрова А.Ю, Самсонов А.В., 2004. Геохронология архея Западной Карелии. Стратиграфия. Геологическая корреляция (в печати)

193. Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии игеохимии Российской Академии Наук1. УДК 552:1; 551.7

194. САМСОНОВ Александр ВладимировичС

195. ЭВОЛЮЦИЯ МАГМАТИЗМА ГРАНИТ-ЗЕЛЕНОКАМЕННЫХ ОБЛАСТЕЙ ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКОГО КРАТОНА

Информация о работе

Самсонов, Александр Владимирович
доктора геолого-минералогических наук
Москва, 2004
ВАК 25.00.04

Диссертация

Эволюция магматизма гранит-зеленокаменных областей Восточно-Европейского кратона - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы