Геологическое строение Лапландско-Беломорского пояса и роль процессов растяжения в его эволюции

Терехов, Евгений Николаевич

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Геологическое строение Лапландско-Беломорского пояса и роль процессов растяжения в его эволюции
ВАК РФ 25.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Геологическое строение Лапландско-Беломорского пояса и роль процессов растяжения в его эволюции"

На правах рукописи

Терехов Евгений Николаевич

Геологическое строение Лапландско-Беломорского пояса и роль процессов растяжения в его эволюции

Специальность: 25.00.01 «Общая и региональная геология»

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Москва 2003

(

Работа выполнена в Институте литосферы окраинных и внутренних морей РАН

Официальные оппоненты:

Доктор геолого-минералогических наук,

академик РАН Доктор геолого-минералогических наук Доктор геолого-минералогических наук

Ф.П.Митрофанов

М.В.Минц

Н.А.Созинов

Ведущая организация: Институт геологии Карельского научного центра РАН

Защита состоится 23 октября 2003 г. в 11 часов на заседании диссертационного совета Д 002.056.01 при Институте литосферы окраинных и внутренних морей РАН Адрес: 119180 Москва, Старомонетный пер., 22, ИЛРАН Факс: (095) 9535590; e-mail: office@ilran.ru

С диссертацией можно ознакомиться в Отделении геологической литературы БЕН РАН по адресу: 119037 Москва, Старомонетный пер., д.35. ИГЕМ РАН.

Автореферат разослан/А сентября 2003 г.

Ученый секретарь диссертационного совета кандидат геолого-минералогических наук Леднева Г. В.

'Общая характеристика работы

Актуальность темы диссертации

Лапландско-Беломорский пояс является одной из крупнейших структур восточной части Балтийского щита, и он играет исключительно важную роль в геодинамических построениях. Именно исследования этой структуры, всегда во многом определяли направления докембрийской геологии в нашей стране. Глубокий метаморфизм её пород, сложная складчатость и часто наблюдаемая обратная метаморфическая зональность — всё это способствовало созданию коллизионных моделей эволюции этого пояса. Вместе с тем, структурные и геохимические данные часто находятся в противоречии с этими моделями.

В последние годы, среди исследователей, изучающих складчатые пояса, возрос интерес к проблеме формирования' и эволюции пологих тектонических зон сбросового типа. В многочисленных работах показано, что процессы корового растяжения и их структурное отражение в виде пологих сбросов (детачментов), имеют чрезвычайно широкое распространение, и не только в континентальных рифтовых зонах. Помимо структурного выражения, процессы формирования пологих сбросов в обстановке растяжения предопределили и вещественные преобразования в виде широкого развития процессов мигматизации, гранитизации и различных метасоматических преобразований. Одним из важнейших следствий эволюции пологих сбросов является быстрый вывод к поверхности нижнекоро-вых образований. Модели эволюции пологих сбросов, разработанные для фане-розойских структур приемлемы, с некоторой долей условности, отражающей эволюцию литосферы в геологической истории, и длядокембрийских комплексов и в частности для восточной части Балтийского щита.

Цель и задачи исследования

Целью работы явилось изучение характера тектонических процессов, в результате которых формируются пояса глубокометаморфизованных пород и исследование структурно-вещественных преобразований сопровождающих вывод глубинных фрагментов земной коры к поверхности. Основная часть исследований осуществлялась в пределах Лапландско-Беломорского пояса, хотя для реконструкции регионального положения этой структуры, работы проводились и на большинстве других структур восточной части щита. Для лучшего понимания деталей тектонического вывода глубинных пород к поверхности, исследования проводились и в альпийской части Памира.

Для достижения поставленной цели решались следующие основные задачи: 1

- выявление структурных ансамблей Восточной части Балтийского щита, с акцентом на изучение объектов, возникших на заключительной стадии их эволюции; 2 -изучение исходного субстрата (протолитов) глубокометаморфизованных пород; 3

- расшифровка взаимосвязей магматических образований с пологими тектоническими структурами; 4 - выявление структурно я обстано-

вок растяжения; 5 - изучение структурно-вещественных преобразований глубинных пород при их эксгумации.

Фактический материал

В основу работы положен большой фактический материал, собранный автором в результате работ на Балтийском щите за периоде 1974 по 2002 годы и двух полевых сезонов на Памире. Первоначально исследования проводились при производственных работах ПГО "Аэрогеология" по космогеологическому картированию восточной части Балтийского щита м-ба 1:500000. Большая часть исследования велась в рамках плановых исследований Института литосферы РАН в лаборатории Геологии Земли из Космоса, которая затем была переименована в лабораторию структурного анализа Института литосферы окраинных и внутренних морей РАН. Частично работы проводились в рамках соглашения о сотрудничестве с Геологической службой Норвегии (1988-1993 гг.) и договоров о содружестве с ПГО "Аэрогеология", СЕВ- и ЦЕНТРкварцсамоцветы. Выводы о структурных особенностях районов исследования базируются на комплексе дистанционных материалов (аэро- и космоснимки (АФС и КС), гравиметрические и магнитометрические карты, в особых случаях применялись фототеодолитные снимки). Геохимические исследования проводились на основе более 1000 полных силикатных анализов, выполненных в Институте геохимии СО РАН, которые сопровождались определением рассеянных элементов: Ва, Бг, Щэ, Ъх, N1, Сг, Со, V, РЬ, 2п, Си, Са,У, а также более чем 400 анализов РЗЭ. Часть рассеянных элементов и все РЗЭ определялись в лаборатории ИЛРАН. Кроме того, были проведены определения концентраций флюидных компонентов в породах (около 300 анализов) в институте Земной Коры СО РАН (г. Иркутск) и Аи, Ag, Р1 и Рс1 сцинциалицион-ным методом (около 250 анализов) там же в Институте геохимии.

Личный вклад автора

Геологические и структурные наблюдения, результаты дешифрирования КС и АФС почти полностью являются авторскими. Выбор объектов для детального картирования и геохимического опробования, построение структурных моделей также авторские. Тектоническая модель формирования и эволюции ЛБП является оригинальной, хотя и наследует отдельные элементы разработок других авторов.

Научная новизна

Предложенная новая интерпретация пологих разломов и лежачих складок в качестве структур растяжения, позволила принципиально иначе трактовать эволюцию ЛБП и окружающих его троговых комплексов Печенгско-Варзугского и Восточно-Карельского поясов. В рамках предлагаемой модели получили новую трактовку проблемы образования гранулитов, анортозитов, друзитов, щелочных гранитов, пегматитов, корундсодержащих метасоматитов. Выявлены структур-

ные формы и разнообразные метасоматические образования, отвечающие этапу эксгумации глубинных пород.

Публикации и апробация результатов работы

Результаты исследований отражены в 116 публикациях, в том числе в 42 статьях в рецензируемых журналах. Важнейшие положения работы докладывались на Всесоюзных, Российских и Международных совещаниях, в частности: "Экспериментальная тектоника в решении задач теоретической и практической геологии" (Новосибирск, 1982), "Геология и геохимия" (Братислава, ЧССР, 1986), "Метасоматоз и рудообразование" (Ленинград, 1987), "Использование аэрокосмической информации в геологии и смежных областях" (Москва, 1987), "Эндогенные процессы в зонах глубинных разломов" (Иркутск, 1989), "Метаморфизм, деформации и структура коры" (Оулу, Финляндия, 1991), "I - Баренцевоморский симпозиум" (Киркенес, Норвегия, 1993), "Деформации, частичное плавление и флюиды" (Эдинбург, Великобритания, 1995), "Структурные парагенезисы" (Москва, 1997), "Ранний докембрий: генезис и эволюция континентальной коры" (Москва, 1999), "Беломорский подвижный пояс", "Рифтогенез, магматизм, металлогения докембрия Фенноскандии", "300 лет Рудному делу в Карелии", "Глубинное строение и геодинамика Фенноскандии (Петрозаводск, 1997, 1999, 2000, 2002). "Тектоническое совещание" (Москва, 1998 - 2002),

Практическое значение

Геологические карты, составленные автором, и полученные фактические данные могут быть использованы при среднемасштабном геологическом картировании, а также при поисковых и тематических исследований в регионе. Предложенная модель эволюции ЛБП за счет развития пологих сбросов, открывает принципиально новые подходы к изучению структуры и вещественного состава глубоко-метаморфизованных комплексов. Данные о закономерностях преобразования горных пород в субгоризонтальных тектонических разделах, позволяют вносить поправки в принципы геологического картирования глубокометаморфизованных комплексов и поисков новых типов полезных ископаемых. В качестве примера, нового типа рудного проявления, можно отметить выявленные повышенные кон-ценцентрации палладия и платины в метасоматитах, приуроченных к фронтальным частям лежачих складок, образовавшихся при эксгумации глубинных пород.

Объем и структура работы

тых областях. В главах 3 и 4, составляющих 40-50% объема работы приводится фактический материал и авторские модели строения и эволюции Лапландского и Беломорского поясов. В главе 5 рассмотрены важнейшие магматические комплексы, приуроченные к пологим тектоническим структурам, которые отражали обстановку растяжения. В 6 главе рассмотрены структурно-вещественные изменения в толщах нижнекоровых пород в процессе их вывода к поверхности. В главе 7 приводятся варианты палеогеодинамической интерпретаций раннедокембрийс-кой истории Восточной части Балтийского щита.

Защищаемые положения

1. Важнейшим элементом строения Лапландско-Беломорского пояса, является субгоризонтальная тектоническая расслоенность, которая представлена зонами вязких разломов, лежачими складками и синтектоническими интрузиями. В большинстве своём тектонические зоны в этой структуре, являются пологими сбросами и отражают региональную обстановку растяжения. Сбросы контролировали появление (эксгумацию) нижне-среднекоровых пород Лапландско-Беломорского пояса на поверхность Земли.

2. Лапландский гранулитовый пояс является фрагментом нижней коры, тектонически выведенным к поверхности. Часть пород этого пояса, была образована в палеопротерозое в ходе нескольких этапов растяжения архейской коры и её наращивания снизу (андерплейтинга), а другая, была образована по архейским прото-литам в результате их разгнейсования. Локальные надвиговые структуры, развитые по периферии пояса и преимущественно сложенные гранатовыми амфиболитами не отображают региональную обстановку сжатия, а образованы в результате реакции пластичных масс горных пород на шоковую декомпрессию в лежачем крыле региональной сбросовой зоны.

3. Беломорский пояс обладает структурно-вещественной асимметрией, образованной конвекционным - тектоническим потоком. Западная часть пояса, в которой гранулитовые ассоциации с возрастом 2,75-2,45 млрд. лет наложены на более ранние мигматит-амфиболитовые комплексы архейской коры, отвечала восходящей, а вся остальная часть пояса - нисходящей ветвям потока. Толща киа-нитсодержащих пород (чупинская) являлась зоной скольжения, соответствующей началу погружения конвекционной ветви и может рассматриваться как элемент глубинной коллизионной зоны. Часть амфиболитов этой структуры образовалась в палеопротерозое в результате процессов интерплейтинга.

4. Индикаторами процессов растяжения в Лапландско-Беломорском поясе являются: габбро-анортозиты, друзиты, чарно-эндербиты, субщелочные граниты. Источник всех этих образований, а также палеозойских пород Кольской щелочной провинции — структурно их наследующих, был обогащен литофильными элементами и особенно легкими РЗЭ, Указанные образования фиксируют участок аномально возбужденной мантии, которая могла быть причиной коро-ман-тийного растяжения в палеопротерозое.

5. Элементами глубинных зон растяжения являются пологие сбросы и сопряженные с ними лежачие складки. Их характерной чертой, является крайне разнообразный спектр метасоматических процессов, фиксируемых такими минералами, как: корунд, гранат, кордиерит, эпидот, кальцит, указывающих на регрессивный тренд преобразования глубинных пород при их эксгумации в обстановке растяжения.

Бл агодарности

Неоценимую поддержку, без которой исследования автора могли бы прекратиться, оказал В.Е. Хаин, который помогал развивать и защищать новые идеи.

При написании работы автор пользовался советом и содействием коллег из института Литосферы РАН A.C.Балуева, Л.С.Бородина, М.З.Глуховского, В.Е.-Гоникберга, Л.В.Ефремовой, П.ККепежинскаса, Ю.С.Перфильева, Е.С.Пржи-ялговского, О.М.Розена, О.Г.Шеремета, Т.Ф.Щербаковой. Работа не могла быть выполнена без огромной помощи сотрудников минералогической лаборатории института под руководством В.В.Ляховича, а также аналитического центра под руководством А.Т.Савичева и трагически погибшего В.Е.Сонюшкина. Весьма полезными были дискуссии и консультации с сотрудниками ИГГД РАН (Санкт-Петербург): С.Б.Лобач-Жученко, В.П.Чекулаевым, Ю.В.Миллером, С.И.Турчен-ко; ГИ Кар.НЦ РАН (Петрозаводск) А.И.Слабуновым, В.И.Кожевниковым, В.В.Степановым, О.И.Володичевым, А.М.Ручьевым, Н.Е.Король; ГИ КНЦ РАН А.А.Арзамасцевым, П.М.Горяиновым, Н.Е.Козловым, Т.Ф.Негруцы, П.К.Скуфь-ина, ПГО "Аэрогеология" В.Е.Гендлером, Б.Н.Берендеевым, Е.Я.Шенкманом, ИГЕМа М.К.Сухановым, Ин-та геохимии СО РАН В.И.Левицким; Института географии РАН Л.Н.Васильевым и А.Б.Качалиным; Геологической службы Норвегии: Б.Стуарта, П.Илленом, М.Офтеном, Д.Робертца, РКартпутца, М.Марке-ром. Всем названным и многим другим ученым автор искренне благодарен.

Автор благодарит Н.А Богданова за постоянное внимание и поддержку при проведении данного исследования.

Особую признательность автор выражает В.М.Моралеву, который создал великолепную творческую обстановку в исследовательском коллективе.

Автор благодарен за помощь в оформлении диссертации Г.В. Гуниной и Л.Ф. Сергачевой и постоянным участникам полевых работ Э.А.Витошкину и М.С.Про-някину.

Работа не могла быть завершена без финансовой поддержки российского мецената Терехова Л.Н.

Глава 1. Основные черты геологического строения восточной части Балтийского щита и положение в его структуре J1 апландско-Беломорского пояса

Балтийский щит состоит из трех провинций: Карело-Кольской, Свекофеннской и Дальсландской. Первая характеризуется длительной эволюцией (3,2-1,7 млрд. лет) с формированием нескольких генераций архейских топалит-трондъемит-гранодиорито-вых (ТТГ) ассоциаций и зеленокамепиых поясов и палеопротерозойских образований Карелия. Свекофеннская - имеет краткую историю: 2,0 (2,2?)-1,7 млрд. лет и её кора является ювенильной, то есть образовалась из мантии без участия архейского компонента (Huhma, 1986). Граница Свекофеннской и Карело-Кольской провинции часто рассматривается как зона субдукции (Gaal, 1986), но вдоль неё нет островодужных комплексов, поэтому она скорее является сдвиговой зоной (Морозов, 1999). Дальс-ландская - была образована в результате готской орогении (1,75— 1,5 млрд. лет) и переработана позже, в ходе гренвильских событий (1,25-0,9 млрд. лет) (Gall, Gorbatshev, 1987). К границе Свекофеннской и Дальсландской провинций приурочен Трансскандипавский пояс, который трактуется как островная дуга (Ahall, Larson, 2000).

В пределах Карело-Кольской провииции выделяется две субпровинции: Карельская и Кольская и расположенный межпу ними Лапландско-Беломорский пояс (ЛБП) (рис 1). Большую часть Карельской субпровинции занимает Карельский массив. Это типичная гранит-зеленокаменная область, на 80% сложенная породами: ТТГ серии (серыми гнейсами) и зеленокаменных поясов. На них сугловым несогласием залегают образования Карелия. В СЗ части субпровинции выделяются отдельные блоки, сложенные архейскими породами. Это глыбы: Яргул, Курина, Савукоски и другие, разделенные поясами карелид и гранитами комплекса Хета (1,8 млрд. лет) (Симонеп, 1984). ТТГ формация этой провинции, была образована в период 3,2—2,7 млрд. лет, причем, 3,2-3,1 млрд. лет назад были сформированы наиболее древние структуры. Это Водло-зерский блок и некоторые глыбы в Финляндии, ио большая часть формации ТТГ имеет возраст 2,93-2,83 млрд. лет. Важным компонентом Карельского массива являются зеленокамепные пояса, одновозрастные с ТТГ. Вулканиты этих поясов имеют деплети-рованный источник и представлены толеитами и коматиитами (Вревский, 2000), а более редкие андезиты, приурочены к границам разновозрастных доменов (Чекулаев и др., 2002). В конце архея кора Карельского массива подверглась термальному воздействию с образованием гранулитовых ассоциаций с возрастом 2,7-2,65 млрд. лет (Ло-бач-Жученко и др., 1976), приуроченных к центральным частям кольцевых структур, размером 50-100 км, отражающих обстановку позднеархейского растяжения, (Kusky, 1993).

Кольская субпровинция преимущественно сложена архейскими образованиями, метаморфизованными в гранулитовой фации умеренных давлений (кольский тип) (Гранулитовая.., 1977). Формация ТТГ здесь так же развита и по её породам получен более древний возраст (3,0 млрд. лет), чем для гранулитов (Баянова, 2002). В Кольской субпровинции известны зеленокаменные пояса, степень их тектонической переработки выше, чем в Карелии. В СЗ части субпровинции расположен блок Инари (VI рис. 1), который по составу пород близок к Карельскому массиву (Laajoki, 1991).

Рис. 1. Схрмя геологического строения Карело-Кольской провинции. 1 - девонские интрузии, 2 -каледониды; 3 - рифейские отложения; 4 - посторогенные образования (1,8-1,55 млрд. лет); 5 -орогенные гранитоиды (1,9 -1,8 млрд. лет), 6 - 8 - отложения Карелия: 6 - калевий; 7- ятулий-сариолий; 8 -сумий; 9 - 10 - рифтогенные интрузии: 9 -граниты (2,5-2,4 млрд. лет), 10 -расслоенные интрузии (2,45-2,35 млрд лет); 11- гранулиты Лапландского пояса; 12 -метаморфиты Беломорского пояса; 13 - грапито-гнейсы и супракрустальные образования гранит-зеленокаменных областей нерасчлененные (3,2-2,6 млрд. лет); 14-граница Свекофеннской и Карело-Кольской провинций; 15 - контур Лапландско-Бсломорского пояса; 16 - границы: а - древнейших блоков земной коры, б - Онежско-Кандалакшского палеорифта. Номера карельских структур - в тексте.

Образования Карельской формации (2,6—1,7 млрд. лет) слагают изолированные пояса, которые сконцентрированы в двух главных полосах или "ветвях карелид" (Харитонов, 1966). Это: Полмак-Пасвик-Печенга-Имандра-Варзугская-Усть-Понойс-кая "ветвь" в пределах Кольской субпровинции и Восточно-Карельская структура, состоящая из разобщенных трогов: Карасйок (1), Кительский (2), Салла (3), Куолояр-вииский (4), Кукасозерский (5), Шомбозерский (6), Лехтинский (7), Ветреного Пояса

(8). Западнее их расположена другая группа подобных структур: Выгозерская (9), Чирко-Кемская (10), Сегозерская (11), Селецкая (12), Медвежьегорская (13), Онежская(14), Каутокейна(15);Куусамо(16), Перапохиа(17), Похинмаа(18), Кай-нуу( 19), Саво(20)и Янис-Ярвинская(21)(рис. 1). Особенностью трогов является их асимметрия, что выражается в форме структур, наращивании разреза с севера на юг в северной "ветви" и в противоположном направлении в южной. Асимметрия подчеркивается и различным строением их бортов. Стратиграфические горизонты в пределах северной ветви протягиваются на десятки и сотни километров, а в южной ветви, ситуация принципиально иная - троги разобщены, а их внутренняя структура очень сложная.

Породы сумийского возраста, начинающие разрез карельского цикла, залегают в основании трогов, и представлены двумя вулканическими ассоциациями: коматиит-базальтовой и риолитовой. Иногда базальные слои сложены кварцитами (Сомин, Травин, 2002). Высокомагнезиальные породы благодаря "обогащенному" спектру РЗЭ отличны от архейских коматиитов с хондритовым типом распределения. Разница составов архейских и протерозойских коматиитов отмечается для всех регионов мира и связывается это с поступлением в кору обогащенного материала (Мак СашЬе!, 1993). Кислые вулканиты наследуют составы позднеархейских гранитов.

Формация зеленых (сариолийских) конгломератов (Гилярова, 1974) дала название комплексу, базальные слои которого имеют датировки в 2405+10 млн. лет (БПуеппошеп, 1991). Возраст андезито-базальтов 1 толщи Печенгской структуры, ассоциирующих с конгломератами равен 2,35-2,3 млрд. лет (Смолькин 1997). Конгломераты слагают маломощные линзы, находящиеся в тесных отношениях с вулканитами, которые имеют островодужное распределение РЗЭ.

Термин "ятулий" имеет наибольшую известность и им названы образования, которые считались протоплатформенным чехлом древних щитов (Салоп, 1967). Для яту-лия (2,3-2,1 млрд. лет) не характерны вулканиты, образовавшиеся при плавлении обогащенной мантии, но появляются лавы связанные с декомпрессиониым плавлением истощенной мантии и кислой коры. Толеитовый вулканизм повсеместно ассоциируется с кварцевыми конгломератами и кварцитами (Негруца, 1993). На Кольском п-ве, осадки слагают маломощные горизонты, а в Карелии и Финляндии их мощность соизмерима, а иногда и выше, чем у вулканитов (Хейсканен, 1980).

В пределах людиковия выделяются заонежский (2,1 -2,05 млрд. лет) и суйсарский горизонты (2,05— 1,95 млрд. лет). Для первого характерны шупгиты, черные сланцы и филлиты, а для второго - вулканиты двух принципиально различных геохимических серий: толеитовые базальты океанического типа (МОИВ) и ферробазальты существенно обогащенные РЗЭ и другими некогерентными элементами.

Образования калевия - вепсия наследуют карельские структуры, но с несогласием залегают на них, образуя самостоятельные прогибы. Они встречаются в южной части Печенгской и Имандра-Варзугской структур, где интерпретируются как молассы (Ме1егЫк, 1993). К молассе можно отнести и кварциты формации Кумпу (ТшвМ, ЬаарШ, 1991) и петрозаводской свиты (Светов, 1986).

Геодинамическая позиция карельских структур остается дискуссионной. Ранее их рассматривали как субплатформенные структуры (Гилярова, 1974) или эрозиопно-тектонические останцы протоплатформенного чехла (Светов, 1979), затем их стали

считать сутурами Кольского (Marker, 1985) или Северо-Карельского океанов (Минц и др., 1996). Но в последние годы увеличивается число сторонников пулл-аппартной модели их происхождения (Терехов, 1984; Морозов, 1999; Калодяжный, 2000). Согласно этой модели, карелиды не являлись чехлом протоплатформы, но и не океаническими бассейнами, а всегда были трогами в сдвиговых зонах. В каждом троге формировался свой разрез, который в общих чертах сопоставлялся с другими, но имел и свои особенности. Большинство трогов приурочено к Восточно-Карельской сдвиговой зоне По её простиранию - из Северной Норвегии до р. Онега (рис. 1), выделяются череда трогов, разделённых бластомилонитами. На юге, большинство пород представлено сумийскими вулканитами (Пухтель и др., 1991), в Лехтинском троге появляются сариолийские и ятулийские породы, в Куолоярвинском и Кительском большая часть пород имеет ятулийский и людиковийский возраст, а возраст пород в структуре Ка-расйок не превышает 2,0 млрд. лет(Кп11 et all., 1985). Сумийские образования преобладают и в Имандра-Варзугской структуре, а к СЗ они сменяются молодыми разностями и разрез в Печенгской структуре начинается только с сариолия. Поэтому можно говорить о пропагации этих разломных зон в СЗ направлении. Пулл-апартная модель формирования карельских структур, позволяет отказаться от идеи первично-площадного развития чехла. Несмотря на то, что структурный рисунок карелид объясним с позиции сдвигов, ситуация по всей восточной части щита более сложная. Так как в момент образования карельских трогов, ЛБП еще не было на поверхности, а протоли-ты его пород находились на глубинах 25-45 км. И только по мере эволюции СЗ сдвигов и формирования карельских структур, глубинные породы поднимались к поверхности.

Лапландско-Беломорский пояс (ЛБП) расположен между Карельской и Кольской субпровинциями (рис. 2) и принципиально отличается от окружающих его образований. В его строении принимают участие две структуры: Лапландский и Беломорский пояса (ЛП и БП), эволюция которых во многом различная, но их объединяет то, что протолиты этих структур долгое время находились на глубине, в зоне пластических деформаций и вышли к поверхности почти одновременно. Большая часть протолитовБЯ образовалась 2,9-2,7 млрд. лет, то есть синхронно с гранит-зеленокаменным комплексом Карело-Кольской провинции. Позднеархейский гранулитовый метаморфизм затронул породы БП. Его меньшая часть, сформировалась в палеопротерозое - это сумийского возраста магматические породы (друзиты и чарноэндербиты) (Шарков и др., 2000) и ятулийские феррогаббро (Степанов, 1999). На заключительном этапе эволюции БП было образовано огромное количество пегматитов и одновременно с ними (1,95—1,75 млрд. лет) шло формирование метасоматитов (Гродницкий, 1998). ЛП имеет разный возраст протолитов. На ЮВ, значительная часть основных пород имеет возраст 2,45 млрд. лет, но известны более древние и более молодые породы. На западе большинство основных пород имеет возраст 2,0 млрд. лет (Krill et. al., 1985), но для некоторых получены датировки 2,6 млрд. лет (Merilaninen, 1973). Кислые грану-литы во всех частях Л П имеют одинаковые радиологические возраста (1,95 млрд. лет), но по геологическим наблюдениям они образовывались по основным и кислым породам архейского и протерозойского возраста. Особенностью ЛБП являются пологие структуры, которые прослеживаются на сотни километров. Они сложены гранатовыми амфиболитами, плагиомигматитами, кианитсодержащими и эклогитоподобными породами, основными и кислыми гранулитами. Этим ЛБП принципиально отличается

Рис.2. Геолого-структурная схема Лапландско-Беломорского пояса. 1 - палеозойские (а) и протерозойские (о) щелочные интрузии; 2 - граниты: посторогенные (1,75 млрд. лет), б -орогенные (1,8 млрд. лет), в - рифтогснные (2,5-2,4 млрд. лет); 3 - расслоенные интрузии, друзиты, габбро-анортозиты (2,45 млрд. лет); 4 - карельская формация (2,5-1,75 млрд. лет): а -ятулий и людиковий, б - сумий и сариолий; 5 - супракрустальные породы архейских зеленокаменных поясов (а), нестратифицируемые кианитсодержащие породы (б); 6 -

от архейских зеленокаменных поясов и карельских трогов.

Важную роль для понимания эволюции Балтийского щита играют посторогепные интрузии (1,8-1,7 млрд. лет) (рис. 3), которые внедрялись в хрупкие трещины ЛБП -то есть на уровень, который близок к современному эрозионному срезу и их можно считать индикаторами появления глубинных пород на поверхности. В северной части

-------Рис. 3. Структурное положение

посторогенного и анорогенного магматизма, Лапландского и Беломорского поясов относительно линеаментов полученных с м/м космических снимков. 1 - посторогенные граниты и проявления лампрофиров (1,81,7 млрд. лет). Цифрами показаны массивы: 1- Лицко-Урагубской группы, 2 -Юовоайв, 3 - Вайноспяа, 4 - Лапландской группы, 5 - Стрелышнский, 6 -Карельского перешейка, 7 - Аландских о-вов;; 2 - массивы щелочных габбро (1,8 млрд. лет): 8 -Гремяха-Вырмес, 9 -Елетьозеро-Тикшеозеро, 10 - Элисенваара; 3 - отдельные лайковые поля лампрофиров и лампроитов (1,75 -1,7 млрд. лет):11-Северного Приладожья, 12 - Южной Печенги, 13 - Порьей губы, 14 - оз. Левушка; 4 - проявления анорогенного магматизма - граниты рапакиви (1,7-1,55 - млрд. лет).

щита к ним относятся граниты Лицко-Урагубского и Наттанен комплексов (Митрофа -нов и др., 1996; Наара1а е1. а1. 1987), а в южной, они известны в Приладожье и Южной Финляндии (Копоре1ко, 1998). С ними ассоциируются лампрофиры (Левковский, 1975; Вга^ап, 1989). Известно и несколько районов развития даек щелочных пород этого возраста. Это поля лампрофиров Южной Печенги (Скуфьин и др., 1999), Северного Приладожья (Иващенко, 1998) и лампроитов Порьей губы Белого моря (Никитина и др., 1999). Большинство пород этой группы обогащены фосфором и имеют высокие концентрации РЗЭ, при (Ьа/УЬ)п> 100. Обилие брекчий, форма тел, раскрис-таллизованность в тонких жилках, всё это позволяет связывать формирование этих комплексов с мощным флювдным потоком.

Молодые геологические события в истории щита, также происходили внутри ЛБП или рядом с ним - это формирование рифейского Оиежско-Кандалакшского грабена (рис. 1). В фанерозое и особенно в девоне проявился внутриплитный магматизм, большая часть которого так же приурочена к ЛБП (рис. 4), а его состав в некоторой мере

докарельский фундамент; 7 -мигматиты беломорского комплекса (а) и гранатовые амфиболиты (б); 8 - архейские (а) и протерозойские (б) грапулиты; 9 - разломы, выявленные по космическим снимкам; 10 - сбросы (детачменты), контролирующие эксгумацию ЛБП. Буквами показаны: Мб - Мурманский блок, ЦКб - Центрально-Кольский блок, КМ - Карельский массив; Фрагменты ЛБП: Лп -Левайокский пояс, ФЛ -Финская Лапландия, ТСС -Туадаш-Сальнотундровская структура, ККМ - Кандалакша-Колвицкий массив, БП -Беломорский пояс, ТС - структура Тунтса-Савукоски; Фрагменты Восточно-Карельской зоны: Кр - пояс Карасйок, Кп - пояс Киттеля, Кл - Куолоярвинская структура, КС - Кукасозерская структура, Шс - Шомбозерская структура, Лс - Лехтинская структура, Вп - Ветреного Пояса; ПС -Печенгскай структура, И-В - Имандра-Варзугский пояс.

Рис. 4. Структурная позиция проявлений фанерозойского магматизма на Балтийском щите и ближайшем его обрамлении. 1 - известные и прогнозируемые массивы щелочных пород; 2 -астроблемы или трубки взрыва; 3 - кимберлитовые и мелилититовые трубки взрыва; 4 -налеопротерозойские магматические породы, указывающие на обогащенную «LII.» верхнюю мантию и нижнюю кору (расслоенные интрузии, друзиты, пикриты, лампрофиры, лампроиты, граниты рапакиви); 5 - участки земной коры, испытывающие в Pz растяжение; 6 - структуры, выявленные по дешифрированию м/м КС; 7-9 - границы: 7 - каледонского надвига; 8 - грабена Осло; 9 - платформенного чехла Русской плиты.

наследует особенности метасоматитов, образовавшихся при эксгумации глубинных пород. Магматизм девонского возраста на Фенноскацдии, явился неоднородным по условиям образования магм и его можно рассматривать как индикатор динамических обстановок. Условия максимального растяжения коры, имели место в тыловой части каледонских надвигов, где развиты троги с древним красным песчаником и магматические породы кислого состава. Вне каледонид, кора Фенноскацдии находилась в обстановке сжатия и кислые расплавы не образовывались. Формирование магмы для ультраосновного-щелочного комплекса (У1ДК) (массивы Ковдор, Сокли и другие) и кимберлитов, происходило в мантии, и их появление свидетельствует о том, что участки литосферы на глубинах 50-150 км испытывали растяжение. Но, становление этих массивов происходило в условиях сжатия, которые реконструируются структурными исследованиями (Пржиялговский и др., 1996). Несоответствие между растяжением, сопровождающим рифтогенез, с которым связаны массивы УЩК(Белов и др., 1999) и строением массивов, указывающим на обстановку сжатия, объяснимо в рамках модели развития глубинных пологих сбросов в литосфере Фенноскацдии (Балуев и др., 2002).

Глава 2. Эксгумация метаморфических пород как один из важнейших геологических процессов

Нахождение на поверхности щитов глубокометаморфизованных пород, вызывает много вопросов. Традиционно, их появление связывается с длительной эрозией. Но, несоответствие с количеством обломочного материала, которое должно образовываться, побуждает исследователей, искать другие модели объясняющие появление этих пород на поверхности. Это: изменение радиуса Земли или гравитационной постоянной, усиление фактора стресса по сравнению с литостатическим давлением. Но, сейчас накопилось много данных, чтобы решить эту проблему без привлечения этих гипотез.

Исследования протерозойских конгломератов Лехтинской структуры, показали, что в составе обломков нет пород беломорской серии. Это позволило сделать вывод о том, что Беломорская структура в начале палеопротерозоя не подвергалась эрозии (Негруца, 1967). Изучение основания разреза Карелия на Кольском п- ве, так же пока -зало, что в обломках отсутствуют глубокометаморфизованпые породы (Беляев, Петров, 1972). Таким образом, к началу палеопротерозоя, в регионе не обнажались ниж-некоровые породы. Позже эти данные подтвердились другими методами. Было установлено, что до рубежа 1,8 млрд. лет метаморфические породы ЛБП находились в условиях, где их температура превышала 650 град. (Бибикова и др., 1999). Пегматиты БП формировались в период 1,9 — 1,75 млрд., при давлениях не менее 7 кбар (Гродниц-кий, 1998) — то есть на глубинах 20 км. Положение пород ЛБП в составе нижней коры, в начале протерозоя, можно предполагать по данным изучения анортозитов и эклогитоподобных пород ЛП, а это: 11-13 кбар (Козлова, Реженова, 1998) или друзи-тов 7-9 кбар (Шарков и др., 1997). Работы по цирконам ЛП указывают на то, что возраст 1,92 млрд. лет фиксирует начало эксгумации (Каулина, 2002). Как же глубинные породы ЛБП появились на поверхности Земли?

Проблема появления больших объемов нижнекоровых пород на поверхности часто умалчивается, и возможно из-за этого многие проблемы геодинамики Балтийского щита, особенно остры. Так, во всех современных тектонических моделях этого региона Лапландский и Беломорский пояса играют самую активную роль. Но до рубежа 1,8 млрд. лет их как таковых ещё не было на поверхности. Часто считается, что вывод к поверхности глубинных пород, осуществлялся за счет эрозии, но к настоящему времени накопилось много данных противоречащих этому. Так, некоторые части архейской коры уже были на поверхности около 3 млрд. лет и остаются приблизительно на том же эрозионном уровне. В составе посторогенных интрузий региона сохранились скарны и грейзены, формирование которых происходило в близповерхностных условиях. В девонских трубках взрыва Терского берега известны кратерные фации, которые изначально имели мощность около 100 м. (Калинкин, Поляков, 1997). Всё это подтверждает мнение некоторых исследователей, о том, что фактор эрозии часто значительно преувеличен (Горяинов, Николаев, 1991).

Вывод глубинных пород к поверхности получил название эксгумация. Эксгумация является генетическим термином, описывающим перемещение пород к поверхности Земли, и она происходит в трех процессах: сбросообразования, пластичного утонения и эрозии (рис. 5а). Эти процессы важны и для формирования рельефа, синорогенных осадков, метасоматитов и декомпрессионного плавления. Существует несколько ас-

Эрозия ¥

дация)

чистый сброс

Просты* сбросы кора x-xSöBääaäHzsö'^ivXv.T «тоническая дону- ' ^ Л1ИТЙСФ^А

мантия

Астеносфера

простой сброс

KabaTSr* "Hi мантийная литосфера^^чГС

ocAepäSr""

' Астеносфер^

состояние коры до тектонических перемещений С

Схема показывающая различие чистого и простого сброса (Wemike, 1981,1985). Надвиг Сброс

односторонний

грабен С

Эксгумация нижнекоровых метаморфических пород

односторонний грабен

Р-

~ 20

Рост метаморфического

яяра аллохтоны

2С

50 км

40 км

охлажденные мкжнекороеые породы претерпевшие деформации в хрупких условию

Рис. 5. Структурные схемы механизма эксгумации нижнекоровых пород. А - схема, иллюстрирующая сочетание взаимодополняющих процессов: эрозии, сбросообразования (тектоническая денудация) и пластического утонения, ведущих к эксгумации глубинных пород; Б - схема, показывающая принципиальное различие обстановок растяжения в различных условиях деформаций. В условиях чистого сброса хрупкая часть коры деформируется симметрично относительно нижней - пластичной части. При простом сбросе растяжение осуществляется за счет пологого сброса - детачмента. В - модель, показывающая отсутствие эксгумации при надвигообразовании в отличие от сбросообразования. Г -эксгумация нижнекоровых пород по модели "Rolling hinge", в которой при эволюции сброса происходит вращение лежачего крыла из-за изостатического поднятия, вследствие тектонической денудации (Burg et al., 1994).

пектов этой проблемы: её длительность, структура глубинных фрагментов, геодипа-мические причины, структурно-вещественные преобразования глубинных и окружающих их комплексов в период эксгумации. Исследования в складчатых областях, основанные на фиш-трековых анализах указывают на большую скорость эксгумации (1020 мм в год), которая не сопоставима со скоростью эрозии (Ring et al., 1999).

До сих пор, успехом пользуются идеи о выдавливании глубинных пород при коллизии (Malavieile, Chemenda, 1997), хотя очевидно, что при надвигании пластин, нижне-коровые породы не приближаются к поверхности (рис. 5в). Из-за пластичного состояния нижнекоровых пород, их тектоническое перемещение в виде клина выдавливания является проблематичным и поэтому для объяснения их эксгумации разработаны модели их всплывания (Перчук, 1997). Появление конгломератов с обломками нижнеко-

ровых пород, на орогенной стадии развития складчатых поясов, способствовало оформлению взглядов на "разваливание" орогенов, когда сдвоенная и гравитационно-ие-устойчивая кора коллизионных структур, как бы расползается в виде гигантских оползней — сбросов (рис. 5а) (England, 1996). Но во многих складчатых поясах известны нижнекоровые комплексы, которые были выведены к поверхности задолго до коллизии при "деламинации", когда происходило утонение континентальной коры за счет тектонического растягивания (Иванов, 1997) или сбросов, которые формировались на стадии заложения орогена (Avidal, 1992; Chopin, 1994). Лучше всего изучены пологие сбросы, контролирующие заложение и эволюцию континентальных рифтовых зон. Асимметрия этих структур, навела исследователей на мысль о ведущей роли пологих сбросов в их формировании (Казьмин, Бякин, 1997). Развитие подобных идей привело к оформлению нового структурного направления, посвященного роли пологих сбросов в формировании земной коры. Важнейшим его аспектом явились модели эксгумации глубинных пород. Первоначально, это объяснялось чисто структурным механизмом эволюции сброса, когда породы лежачего крыла простого сброса последовательно появляются на поверхности (рис. 56 и в). Чем глубже проникает сброс, тем более глубинные породы эксгумируются. Впоследствии появились более сложные модели, которые учитывают изостатическое поднятие и вращение лежачего крыла с формированием метаморфических ядер (рис. 5г).

Некоторые примеры корового растяжения в фанерозойских складчатых поясах

В последние годы в работах по каледонидам Северной Атлантики, варисцидам Европы, образованиям Альпийско-Гималайского складчатого пояса, важную роль в их формировании, придается процессам растяжения, которые следуют за периодом складчатости. Исследования выявили, что пологие сбросы (детачменты), определяющие режим растяжения утолщенной коры и вывод пижпе-средиекоровых пород к поверхности, взаимосвязаны с процессами гранитизации, мигматизации и метасоматозом в глубинных сечениях коры. Взгляды автора на структурно-вещественные преобразования пород при эксгумации, в значительной мере были определены работами на Памире (рис. 6). Долгие годы Гималайский регион являлся эталоном по изучению коллизионных процессов, но в настоящее время в этом районе с тем же успехом разрабатываются проблемы постколлизионного расширения, декомпрессионного плавления и вывода глубинных пород к поверхности (England, Houseman, 1989; Burg, 1990; Crawford, Windley, 1990; Harris, Massey, 1994; Burchfiel, 1996 и многие другие).

Сближение Евроазиатской и Индийской плит началось 200 млн. лет назад и через 150 млн. лет, они столкнулись. Индостан двигался на север со скоростью 10 см в год, но после столкновения, скорость его перемещения снизилась до 5 см в год, с которой он перемещался до рубежа 10 млн. лет, а затем скорость дрейфа вновь увеличилась (Searle, 1996). Первоначально Индостан испытывал вращение против часовой стрелки, но после того как он пересек экватор, вращение стало по часовой стрелке (Kimura, 1999). После столкновения Индостана с Евразией, до неогена, на огромном пространстве существовала плоская поверхность выравнивания (Сборщиков, 1988). На отсутствие расчлененного рельефа указывает наличие в основании Предгималайского и Преддарвазского прогибов топко-обломочных красноцветов. Периоды наименьших

скоростей перемещения Индостана совпали с эксгумацией кристаллических пород и формированием горного рельефа. Отмечается две волны эксгумации кристаллических пород. Первая, в период 23-8 млн. лет произошла в Гималаях, Гиндукуше, ЮЗ Памире (Amato, 1999; Edwards, Harrison, 1997) и была обусловлена явлениями корового растяжения, которое не связано с локальными явлениями в сдвиговых зонах, а явилось региональным событием, охватившим всю территорию (Burg et al., 1984; Burchfiel, Royden, 1985). Образовалось множество пологих сбросов, важнейшим из которых, является Южно-Тибетский (England, Houseman, 1989). Главная фаза его активности была в интервале 22-18 млн. лет (Coleman, Hodges, 1998). В северном, висячем его крыле, обнажаются слабоизмененные, а в лежачем - метаморфизованные породы. Следствием растяжения, явилась эксгумация глубинных пород, которые во время этого процесса претерпели структурно-вещественные преобразования. На начальных стадиях образовывались лежачие складки, гранитные купола, высокоглиноземистые метасоматиты, а на заключительных — пегматиты и минерализованные жилы. Долгое время все эти образования рассматривались в контексте коллизии, но в последние годы, выяснилось, что именно процессы эксгумации ответственны за них (Searle et.al., 1992). Гималайские граниты (Crawford, Windley, 1990) образуют многочисленные плитообразные тела в метаморфитах Высоких Гималаев и подошвы верхней пластины сложенной породами Тетиса (рис 6). Наблюдается различный эрозионный уровень массивов: от корневых мигматитовых куполов до перемещенных интрузий. Определения возрастов Гималайских гранитов показывает их синхронность с эксгумацией кристаллических пород (Crawford, Searle, 1991).

В отличие от Высоких Гималаев, где выходы метаморфитов контролировались лежачим крылом протяженного регионального сброса, кристаллические породы Памира были выведены к поверхности несколько иным механизмом. Кольцевую структуру, в центре которой обнажаются кристаллические породы ЮЗ Памира и СВ части афганского Бадахшана и прилегающие к ним менее метаморфизованные комплексы, можно рассматривать как структуру растяжения, сходную с "комплексом метаморфических ядер" (Wernike et. al, 1996). Характерной чертой ЮЗ Памира является субгоризонтальная расслоенность в центральной его части, с периклинальными падениями сбросов по краям структуры, которые рассматривались как надвиги (Буданов, Пашков, 1989).

В Памиро-Гималайском поясе известно множество месторождений: рубина, сапфира, шпинели, турмалина, скаполита, лазурита, которые разрабатывались с древнейших времен и принесли известность этому региону. Они приурочены к метаморфи-зовапным породам горанской серии ЮЗ Памира и ее аналогам в Афганистане, Пакистане и Индии. Установлено, что все эти месторождения формировались в процессе ди-афтореза по гранулитовому субстрату в условиях повышенного потенциала воды (Левицкий и др., 1987). Считалось, что возрастдиафтореза и соответственно камнесамоц-ветной минерализации является докембрийским. Но, сравнительно недавно получены данные о том что, температурный рубеж 700 град., гнейсами Каракорума был пройден только 18 млн. лет назад (Parrish, Tirrul, 1989). Месторожден'ия"кунцита, турмалина, берилла представлены формацией редкометальных пегматитов, которые также считались докембрийскими. В настоящее время доказана их связь с молодыми гранитами в Гиндукуше, Каракоруме и Гималаях, образовавшимися при эксгумации кристалличес-

Тянь-Шань

Тад^кикск npQm6

Тарим

JCapaKopyMCKMÜ сдвиг

Тибет

•И

«шв>| 2 ЬЧ9

ссЫз РсНю

И |4 testin

о о S 15 h—112

vv V16 М—Из

1+1.2114

Индия

1000 км

Рис. 6. Схема важнейших структур Памира - Гималаев (составлена автором по материалам: Parrish, Tirrul, 1989; Grawford, Wmdley, 1991; Burchfiel et. al.,1991; Searle et al„ 1992; Weinberg, 1997; Coleman, Hodges, 1998). 1 - Высоко-Гималайские граниты (23-3 млн. лет), 2 -Каракорумский батолит (80-20 млн. лет), 3 - Трапс-Гималайский островодужный батолит (10020 млн. лет), 4 - современные троги в Тибете, 5 - неоген - четвертичные молассы предгорных прогибов, 6 - осадочно-вулканогенные образования Тетиса (триас-палеоген) и 7 - герцинид (кембрий-пермь), 8 - образования Низких Гималаев (преимущественно осадочные палеозойские породы), 9 - кристаллические породы Высоких Гималаев, Нанга Парбата, Кохистана, Каракорума и Бадахшанского массива - в том числе и ЮЗ Памира, 10 - надвиги в южной части Гималаев (МВТ - Главный граничный надвиг, МСТ - Главный Центральный надвиг), 11- сдвиги, 12 - важнейшие офиолитовые швы, 13 - Южно-Тибстский детачмент (сброс), 14 - участки работ: 1 - ЮЗ Памир, 2 - ЮВ Памир.

ких пород (Россовский, 1987;Hildebrand et al., 1998).

Вторая волна эксгумации кристаллических пород проявилась в Каракоруме, ЮВ Памире и западной части Кунь-Луня (Neil, Housemen,1994; Searle, 1996; Sobel, Dumitru, 1997). Эти процессы фиксируются фиш-трековым анализом по породам обрамления Каракорумского сдвига. Это: 5— 1 млн. лет для милонитов района г. Кунгур (Brunei et al., 1994) и 5 млн. лет для корундовой минерализации ЮВ Памира (Дмитриев, 1990). Её можно связать с всплыванием субдуцированной континентальной коры. Предполагается, что-за неоген, перемещение Памира на север могло составить 300 км, что привело к субдукции Таджикско-Таримского фрагмента континентальной коры под Северный и Центральный Памир (Burtman, Molnar, 1993) В результате гравитационной неустойчивости, возникшей при захоронении легкой коры, была сформирована Музкольская структура Восточного Памира, которая явилась эталоном по изучению молодых эксгумационных процессов.

Зонально метаморфизованные образования Восточного Памира, известны как музкольская серия (Пашков, Дмитриев, 1981). Эти породы, в ассоциации с гранитами и мигматитами, слагают Шатпутский выступ, который отличается от складчатого, но менее измененного фанерозойского "чехла" Центрально-Памирской зоны. Форма выходов кристаллических образований, их структурные и минералогические особен-

иости, соотношения с неметаморфизованным окружением — всё это позволяет относить их к структурам типа "комплексов метаморфических ядер". Автором впервые для этого района получены данные по геохимии большинства пород Зорбурулюкского купола, одного из представителей подобных "ядер", но основное внимание было обращено на проявления корунда, который, является индикатором процессов растяжения глубинных зон земной коры (Терехов и др., 1999), а не образован на пике метаморфизма. Возраст этой минерализации ранее считался докембрийским и эти образования сопоставлялись с корундами ЮЗ Памира (Шамси-Заде, 1989), но после обнаружения на Восточном Памире корунда в слабометаморфизованных отложениях (Терехов и др., 1993) и получения неогенового возраста для коруцдсодержащих пород музкольского комплекса, встал вопрос о том, что все подобные образования в пределах Гималай-Каракорумской системы являются молодыми и их образование можно связывать с альпийским этапом эксгумации.

В Гренландии, Шотландии, Скандинавии находятся два типа всемирно известных геологических объектов: троги с древним красным лежнем (каледонская моласса) и эклогиты с коэситом и алмазом. Много современных работ указывают па формирование трогов в обстановке растяжения при гравитационном коллапсе каледонского оро-гена за счет развития пологих сбросов (Hartz, Andersen, 1995), а не приуроченности их к структурам типа пулл-апарта сдвиговых зон (Roberts, 1983). Гнейсо-эклогитовый комплекс каледонид, становится эталоном модели вывода глубиипых пород при коровой растяжении (Andersen, Jamtveit., 1990; Wain, 1997; Dunlap, Fossen, 1998). Это подтверждается фактом широкого развития пологих зон бластомилонитов, одновозра-стных с девонскими молассами (Austrheim, Mork, 1988). Строение гнейсо-эклогито-вого комплекса каледонид, позволяет автору провести некоторую аналогию с ситуацией в восточной части Балтийского щита, где пологие зоны бластомилонитов ЛБП од-новозрастны с трогами карелид.

Признание за сбросами важной роли в эволюции коры, открывает новые перспективы по изучению таких геологических проблем, как: механизма эксгумации глубинных пород, происхождения асимметричных грабенов, плавления, появления метасо-матитов и пегматитов на заключительной стадии эволюции складчатых поясов.

Глава 3. Лапландский гранулитовый пояс — нижнекоровый фрагмент рифто-генной структуры

Лапландский гранулитовый пояс дугой протягивается из Норвегии через Северную Финляндию в Россию до района Сальных тундр, а затем появляется в районе г. Кандалакша. Здесь были проведены пионерские работы по изучению гранулитов (Eskola, 1952; Елисеев, 1953). Независимо от способов формирования протолита гранулитов, на что имеются противоречивые взгляды (Геология СССР, 1958; Жданов, 1966; Беляев, 1971; Marker, 1985), гранулиты образовывались на глубинах 25-45 км (Крылова, 1983; Минц и др., 1996). Для них устанавливается только регрессивные минеральные преобразования, указывающие на их поэтапную эксгумацию (Перчук и др., 1999; Fonarev et.al., in press). Пояс состоит из фрагментов, имеющих свои названия: Кандалакша-Колвицкий, Туадаш-Сальнотундровский, Яврозерский, Финской Лапландии и Левайокский (рис. 2).

Кандалакша-Колвицкий массив (ККМ). На примере ККМ, была разработана стратиграфическая схема лапландского комплекса (Беляев, 1971). ККМ состоит из

Рис. 7. Схема строения Кандалакша-Колвицкого гранулитового массива. 1 - девонские интрузии; 2-3 - архейские гранито-гнейсы беломорского комплекса и протерозойкие мигматиты развитые по ним: 2 - биотитовые, 3 - биотит-амфиболовые; 4 - гиперстеновые гнейсо-диориты (эндербиты) архей-палеопротерозойского возраста; 5 - позднеархейские или палеопротерозойские супракрустальные породы Рязановолудго зеленокаменного пояса; 6-7 -Умбинский интрузивный комплекс (2,45 -1,9 млрд. лет): 6 - чарнокиты, граниты; 7 - эндербиты; 8 - субщелочные граниты (2,2-1,8 млрд. лет); 9 - габбро-клинопироксениты (2,0 -1,95 млрд. лет); 10 - анортозиты (2,45 млрд. лет); 11 - гранатовые амфиболиты - фронтальной и тыловой части структуры; 12 - двупироксеновые гранулиты; 13 - эклогитоподооные породы; 14 - кислые гранулиты; 15 - важнейшие разломы; 16 - разломы; 17 -элементы залегания метаморфической полосчатости; 18 - места радиологического опробывания и номера проб. Цифрами показаны: I -Кандалакшская, II - Колвицкая, III - Умбинская структуры.

трех структур: Кандалакшской, Колвицкой и Умбинской (рис.7). Породы Колвицкой структуры с СЗ граничат с гранито-гнейсами Беломорского пояса. От мыса Качинного до мыса Шомбач, наблюдается весь гранулитовый разрез: гранатовые амфиболиты, габбро-анортозиты, эклогитоподобные породы, двупироксеновые гранулиты, амфи-болитизированные и гранитизированные двупироксеновые и гиперстеновые гранулиты. Все породы моноклинально падают на СВ, кроме полосы гранатовых амфиболитов, с крутыми элементами залегания и с будинами основных гранулитов и интрузиями габбро-верлитов, в центральной части Порьей губы. На востоке расположена Умбинская структура. Её СЗ часть сложена гранитизировапными основными гранулита-ми, превращенными в гнейсовидные эндербиты. В них, встречаются включения основных и горизонты кислых гранулитов. Последние, представляют собой невыдержанные

по составу, структуре и текстуре породы, состоящие из плагиоклаза, КПШ, кварца, силлиманита, граната, биотита, кордиерита. Их особенностью является ленточный кварц. К востоку от мыса Шомбач кислые гранулиты получают заметное преобладание и ими сложена центральная часть структуры, где помимо гнейсовидных разностей, встречаются аиатектические кислые гранулиты. Здесь же расположены массивы эн-дербитов (Островский) и чарнокитов (Умбинский). В восточной части Умбинской структуры, кислые гранулиты постепенно переходят в менее ориентированные грани-то-гнейсы архейского обрамления. В Кандалакшской структуре наиболее выражено пологое залегание гранатовых амфиболитов (основание гранулитовой серии) на гранито-гнейсах БП. Этот контакт, и обратную метаморфическую зональность, которая считается показателем надвиговых структур, можно наблюдать в береговых обнажениях. Полосчатость амфиболитов строго конформна гнейсовидности подстилающих грапито-гнейсов и в них широко распространены крупные "очки" КПШ, скорее свидетельствующие об обстановке растяжения, чем о сжатии. Мощность гранатовых амфиболитов меняется от первых десятков метров в р-не Малого Глубокого озера на востоке и до 1,5 км в р-не г Кандалакша. Так же меняется и мощность плитообразпого анортозитового тела, залегающего на амфиболитах. Эклогитоподобные породы, так же полого залегающие на анортозитах, слагают вершины Кандалакшских тундр и их мощность достигает первых сотен метров.

Авторские определения возраста пород ККМ проводились методом свинец-свинцового термоизохронного датирования по цирконам (Сумин, 1982). Были получены принципиально новые данные о возрасте гранулитов (Суханов и др., 1987). В табл.1 результаты этих исследований представлены в виде трех групп: 1 - характеризует наиболее древнее отчетливо проявленное значение, наиболее приближенное ко времени того процесса, который стабилизировал уран-свинцовую систему; 2 - представляет значения возраста наложенных процессов; 3 - значения реликтового возраста.

Наиболее древние возрасты получены по цирконам биотитовых гнейсов и галек гранитов из конгломератов района Пентельского мыса (№№ 1-4, табл. 1), где был выделен зеленокаменный пояс (ТегекЬоу, Ь&/\гЫу, 1986). Эти возрасты подобны как породам из Северной Карелии района Ханкусъярви проба 323, так и возрасту гранитов Карельского массива (Чекулаев и др., 1998). Для псевдоконгломератов (№ 5), образовавшихся по краям тектонических блоков, характерны возрасты 1,9-1,7 млрд. лет, которые фиксируют время эксгумации гранулитового комплекса. Важным результатом явились возраста анортозитов — 2,4-2,2 млрд. лет(№ 7-9) и основных гранулитов — 2,57 млрд. лет (№ 12). Близкие значения для анортозитов, получены позже рядом исследователей (Митрофанов и др., 1993; Фриш идр., 1995). Основные гранулиты, не анализировались, имеются лишь данные по их эндербитовой неосоме — 2,52 млрд. лет (Каулина, Богданова, 2000). Проблема возраста кислых гранулитов является одной из самых спорных. Согласно данным других исследователей, для кислых гранулитов получено два возрастных рубежа: 2,24 и 1,91 млрд. лет (Бриджиотер идр., 1999), но половина их цирконов, которые интерпретируются как ксеногенные, имеют возраст более 2,5 млрд. лет. Аналогичный спектр возрастов нами был получен по кислым гранулитам Яврозерского фрагмента Лапландского пояса (пр.826) и гранито-гнейсам Карельского массива (пр. 323). Если для кислых гранулитов Лапландии вопрос об их происхождении является спорным, то для гранито-гнейсов Карельского мас-

Таблица 1. Возрастные значения, рассчитанные по термоизохронным данным в млрд. лет

№ № проб Порода 1 2 3

1 338/1 Биотитовый гнейс 2,75 2,51 2,83

2 337/1 а Тоже 2,76 2,65; 2,4 2,83

3 337/1 Тоже 2,76 2,43; 2,2 2,83

4 337/6 Галька гранита из конгломерата 2,70 2,44 2,92

5 337/7 Псевдоконгломерат 1,93 1,7-1,8 2,13

6 8211/5 Габроанортозит 2,19 1,1 2,76

7 771 Анортозит 2,26 2,54

8 772 Анортозит 2,36 2,2

9 828/1 Катаранскит 2,37 1,95

10 8218/3 Милонит по анортозиту 1,55 1,17

11 825/1 Анортозит 1,87 1,70 2,55

12 7/5 Основной гранулит (II тип) 2,57

13 826/1 Кислый гранулит 2,02 1,86; 1,50 2,57

14 332/1 Гиперстеновый гранулит (I тип) 1,82 1,58 3,07

15 332/7 Тоже 2,05 1,83; 1,68 2,30

16 333/1 Тоже 2,14 1,69

17 323 Гранито-гнейс 2,57 1,99; 1,77 2,72

Примечания: Пробы 825/1, 826/1 - р-н р. Явр, проба 323 - р-н оз. Ханкусярви (Северная Карелия). Все остальные пробы взяты с площади Колвицкой структуры, места опробования показаны на рис.7.

сива, для интерпретации этих значений не требуется осадочных моделей. Значения 2,57; 1,99 и 1,77 млрд. лет отвечают этапам переработки гранитов ТТГ формации, образовавшимся более 2,7 млрд. лет. Поэтому и для кислых гранулитов значения: 2,57; 2,24 и 1,91 млрд. лет, могут соответствовать этапам преобразования исходных пород. Важнейшим выводом геохронологических исследований явилось выделение архейских возрастов для части гранулитов и нескольких этапов тектоно-магматической активности. Возраст 2,45 млрд. лет отвечает этапу внедрению габбро-анортозитов, а в интервале 2,1 — 1,9 млрд. лет происходила структурная переработка гранулитов и внедрение интрузий основного-ультраосновного состава. Рубеж 2,3-2,2 млрд. лет выделяется несколько хуже. Все эти возраста коррелируются с тектоническими событиями в карельских троговых структурах.

Особенности распределения РЗЭ в породах Кандалакша-Колвицкого массива

Несмотря на хорошую геологическую изученность ККМ, распределения РЗЭ в его породах, до последнего времени, оставались не исследованными. Автором проведено геохимическое изучение всех разностей показанных на рис.7.

Основные гранулиты. Это метаморфические породы, по составу отвечающие базальтам. Среди них выделяется две группы: высокоглиноземистые (более 17% А120:!) и умеренноглиноземистые (13-17% А1203). Они заметно различаются по содержаниям Сг, №, Ва, Бг., а также Т\/Ъх отношениям (120-490 для I типа и 44-100 для II). У высокоглиноземистых разностей отсутствует Ей аномалия и они имеют (Ьа/УЬ)п=9. Суммарное содержание РЗЭ меняется незначительно и оно обратно пропорционально содержанию Л^О, что указывает на важную роль оливина в магматической кристаллизации протолита. Умеренноглиноземистые гранулиты имеют отрицательную Ей

аномалию с (La/Yb)n=2-4, а сумма РЗЭ меняется в несколько раз и не коррелируется с содержанием MgO. Гранулиты II типа по характеру распределения РЗЭ и других компонентов, близки к гранулитам кольского типа (Авакяи, 1990). Поэтому, гранулиты II типа, все или частично могут быть принципиально другими образованиями, чем высокоглиноземистые разности и представляют собой архейскую раму, куда внедрялись палеопротерозойские расплавы.

Кислые гранулиты. Наиболее распространенные разности с содержаниями Si02 около 70%, имеют фракционированный спектр РЗЭ и отрицательную Eu аномалию. Характер распределения в них РЗЭ близок к таковому в осадочных породах (Тейлор, Мак-Леннан, 1988), но отличается меньшими содержаниями тяжелых РЗЭ. Кислые гранулиты, известны во многих гранулитовых комплексах мира, и обычно рассматриваются как метапелиты или турбидиты. Состав РЗЭ в кислых гранулитах, считается * одним из важных доказательств их осадочного происхождения (Barbey, Raith, 1990). По нашим данным распределения РЗЭ в них и в наиболее молодых породах ТТГ серии — часто аналогично.

Эндербиты и чарнокиты. Выделены два типа эндербит-чарнокитов с одинаковым умеренно-дифференцированным спектром РЗЭ и слабой отрицательной Eu аномалией. Первый тип - это неосома в основных гранулитах. Спектр РЗЭ в чарно-эндер-битах подобен распределению этих элементов в выплавках из основных пород с 10-кратным хондритовым содержанием РЗЭ (Drury, 1979). Эндербит-чарнокиты II- типа, имеют тот же характер распределения РЗЭ, что и породы 1 типа и образуют перемещенные массивы в центральной части Умбинской структуры.

Эклогитоподобные породы. Это гранат-клинопироксеновые разности, которые по геологическим признакам и РЗЭ, делятся на два типа. Породы I типа слагают пласты или будины, приуроченных к верхней части анортозитовых массивов. Для них характерен умеренно дифференцированный спектр РЗЭ с (La/Yb)n=9 и положительная Eu аномалия. Суммарное содержание РЗЭ в них обратно пропорционально количеству MgO. На примере Яврозерского апортозитового массива, автором совместно с М.К Сухановым (1988) было показано, что такие породы изначально могли быть габ-бро-норитами, образовавшимися из той же магмы, что и анортозиты. К близкому мнению пришли и другие исследователи, которые рассматривают все эклогитоподобные породы как метаморфизованные габбро-нориты в составе единой анортозит — габбро-ультраосновной расслоенной интрузии (Bogdanova, Yefimov, 1993). Отнесение j всех эклогитоподобных пород к единой серии вряд ли правильно, поскольку, согласно геохимическим характеристикам существует и другая группа эклогитоподобных пород. Породы II типа, развиты преимущественно в Колвицкой структуре, слагают толщу, лежащую выше на анортозитах, имееют хондритовые содержания РЗЭ - (La/ Yb)n= 1,6 и отрицательную Eu аномалию. По этим признакам, они близки к гранулитам II типа. Характерной их чертой являются очень низкие содержания Cr, Ni и Со. Отрицательную Eu аномалию в породах II типа можно считать комплементарной с положительной Eu аномалии в анортозитах. В этом случае эклогитоподобные породы II типа являются реститы при выплавлении анортозитов. Но, основные гранулиты ККМ, имеют базальтовые концентрации Сг и Ni и если из них выплавить анортозиты, истощенные этими элементами, то реститы будут ими обогащаться, но этого не наблюдается. Следовательно, эклогитоподобные породы с отрицательной Eu аномалией не

могут быть ни реститами, ни комагматическими дифференциатами анортозитов. Вероятнее всего они образовались по гранулитам II типа (архейского возраста), которые слагали раму анортозитовых массивов.

Анортозиты занимают около 30% площади в Кандалакшской и Колвицкой структур и некоторые исследователи придают им решающую роль в формировании гранулитовых ассоциаций ЛП (Прияткина, Шарков, 1979). Анортозиты обычно рассматривают как интрузивы, внедренные вдоль разлома 2,45 млрд. лет назад (Фриш и др., 1995), но иногда их считают протрузиями глубинного материала (Фации метаморфизма, 1990). Анортозиты и особенно их мономинеральные разности имеют наименьшие содержания РЗЭ с положительной Ей аномалией. В ряду: анортозит, габбро-анортозит, габбро, эклогитоподобные породы I-типа, возрастает суммарное содержание РЗЭ, при сходном характере их распределения, что указывает на комагматичность этих образований. Кумулативные структуры и положительные Ей аномалии позволяют считать, что анортозиты образовывались первыми из магмы. Плагиоклаз мог быть ранней фазой в результате нарушения порядка кристаллизации. Дифференциация магмы с образованием плагиоклазовых кумулатов возможна при резком спаде давления (Семенов и др., 1998). Модельные расчеты анортозитовых пород, проведенные на основании коэффициентов распределения между жидкостью и кристаллами, позволили установить состав исходной магмы для анортозитов. Это: Si02 =50-54%, Al203>20%, К,0=0,19%, Rb= 15-30 г/т, Sr=400-600 г/т, Ва=400-600 г/т, Сеп=40-50 и Ybn=8-10 (Simmons, Hanson, 1976). Именно такой состав характерен для высокоглиноземистого основного гранулита.

Гранатовые амфиболиты залегают в обрамлении гранулитов. Большая часть их отвечает составу толеитовых базальтов и имеет хондритовое распределение РЗЭ с отрицательной Ей аномалией. Там, где гранатовые амфиболиты приурочены к анортозитам небольшой мощности или ассоциируются с жилками плагиоклазовой неосомы, они обогащены РЗЭ. Часть гранатовых амфиболитов, в районе Пентельского и Ка-чинного мысов, образовалась по вулканитам. Гранатовые амфиболиты тыловой части Кандалакшской структуры имеют более дифференцированный спектр распределения РЗЭ, который близок к распределению этих элементов в гранулитах. Иногда встречаются высокоглиноземистые гранатовые амфиболиты, которые слагают будины среди обычных разностей толеитового состава. Это противоречит мнению о том, что все гранатовые амфиболиты относятся к толеитовой серии, а гранулиты - к известково-ще-лочиой (островодужной) серии (Козлов и др., 1990).

Большинство пород ККМ обогащено РЗЭ. Этим они принципиально отличаются от пород развитых в зонах сжатия, истощенных РЗЭ (Field et al, 1980). Анализ распределения РЗЭ в породах ККМ позволяет сделать вывод о том, что протолиты основных гранулитов, анортозитов, эклогитоподобных пород и частично гранатовых амфиболитов, были генетически взаимосвязаны и имели единый источник — высокоглиноземистую основную магму, которая кристаллизовалась в условиях нижней коры. Синтекто-ническое внедрение магмы, с формированием зон вторичного плавления и тектопо-метаморфической пеработки пород, контролируемое сбросом, в геологической литературе получило название "андерплейтинг" (Snoke et al., 1999). Многие особенности этого явления остаются не изученными и ККМ является идеальным объектом для изучения этого процесса — индикатора обстановки растяжения земной коры.

Туадаш-Сальнотундровская структура (ТСС)

ТСС является восточным фрагментом Лапландской дуги и она отличается от западной части и близка по набору пород, возрасту и структуре с ККМ. Синформа ТСС подчеркивается элементами центриклинального падения гнейсовидности и залеганием гранулитов на гранито-гнейсах БП. С севера ТСС ограничена крутой тектонической зоной, а с востока и юга — пологими разломами, к которым приурочены линзы биотит-амфиболовых сланцев и сланцеватых амфиболитов. Мощность линз супракру-стальных пород составляет первые метры, а всей толщи, где они встречаются, не превышает 300 м. Ближе к центру ТСС появляются гранатовые амфиболиты, которые вверх по "разрезу" становятся преобладающими. Среди них, в северной части хр. Малые Сальные Тундры встречаны линзы карбонатных пород со строматолитами (?) (Ив-лиев, 1971 ). Верхний контакт гранатовых амфиболитов маркируется горизонтом пла-гиоклазовых пород, которые интерпретируются: как интрузии (Виноградов и др., 1980), метаосадки (Федкова, 1979), базификаты (Жданов, 1966) или выплавки (Андреев, Суханов, 1982). Выше них, встречаются эклогитоподобные породы и на них в ядре структуры залегают основные грапулиты. Кислые грапулиты в ТСС редки и маломощны и приурочены к линейным тектоническим зонам. Их метасоматическая природа здесь не вызывает сомнений.

Центральная часть Лапландского гранулитового пояса

Значительная часть ЛП расположена в Финляндии и по этому участку, часто судят о строении всего пояса. Здесь, перед фронтом гранулитовой дуги развиты гранатовые амфиболиты, но мощность их незначительная. На амфиболитах, очень полого, залегают кислые гнейсовидные гранулиты, местами они так милонитизированы, что имеют вид листоватых сланцев. Среди них, встречаются тела, сложенные породами основного и среднего состава - чарнокит-иоритовый комплекс, метаморфизованные в условиях гранулитовой фации (Barbey et. al, 1986). Все они имеют высокие La/Yb отношения, характерные для габбро-верлитов, расположенных в полосе Печепга - Порья Губа (Чащин, 1998) и тот же возраст — 2,0 млрд. лет (Krill, 1985). Некоторые основные породы, слагающие маломощные линзы, судя по низким La/Yb отношениям, могут быть скиалитами основных гранулитов архейского возраста. Значительная часть Лапландской дуги, расположенная к югу от оз. Инари, сложена анатектическими кислыми гранулитами (Marker, 1991 ). Это грубозернистые породы, состоящие из граната, кордиерита, силлиманита, биотита, кварца и плагиоклаза. Неосома этих образований имеет возраст 1910 млн. лет(Меп1атеп, 1976) и смята в птигматитовые складки. Анатектические гранулиты имеют положительную Eu аномалию и (La/Yb)п=9, чем они отличаются от осадочных пород. В этой же толще, к ЮВ от оз. Инари, расположен массив Акиярви. Финские исследователи называют его породы кварц-диоритовым гнейсом, считая их метамагматическими образованиями с возрастом 1925 млн. лет (Merilainen,1976). Этот массив, шириной 5-10 км, протягивается до российской границы и уже на нашей территории он картировался как стратиграфическая толща (Шлафштейн, 1973).

Западная часть Лапландского гранулитового пояса (структураЛевай-ок)

Вдоль левого берега реки Тана, можно наблюдать весь разрез ЛП, который в Норвегии получил название пояс Левайок (рис. 8) (Sidleska, 1985). Он сложен: грапато-

9 BB|10ET]11[Ö^]12[E13S14B15B16

Рис. 8. Схема строения западной части Лапландского пояса (структура Левайок). 1 -каледониды, 2 - молассоидные образования пояса Карасйок (1,8-1,75 млрд. лет), 3 -субщелочные граниты (1,8-1,7 млрд. лет), 4- гранатовые амфиболиты пояса Тана; 5-6 -пояс Карасйок (2,0-1,95 млрд. лет): 5 - осадочные и 6 - вулканогенные образования, 7-10 -синтектонические интрузии (2,0-1,9 млрд. лет): 7 - граниты и гранодиориты; 8 - габбро; 9 -анортозиты; 10 - чарнокит-норитовая серия (основные гранулиты); 11-12 - кислые гранулиты (2,75-1,9 млрд. лет): 11 - гнейсовидные; 12 - анатектические; 13 - докарельский фундамент (3,22,6 млрд. лет), 14 - важнейшие тектонические границы, 15 - разломы, 16 - прочие разломы и ориентировка гнейсовидности. I - V - Главнейшие структуры: I - глыба Яргул, II - Карасйокский вулканогенно-осадочный пояс, III - пояс Тана, IV - Лапландский гранулитовый пояс (структура Левайок), V - глыба Инари. БС - структура Бъёрниваари, ВМ - анортозитовый массив Васкойоки, КМ - микроглыба Кейво.

выми амфиболитами, анортозитами, основными и кислыми гранулитами, слагающими моноклиналь с падением на СВ. В ЮЗ части пояса, все плоскостные элементы полого падают под углами 10-35°, но к тыловой части, углы наклона становятся более крутыми (70° и более). Большая часть пояса Левайок сложена кислыми гнейсовидными гра-

нулитами, среди которых выделяются основные гранулиты, эвдербиты и чарнокиты, слагающие линзы, мощностью от первых до сотен метров. Контакты линз, также как и их внутренняя гнейсовидная структура конформны генеральной структуре пояса. Эти образования контрастируют с породами рамы и их относят к синтектоническим интрузиям (Barbey et al., 1986). В шлифах, они, также как и вмещающие породы, гнейсовид-ные и метаморфизованы в гранулитовой фации. Мелкие интрузии этого комплекса вытянуты по падению тектонической полосчатости, что свидетельствуют об обстановке горизонтального растяжения в момент их внедрения. Время их формирования 2,01,95 млрд. лет. По возрасту и геохимии эти образования близки к габбро-верлитам ККМ, района Порьей губы, но последние внедрялись в гранулитовый комплекс, находящийся уже в более высоких уровнях Земной коры. Омоложение — то есть пропага-ция Лапландского пояса в СЗ направлении, проявляется в распределении анортозитов и субщелочных гранитов (глава 5). Так анортозиты Сальных Тундр имеют возраст 2,45 млрд. лет, тогда как все массивы расположенные западнее, образовались в интервале времени 2,0-1,9 млрд. лет (Нерович, 1999), то есть одновременно с чарнокит-норитовыми интрузиями. В кислых гранулитах встречаются и мелкие тела сложенные двупироксеновыми основными гранулитами. По форме тел, характеру контактов, химическому составу и особенностям распределения РЗЭ, они отличаются от пород интрузивного комплекса. Вероятно, что они могут быть реликтами архейской коры. Кислые гранулиты слагают около 70% разреза ЛП и в шлифах часто видно, что ранняя ассоциация гиперстенового гнейсо-диорита замещается гранатом, кварцем и силлиманитом — то есть можно утверждать, что, по крайней мере, часть кислых гранулитов образовалась по более древним породам уже метаморфизованным в гранулитовой фации. Химический состав кислых гранулитов характеризуется умеренным количеством глинозема, низкими содержаниями щелочей, а так же заметным фракционированием РЗЭ c(La/Yb)n=13-16. По этим особенностям они близки образованиям ТТГ серии.

Таким образом, в пределах ЛП выделяется три важнейших групп пород: 1 ) комплекс обрамления, 2) кислые гранулиты — тектоно-метасоматические образования развитые по архейским и протерозойским породам и 3) разновозрастные метаинтру-зивные породы. Омоложение возраста протолитов основных гранулитов свидетельствует о пропагации в СЗ направлении гранулитового пояса, который мог являться нижнекоровым разрезом рифтогенной структуры палеопротерозойского возраста.

Строение и состав контактовой зоны гранулитового пояса

Гранулитовый комплекс окружен гранатовыми амфиболитами, которые протягиваются в ввде узкой полосы на сотни километров. Ранее они выделялись в составе Кандалакшской свиты (Беляев, 1971), а на территории Финляндии и Норвегии, назывались поясом Тана (Barbey et al., 1984), который часто рассматривается как поднадви-говый меланж (Marker, 1985). В полосе, сложенной гранатовыми амфиболитами, кроме тектонических зон параллельных подошве гранулитов, часто выделяются сложные чешуйчато-складчатые структуры, а к замкам складок приурочены поздпетектоничес-кие субщелочные граниты (глава 5). В амфиболитах граничащих с гранулитами, устанавливаются только регрессивные минеральные парагенезисы. На удалении от их контакта, там, где встречаются реликты вулканогенно-осадочных структур (Малые Сальные тундры, Пентельский мыс, пояса Корва и Карасйок) выявлены прогрессивные и регрессивные минеральные ассоциации (Перчук и др., 1999). Изучение гранато-

вых амфиболитов показывает, что они образовались по различным породам, под влиянием флюидов, имеющих ярко выраженную восстановительную природу (табл. 2).

Таблица 2. Средние содержания флюидных компонентов в породах Лапландского гранулитового пояса (в мл/г породы)

Породы н2о Нг СН4 со С02 фл Квос Кс

Гранатовые амфиболиты - 60 ан. 3,22 1,7 0,003 0,04 0,18 5,1 0,55 4,1

Гранулитовый комплекс - 50 ан. 2,83 0,3 0,003 0,05 0,25 3,5 0,16 8,6

Примечание: Квос - коэффициент восстановленности, Кс - коэф. окисленности.

В основании многих офиолитовых пластин фанерозоя известны контактовые ореолы, сложенные амфиболитами (Колман, 1979), которые по составу и структурам близки к гранатовым амфиболитам ЛП. Первоначально природа ореолов рассматривалась как интрузивная, обусловленная термальным воздействием магмы. В дальнейшем интерпретация структуры офиолитов и соответственно их ореола была основана на теории тектоники плит, которая подразумевает обдукцию горячей океанической коры или верхней мантии на континентальную кору при закрытии океанов. Но в настоящее время для многих районов показано, что образование гранатовых амфиболитов происходило еще до этапа коллизии, в обстановке растяжения (Агепс1а1, 1992).

Материалы по геохимии, флюидный состав гранатовых амфиболитов, структурный анализ - всё это позволяет принципиально иначе интерпретировать условия образования гранатовых амфиболитов ЛП. А именно, не считать их как поднадвиговый меланж, а рассматривать их как полигенные образования, сформированные в тектонической зоне сбросового типа, в которую проникали анортозиты и шла разгрузка флюидного потока. Кажущая конвергенция структурных форм, возникающих в подошве покровов и лежачих крыльев сбросов обусловлена тем, что в обоих случаях появляются надви-говые структуры, но региональная геодинамическая обстановка их принципиально различная.

Таким образом, в главе 3 собран материал, показывающий, что формирование и эволюция Лапландского гранулитового пояса происходила в обстановке горизонтального растяжения при котором процессы ацдерплейтинга играли заметную роль.

Глава 4. Беломорский пояс - структура пластического течения средней коры

Беломориды (рис. 1 и 2) долгое время рассматривались в качестве массива между зонами карелид(Полканов, 1939; Кратц, 1955). Позже их стали интерпретировать как подвижный пояс, испытавший деформации в архее и протерозое (Володичев, 1971). Но многие, по-прежнему считают, что они слагают массив, благодаря столкновению которого с Кольской глыбой сформировался Лапландский пояс (Филатова, 2000). Структура БП интерпретируют по-разному. В 50-60-х годах прошлого века выделялся синклинорий с трехчленным делением беломорской серии (Геология СССР, 1957). Его ядром считались киапитсодержащие породы чупипской свиты. В середине разреза выделялась амфиболитовая (хетоламбипская) свита, а гранито-гнейсы, слагающие борта структуры были отнесены к нижней - керетьской свите (Мишарев, 1960). В 70-е года, вся структура БП стала рассматриваться как моноклиналь с падением на СВ (Ка-лафати, 1972). Причем, его западная часть, была выделена в качестве фундамента

(Горлов, 1971). Высказывались идеи о невозможности стратифицировать беломори-ды, так как все разнообразие пород, можно объяснить различной степенью гранитизации (Судовиков, 1964). В настоящее время популярны идеи о тектонической природе границ внутри БП (Миллер, Милькевич,1995). Им предшествовали построения западных исследователей, об образовании этой структуры в результате позднеархейской субдукции океанической коры под Карельский массив, при этом в его краевой части формировались островодужные комплексы, представленные Северо-Карельским зе-ленокаменпым поясом. Породы чупинской толщи, при подобных построениях рассматривались как остатки аккреционной призмы, а хетоламбинской - реликтом океанической коры. (Gall, Gorbatschev, 1987).

Граница БП с Карельским массивом проводится по появлению супракрустальных пород, что соответствует Восточно-Карельской зоне. На всем протяжении этого кон- , такта, развиты очковые "гнейсы" с ленточным кварцем и с крупными зернами КПШ и их гнейсоввдность падает под массив. Стратиграфических контактов пород БП с карельскими супракрустальными образованиями не известно. По находкам пегматитов, друзитов и киапитосодержащих пород — типичных образований БП, эту структуру можно проследить к северу от р-на Сальных тундр к вершинам Три Брата и Каскама. Западнее г. Ковдор, БП в виде узкой полосы протягивается в Финляндию, где он известен как формация Тунтса-Савукоски (Saverikko, 1987) (рис. 2). К востоку от ККМ, БП прослеживается между Имандра-Варзугской структурой и Белым морем (Беляев, 1991).

Важнейшие структурные элементы беломорид

Структурам БП посвящено множество работ, большинство из которых основано на идеях стратификации. Согласно этой парадигме, слои пород неоднократно подвергались деформациям и гранитизации. С появлением покровных моделей строения беломорид, главная идея о том, что это изначальные пласты: смятые и надвинутые, осталась прежней. Альтернативой этого подхода может быть модель, в которой, толщи уже не являются результатом многократной переработки супракрустального разреза, а собственно и образовались как структурно-вещественный комплекс (СВК) в результате тектоно-магматических процессов. В центральной части БП, выделяется четыре СВК: западный, чупинский, хетоламбинский и керетьский, вытянутые в СЗ направлении и слагающие основные элементы его структуры (рис.9). Их внутреннее строение необычайно сложное, но все они разделяются простыми тектоническими зонами, па- < дающими на СВ.

Западный СВК— область восходящей ветви мантийного плюма

Вдоль границы с Карельским массивом расположен западный СВК, который представлен гранито-гнейсами с участками пород чарнокит-эвдербитового состава и приуроченных к ним многочисленных будин сложенных основными гранулитами. Подобная ассоциация чарнокит-эндербитов с основными гранулитами характерна для западной Карелии, это районы: Тикшозеро, Пяозеро (Горбик, 1984), Верхнего Куйто (Кожевников, 1978). Они отличаются от беломорид наличием даек габбро-норитов (аналогов друзитов), которые кристаллизовались па глубинах 1 -5 км (Еин, 1984), тогда как друзиты БП, образовывались па глубинах 20-25 км (Шарков и др., 1997). Нотозерс-кий блок (рис.10), является типичным представителем западного СВК, для которого характерны изометричные структуры: купола и синформы. Кроме этих структур выде-

| Рис.9. Схема размещения структурно-вещественных комплексов центральной части I Беломорского пояса. 1 - гранито-гнсйсы Карельского массива (3,2-2,7 млрд. лет); 2 - СевероКарельский зеленокаменный пояс; 3-4 - Беломорский пояс: 3 - западный (а) и чупинский (б) ' комплексы; 4 -хетоламбинский (а) и керетьский (б) комплексы; 5 - 6 - друзиты (2,45 млрд. лет): t 5 - габбро-нориты, ультрабазиты, 6 - анортозиты; 7 - важнейшие сбросы и разломы; 8 - прочие разломы; 9 - кольцевые структуры на площади западного комплекса; 10 - название друзитовых массивов.

ляются линейные зоны, падающие на СВ, а на контакте с Карельским массивом, все структурные элементы падают на запад. Гранулиты определяют интерес к Нотозер-^ скому блоку. Они приурочены к чарноэцдербитам, которые иногда выделяются как интрузивные массивы (Король, 1983). Наиболее широко гранулиты развиты к СВ от оз. Нотоозера, где они слагают ксенолиты размером до первых десятков метров. Особенностью гранулитов, является полигональная форма зерен минералов, напоминающая структуру роговиков (Другова, Савельева, 1993), а некоторые их проявления рассматриваются как экзоконтакты интрузий (Слабунов, 1993). По петрохимическим 1 особенностям и распределению РЗЭ, гранулиты Нотозерского блока делятся на три группы: I - островодужный тип, с (La/Yb)n = 6-10; II - тип - толеитовый, с (La/Yb)n = 1 -3 и с отрицательной Ей аномалией; III — тип - коматиитовый, с высоким содержанием MgO и с (Ce/Sm)n < 1 и (La/Yb)n = 1-3. Все эти породы часто встречаются в

Рис 10 Схема геологического строения Нотозерского блока БП. 1-2 - Северо-Карельскии зслсиокамсшшй пояс (2,85 млрдлст): 1- кианит и гранат-содержащие сланцы, 2 - сланцеватые амфиболиты; 3-6 - беломорская серия: 3-4- западный структурно-вещественный комплекс (СВК) биотитовые бластомилониты и послойные плагиомигматиты (3), кварц-нолевошпатовые породы с ленточным кварцем (4); 5 -чупинский СВК - кианитсодержащие породы; 6 - хетоламбинский СВК - амфиболиты; 7 - чарно-эндербиты и микроклиновые граниты (2 7-2 4 млрд. лет - нерасчленеиные); 8-9 - друзитовый комплекс (2,45 млрд. лет): а -габбро-анортозиты; 9 - габбро-нориты и ультрабазиты; 10 - гранулиты; 11 - разломы, в том числе и пологие; 12 - сбросо-сдвиги.

пределах одного обнажения. При этом, химические составы гранулитов и позднеар-хейских метавулканитов Хизоварской структуры, которая граничит с запада с Ното-зерским блоком, весьма близки (Лобач-Жученко и др., 1995; Терехов и др., 1997). Амфиболиты в западном СВК редки и они слагают скиалиты в гранито-гнейсах и небольшие пластины по периферии блока. По составу они близки 111 группе гранулитов. Обращает внимание, удивительное сходство в распределении РЗЭ в амфиболитах, расположенных на значительных расстояниях.

На всём пространстве Нотозерского блока встречаются чарнокит-эндербиты, эндербиты и очковые микроклиновые граниты. Причем разности массивного ' облика приурочены к зонам, в которых сконцентрированы друзиты и центрам кольцевых структур. Так, к северу от оз. Габозера протягивается тектоническая зона с друзи-тами и метасоматитами амфибол-цоизитового состава. Вдоль этой зоны развиты массивные чарноэндербиты, постепенно переходящие в гранито-гнейсы. Если бы чарно-киты являлись наиболее древними породами и по ним развивались гранито-гнейсы -как это думают некоторые исследователи (Володичев, 1990), то наиболее тектонизи-рованные породы картировались бы вдоль разлома, а на некотором удалении сохранялись массивные разности. Наблюдается обратная картина - массивные разности развиты вдоль тектонической линии, то есть разлом определял чарнокитизацию - развитие гиперстенсодержащих пород по гранито-гнейсам. Эндербиты слагают неосому в основных гранулитах и небольшие массивы (первые сотни метров) по периферии Нотозерского блока. Последние, по составу, близки к габбро-норитам друзитового комплекса и они насыщены ксенолитами гранулитов. Эвдербиты в неосоме основных гра-нулитов, имеют более кислый состав, истощены мафическими компонентами и обога-' щепы элементами характерными для гранитизирующих флюидов, таких как: Ва, Zr, LREE. Eu аномалия и (La/Yb)n = 23, позволяют говорить об образовании этих пород за счет частичного плавления основных пород в условиях коры. Чарнокиты, слагающие массивы и неосому в основных гранулитах, по составу подобны, что предполагает единый механизм образования этих пород. Особенностью чарнокитов является их 1 обогащенность легкими РЗЭ по сравнению с вмещающими их гранито-гнейсами. Вы' сокие отношение (La/Yb)n = 50-70, указывает на вовлечение в процесс их образования дополнительных источников обогащенных LIL. Значительные площади Нотозерс-' кого блока сложены кварц-полевошпатовыми породами, часть из которых ана-1 логична гранито-гнейсам Карельского массива, а другая содержит агрегаты кварца, 1 слагающим вытянутые линзы размером до 3-5 см., при толщине 1 -2 мм. 1раницы между этими разновидностями постепенные. В образованиях с ленточным кварцем, КПШ 1 слагает "очки". В шлифах видно, что ленточный кварцзамещает более ранние ассоциации и пропитывает породу вдоль гпейсовидности. Породы с ленточным кварцем изу-1 чались автором в Лапландском поясе и Fia ЮЗ Памире, где они слагают линейные зоны, в которых по ориентировке кварца восстанавливаются поля напряжений (Ели-J* сеев, 1957), а вытянутость его агрегатов по падению гнейсовидности, указывает на преобладание процессов растяжения (Иванов, 1997). В Нотозерском блоке, образования с ленточным кварцем равномерно развиты по всей структуре. Ситуация, когда 5 породы с ленточным кварцем слагают изометричные массивы, типична для центральных частей комплексов метаморфических ядер (Скляров и др., 1997). Химический состав пород с ленточным кварцем характеризуется высокими содержаниями Si02 и очень высокими (La/Yb)n > 250, что характерно для метасоматических образований. Они также обогащены А1203, Na20, KjO, Ва, Sr и по этим характеристикам они близки породам ТТГ формации, по которым они развиты. Чарнокиты слагают ядра кольцевых структур в Нотозерском блоке, по некоторым из них получены возраста - 2451 млн. лет (Бибикова и др., 1993). Чарнокиты этого возраста известны и для других мест БП (Левченко и др., 2002). Но, основная масса чарноэндербитов имеет позднеархейский

возраст- 2,75-2,6 млрд. лет (Лобач-Жученко и др., 1995). Кольцевые структуры Но»

тозерского блока отражают характер поля напряжений, когда блок ограниченный сдвиго-сбросами, испытывал тенденцию к вращению и поднятию в обстановке растяжения. Внедрение основной магмы, которая повысила температуру пород рамы, и сопровождалась интенсивным флюидным потоком, определило метасоматическое образование микроклиновых гранитов и чарно-эндербитов по более древним породам формации ТТГ. Мантийные магмы внедрялись в "серые гнейсы" Нотозерского блока дважды: это позднеархейские расплавы — источники материала для Северо-Карельс-кого зеленокаменного пояса и палеопротерозойские — образовавшие друзиты. Поэтому и метасоматические образования чарно-эндербитового состава, так же образовывались в два этапа. Условия растяжения с поступлением мантийных расплавов, можно ожидать в районе восходящей ветви мантийного потока, что не противоречит данным о распределении позднеархейских зеленокаменных поясов в Карелии, маркирующих проекцию мантийного плюма на поверхность (Вревский, 2000).

Чупинский СВК — плоскость тектонического скольжения

Чупинский СВК слагает осевую часть БП (рис. 9) и ограничен пологими разломами, падающими на СВ. К ним приурочены тела друзитов, анортозитов и гранатовых амфиболитов. Основу комплекса составляют мигматиты с гранатом и кианитом, часто смятые внутри пластов в дисгармоничные и птигматитовые складки, тогда как ограничения этих горизонтов имеют простые формы. В противовес идеям стратифицированное™ кианитсодержащих пород, многие исследователи и автор в том числе, считают, что они маркируют тектонические зоны. По характеру геологических взаимоотношений и петролого-геохимическим данным, можно выделить несколько типов пород, которые могли быть протолитами для кианитсодержащих разностей. Наиболее распространенными являются м/з слабо гнейсовидные гранат-биотитовые плагиогнейсы, слагающие будины или маломощные пласты. Особенно много этих пород в районе рудника Тэдино, где они и были впервые описаны как исходный субстрат для кианито-вых гнейсов (Зарубин, 1978). Они отмечаются и в других частях беломорвд (Гродниц-кий, 1998). В литературе, эти плагиогнейсы известны как "сухари" и для них получен возраст 2,8 млрд. лет. (Бибикова и др., 1998). Поданным одних исследователей, они метаморфизованы в гранулитовой фации метаморфизма (Другова, 1999), другие считают, что эти породы не испытали условий гранулитовой фации (Ручьев, 1996). Содержания А1203в них - 15-17%, они обогащены LREE - (La/Yb)n = 15-17 и Cr, Ni, V, Со (соответственно до 600, 400,300 и 100 г/т). Разности с гиперстеном и без него имеют близкий состав. Данные о содержании микроэлементов, в том числе и РЗЭ, указывают на то, что "сухари" могли образоваться при гранитизации основных гранулитов и амфиболитов, а не являются метаграувакками, как считают (Ручьев, 1997; Милькевич и др., 1997). Массивный облик этих пород, вероятно, свидетельствует об особом типе гранитизации вне тектонического потока. Подобная ситуация могла быть в вершине термального купола. Другой исходной породой для образования кианитсодержащих пород являются гранат-биотитовые разности, но с меньшими содержаниями А1203 (до 12%) и РЗЭ, Ей аномалия которых обычно положительная. Третья группа пород предполагаемого протолита, представлена разностями среднего состава, обогащенными А1203 (до 22%), которые имеют повышенные содержания легких РЗЭ, но истощены тяжелыми REE. Представляется, что развитие кианитсодержащих разностей - индикаторов послойного течения, происходило на участках, испытывающих преобразова-

ния, связанные с течением вещества в пределах нисходящей ветви тектонического потока.

Хетоламбинский СВК — нижняя часть разреза гранит-зеленокаменной области

Хетоламбинский СВК расположен восточнее чупинского комплекса. Он сложен амфиболитами, без признаков гранулитового метаморфизма. Кислые породы комплекса, представлены мигматитами, которые в значительной части образовались по амфиболитам (Беус, Щербакова, 1994), но многие исследователи называет их гнейсами, придавая им супракрустальную природу. Возраст кислых пород - 2,75-2,65 млрд. лет (Лобач-Жученко и др., 1998). В хетоламбинском СВК встречаются участки, где преобладают амфиболиты. Они выделяются в качестве Центрально-Беломорской мафической зоны (ЦБМЗ), которая рассматривается как древнейший офиолитовый шов — 2,83 млрд. лет (Бибикова и др., 1999). Здесь, с амфиболитами ассоциируются тела ультрабазитов и габбро-анортозитов, мощность которых редко превышает первые десятки метров. В ЦБМЗ преобладают гранатовые амфиболиты, прослеживающиеся по простиранию на десятки километров и, по мнению некоторых исследователей (Степанов, Слабунов, 1989), несущие в себе следы всех деформаций выделяемых на этой территории, т.е. они являются самыми древними образованиями. Но, ЦБМЗ имеет азимутальное несогласие с окружающими ее структурами, что не характерно для более древних пород, претерпевших пластические деформации (Эз, 1976). По характеру распределения РЗЭ амфиболиты ЦБМЗ делятся на две группы. Одна имеет хондритовое распределение РЗЭ с (Ьа/УЬ)п = 1,24 и Ьап = 10, у второй — РЗЭ более дифференцированы и их (Ьа/\Ъ)п =7. Ультрабазиты этой зоны, также делятся на две группы: одна имеет (Ьа/УЬ)п=0,52, а другая обогащена легкими РЗЭ с (Ьа/УЬ)п= 15,5. Высокие (Ьа/УЬ)п отношения не типичны для архейских образований такого состава (АгеБк>уа е^ а1., 1999), а более обычны для протерозойских пород, образовавшихся из обогащенной мантии. Изучение одного из фрагментов ЦБМЗ - Нигрозерс-кой структуры, показало, что слагающие его породы представляют: 1) измененную процессами гранитизации субпластовую интрузию габбро, в которой первичная магматическая ассоциация является реликтовой и представлена основным плагиоклазом (№ 70) и клинопироксеном (Щербакова, 1989).; 2) никаких пород отвечающих офио-литовому разрезу не обнаружено; 3) формирование Нигрозерской синформы возможно за счет внедрения основной магмы в пологий разлом. При дешифрировании АФС видно, что мафические зоны приурочены к наиболее молодым сбросо-сдвиговым системам. Гранатовые амфиболиты ЦБМЗ неотличимы от аналогичных разностей ЛП, формирование которых было связано с процессами андерплейтинга и произошло 2,51,9 млрд. лет назад, то есть много позже образования СЗ структур БП.

Амфиболиты хетоламбинского СВК, присутствующие в виде скиалитов среди мигматитов, по составу отвечают толеитовым базальтам и подобны амфиболитам из скиалитов встречающихся среди гранито-гпейсов архейской формации ТТГ Карело-Кольской провинции. Кислые породы (мигматиты) хетоламбинского СВК по составу аналогичны гранито-гнейсам Карельского массива, отличаясь от них только большими объёмами присутствующих среди них амфиболитов.

Керетьский СВК — вещественный аналог фундамента карелид

Образования этого комплекса известные как 1975)

или покров (Миллер, 1995), развиты вдоль берега Белого моря (рис. 9). Это полосчатые плагиомигматиты с редкими скиалитами амфиболитов и обогащены микроклином и эпидотом. Породы керетьского СВК являются наименее метаморфизованными образованиями в составе беломорской серии. Среди них, изредка встречаются линзы супракрустальных пород, которые можно сравнивать с позднеархейскими образованиями зеленокаменных поясов (Степанов, Слабунов, 1996). Характерной чертой этого комплекса являются пологие разломы и согласной с ними мигматитовой полосчатостью. Здесь же, широко развита и минеральная линейность в виде ориентированных зерен и борозд скольжения на тектонических плоскостях. Закономерная ориентировка линейности, с ее пологим падением на СВ, указывает на сбросовую природу тектонических элементов. В последние годы, образования керетьского СВК, стали сопоставлять с породами ТТГ серии фундамента карел ид (Лобач-Жученко и др. 1998), но в отличие от последних, образования керетьского СВК более гнейсовидны, так как подверглись процессам тектонического разлинзования в ходе вовлечения их в горизонтальный тектонический поток.

Из сказанного в главе 4, вытекает простая и не противоречащая фактам, модель эволюции Беломорского пояса, которая базируется на признании четырех СВК. Дру-зиты присутствуют во всех комплексах, поэтому, в момент их формирования (2,45 млрд. лет), уже существовала СЗ структура пояса и СВК находились на глубинах 2025км. Западный СВК слагает валоподобную структуру, а остальные в виде тектонических пластин падают на СВ, при этом метаморфизм породуменьшается. Формирование структуры БП можно объяснить моделью эволюции валообразного поднятия, которое соответствует площади развития западного СВК. При возникновении этого поднятия, из-за пластичности архейской коры, в его вершине не образовывались расколы, как в современных рифтовых зонах, а происходил отжим материала с вершины поднятия и возникала нисходящая ветвь конвекционного потока. По своей морфологии эта нисходящая ветвь близка зоне субдукции. Этим механизмом можно объяснить образование латеральной неоднородности БП. Максимальный прогрев над восходящим потоком привел к формированию гранулитов и гранитизированных пород - "сухарей", развитых по гранулитам и амфиболитам. Зоны пластичного течения перед фронтом поднятия и, особенно, в начальной части нисходящего потока маркируются кианитовыми породами, которые развивались по разнообразным протолитам. Не все протолиты амфиболитов БП имеют возраст 2,9-2,8 млрд. лет, часть их образовалась позже, за счет процессов интерплейтинга.

Глава 5. Магматические образования ЛБП - индикаторы процессов растяжения

В главе рассмотрены магматические комплексы, которые начинают и завершают палеопротерозойскую эволюцию ЛБП в обстановке регионального растяжения.

Раннепротерозойский магматизм восточной части Балтийского щита - индикатор начала дробления кислой архейской коры

Подобно другим щитам, Балтийский на рубеже 2,5+0,5 млрд. лет претерпел преобразования, обусловленные началом "работы" иного типа мантийной конвекции (Сорохтин и др., 1997). Этот этап, ознаменовался внедрением в кору материала, из обогащенной мантии (Балашов и др., 1990), а благодаря уменьшению пластичности коры, возникли условия для формирования протяженных разломов. Расположенные в

центре современного ареала распространения этого магматизма - друзиты и габбро-анортозиты ЛБП, кристаллизовались на глубинах 25-45 км, а одновозрастные им вулканиты и расслоенные интрузии формировались на, или вблизи поверхности.

Расслоенные интрузии перидотит-габбро-анортозитового состава образуют в регионе два пояса — Северный и Южный, расположенные по бортам ЛБП (рис 1, 2). Интрузиям свойственно геохимическое сходство и повышенная концентрация элементов платиновой группы (ЭПГ) с преобладанием Рс1 относительно й; с близостью изотопных отношений РЬ, и, Б г, N(1, характерных для обогащенных мантийных источников, но их средневзвешенные составы резко различны (Митрофанов и др., 1994). Строение массивов часто подобно пулл-апартам и их ограничениями являются сдвиги. Последние ассоциируются с сумийскими депрессиями, которые рассматриваются как поверхностные надинтрузивные прогибы (Тевелев, Гроховская, 1999).

Друзиты — глубинные аналоги расслоенных интрузий

Друзиты, количество которых превышает 3000 тел, являются одним из "символов" БП. Они изучаются более 100 лет (Федоров, 1886), но особенности их состава и геодинамическая позиция во многом остаются не исследованными. Автором получены данные о концентрации РЗЭ во всех важнейших типах друзитов (рис 9) и проведено сопоставление их состава со структурным положением (Терехов, Ефремова, 1998). Друзиты - это протомагматические породы основного-ультраосновного состава, получившие свое название в связи с присутствием в них друзитовых текстур. В западной части БП известны интрузивы (Пудос и др.), которые почти не содержат друзитовых кайм. Одни исследователи относят их кдрузитам (Степанов, 1981), другие - к расслоенным интрузиям (Лавров, 1979). Спектр составов друзитов весьма широк. На долю перидотитов приходится 17%, габбро - 45%, норитов - 33%, габбро-лабрадоритов - 5%, и гранатовых габбро - 3% (Шарков и др., 1997). Крупные массивы имеют магматическую расслоенность, в лежачем боку отмечаются перидотиты, а в висячем габброиды с сегрегациями габбро-пегматитов. Наиболее распространены мелкие тела однородных габбро-норитов или габбро; исключением из этого являются анортозитовые массивы (Пежостров, Котозеро, Нигрозеро), которые дифференцированы на лейко - и мела-нократовые разности. За редким исключением (Пежостров) в породах отсутствует флюидальность. Свидетельством сброса давления является образования пород типа "эруптивных брекчий", которые характерны для анортозитов. Для последних отмечаются зональные плагиоклазы с различным составом их ядер, неполный распад твердых растворов пижонитов, а также - графический характер структур в пироксенах. Всё это свидетельствует о повышенной скорости их затвердевания. Ранее, наличие графических структур считалось признаком гипабиссальной природы (Шуркип и др., 1962), но современные данные о глубинной кристаллизации друзитов, противоречат этому. По характеру распределения РЗЭ и содержанию Мд^О, друзиты можно разделить на пять типов (ТегекЬоу, 2000).

Ультраосновные и оливинсодержащие основные породы (Тип I), MgO более 20%, имеют наименьшие суммарные концентрации РЗЭ, но высокие Ьа/Эт = 4,8-7,5 и (Ьа/УЬ)п = 9,6-14,7. Породы Н-типа представлены габбро с повышенными содержаниями МеО (10-20%). Обычно они образуют тела небольших размеров. В отличие от пород 1 типа, друзиты II типа обладают более низкими Ьа/Бт и (Ьа/УЬ)п отношениями и они почти всегда имеют слабые положительные Ей аномалии с характерным колено-

образным изгибом графика РЗЭ. Подобное распределение РЗЭ свойственно основным гранулитам I типа ЛП. Средний состав друзитов II типа близок составу исходной магмы друзитов, рассчитанной как средний состав зон закалок (Степанов, 1981), так и их средневзвешенному составу (Шарков, 1967). Это позволяет предположить, что друзиты II типа отвечают составу исходной магмы. Нориты с отрицательной Ей аномалией (III тип), по составу близки породам II группы и отличаются от них структурной позицией - приуроченностью к тектоническим зонам, в которых встречаются анортозиты. Одной из таких зон является подошва чупинского СВК. Содержания РЗЭ в габ-бро-норитах коррелируются с MgO, что указывает на ведущую роль оливина в кристаллизации этих пород. Благодаря отрицательной Ей аномалии, можно считать, что эти породы образовались в результате отделения от исходной магмы плагиоклазового кумулата или высокоглиноземистого расплава. Анортозиты и габбро-анортозиты (IV г тип) имеют малые содержания РЗЭ, но они обогащены легкими РЗЭ. По мере уменьшения плагиоклаза в породах заметно возрастают концентрации РЗЭ, при этом уменьшается положительная Ей аномалия. Подобные изменения РЗЭ обычны и для габбро-анортозитов ЛП. Высокожелезистые друзиты (V-тип), также как и в расслоенных интрузиях (Чистяков и др., 1997), имеют наибольшие концентрации РЗЭ, при отрицательной Ей аномалии и отличаются наименьшими среди друзитов La/Sm и (La/ Yb)n отношениями.

На диаграмме La/Sm, друзиты попадают в поле внутриплитного источника и мета-соматически обогащенной мантии (Кепежинскас, 1990) (рис.11а). Сюда же попадают и составы расслоенных интрузий (рис.116). Спектры РЗЭ друзитов, расслоенных интрузий и части основных гранулитов Лапландского пояса - аналогичны, что указывает на генетическую близость их исходных расплавов. По распределению РЗЭ, среди пород друзитового комплекса можно выделить две магматические серии, отвечающие разным типам кристаллизации (рис. 12) Это "толеитовая" серия основу которой составляет кристаллизация оливина и плагиоклаза (типы III и IV) и "марианит-бонини-товая" (типы I и V) в которой плагиоклаз не принимал участия. Большинство друзитов

примитивная мантия; ДМ - деплетированная мантия.

Рис.12. Поля распределения РЗЭ для комплиментарных пар марианит-бонинитовой (а) и толеитовой (о) серий друзитового комплекса. Жирная линия в (а) - габбро-норит контактовой части Бураковского массива (Чистяков и др., 1997).

не имеют Ей аномалий, поэтому можно считать, что марианит-бонинитовый порядок кристаллизации являлся "генеральной" линией фракционирования исходной магмы, соответствующей составу друзитов II типа. Исходный расплав, мог дифференцироваться по марианит-бонинитовому ряду с образованием высокомагнезиальных пород I типа и комплементарных им высокожелезистых пород V типа. Из той же магмы при кристаллизации толеитового ряда, образовывались анортозиты и габбро-нориты (IV и III типы). Считается, что появление толеитового ряда кристаллизации обусловлено потерей летучих (Семенов и др., 1995). Поэтому, в зонах пологих сбросов, происходила декомпрессия и там, образовывались анортозиты. Выделение летучих определяло не только характер кристаллизации, но и формирование кислых анатектических пород. Так в контакте расслоенных массивов и друзитов толеитового ряда кристаллизации, присутствуют гранофиры или субщелочные граниты. В массивах другого типа кристаллизации, там, где не было выделения летучих, граниты не образовывались. Кажущаяся гипабиссальная обстановка формирования анортозитов, могла осуществляться в условиях шоковой декомпрессии, а главным фактором ранней или "ненормальной" кристаллизации плагиоклаза, является сброс давления, что характерно для сбросовых зон. Полученные данные о высокой степени фракционирования РЗЭ в друзитах, при La/Sm > 3,5 и данные по изотопии расслоенных интрузий (Балашов идр., 1990), указывают на то, что эта группа пород, была сформирована под влиянием обогащенного мантийного диапира (Баянова, 2002). Его вершина, находилась под современной областью ЛБП. Подъем диапира определял повышенное давление в основании коры, а сбросы предопределили ее "растекание". Пологие зоны контролировали магматическую дифференциацию по толеитовому типу, в результате чего помимо пары анортозит - габбро-норит образовывались и палингенные гранитоиды. Разнообразие химических

составов друзитов определялось чрезвычайно изменчивой динамической обстановкой, поэтому друзиты можно рассматривать как магматические образования глубинных зон над участком аномальной мантии.

Голубой кварц в магматических породах - индикатор структурной асимметрии ЛБП

В Северной Карелии широко развиты породы сумийского возраста с голубым, опа-ловидным кварцем. Это: порфиры, граниты, чарноэндербиты, друзиты, контактовые зоны расслоенных интрузий. Осевая линия площади максимального развития этих пород, смещена к западу от зоны сочленения Карельского массива и БП. Наличие голубого кварца в целой группе пород, имеющих близкий возраст, свидетельствует об их генетической близости. Формирование подобного кварца, обусловлено изоморфным вхождением ТЮ2в его структуру (Хейсканен, 1980), а происходило это в необычных , условиях, которые могут быть индикаторами динамической обстановки. На основании экспериментальныхданных(Остапенко идр., 1987), можно сделать вывод, что наиболее благоприятным моментом для вхождении ТЮ2 в кварц, является его ранняя - высокотемпературная кристаллизации из магмы, при резком сбросе давления и соответ- * ственно наличия титана в расплаве. Подобный процесс описан для Топозерских чарно -китов, в которых, вслед за голубым кварцем кристаллизовался гиперстен (Шемякин, 1988). Редкая в природе последовательность, свидетельствует о крайне неравновесном характере кристаллизации, что возможно в местах, где происходит шоковая декомпрессия магмы. В пользу низких давлений кристаллизации чарнокитов свидетельствует состав гиперстена с содержаниями А1203=2% , тогда как, его количество в гиперстенах ЛП достигает 11 % (Крылова, 1984). Кислые породы сумийского возраста образовались в процессе частичного плавления коры при внедрении в её основание мантийных магм, давших материал для формирования анортозитов, друзитов, расслоенных интрузий и вулканитов. Осевой зоной для их внедрения (андерплейтинга) являлся ЛБП, выше которого формировались кислые анатектические породы: эцдерби-ты, чарнокиты, рапакивиподобные граниты, щелочные граниты, кварцевые кератофиры. Только те породы, которые развиты вдоль его западной части содержат голубой кварц. Это позволяет считать, что в момент формирования анатектических расплавов существовала структурная и динамическая асимметрия, обусловленная наличием сбросовой зоны СВ падения. В результате этого, из кислых расплавов в пределах лежачего крыла (испытывающих шоковую декомпрессию), образовывались породы с # голубым кварцем, а в пределах висячего крыла он не образовывался.

Магматизм сумийского возраста ознаменовал начало принципиально новой эпохи эволюции региона. За счет дифференциации обогащенной мантийной магмы была сформирована большая группа магматических пород, образованных на разных глубинах. В эволюции этого магматизма, важную роль начали играть пологие тектонические зоны, проникающие до глубин порядка 40 км и появившиеся в ходе эволюции Земной коры. Они контролировали внедрение мантийного материала в режиме андерплейтинга. Декомпрессия, характерная для сбросов, предопределила формирование анортозитов и выделение летучих. Последние способствовали формированию анатектических пород: чарно-эцдербитов, гранитов и кислых вулканитов, кристаллизация которых также во многом определялась их приуроченностью к сбросам СВ падения.

Субщелочные граниты основания Лапландского гранулитового пояса -геохимические аналоги гранитов рапакиви

Важнейшими породами, подчёркивающими уникальность магмообразования в протерозое, являются граниты рапакиви. Автору близки идеи, согласно которым, рапакиви прурочены к внешним частям кольцевых структур (Глуховский, 1990), где развиты пологие тектонические зоны, предопределившие форму массивов, поступление глубинного вещества и развитие комагматичных троговых структур (Балуев и др., 1997). Исследования рапакиви, указывают на их принадлежность к гранитам А-типа (Ramo, 1991), а это значит, что они образовались за счет плавления пижнекорового вещества в обстановке растяжения под влиянием глубинным флюидов (Whalen et all., 1987). Тем неожиданнее оказалось, что субщелочные граниты, развитые в обрамлении ЛП по геохимическим параметрам подобны гранитам рапакиви и отличаются от них только отсутствием овоидов (Терехов, Левицкий, 1996). В большинстве случаев субщелочные граниты приурочены к пологим разломам обрамления ЛП, которые многими исследователями трактуются как надвиги. Отличить надвиги от сбросов не всегда удаётся, а граниты являются объективными показателями геодинамической обстановки. Субщелочные граниты, получившие название Колвицких (Terekhov, Levitski, 1995) образовались на заключительных этапах формирования ЛП, т.е. по логике коллизионной модели, при сжатии в период финального надвигания грапулитов. Но, граниты А—типа, с которыми сопоставляются, субщелочные граниты являются показателями обстановки растяжения, что в принципе не отвечает надвиговой модели. При исследовании этих гранитов, у автора и появились сомнения в надвиговой природе всего ЛП. Граниты в большинстве своем гнейсовидны, деформированы совместно с амфиболитами, но иногда образуют среди них и секущие тела, то есть, они формировались на заключительных этапах эволюции структуры и являются позднескладчатыми образованиями. Это подтверждается и определениями абсолютного возраста. Возраст гранитов из Колвицкой структуры составляет 2289+20 млн. лет (Каулина, 1996), для Яврозерского массива -1930+27 млн. лет. (Каулина, Апанасевич, 1999), а пояса Ле-вайок - 1750 млн. лет(КгШ et all., 1985). Колвицкие граниты в основном встречаются среди гранатовых амфиболитов, реже они отмечаются среди гранито-гнейсов архейского обрамления (район г. Падос). Там где мощность амфиболитов незначительна, граниты развиты и среди гранулитов. Обычно граниты слагают тонкие, субпараллельные слои, мощностью от первых сантиметров до первых десятков см. Полосчатость в гранитах параллельна подошве гранулитов. Гранатовые амфиболиты сопровождают гранулиты вдоль всей Лапландской дуги и далее в ККМ, поэтому и Колвицкие граниты встречаются на всем протяжении этих структур. На участках, где структурные элементы подошвы гранулитовых пластин не строго линеаризированы, наблюдаются более мощные тела этих гранитов, имеющие черты перемещенных массивов. Это - синфор-мная структура Бъернивари, в р-не г. Карасйок (рис.8), а также Яврозерская и Саль-нотундровская структуры. Все перемещенные массивы Колвицких гранитов расположены среди амфиболитов. По соотношению щелочей и кремнезема Колвицкие граниты относятся к нормальным или субщелочным гранитам, а по присутствию в них щелочных минералов, их называют щелочными (Прияткина, Шарков, 1979). Они характеризуются: преобладанием калия над натрием; железа над магнием; низким коэффи-

циентом агпаитности, высокими содержаниями Zr, Ва, РЗЭ, Ga, Y и по всем этим параметрам близки к гранитам рапакиви (Haapala, Ramo, 1990). Мигматиты Колвицких гранитов обогащены: К, Ва, Rb, Ga, легкими РЗЭ и истощены тяжелыми РЗЭ. Подобные характеристики свойственны породам, образовавшимся при плавлении гранатсо-держащих пород (Druiy, 1978). По мере возрастания К^О в мигматитах, количество тяжелых РЗЭ увеличивается, и их содержание приближается к концентрациям в гранитах. Возрастание содержаний РЗЭ от мигматитов к гранитам можно связать с наличием глубинных флювдов, несущих РЗЭ. Химические составы Колвицких гранитов, образовавшихся как по гранулитам, так и по гранатовым амфиболитам одинаковы, что свидетельствует о высокой активности флюидов. Конечные продукты этого преобразования — субщелочные граниты - по составу близки к гранитам рапакиви, отличаясь от них меньшими содержаниями Li и F, т.е. элементами, характерными для эмманаци- ' онной дифференциации, проявленной при формировании многофазных плутонов. Наблюдаемое геохимическое сходство Колвицких гранитов с гранитами рапакиви указывает на однотипный источник вещества при формировании этих пород и на сходные t геодинамические обстановки. Повышенные содержания К, Rb, Ва, Zr, Y и РЗЭ, присущи ассоциациям, связанным с мантийными источниками (Левицкий, 2000). Среди Колвицких гранитов не встречено топазсодержащих разностей с высокими концентра -циями РЗЭ и отрицательной Ей аномалией, характерных для гранитов рапакиви. Это объясняется тем, что топазсодержащие разности являются заключительными продуктами дифференциации рапакиви-гранитной магмы в верхней части земной коры, тогда как в подошве гранулитовых пластин происходило только формирование этих магм. Об этом свидетельствует тот факт, что содержания РЗЭ в Колвицких гранитах такие же, как и в рассчитанном составе исходной магмы для гранитов рапакиви. Составы минералов Колвицких гранитов указывают на их формирование в условиях постоянной температуры и спада давления, что соответствует обстановке растяжения (Терехов, Левицкий, 1996).

Важнейшим выводом из исследования Колвицких гранитов является, то, что пологие тектонические зоны, к которым приурочены эти породы, фиксировали условия регионального растяжения и на заключительных этапах эволюции ЛБП.

Глава 6. Структурно-вещественные преобразования глубокометаморфизован- f ных пород Лапландско-Беломорского пояса в период их эксгумации

Значительная часть структур и минеральных ассоциаций ЛБП была создана в период тектонического вывода его пород к поверхности. В данной главе рассмотрены те г из них, которые могут рассматриваться в качестве индикаторов тектонических условий.

Лежачие складки - показатели обстановки растяжения

В БП широко распространены структуры типа лежачих складок (рис. 13) и к ним приурочены разнообразные метасоматиты, в том числе и корундсодерЖащие, которые являлись для автора объектом повышенного интереса. Анализ текстур цминеральйых образований, свидетельствует о том, что лежачие складки БП формировались в условиях, при которых преобладают деформации без разрыва сплошности пород. Несмот-

/1 ■ V*

Рис. 13. План и разрез лежачей складки в Беломорском поясе и места локализации корундсодержащих метасоматитов (обобщенная модель).

1-4 - архейские образования: 1-2 - западный СВК: 1 - гоанито-гнейсы, 2 - грану литы; 3 -чупинский СВК - кианитсодержащие гнейсы и амфиболиты; 4- хетоламбинский СВК -амфиболиты и мигматиты; 5 -11 - палеопротерозойские образования: 5 - 6 - друзиты: 5 - габбро-нориты, ультрабазиты, 6 - габбро-анортозиты; 7 - плагиомигматиты; 8 - гранатовые амфиболиты; 9 - мигматит-граниты; 10 - корундсодержащие метасоматиты; 11 - пегматиты; 12 - региональные сбросы; 13 - вязкие разломы и направления падения; 14 - сдвиги заключительных этапов эволюции лежачих складок; 15 - простирание гнейсовидности и полосчатости метаморфических пород; 16 - направление смещения.

ря иа пластический характер деформаций, тектонические нарушения распространены весьма широко, проявляясь согласными или полого секущими зонами бластомилони-тизации, сдвигового течения и.п. Периклиналыюе строение лежачих складок устанавливается по элементам метаморфической полосчатости в их западных частях, где на поверхность выступает их нижнее крыло, сложенное гранатовыми амфиболитами, плагиоклазитами и друзитами. Концентрация последних во фронтальных частяхлежа-чих складок и наложения на них дислокаций, связанных с формированием диафтори-тов, указывает на ранний палеопротерозойский возраст формирования этих структур.

Верхняя граница определяется возрастом пегматитов секущих эти структуры (1,91,75 млрд. лет). Лежачие складки находятся в тесной структурной ассоциации с пологими тектоническими разделами, определяющими структуру БП. Так же, как и в хорошо изученных альпийских примерах (Froitzheim, 1992), структурные элементы лежачих складок ориентированы более круто, чем сопряженные с ними региональные СЗ разломы — границы СВК (глава. 4). В отличае от лежачих складок развитых в нормальных слоистых разрезах, данные структуры образованы не за счет смятия единого пласта, а являются результатом декомпрессионного выжимания горных пород.

Так же как и в большинстве складчатых поясов Мира (Белолипецкий, 1977), лежачие складки БП, ранее рассматривались как результат сжатия. Их формирование связывалось с перекрытием БП Лапландскими покровами (Пржиялговский, Терехов, 1986). Затем, эти структуры получили название "колчановидные складки", которые образовывались при опрокидывании гранито-гнейсовых куполов перед фронтом надвига (Миллер, 1997). В последние годы возрасло количество публикаций, показывающих, что лежачие складки образуются в обстаповках горизонтального растяжения (Froitzheim, et. al., 1997). Подобная трактовка условий формирования лежачих складок БП в большей мере соответствует фактическому материалу, так как именно к фронтальным частям этих складок приурочено большое количество гигантозернистых метасоматитов, которые не могли образоваться в условиях сжатия.

Корундсодержащие метасоматиты — индикаторы эксгумации БП

В работе, детально изучены корундсодержащие метасоматиты, отвечающие этапу эксгумации глубинных пород. Принято считать, что корунд, сапфирин, силлиманит, кианит, гранат и алмаз являются "стресс—минералами" и они образуются на пике метаморфизма и указывают время коллизии. Подобная трактовка укрепляла веру исследователей в важнейшей роли процессов сжатия в формировании складчатых структур. В настоящее время появились работы, показывающие, что эти минералы формируются па регрессивной стадии метаморфизма в обстановке растяжения (Boorder et.al., 1998). В корундсодержащих метасоматитах БП проявлена вся последовательная гамма минеральных ассоциаций от наиболее высокотемпературных и высокобарических (сапфирин — шпинелевые и гранат - корундовые ассоциации) к низкотемпературным (цоизитовым, скаполитовым, хлоритовым и кварц-карбонатным породам), поэтому они отражают все стадии эксгумации глубинных пород.

Корундовые проявления БП, могут быть разделены на два типа: - а) в ассоциации с плагиоклазитами: Хитоостров, Варацкое, Северное Кийостровское, б) в ассоциации с метасоматитами амфибол-гранатового состава (Дядина Гора, Перуселька, Нигрозеро, Нотозеро, Кийостровское). Все различия корундовых проявлений предопределены их положением относительно фронтальных частей лежачих складок. Характерной чертой корундовых проявлений является чрезвычайная изменчивость состава пород, а так же разнообразная их минералогия, чем они отличаются от однообразных пород беломорской серии. Химическая направленность формирования корундовых ассоциаций на всех этапах остается единой и заключается в последовательном накоплении А1203, MgO, Fe203 и связанных с ними редких элементов: Ва, Sr, Zr, Cr, V, Ni, Co, Zn, REE. Корундовые проявления можно рассматривать как локальные зоны базификации, по-

скольку, преобладающим развитием в них пользуются минеральные ассоциации, обогащенные МцО и Ре203. Во фронтальных частях лежачих складок формируются наиболее высокоглиноземистые ассоциации, для которых характерны плагиоклазиты анортитового состава. Плагиоклазиты олигоклаз-андезинового состава типичны для боковых ограничений складок. Наличие во фронтальных частях лежачих складок таких минералов как: флогопит, биотит, турмалин, скаполит, сульфиды указывает на повышенную активность летучих компонентов Н20, Е С1, В, С02, Б. Это подтверждается и высокими содержаниями фтора в роговой обманке и жедрите (Серебряков и др., 2002). Поданным газово-хромотографического анализа для всех разновидностей пород корундовых проявлений, характерны высоковосстановленные (обогащенные Н2, СО, СН4) флюиды (табл.3). Наибольшие концентрации Н2 присущи породам из ко-

Таблица 3. Флюидный режим во фронтальных частях лежачих складок (в мл/г породы)

Породы н2о н2 СН4 СО со2 Ефл Квос Кс

Исходные 2-Рх гранулиты 2,7 0,9 0,002 0,05 0,7 4,5 0,29 17

Исходные гранат-амфиболовые 2,7 1,4 - 0,02 0,1 4,2 0,49 2,5

Гастингситовые базификаты 2,0 1,6 - - 0,1 3,7 , 0,82 1,5

Корунд-амфиболовые 6,8 1,3 - 0,1 1,2 9,4 0,13 14

Ставролигг-амфиболовые 7,8 1,2 - 0,01 0,1 8,2 0,15 1,6

Клиноцоизитовые 8,2 0,7 - 0,03 0,2 9,2 0,09 2,2

Турмалин-хлоритовые 36,1 2,1 0,004 0,04 0,6 38,9 0,06 26

рундовых проявлений фронтальных частей складок. Со сменой минеральных ассоциаций, то есть в период подъёма пород, отмечается последовательное окисление флюидов, но концентрации Н2 остаются очень высокими, что свидетельствует о постоянном его подтоке. Основные закономерности поведения РЗЭ в корундовых метасоматитах близки для всех проявлений. Гигантозернистые гранат-амфиболовые породы в максимальной степени обогащены РЗЭ, (Ьа/УЬ)п >15 и имеют отрицательную Ей аномалию. Несколько меньшие содержания РЗЭ и (Ьа/УЬ)п = 5-10 характерны для собственно корундсодержащих пород. Отрицательная Ей аномалия в них, коррелируется с положительной Ей аномалией, которая типична для пород обогащенных Бг, а это: плагиоклазиты, клиноцоизитовые, кианитовые и другие метасоматиты. Некоторые породы истощены РЗЭ. Это - плагиоклаз- и скаполит-содержащие разности, а также кварц-мусковитовые породы. Корундсодержащие породы БП, имея основной-ультра-основной состав, также как и на Памире, обогащены РЗЭ и крупно-ионными литофи-лами. Это указывает на их формирование в обстановке растяжения, при участии глубинных флюидов, которые и привнесли в систему такие элементы как: №, К, Ва, Бг, 2г, ЬИЕЕ, Р1, Рс1, Аи и А£. Эти метасоматиты являются дифференцированными образованиями и среди них встречаются ультра: кислые и основные, щелочные и глиноземистые разности. В них, отчетливо проявлена тенденция к формированию мономинеральных пород.

Пегматиты Беломорского пояса-индикаторы обстановки растяжения

Пегматиты являются важным геодинамическим репером. Долгое время пегматиты в БП рассматривались, как апофеоз его ультраметаморфических преобразований (Шуркин и др., 1962). И только сравнительно недавно, главный акцент в причинах их

образования, был смещен в сторону диафторических процессов (Салье и др., 1984). Модель полого сброса падающего на СВ и контролирующего вывод глубинных пород БП в обстановке растяжения объясняет многие особенности пегматитов этого региона. Само образования пегматитов, можно рассматривать как реакцию среды на сброс давления, а преобладающие здесь крутые СЗ простирания пегматитовых тел могут отвечать трещинам отрыва. Большая часть мусковитовых пегматитов приурочена к центральным частям лежачих складок, а меньшая, но более крупных размеров, - к сдвиговым зонам, являющихся боковыми ограничениями этих складок. Смена мусковитовых пегматитов на мусковит- редкометальные фиксирует подъем глубинных пород к поверхности.

Глава 7. Палеогеодинамические реконструкции Восточной части Балтийского щита <

Наиболее древние, из достоверно выделяемых хрупких разломов, имеют раннепа-леопротерозойский (сумийский) возраст. В период их формирования, произошло дробление архейской кислой коры и заложились карельские троговые структуры. Все ( магматические образования, возникшие на этой стадии эволющии щита, генетически связанны с обогащенным источником. В настоящее время все больше исследователей связывают этот магматизм с мантийным плюмом (Баянова, 2002), а, судя по тому, что максимальное количество его продуктов - друзитов (подводящих каналов для расслоенных интрузий и вулканитов), встречается в БП, то и центр этого плюма мог находиться именно здесь. В распространении главных разностей вулканитов и расслоенных интрузий, усматривается зональность, что может свидетельствовать о существовании в это время пологой зоны - контролирующей их размещение. Асимметричность проявлений этого магматизма лучше всего проявлена в распределении кислых пород (рио-литов, гранитов, чарнокитов) с голубым кварцем, образование которого возможно в лежачих крыльях сбросов. Глубинными аналогами основных вулканитов и расслоенных интрузий являются друзиты, габбро-анортозиты и частично основные гранулиты ЛП, которые формировались в режиме андерплейтинга. С этим процессом связано и образование мощных толщ гранатсодержащих пород: гранатовых амфиболитов, экло-гитоподобных пород, характеризующихся аномально высокими содержаниями юве-нилыюго флюида. Поэтому можно предполагать, что разрывы в сумийский период существовали не только в зоне хрупких деформации, но и проникали до глубин 30-40 км в ввде зон вязких разломов. *

Сариолийский этап эволюции щита ознаменовался формированием конгломератов и вулканитов, имеющих островодужный спектр РЗЭ. Образование подобных вулканитов можно объяснить последовательными изменениями условия магмогенерации > вне зон субдукции (Фролова, 1998). Примером этого, являются вулканиты I толщи Печенгской структуры, с островодужными характеристиками, но приуроченные к периферической части отмирающего сумийского плюма.

В ятулийское время продуктов плавления обогащенной мантии не было, но появляется большое количество вулканитов связанных с декомпрессионным плавлением истощенной мантии. Пространственная и временная ассоциация этих вулканитов с кварцитами может быть объяснена моделью существования пологих сбросов наклоненных на СВ и контролирующих раскрытие трогов. Эта объясняет: как их осадочное — континентальное заполнение, так и "океанический" вулканизм, исходная магма ко-

торого образовалась при плавлении в зонах пологих сбросов уже за пределами обогащенной мантии, возникшей в области сумийского плюма.

Людиковийский период (2,05-1,90 млрд. лет), ознаменовалась появлением угле-родсодержащих пород и магматитов с характерной "обогащенной" геохимией. Наряду с этим продолжали функционировать очаги "истощенного" - толеитового магматизма. Для "обогащенных" пород, предлагается плюмовая модель их формирования. Наиболее изученными образованиями этого типа являются ферропикриты Печенги (Смоль-кин, 1992), пикриты Онежской структуры (Куликов и др., 1999), коматииты пояса Ка-расйок-Киттеля (НапзИ е1: а1., 2001). Эволюция данного плюма совпала с раскрытием Свекофеннского бассейна, поэтому часть его образований формировала офиолитовые ассоциации Оутокумпу и Йормуа вдоль границы исчезновения кислого фундамента. К продуктам этого плюма относятся и интрузивные образования. Это дайки и интрузии габбро-верлитового состава в полосе Печенга — Порья Губа (Чащин, 1997) и одно-возрастные с ними интрузии чарнокит-норитов и анортозитов западной части ЛП. Так же как и для сумийского плюма, для людиковийского, существовали комплексы, сформированные в разных условиях: от поверхностных до нижнекоровых. По их расположению, можно предположить смещение плюма и соответственно пропагации рифто-вых зон (Полмак-Печенга и Карасйок) и глубинных зон скалывания (ЛП) в СЗ направлении относительно сумийского плюма.

В калевии (1950— 1800 млн. лет) появляются первые моллассы, но большая часть пород этого этапа является глубинными образованиями ЛБП. Они развивались по древнему протолиту, а степень переработки была столь велика, что протолиты не всегда распознаются. Прежде всего - это кислые гранулиты (гнейсовидные и анатекти-ческие — глава 3), которые формировались по архейскому кислому фундаменту и по • мигматитам чарно-эндербитового состава, которые в свою очередь образовывались по основным гранулитам. В БП образовывались пегматиты мусковитовой и мусковит-редкометальной формаций (1,9-1,8 и 1,85-1,75 млрд. лет), становление которых происходило при давлениях 7-5 кбар и 3-1 кбар соответственно. Формирование пегматитов сопровождалось образованием метасоматитов, которые в литературе известны каксвекофеннскиедиафториты(Гродницкий, 1998), постмигматитовые(Глебовицкий, Бушмин, 1985) и корундсодержащие метасоматиты (Терехов, Левицкий, 1991). Все названные породы фиксируют этапы эксгумации глубинных образований, что явилась важнейшим геодинамическим событием, определившим современную структуру восточной части Балтийского щита. Эксгумация пород ЛБП происходила неравномерно, и отдельные его части запаздывали. Этим можно объяснить разный возраст субщелочных гранитов от 2,2 до 1,75 млрд. лет, которые фиксируют определенный эксгумаци-онный уровень. Единственным механизмом быстрого вывода огромного по площади массива пород ЛБП на поверхность, является процесс корового растяжения, при котором формируются пологие сбросы и пластины верхней коры расходятся в разные стороны (рис. 5), а нижне-среднекоровые образования выводятся к поверхности. Удаление хрупкой верхней коры могло явиться спусковым механизмом для гравитацион-нного всплывания нижней коры (Перчук и др., 2002) и формирования ЛП. Причины горизонтального растяжения остаются спорными. Наиболее разработан механизм эксгумации глубинных пород по типу "метаморфических ядер", основанный на представлениях о всплывании сдвоенной коры, в период "тектонического затишья" после кол-

лизни (Скляров и др., 1997). Вариант сдвоенной коры возможен при субдукции архейской или более молодой коры под ЛБП, в результате чего возникла гравитационная нестабильность, и произошло всплывание последнего. Существуют модели погружения сфекофеннвд (Martin, 1984; Gaal, 1988) или карелид вместе с гранито-гнейсами Карельского массива под ЛБП (Минц и др., 2001), но в них процессы эксгумации не рассмотрены. Механизму создания сдвоенной коры в районе ЛБП за счет субдукции противоречит отсутствие офиолитового шва и поясов островодужного магматизма. Флюидный анализ протолитов ЛБП и продуктов их переработки в период эксгумации указывает на отсутствие окисленных флюидов, выделяемых субдуцированными пластинами коры (Летников, 1999). Для доказательства субдуцирования коры под ЛБП некоторые геологи используют данные о метасоматическом обогащении верхней мантии, полученные при изучении ксенолитов из девонских интрузий. Это обогащение » мантии датируется возрастом 2,0-1,9 млрд. лет и оно связывается именно с субдукци-ей (Архангельская.., 1999). Однако, обогащение верхней мантии, можно связать и с мантийными плюмами и, следовательно, этот критерий не является доказательством существования субдукции. Поэтому вопрос о причинах горизонтального растяжения коры на рубеже 1800 млн. лет, остается открытым. Ясно только то, что область растяжения в виде ЛБП тяготеет к центральной части палеопротерозойских плюмов. В дальнейшем, эта структура являлась ареной проявления эндогенных процессов. Сразу после эксгумации ЛБП, то есть тектонической денудации 20-25 км разреза, возникли условия декомпрессионного плавления с формированием щелочных магм. В рифее, по периферии Балтийского щита заложились рифтовые структуры, что связывается с резким изменением траектории перемещения Восточно-Европейской плиты (Балуев, и др., 2000). Тем не менее, Онежско-Кандалакшский палеорифт наследует осевую зону растяжения ЛБП (рис 1 ).

В палеозое, восточная часть Балтийского щита явилась ареной проявления щелочного, кимберлитового и толеит-базальтового магматизма. Геодинамическое положение этой магматической провинции остается спорным, но очевидна приуроченность щелочных пород к периферической частью Балтийского нуклеара и к ЛБП (рис. 4) (Терехов, 1986). Тогда как, пологие тектонические зоны, контролирующие толеит-ба-зальтовый магматизм, связанные с образованием прогиба Баренцевого моря, отвечали за характер дифференциации щелочных магм и структурное положение отдельных интрузивов (Моралев, Терехов, 1980; Моралев и др., 2002). f

Заключение

Комплексное изучение ЛБП, позволяет интерпретировать заложение и эволюцию * этой структуры в рамках модели горизонтального растяжения. Важным элементом обстановки растяжения являются процессы андерплейтинга, в результате которых происходит магматическое наращивание земной коры и в том числе формирование гранатсодержащих пород (гранатовые амфиболиты и эклогитоподобные породы), которые ранее рассматривались как атрибут обстановки сжатия. Учитывая необычайно важную роль подобных пород в формировании ТТГ формации (Лобач-Жученко и др., 2002), можно ожидать, что предлагаемая автором модель эволюции ЛБП в обстановке растяжения, способствуют принципиальному изменению представлений о стиле

геодинамических режимов в раннем докембрии.

Главным тектоническим событием, определяющим структуру Восточной части Балтийского щита была эксгумация глубинных пород ЛБП, которая происходила в обстановке горизонтального растяжения. До рубежа 1,8 млрд. лет, глубинные породы были перекрыты пластинами Карельского и Центрально-Кольского массивов. С выводом глубинных пород к поверхности связаны процессы их структурной переработки и метасоматического преобразования в режиме регрессивного минералообразования и развития пегматитов. Изменения характера эксгумации глубинных образований от раннего докембрия до фанерозоя, имеют эволюционную направленность. Так, в конце архея, на поверхности не обнажались средне-нижиекоровые породы, которые стали появляться только к концу палеопротерозоя, а вывод мантийных пород мог произойти только в палеозое, что свидетельствует об изменении процессов эксгумации, которые контролируются глубиной проникновения сбросов. Развитие идей, посвященных эволюции пологих сбросов, имеет хорошие перспективы и для объяснения закономерного изменения продуктов магматизма в истории Земли. По мере увеличения хрупкости литосферы происходит увеличение глубины проникновения сбросов, которые в свою очередь посредством шоковой декомпрессии, контролируют частичное плавление все более глубинных горизонтов земной коры и мантии.

Процессы горизонтального растяжения, обусловленные внедрением мантийных плюмов (активный рифтогенез) и (или) разворотом пластин (пассивный рифтогенез), играли исключительно важную роль в формировании земной коры восточной части Балтийского щита. Многие структурно-вещественные ситуации, которые трактуются как результат коллизии (обстановки сжатия) могут более полно интерпретированы с других — противоположных позиций, а именно - обстановки растяжения. Для объяснения эволюции ЛБП не требуется привлечения механизма сжатия и соответственно жестких блоков или массивов, а для появления глубинных породна поверхности Земли нет необходимости в эрозии толщи мощностью 20-30 км, что всегда у геологов вызывало много вопросов.

Список основных работ по теме диссертации.

Моралев В.М., Терехов E.H. Опыт геологической интерпретации Кожозерской кольцевой структуры, отдешифрированной по космическим снимкам (Восточная Карелия).// Исследование Земли из Космоса. 1980. 5. С. 17-21

Терехов Е.Н О вихреобразной структуре Лапландского гранулитового пояса и механизме ее формирования. //Вестник МГУ, серия геология. 1982.2. С. 30-36.

Терехов Е.Н, Пржиялговский Е.С. Механизм образования некоторых древних структур Балтийского щита. В сб.: "Эксперимент и моделирование в геологических исследованиях". Новосибирск. 1984. С.46-54.

Терехов Е.Н Строение зон сочленения гранулитовых и гранитогнейсовых комплексов Восточной части Балтийского щита. Автореферат, канд. диссерт. 1984. 17 с.

Терехов Е.Н Опыт применения разномасштабных космических снимков для создания палеогеодинамической модели Балтийского щита. // Известия Вузов. Геология и разведка. 1986. 7. С. 5-18.

Terekhov E.N., Levitzki V.l.. The petrochemical evolution of basic granulites in tectonic nappes (The Cola Peninsula, USSR). // Geol. Zb.:"Geol Carpatica". 1987.38. P. 55-69.

Суханов M.K., Терехов Е.Н Левицкий В.И.. Новые данные о строении и радиологическом возрасте образований Лапландского гранулитового пояса (Кандалакшский берег Белого моря)//. ДАН СССР. 1987. Т. 296. 6. С. 1437-1440.

Пржиялговский Е.С., Терехов Е.Н. Пластические надвиги Западного Беломорья. В сб.: "Вопросы строения литосферы". М.: Наука, 1987. С. 3-9.

Суханов М.К., Терехов Е.Н., Малова Н.А. Анортозитовые комплексы центральной части Лапландского гранулитового пояса.// Изв. Вузов. Геология и разв. 1988.9. С. 44-56.

Левицкий В.И., Терехов Е.Н, Медведева Т.И. и др. Новый генетический тип кордиери-товых пород.//ДАН СССР, 1988. Т. 302. 3. С. 679-683.

Terekhov E.N., Levitzki V.I., Efremova L.A.. Granites of the peripheral zone of the Baltic ring structure. In.: Precambrian granitoids. Espoo, Finland. 1989. P. 129-130.

Гаптимурова Т.П., Левицкий В.И., Терехов Е.Н. Особенности флюидного режима формирования метасоматитов в зонах глубинных разломов кольцевых структур Балтийского щита. Тезисы докладов. В сб.: "Эндогенные процессы в зонах глубинных разломов". Иркутск, 1989. С. 55-56.

Терехов Е.Н, Пржиялговский Е.С., Кепежинскас П.К., Шеикман Е.Я., Левицкий В.И. Распределение РЗЭ в основных породах Балтийского щита и эволюция Земной коры. В сб.: "Геохимические условия генезиса основных и ультраосновных пород". Иркутск, 1989. С.188-192.

Терехов Е.Н., Левицкий В.И., Суханов М.К. Структурная эволюция и петрогенез гра-нулитов Лапландского пояса (Балтийский щит). // Известия Вузов. Геология и разведка. 1989,5. С. 48-59.

Левицкий В.И., Сапожников А.Н., Терехов Е.Н., Халтуева В.К- Особенности минералогии и петрологии метасоматических породе кордиеритом и корнерупином. // Минералогический Вестник. Киев. 1990. 198. С. 58-68.

Терехов Е.Н., Левицкий В.И. Геолого-структурные закономерности размещения корундовой минерализации в Северо-Западном Беломорье. // Изв. Вузов. Геология и разведка. 1992.6. С. 3-12.

Круглов В.А., Терехов Е.Н., Левицкий В.И. О новом типе корундовой минерализации на Восточном Памире.// Изв. Вузов. Геология и разведка. 1993. 1. С. 50-66.

Терехов Е.Н..Левицкий В.И. Гранулиты Лапландского пояса: редкоземельные элементы и проблемы петрогенезиса.// Изв. Вузов. Геология и разведка. 1993. 5. С. 3-17.

Karpuz M.R., Roberts D., Moralev V., Terekhov E.N. Regional lineament framework of Eastern Finnmark, Norway, Western Kola peninsula, Russia and Southern Barents Sea. Preceding of the 9 th Thematic Conference on Geological Remote Sensing, Pasadena, CA, USA, 1993. v. 2. P. 733-750.

Васильев Л.Н., Качалин А.Б., Моралев B.M., Терехов Е.Н. Тектоническое районирование и фрактальные перколяционные кластеры в линеаментной сети Восточной части Бал-тйского щита.//Докл. РАН. 1994. Т. 334. № 6. С. 718-722.

Терехов Е.Н., Левицкий В.И. Субщелрчные граниты Лапландского пояса как индикаторы геодинамической обстановки формирования гранулитовых покровов.// Докл РАН.

1994. Т 338. №4. С. 506-510.

Терехов Е.Н., Левицкий В.И. Субщелочные граниты основания Лапландских гранулитовых покровов как геохимические аналоги гранитов рапакиви. //Геохимия. 1995. №2. С. 174-188.

Terekhov E.N., Levitski V 1.. Corundum-bearing rocks related to specific fluid activity in shear zones. Vol. abstracts International conference: Deformation-enhanced Melt Segregation and Metamorphic Fluid Transport. 1995. Edinburgh. UK. P. 67-68.

Karpuz, M.R., Roberts, D., Moralev V.M., Terekhov E.N. Regional lineaments of eastern Finnmark, Norway and the western Kola Peninsula, Russia.// Nor. geol. under. Special Publ. 7,

1995, Trondheim, P. 121-136.

Moralev V.M., Karpuz, M.R., Roberts, D., Terekhov E.N. Structural investigations along the Poritash Fault Zone, NW Kola Peninsula, Russia, and NE Finnmark, Norway (Extended abstract).// Nor. geol. under. Special Publ. 7, Trondheim 1995, P. 153—154.

Prhijalgovsky E., Terekhov E.N. Karasjok-Belomorian parautochthon (2.2-1.9 Ga) and some aspects of structural and geochemical reworking of rock complexes.// Nor. geol. unders. Special Publ. 7, Trondheim, 1995. P. 193-200.

Terekhov E.N., Levitski V.I. Granites from the base of the Lapland Granulite Belt as a

feochemical analogue to the Rapakivitype granites.// Nor. geol. unders. Special Publ. 7, rondheim, 1995. P. 185-192.

Васильев Л.Н., Качалин А.Б., Моралев В.М., Тюфлин А.С., Терехов Е.Н. Мульти-фракталыюсть плотности липеаментов (на примере Кольского полуострова). //Исследование Земли из Космоса. 1996., 2. С. 25-32.

Terekhov E.N., Levitski V.I. Subalkaline granites and anorthosites at the base of the Lapland Granulite nappes and a proposed model for the origin of rapakivi-type magmas. 7th International Symposium on Rapakivi Granites and Related Rocks. 1996, Helsinki. P. 76.

Terekhov E.N. The origin of the High-Al Magmatic and Metasomatic Rocks in the Lapland-Belomorian Mobile Belt: Tectonic Model. 30th Intern. Geol. Congr. 1996. Astracts, vol. 2. P. 561.

Моралев B.M., Терехов Е.Н. Использование космических сиимков и наземных измерений трещиноватости для анализа кинематики региональных разломов (на примере Порьиташской разломной зоны Кольского п-ова).// Иссл. Земли из Космоса. 1996. 4.

Пржиялговский Е.С., Моралев В.М., Балуев A.C., Ларин Н.В., Терехов Е.Н. Новые данные о структурном контроле даек среднепалеозойских щелочных пород беломорского пояса. //Известия ВУЗов. Геология и разведка. 1996. 5. С. 3-10.

Терехов E.H., Пржиялговский Е.С., Левицкий В.И. Гранулитовый пояс Западного Беломорья (Восточная часть Балтийского щита): структурное положение и геохимические особенности.// Известия ВУЗов. Геология и разведка. 1997. 5. С. 15-30.

Моралев В.М., Терехов Е.Н. Структурные признаки сдвиговых деформаций в зоне Порьиташского разлома на Кольском п-ове.// Докл. РАН. 1998. Т. 359. 3. С. 379-382.

Балуев A.C., Моралев В.М., Аракелянц М.М., Глуховский М.З., Пржиялговский Е.С., Ларин Н.В., Терехов Е.Н. Новые данные о среднепалеозойском магматизме севера Восточно-Европейской платформы. //Докл. РАН. 1998. Т. 361. № 4. С. 514-517.

Терехов Е.Н, Ефремова Л.Б. Друзиты беломорского комплекса индикаторы обстановки растяжения на Балтийском щите.//Изв. Вузов. Геол. и разв. 1998. 5. С. 3-14.

Terekhov E.N., Levitski V.l.. Low-angle Detachment Systems and the Structual-Geochemical Evolution of High-Grade Rock Complexes (Lapland-Belomonan and Soutern Pamir Metamorphic Belt as an Example). Intrn. Conf. Early Precambrian: genesis and evolution of the continental crust (Geodynamics, petrology, geochronology, regional geology). Abstracts. Moscow. 1999. P. 202-204.

Васильев Л.Н., Качалин А.Б., Моралев B.M., Терехов E.H., Тюфлин A.C. Исследование космических снимков для моделирования трехмерной блоковой структуры земной коры (на примере Мурманского массива на Кольском п-ове).// Исследование Земли из Космоса. 1999. 3. С. 35 -47.

Терехов E.H., Круглов В.А., Левицкий В.И. Редкоземельные элементы в корундсо-держащих метасоматитах и связанных с ними породах восточного Памира. //Геохимия. 1999.3. С. 238-250.

Terekhov E.N. REE Distribution in the Drusites of the Eastern Baltic Shield and Some Aspects of the Early Proterozoic Geodynamics.// Geochemistry International. Vol. 38.

1. 1 2000. P. S59-S72.

алуев A.C., Моралев B.M., Глуховский M.3., Пржиялговский Е.С., Терехов Е.Н. Тектоническая эволюция и магматизм Беломорской рифтовой системы.//Геотектоника. 2000. 5. С. 30-43.

Моралев В.М., Балуев, А С., Пржиялговский Е.С.. Терехов Е.Н. Геохимия РЗЭ и зональность размещения щелочных пород Беломорского дайкового пояса как свидетельства пропагации Кандалакшского палеорифта.// Геохимия. 2002. 5. С. 499-512.

С. 87-92

(457 J » 145 7 3

Заказ 185/03 Подписано к печати 01.07.2003. Отпечатано в типографии изд-ва "ПРОБЕЛ-2000" тираж 150 экз.

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Терехов, Евгений Николаевич

Введение

Глава 1 Основные черты геологического строения восточной части 11 Балтийского щита и положение в его структуре Лапландско-Беломорского пояса

1.1. Тектоническое районирование восточной части Балтийского щита.

1.2. Основные черты строения Карело-Кольской провинции.

1.2.1. Хизоварская структура - пример позднеархейского зеленокаменного пояса.

1.2.2. Палеопротерозойские супракрустальные комплексы - свидетели верхнекорового растяжения земной коры восточной части Балтийского щита.

1.2.3. Пасвик-Печенгская структура - эталон динамических обстановок верхних частей земной коры в палеопротерозое.

1.2.4. Пояс Карасйок - пример троговой структуры южной ветви карелид.

1.2.5. Геодинамическая позиция палеопротерозойских трогов восточной части Балтийского щита.

1.3. Лапландско-Беломорский пояс - важнейшая структура Карело

Кольской провинции.

1.3.1. Особенности флюидного режима при формировании пород субстрата и метасоматитов Лапландско-Беломорского пояса.

1.4. Важнейшие интрузивные комплексы восточной части Балтийского щита

1.4.1. Интрузивные образования карельского тектонического цикла.

1.4.2. Посторогенный магматизм - индикатор появления глубокометаморфизованных пород на поверхности Земли.

1.4.3. Унаследованность важнейших геологических событий платформенного этапа развития Балтийского щита к главнейшим докембрийским структурам.

Глава 2. Эксгумация метаморфических пород как один из важнейших 56 геологических процессов

2.1. Некоторые примеры корового растяжения в фанерозойских складчатых поясах.

2.1.1. Эксгумация глубинных пород как один из важнейших корообразующих процессов Памира - Гималайского региона.

2.1.2. Особенности процессов эксгумации кристаллических пород на ЮЗ

Памире.

2.1.3. Месторождения драгоценных камней как индикаторы молодой эксгумации древних блоков земной коры.

2.2. Корундсодержащие метасоматиты Восточного Памира - показатели эксгумационных процессов.

2.2.1. Геологическое строение Музкольской структуры восточного Памира.

2.2.2. Морфология корундовых проявлений.

2.2.3. РЗЭ в корундсодержащих породах и проблема образования корунда.

2.2.4. Жильные образования Восточного Памира.

2.2.5. Каракорумские рубины - аналоги Восточно-Памирской минерализации

2.3. Северная Атлантика - как пример процессов постколлизионного растяжения.

Глава 3. Лапландский гранулитовый пояс - нижнекоровый фрагмент 97 рифтогенной структуры 3.1. Кандалакша-Колвицкая структура - эталон палеопротерозойского подплитного наращивания земной коры (андерплейтинга).

3.1.1. Колвицкая структура.

3.1.2. Умбинская структура.

3.1.3. Кандалакшская структура.

3.1.4. Геохронология Кандалакшско-Колвицкого массива.

3.1.5. Особенности распределения РЗЭ в породах Кандалакша-Колвицкого массива и проблема их образования.

3.1.6. Анортозиты и ассоциирующие с ними породы как пример нижнекоровой интрузии.

3.2. Лапландская гранулитовая структура - гигантская зона скалывания в основании коры

3.2.1. Основные закономерности пространственного распределения гранулитов лапландского комплекса.

3.2.2. Строение и состав контактовой зоны гранулитового пояса.

3.2.3 Возраст пород Лапландского гранулитового пояса.

3.2.4. Строение и состав юго-восточной части Лапландского гранулитвого пояса (Туадаш-Сальнотундровская структура).

3.2.5. Центральная часть Лапландского пояса: строение и состав.

3.2.6. Особенности геологического строения западной части Лапландского гранулитового пояса.

Глава 4. Беломорский пояс - структура пластического течения средней коры

4.1. Основные черты геологического строения Беломорского пояса.

4.2. Возраст Беломорского пояса.

4.3. Важнейшие структурные элементы беломорид.

4.3.1. Западный структурно-вещественный комплекс - область восходящей ветви плюма.

4.3.2. Чупинский структурно вещественный комплекс - плоскость соскальзывания гранит-зеленокаменной области с вершины мантийного плюма.

4.3.3. Хетоламбинский структурно-вещественный комплекс - нижняя часть разреза гранит-зеленокаменной области.

4.3.4. Керетьский структурно-вещественный комплекс — вещественный

9 аналог фундамента карелид.

Глава 5. Магматические образования Лапландско-Беломорского пояса - индикаторы процессов растяжения

5.1. Палеопротерозойский магматизм Балтийского щита - индикатор начала дробления кислой архейской коры.

5.1.1. Расслоенные интрузии.

5.1.2. Сумийские дайковые комплексы.

5.1.3. Друзиты - глубинные аналоги расслоенных интрузий.

5.1.4. Габбро-анортозиты Лапландского пояса - пример синтектонического внедрения магмы в подошву коры.

5.1.5. Интрузивные эндербиты, чарнокиты и рапакивиподобные граниты ЛБП как результат корового андерплейтинга.

5.1.6. Голубой кварц в магматических породах сумия - индикатор структурной асимметрии Лапландско-Беломорской зоны растяжения.

5.2. Субщелочные граниты основания Лапландского гранулитового пояса -геохимические аналоги гранитов рапакиви.

5.2.1. Геохимическая характеристика Колвицких гранитов.

5.2.2. Геодинамическая интерпретация происхождения Колвицких гранитов

5.2.3. Субщелочные граниты массива Главного Хребта.

5.2.4. Проблема генетической взаимосвязи щелочных гранитов и анортозитов.

5.3. Посторогенный магматизм Восточной части Балтийского щита - как индикатор быстрого снятия литостатических нагрузок. ф 5.4. Роль пологих сбросов в эволюции девонского магматизма Балтии.

5.4.1. Разнообразие девонского магматизма как отражение глубинной геодинамики.

5.4.2. Особенности распределения РЗЭ в девонских магматических породах и проблемы их происхождения.

Глава 6. Структурно-вещественные преобразования глубокометаморфизованных пород Лапландско-Беломорского пояса в период их эксгумации

6.1. Лежачие складки - показатели обстановки растяжения.

6.2. Корундсодержащие и ассоциирующие с ними породы - как свидетели 275 эксгумации глубинных комплексов.

6.2.1. Структурно-вещественные особенности корундовых проявлений.

6.2.2. Особенности химического состава корундсодержащих метасоматитов.

6.2.3. Геологическая позиция и особенности состава высокоглиноземистых метасоматитов Южного Беломорья.

6.2.4. Структурные закономерности размещения корундовой минерализации

6.2.5. Аномальное обогащение корундсодержащих метасоматитов элементами платиновой группы.

6.2.6. Региональные закономерности размещения высокоглиноземистых метасоматитов.

6.3. Корундсодержащие метасоматиты - структурно-вещественные аналоги глубинных зон выплавления ультраосновных щелочных магм.

6.4. Пегматиты Беломорского пояса - индикаторы обстановки растяжения

6.5. Мафические базификаты и пегматоидные жилы - свидетели процесса перемещения пород Лапландского пояса к поверхности.

Глава 7. Палеогеодинамические реконструкции Восточной части

Балтийского щита

7.1. Структурные индикаторы процессов растяжения в Лапландско- 324 Беломорском поясе.

7.2. Архейская история эволюция Балтийского щита.

7.3. Карельское время - эпоха преобладания сдвиго-сбросовых дислокаций в земной коре.

7.4. Посткарельское время - новые динамические условия дробления коры 340 Заключение.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Геологическое строение Лапландско-Беломорского пояса и роль процессов растяжения в его эволюции"

Актуальность темы.

I Лапландско-Беломорский пояс является одной из крупнейших структур восточной части Балтийского щита, и он играет исключительно важную родь в геодинамических построениях. Именно исследования этой структуры, всегда во многом определяли направления докембрийской геологии в нашей стране. Глубокий метаморфизм её пород, сложная складчатость и часто наблюдаемая обратная метаморфическая зональность - всё это способствовало созданию коллизионных моделей эволюции этого пояса. Вместе с тем, структурные и геохимические данные часто находятся в противоречии с этими моделями.

В последние годы, среди исследователей, изучающих складчатые пояса, возрос интерес к проблеме формирования и эволюции пологих тектонических зон сбросового типа. В многочисленных работах было показано, что процессы корового растяжения и их структурное отражение в виде пологих сбросов (детачментов), имеют чрезвычайно широкое распространение, и не только в континентальных рифтовых зонах. Помимо структурного выражения, процессы формирования пологих сбросов в обстановке растяжения предопределили и вещественные преобразования в виде широкого развития процессов мигматизации, гранитизации и различных метасоматических преобразований. Одним из важнейших следствий эволюции пологих сбросов является быстрый вывод к поверхности нижнекоровых образований. Модели эволюции пологих сбросов, разработанные для фанерозойских структур приемлемы, с некоторой долей условности, отражающей эволюцию литосферы в геологической истории, и для докембрийских комплексов и в частности для восточной части Балтийского щита.

Цель и задачи исследования # Целью работы явилось изучение характера тектонических процессов, в результате которых были сформированы пояса глубокометаморфизованных пород и исследование их структурно-вещественных преобразований, сопровождающих, как формирование пологих тектонических структур, так и вывод глубинных фрагментов земной коры к поверхности. Основная часть исследования осуществлялись в пределах Лапландско-Беломорского пояса (ЛБП), но для реконструкции его геодинамического положения исследования проводились на большинстве других структур восточной части щита, в том числе и в северных районах Финляндии и Норвегии. Для лучшего понимания процессов тектонического вывода глубинных пород к поверхности, работы проводились и в альпийской части Памира.

Для достижения поставленной цели решались следующие основные задачи: 1 -выявление важнейших структурных ансамблей Восточной части Балтийского щита, с акцентом на изучение структур возникших на заключительной стадии их эволюции; 2 -изучение исходного субстрата (протолитов) для глубокометаморфизованных пород ЛБП; 3 - расшифровка взаимосвязей магматических образований с пологими тектоническими структурами; 4 - выявление структурных форм характерных для обстановок растяжения; 5 - изучение процессов структурно-вещественных преобразований глубинных пород при их эксгумации.

Научная новизна

Предложенная новая интерпретация пологих разломов и лежачих складок в ф качестве структур растяжения, позволила принципиально иначе трактовать эволюцию

ЛБП и окружающих его троговых комплексов Печенгско-Варзугского и Восточно-Карельского поясов. В рамках предлагаемой модели получили новую трактовку проблемы образования гранулитов, анортозитов, друзитов, щелочных гранитов, пегматитов, корундсодержащих метасоматитов. Выявлены структурные формы и разнообразные метасоматические образования, отвечающие этапу эксгумации глубинных пород.

Фактический материал

В основу работы положен большой фактический материал, собранный автором в результате работ на Балтийском щите за период с 1974 по 2002 годы и двух полевых сезонов на Памире. Первоначально исследования проводились при производственных работах ПГО «Аэрогеология» по космогеологическому картированию восточной части Балтийского щита м-ба 1:500000. А затем, большая часть исследования велась в рамках плановых исследований Института литосферы РАН в лаборатории Геологии Земли из Космоса, которая затем была переименована в лабораторию структурного анализа Института литосферы окраинных и внутренних морей РАН. Частично работы проводились в рамках соглашения о сотрудничестве с Геологической службой Норвегии (1988-1993 гг.) и договоров о содружестве с ПГО «Аэрогеология», СЕВ - и ЦЕНТРкварцсамоцветы. Выводы о структурных особенностях районов исследования базируются на комплексе дистанционных материалов (аэро- и космоснимки, гравиметрические и магнитометрические карты, в особых случаях применялись фототеодолитные снимки).

Важным направлением работы, также позволявшим получать принципиально новую информацию, являлись геохимические исследования. Они включали: определения силикатного состава, редких элементов, РЗЭ и флюидных компонентов. Всего в ходе исследований, в пределах ЛБП и его ближайшего окружения было отобрано и проанализировано около 1000 проб. На рис. 1 представлены гистограммы частоты встречаемости авторских образцов, в зависимости от содержания в них Si02. Силикатный анализ проводился в институте геохимии СО РАН и на 90-95% сопровождался определениями малых элементов: Ва, Sr, Li, Rb, Cs, Cr, Ni, V, Co, Cu, Zn, Ga, Pb, Zr, Y, которые проводились рентгено-флюрисцентым методом в институте литосферы и институте Геохимии СО РАН и на 30% РЗЭ: La, Се, Nd, Sm, Eu, Gd, Er, Yb, которые все осуществлялись в институте Литосферы РАН атомно-адсорбционым методом с предварительным химическим обогащением (Ефремова и др., 1984). Кроме того, были проведены определения концентраций флюидных компонентов в породах (около 300 анализов) в институте Земной Коры СО РАН (г. Иркутск) и Au, Ag, Pt и Pd сцинциалиционным методом (около 250 анализов) там же в Институте геохимии.

На рис. 1 отчетливо видно бимодальное распределение образцов в Лапландском поясе, тогда как в Беломорском поясе появился третий максимум и на ультраосновных составах, что не типично для магматических серий. Северо-Карельский зеленокаменный пояс, наоборот, имеет принципиально другое распределение образцов и в нем нет андезитового пробела. Данные графики не являются строгим отображением составов этих комплексов, а в большей мере показывают интерес автора к основным породам: гранатовым амфиболитам, основным кристаллосланцам и корундсодержащим метасоматитам ультраосновного состава, друзитам и лампрофирам. В действительности в объеме беломорского и лапландского комплексов, кислые породы преобладают. Тем не менее, региональный характер исследований автора, при которых проводилось опробование всех разновидностей, позволяет говорить о некотором соответствии этих гистограмм с реальным их распределением. В Лапландском поясе максимум основных пород приходится на содержания Si02 - 49-50%, тогда как в Беломорском поясе он смещен в сторону с большим содержанием Si02 - 48-53%. Возможно, это обусловлено тем, что в беломорском комплексе мафические базификаты и основные породы распались на две группы, но в среднем они близки максимуму в гранулитах Лапландского пояса.

Рис. 1. Гистограмма частоты встречаемости пород с разным содержанием Si02

В работе использованы опубликованные и фондовые геологические и геофизические данные сотрудников ПГО «Аэрогеология», СЕВЗАПГеология, ИГГД РАН, ИГ Карельского НЦ РАН и ГИ Кольского НЦ РАН.

Личный вклад автора. Геологические и структурные наблюдения, результаты дешифрирования КС и АФС почти полностью являются авторскими. Выбор объектов для детального картирования и геохимического опробования, построение структурных моделей также авторские. Общая тектоническая модель формирования и эволюции ЛБМП является полностью оригинальной, хотя и наследует отдельные элементы разработок других авторов.

Содержание работы, подчиняется раскрытию защищаемых положений. Она имеет общий объем 361 стр. и состоит из текстовой части (Введение, 7 глав, Заключение) 162 рисунков, 31 табл. и списка литературы из 270 отечественных и 153 зарубежных источников. В первой главе излагаются современные представления о структуре и стратиграфии восточной части Балтийского щита. В главе 2 показаны важнейшие примеры процессов корового растяжения в фанерозойских складчатых областях. В главах 3 и 4, составляющих 40-50% объема работы приводится фактический материал и авторские модели строения и эволюции Лапландского и Беломорского поясов. В главе 5 рассмотрены важнейшие магматические комплексы ЛБП приуроченные к пологим тектоническим структурам, которые отражали обстановку растяжения. В 6 главе рассмотрены структурно-вещественные изменения в толщах нижнекоровых пород в процессе их вывода к поверхности. В главе 7 приводятся варианты палеогеодинамической интерпретаций раннедокембрийской истории Восточной части Балтийского щита.

Практическое значение

Предложенная модель эволюции ЛБП за счет развития пологих сбросов, открывает принципиально новые подходы к изучению структуры и вещественного состава глубокометаморфизованных комплексов. Данные о закономерностях преобразования горных пород в субгоризонтальных тектонических разделах, позволяют вносить поправки в принципы геологического картирования глубокометаморфизованных комплексов и поисков новых типов полезных ископаемых. В качестве примера, принципиально нового типа рудного проявления, можно отметить выявленные повышенные конценцентрации палладия и платины в метасоматитах, приуроченных к фронтальным частям лежачих складок, образовавшихся при эксгумации глубинных пород

Защищаемые положения

2. Лапландский гранулитовый пояс является фрагментом нижней коры, тектонически выведенным к поверхности. Часть пород этого пояса, была образована в палеопротерозое в ходе нескольких этапов растяжения архейской коры и её наращивания снизу (андерплейтинга), а другая, была образована по архейским протолитам в результате их разгнейсования. Локальные надвиговые структуры, развитые по периферии пояса и преимущественно сложенные гранатовыми амфиболитами не отображают региональную обстановку сжатия, а образованы в результате реакции пластичных масс горных пород на шоковую декомпрессию в лежачем крыле региональной сбросовой зоны.

3. Беломорский пояс обладает структурно-вещественной асимметрией, образованной конвекционным - тектоническим потоком. Западная часть пояса, в которой гранулитовые ассоциации с возрастом 2,75-2,45 млрд. лет наложены на более ранние мигматит-амфиболитовые комплексы архейской коры, отвечала восходящей, а вся остальная часть пояса - нисходящей ветвям потока. Толща кианитсодержащих пород (чупинская) являлась зоной скольжения, соответствующей началу погружения конвекционной ветви и может рассматриваться как элемент глубинной коллизионной зоны. Часть амфиболитов этой структуры образовалась в палеопротерозое в результате процессов интерплейтинга.

4. Индикаторами процессов растяжения в Лапландско-Беломорском поясе являются: габбро-анортозиты, друзиты, чарно-эндербиты, субщелочные граниты. Источник всех этих образований, а также палеозойских пород Кольской щелочной провинции — структурно их наследующих, был обогащен литофильными элементами и особенно легкими РЗЭ, Указанные образования фиксируют участок аномально возбужденной мантии, которая могла быть причиной коро-мантийного растяжения в палеопротерозое.

Ф Публикации и апробация работы

По теме диссертации опубликовано 116 научных работ, в том числе в 42 статьях в рецензируемых журналах. Основные результаты исследований докладывались на Всесоюзных, Российских и Международных совещаниях: «Экспериментальная тектоника в решении задач теоретической и практической геологии» (Новосибирск, 1982), «Геология и геохимия» (Братислава, ЧССР, 1986), «Метасоматоз и рудообразование» (Ленинград, 1987), «Использование аэрокосмической информации в геологии и смежных областях» (Москва, 1987), «Эндогенные процессы в зонах глубинных разломов» (Иркутск, 1989), «Метаморфизм, деформации и структура коры» (Оулу, Финляндия, 1991), «I - Баренцеморский симпозиум» (Киркенес, Норвегия, 1993), «Деформации, частичное плавление и флюиды» (Эдинбург, Великобритания, 1995), «Структурные парагенезисы» (Москва, 1997), «Ранний докембрий: генезис и эволюция континентальной коры» (Москва, 1999), «Беломорский подвижный пояс», «Рифтогенез, магматизм, металлогения докембрия Фенноскандии», «300 лет Рудному делу в Карелии», «Глубинное строение и геодинамика Фенноскандии (Петрозаводск, 1997, 1999,2000, 2002). «Тектоническое совещание» (Москва, 1998 - 2002),

Благодарности

При написании работы автор пользовался советом и содействием коллег из ф института Литосферы РАН А.С.Балуева, Л.С. Бородина, М.З.Глуховского,

В.Е.Гоникберга, Л.В. Ефремовой, П.К.Кепежинскаса, Ю.С.Перфильева, Е.С.Пржиялговского, О.М. Розена, О.Г.Шеремета, Т.Ф. Щербаковой. Работа не могла быть выполнена без огромной помощи сотрудников минералогической лаборатории института под руководством В.И. Ляховича, а также аналитического центра Института под руководством А.Т. Савичева и трагически погибшего В.Е. Сонюшкина Весьма полезными были дискуссии и консультации с сотрудниками ИГГД РАН (Санкт-Петербург): С.БЛобач-Жученко, В.П.Чекулаевым, Ю.В. Миллером, С.И. Турченко; ГИ КФ РАН (Петрозаводск) А.И.Слабуновым, В.И. Кожевниковым, В.В.Степановым, О.И. Володичевым, А.М.Ручьевым, Н.Е.Король; ГИ КНЦ РАН Ф.П.Митрофановым, А.А.Арзамасцевым, П.М.Горяиновым, Н.Е.Козловым, Т.Ф.Негруцы, П.К.Скуфьина, ПГО «Аэрогеология» В.Е.Гендлером, Б.Н.Берендеевым, ЕЛ.Шенкманом, ИГЕМа М.К.Сухановым, Е.В.Шарковым, Института геохимии СО РАН В.ИЛевицким, Т.П.Гантимировой; Института географии РАН Л.Н. Васильевым и А.Б. Качалиным; Геологической службы Норвегии: Б.Стуарта, П.Илленом, М. Офтеном, Д. Робертца, Р. Картпутца, М. Маркером. Всем названным и многим другим ученым автор искренне благодарен.

Автор также благодарен за помощь в оформлении диссертации Г.В. Гуниной и Л.Ф. Сергачевой и постоянным участникам полевых работ Э.А.Витошкину и М.С.Пронякину.

Автор благодарит директора Института Окраинных и Внутренних морей РАН, член-корреспондента РАН Н.А Богданова за постоянное внимание и поддержку при проведении данного исследования.

Особую признательность автор выражает - зав. лаб. В.М.Моралеву, который создал великолепную творческую обстановку в исследовательском коллективе.

Работа не могла быть завершена без финансовой поддержки российского мецената Терехова Л.Н.

Заключение Диссертация по теме "Общая и региональная геология", Терехов, Евгений Николаевич

Заключение

Собранный автором геолого-структурный и геохимический материал по Лапландско-Беломорскому поясу восточной части Балтийского щита позволяет интерпретировать заложение и эволюцию этой структуры в рамках горизонтального растяжения литосферы. В пользу решающей роли процессов растяжения в эволюции ЛБП свидетельствуют данные структурных, геохимических и минералогических исследований. Наиболее ярко процессы растяжения проявились на заключительных этапах эволюции этой структуры, когда благодаря им, её глубинные породы были выведены к поверхности. До рубежа 1,8 млрд. лет Лапландско-Беломорский пояс был перекрыт пластинами Карельского и Центральной-Кольского массивов, имеющих мощность 20-25 км. С явлениями эксгумации глубинных пород, связаны процессы их структурной переработки и метасоматического преобразования в режиме регрессивного минералообразования и широкого развития пегматитов Исследования показали, что структурно-вещественные преобразования эксгумированных комплексов столь велики, что без их анализа, реконструкции более древних этапов могут терять всякий смысл. Одним из важнейших атрибутов обстановки растяжения являются процессы андреплейтинга, благодаря которым был сформирован Лапландский гранулитовый и значительная часть Беломорского пояса. Именно процессы растяжения и андерплейтинга - в том числе, а не коллизии отвечают за формирование гранатсодержащих пород, которые имеют важное значение в петрологических моделях образования серых гнейсов - главнейших пород раннего докембрия, а также щелочных магм - одних из важнейших индикативных образований эволюции литосферы.

Изменения характера и масштаба эксгумации глубинных образований от раннего докембрия к фанерозою, имеют эволюционную направленность. Так, в конце архея на поверхности Земли не обнажались средне и нижнекоровые породы, которые стали появляться только к концу палепротерозоя, а мантийные породы ещё позже - в палеозое, что подчеркивает увеличение глубины проникновения сбросов, контролирующих эксгумацию. В свою очередь глубина, до которой проникают сбросы, находится в прямой зависимости от мощности литосферы, которая в свою очередь определяет «работу тектоники литосферных плит». Развитие идей основанных на ведущей роли процессов растяжения для раннего докембрия имеет хорошие перспективы и в плане объяснения закономерного изменения продуктов магматизма в истории Земли. Так по мере увеличения хрупкости литосферы происходит увеличение глубины проникновения сбросов, которые в свою очередь посредством шоковой декомпрессии, контролируют частичное плавление все более глубинных горизонтов земной коры и мантии.

Таким образом, процессы горизонтального растяжения, которые обусловлены внедрением мантийных плюмов (активный рифтогенез) и (или) разворотом коровых пластин (пассивный рифтогенез) играли исключительно важную роль в формировании земной коры восточной части Балтийского щита. Многие структурно-вещественные ситуации, которые ранее трактовались как результат коллизии (обстановки сжатия) могут быть более полно интерпретированы с других - противоположных позиций. Так вся эволюция: Лапландско-Беломорского пояса: заложение, преобразования и эксгумация, не требует механизма сжатия и соответственно каких-то гипотетических жестких блоков или массивов, которые в реальной обстановке диагностируются весьма не однозначно. А для появления глубинных пород на поверхности Земли нет необходимости в эрозии 20-30 км разреза, что всегда у геологов вызывало много вопросов.

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Терехов, Евгений Николаевич, Москва

1. Агафонова Т.Н., Багмуг Н.Н., Егорова J1.H. и др. Голубой опалесцирующий кварц в породах Украинского шита // Доклады АН УССР. 1984 № 8. Серия Б. С. 3-7.

2. Алексеев H.JI., Лобач-Жученко С.Б, Богомолов Е.С. и др. Фазовые и изотопные (Nd) равновесия в друзитах массива Толстик и района Тупой губы, Северо-Западное Беломорье, Балтийский щит // Петрология. 1999. Т. 7. № 1. С. 3-23.

3. Андреев В.П., Суханов М.К. Анортозиты Сальных тундр (Лапландский гранулитовый пояс Кольского полуострова) // Изв. АН СССР. Сер. Геол. 1982. № 3. С. 14-26.

4. Анортозит-рапакиви-гранитная формация Восточно-Европейской платформы. Л.: Наука. 1978. 296 с.

5. Арзамасцев А.А., Арзамасцева Л.В., Глазнев В.Н., Раевский А.Б. Строение палеозойских щелочно-ультраосновных интрузий Кольского полуострова по гравиметрическим данным // Геология и геофизика. 1998. Т. 39. № 2.С.211-221.

6. Арестова Н.А. Генезис исходного расплава друзитов и возможный механизм формирования контрастной расслоенности друзитовых массивов // Беломорский подвижный пояс. Тезисы докладов. Петрозаводск. 1997. С. 13.

7. Архангельская алмазоносная провинция (геология, петрография, геохимия и минералогия) / Под ред. О.А.Богатикова. М.: Изд-во МГУ. 1999. 524 с.

8. Байкова B.C., Лобач-Жученко С.Б., Левченков О. А. и др. Новые данные о геологиче-ском положении и возрасте гранулитов Карелии // ДАН. 1984. Т. 277. № 2. С. 442-444.

9. Балаганский В.В., Богданова М.Н., Козлова Н.Е. Структурно-метаморфическая эволюция СевероЗападного Беломорья. Апатиты. 1986. 100 с.

10. Балаганский В.В., Кудряшов Н.М., Балашов Ю.А. и др. О возрасте друзитового массива Жемчужный, СЗ Беломорье: U-Pb изотопные данные и геологические следствия // Геохимия. 1997. № 2. С. 158-168.

11. Балаганский В.В., Глазнев В.Н., Осипенко Л.Г. Раннепротерозойская эволюция СВ Балтийского щита: Террейновый анализ//Геотектоника. 1998. №2. С. 16-28.

12. Балашов Ю.А., Митрофанов Ф.П., Баянова Т.Е. Происхождение расслоенных основных интрузий // В кн.: Геодинамические условия формирования, геохимические аспекты генезиса базитов и гипербазитов. Иркутск. 1990. С. 65-69.

13. Балуев А.С., Глуховский М.З., Моралев В.М. Тектонические условия формирования массивов анортозит-рапакивигранитной формации на Восточно-Европейской и Сибирской платформах // Изв. ВУЗов. Геология и разведка. 1997. № 2. С.3-15.

14. Балуев А.С., Моралев В.М., Аракелянц М.М., Глуховский М.З., Пржиялговский Е.С., Ларин Н.В., Терехов Е.Н. Новые данные о среднепалеозойском магматизме севера Восточно-Европейской платформы. //Докл. РАН. 1998. Т. 361. №4. С. 514-517.

15. Балуев А.С., Моралев В.М., Глуховский М.З., Пржиялговский Е.С., Терехов Е.Н. Тектоническая эволюция и магматизм Беломорской рифтовой системы. //Геотектоника. 2000. 5. С. 30-43.

16. Баржицкий В.В. Объяснительная записка к космогеологической карте дочетвертичных образований СВ части Балтийского щита. Масштаб 1:1000000. Киев: 1988. 86 с.

17. Батиева И.Д. Петрология щелочных гранитов Кольского п-ва: Наука, 1976. 208 с.

18. Баянова Т.Б. «Возраст реперных геологических комплексов Кольского региона и длительность процессов магматизма. Автореферат докт.диссертации.2002.48 с.

19. Белов С.В., Бурмистров А.А., Фролов А.А. Тектоническая позиция, тектонофизические условия формирования и рудоносность массивов ультраосновных щелочных пород и карбонатитов // Отечественная Геология. 1999. № 1. Р. 24-32.

20. Белолипецкий А.П., Гаскельберг В.Г., и др. Геология и геохимия метаморфических комплексов раннего докембрия Кольского полуострова. Л.: Наука. 1980. 238 с.

21. Белостоцкий И.И. Строение и формирование тектонических покровов. М.: Недра. 1978.238 с.

22. Беляев К.Д. Новые данные о структуре, геологии и металлогении гранулитовой форма-ции Кольского п-ва/Проблемы магматизма Балтийс.щита. Л.: Наука. 1971. С. 218-225.

23. Беляев О.А., Петров В.В. Метаморфизм пород свиты талья (СЗ Кольского п-ва). В кн.: Материалы по геологии и металлогении Кольского п-ва. Вып.4. Изд-во КолФАН СССР. Апатиты. 1972. С. 119-124

24. Беляев О.А. Древнейший фундамент Терской структурной зоны // В кн.: Геологическое строение и развитие структурных зон Кольского полуострова. Апатиты. Изд. Кольского филиала АН СССР. 1980. С. 3-14.

25. Беус А.А., Щербакова Т.Ф. Геохимические особенности амфиболитов беломорского комплекса // Геохимия. 1986. №1. С. 16-24.

26. Бибикова Е.В., Мельников В.Ф., Авакян К.Х. Лапландские гранулиты: петрология, геохимия и изотопный возраст// Петрология. 1993. Т.1. № 2. С. 215-234.

27. Бибикова Е.В., Борисова Е.Ю., Другова Г.М., Макаров В.А. Метаморфическая история и возраст глиноземистых гнейсов беломорского пояса Балтийского щита // Геохимия. 1997. №. 9. С. 883-893.

28. Бибикова Е.В.,Слабунов А.И, Богданова С.В, Шельд Т., Степанов B.C., Борисова Е.Ю.Ранний магматизм Беломорского подвижного пояса, Балтийский щит: латеральная зональность и изотопный возраст// Петрология. 1999. Т. 7. № 2. С. 115-140.

29. Богатиков О.А., Летников Ф.А., Марков М.С., Суханов М.К. Анортозиты и ранние этапы развития Земли и Луны // Анортозиты Земли и Луны. М.: Наука. 1984. С.246-271.

30. Богданов Ю.Б., Воинов А.С. О соотношении карелид и беломорид Восточной Карелии // Тр. ВСЕГЕИ. Нов. Сер. 1968. Т. 143. С. 97-109.

31. Богданов Ю.Б, Былинский Р.В., Глебовицкий В.А., Доливо-Добровольский А.В. Главный Беломорский шов // Геотектоника. 1980. № 3. С. 35-44.

32. Богданова М.Н., Ефимов М.М. Конгломераты Колвицкой структурно-формационной зоны // Геология и геохимия метаморфических комплексов Кольского полуострова. Апатиты. 1975. С. 65-69.

33. Бородин Л.С., Лапин А.В., Пятенко И.К. Петрология и геохимия даек щелочно-ультраосновных пород и кимберлитов. М., «Наука». 1976.244 с.

34. Бородин Л.С. Генетические типы и геохимические особенности мантийно-коровых карбонатитовых формаций// Геохимия. 1994, № 12. С. 1683-1692.

35. Бриджуотер Д., Скотт Д., Балаганский В.В. и др. Природа раннедокембрийских мета-осадков в Лапландско-Кольском поясе по результатам20Грь/206рьдатирования едини-чных зерен циркона и Sm-Nd -изотопным данным //ДАН. 1999. Т. 366. №5. С. 664-668.

36. Буданова К.Т., Буданов В.И. Метамагматические формации Юго-Западного Памира // Душанбе, "Дониш". 1983. 276 с.

37. Буданова К.Т. Минералого-петрохимическая характеристика высокоглиноземистых пород Восточной части Центрального Памира // Известия АН республики Таджикистан Отд. наук о Земле. 1993. № 1. С. 26-33.

38. Буканов В.В., Липовский Ю.О. Новые находки благородного корунда в восточной части Балтийского щита. Л.: В кн.: Самоцветы, 1980. С. 34-43.

39. Булах А.Г., Иваников В.В. Проблемы минералогии и петрологии карбонатитов. Л., ЛГУ. 1984. 242 с.

40. Бушмин С.А. Метасоматиты месторождения Хизоваара (Северная Карелия) // Изв. АН СССР. Сер. Геол. 1978. №7. С.127-138.

41. Бушуева Н.Л. Генетические особенности месторождения корунда в Северной Карелии. // Изв. Вузов. Геол. и разв. 1983. № 12. С. 65-66.

42. Васильев Л.Н., Качалин А.Б., Моралев В.М., Тюфлин А.С., Терехов Е.Н. Мультифрактальность плотности линеаментов (на примере Кольского полуострова). //Исследование Земли из Космоса. 1996., 2. С. 25-32.

43. Ветрин В.Р. Древнейшие рапакивиобразные граниты Кольского полуострова // Докл. АН СССР, 1987. Т. 292. № 5. С.1223-1228.

44. Ветрин B.P., Немчин А.А. U-Pb возраст цирконов из ксенолита гранулитов в трубке взрыва на о. Еловом (южная часть Кольского п-ва) // ДАН. 1998. Т. 359. 6. С. 808-810.

45. Виноградов JI.A. К вопросу о строении и возрасте интрузий гипербазитового пояса на Кольском п-ве / В сб.: Основной магматизм СВ части Балтийского щита. JI.: Наука. 1969. С.58-64.

46. Виноградов JI.A., Богданова М.Н., Ефимов М.М. Гранулитовый пояс Кольского полуострова. Л.: Наука. 1980. 208 с.

47. Виноградов А.Н., Виноградова Г.В. Геология и петрология умбинского комплекса интрузивных чарнокитов и гранитов. В кн.: Интрузивные чарнокиты и порфировидные граниты Кольского полуострова. Апатиты. Изд-во Кол. фил. АН СССР. 1975. С. 3-148.

48. Воинов А.С., Полеховский Ю.С. Некоторые вопросы геологии и метаморфизма Беломорид Кийостровского архипелага. // Вестник ЛГУ, 1971. С. 48-56.

49. Володин Е.Н. О гранулите // Вест. ЛГУ. 1953. № 4. С.131-148.

50. Володичев О.И. Беломорский комплекс Карелии (геология и петрология). Л.: Наука. 1990.248 с.

51. Вревский А.Б. Петрология и геодинамические режимы развития архейской литосферы (на примере северо-восточной части Балтийского щита). Л.: Наука. 1989. 143 с.

52. Вяюринен X. Кристаллический фундамент Финляндии. М., Изд-во ИЛ. 1959. 159 с.

53. Гендлер В.Е., Берендеев Н.С., Белкина И.Л. Основные геоструктурные единицы восточной части Балтийского щита поданным дешифрирования космических снимков. В кн.: Региональная тектоника раннего докембрия СССР. Л.: Наука. 1980. С. 130-132.

54. Геохимическая эволюция гранитоидов в истории литосферы. М.: Наука. 1993. 263 с.

55. Гилярова М.А. Стратиграфия и структуры докембрия Карелии и Кольского полуострова. Л., Недра. 1974.218 с.

56. Гиммельфарб Г.Б., Белоножко Л.Б. К проблеме расчленения раннего докембрия западного побережья Белого моря. В кн.: Геологическое строение и развитие структурных зон Кольского полуострова. Апатиты: Кол. фил. АН СССР. 1980. С. 14-20.

57. Гинтов О.Б. Первичные концентрические структуры земной коры // Геотектоника. 1979. № 2. С 29-40.

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

59. Глебовицкий В.А., Бушмин С.А. Послемигматитовый метасоматоз. Л.: Наука. 1983.216 с.

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

61. Глебовицкий В.А., Миллер Ю.В., Другова Г.М.и др. Структура и метаморфизм Беломорско-Лапландской коллизионной зоны // Геотектоника. 1996. № 1. С. 63-75.

62. Глебовицкий В.А., Седова И.С. Анатексис и формирование коровых магматических очагов: петрологические и геохимические доказательства (Беломорская и Свекофен-ская провинции, Балтийский щит) //3BMO. 1998. Ч. CXXV1I. № 4. С. 5-26.

63. Глуховский М.З. Геологическая эволюция фундаментов древних платформ. М.: Наука. 1990.215 с.

64. Глуховский М.З., Моралев В.М., Кузьмин М.И. Горячий пояс ранней Земли и его эволюция // Геотектоника. 1994. № 5. С. 3-15.

65. Глуховский М.З., Моралев В.М. Эволюция тектонических условий анортозитового магматизма Алданского щита //Геотектоника. 1999. № 6. С. 3-15.

66. Голованова Л.С. Литологические и петрохимические особенности разрезов котозерской и хетоламбинской свит беломорского комплекса в Чупинском районе. В кн.: Пегматиты Карелии и Кольского полуострова. Петрозаводск. 1977. С. 37-68.

67. Голубев А.И., Иваников В.В., Филиппов Н.Б. Геохимия и Sr-Nd изотопный состав раннепротерозойских вулканитов Центральной Карелии // Материалы петрографического совещания. Сыктывкар. 2000. Т. 4 . С 252-254.

68. Головенок В.К. Высокоглиноземистые формации докембрия // Л.: Недра. 1977. 267 с.

69. Горлов H.B. Структура беломорид. Л.: Наука. 1967. 109 с.

70. Горлов H.B. Структурные основания к прогнозу месторождений пегматитов в Северо-Западном

71. Беломорье. // В сб.: Мусковитовые пегматиты СССР. 1975. С. 146-152.

72. Горохов И.М., Кутявин Э.П., Володичев О.И. и др. Rb-Sr возраст магматических и метаморфических пород Беломорского комплекса (Западное Беломорье) // Сов. Геология 1981. № 3. С. 67-75.

73. Горохов И.М., Мельников Н.Н., Дюфур М.С., Кутявин Э.П., Баскаков, Крылов И.Н. Rb-Sr системы в породах Центрального Памира: влияние альпийского метаморфизма // Геохимия. 1993. № 10. С. 1457 -1469.

74. Горощенко Г.Л. Некоторые особенности минералогии пород гранулитовой формации Кольского полуострова в связи с их происхождением. В сб.: Проблемы осадочной геологии докембрия. 1971. Вып. 3. С.71-80.

75. Горяинов П.М. О геодинамически необычных обстановках осадочного породо- и рудообразования в связи с проявлением тектоно-кессонного эффекта// Литология и пол. ископаемые. 1983. № 5. С. 47-60.

76. Горяинов П.М., Николаев А.П. Гигантская эрозия щитов: традиции, реальность и следствия / Рудогенез в метаморфических комплексах докембрия. Апатиты: Изд Кольского филиала АН СССР. 1991. С. 18-26.

77. Гранулитовая фация метаморфизма. Другова Г.М., Глебовицкий В.А., Климов Л.В., Никитина Л.П. Прияткина Л.А. Л.: Наука. 1972. 225 с.

78. Грачев А.Ф., Федоровский B.C. Зеленокаменные пояса докембрия: рифтовые зоны или островные дуги? // Геотектоника. 1980. № 5. С.3-22.

79. Григорьева Л.В., Савицкий А.В. Новые данные об особенностях проявления дайкового магматизма в ЮЗ части Кольского п-ва//ДАН, 1980, т. 254, № 5. С. 1194-1198.

80. Гродницкий Л.Л., Ручьев A.M., Крохин А.И. Лоушское пегматитовое поле (структурное развитие, полиметаморфизм, гранито- и пегматито-образование)//Петрозаводск, 1985. 176 с.

81. Гродницкий Л.Л. Рудогенерирующие пегматитовые системы Кольской части Беломорского пояса / Петрозаводск: Карелия. 1991. 175 с.

82. Гущин B.C. Геодинамическая модель развития Ветреного пояса в раннем протерозое // В кн.: Геодинамика и глубинное строение советской части Балтийского щита, Апатиты, изд. КНЦ АН СССР,1991. С. 57-64.

83. Дмитриев Э.А. Геологический и К-Ar возраст рубиновой минерализации Центрального Памира // Изотопное датирование эндогенных рудных формаций / Тез. докл. Вс. сов. Киев, 1990. С. 110-113.

84. Добрынина М.И. Рифтогенез в геологической истории докембрия северной части Русской плиты. // В сб.: Глубинное строение и геодинамика кристаллических щитов Европейской части СССР. Апатиты,1992. С. 71-85.

85. Другова Г.М., Савельева Т.Е. К эволюции метаморфических процессов в Северо-Западном Беломорье // 3BMO. 1993. № 1. С.48-67.

86. Другова Г.М. Главные этапы метаморфической эволюции чупинской толщи Беломорского складчатого пояса // 3BMO. 1998. № 3. С. 49-57.

87. Дудкин О.Б., Митрофанов Ф.П. Особенности Кольской щелочной провинции // Геохимия. 1993. № 8. С. 1075-1086.

88. Дук В.Л. Складки зон ультраметаморфизма / Л.: Наука. 1967. 82 с.

89. Дюфур М.С., Котов H.B. Термодинамические условия проявления процессов метаморфизма и метасоматоза в породах восточной части Центрального Памира // Известия АН СССР, Сер. геологическая. 1972. № 10. С. 50 65.

90. Еин А.С. Дайки базитов Северо-Западной Карелии. В кн.: Интрузивные базиты и гипербазиты Карелии. Петрозаводск. Кар. филиал АН СССР. 1984. С. 30-41.

91. Елисеев H.A. Структурная петрология. Л. Изд-во ЛГУ. 1953.309 с.

92. Ефимов М.М. Древнейшие метаэффузивы Северо-Западного Беломорья / Проблемы магматизма Балтийского щита. Л.: Наука. 1971. С. 206-210.

93. Ефремова Л.Б., Сорокина Н.А. Определение РЗЭ в геологических образцах методом атомно-эмиссионной спектрометрии с индуктивно связанной плазмой после ионо-обменного выделения // Журнал Анал. Химии. 1991. Т. 46. Вып.11. С.2259 2262.

94. Жданов В.В. Метаморфизм и глубинное строение норит-диоритовой (гранулитовой) серии Русской Лапландии. М., 1966.65 с.

95. Зарубин В.В. Особенности вмещающей среды и закономерности размещения пегматитовых жил месторождения Тэдино (Северная Карелия) // Тр. ВСЕГЕИ. 1969. Т. 147. Вып.2. С. 58-70.

96. Юб.Земная кора восточной части Балтийского щита / Отв. ред. К.О.Кратц. Л.: Наука. 1979. 232 с.

97. Иванов С.Н., Русин А.И. Континентальный рифтовый метаморфизм // Геотектоника. 1997. № 1. С. 6-19.

98. Ю8.Иваников B.B., Рухлов А.С. Геохимия и петрогенезис мелилит-нефелинит-карбонатитовой лайковойсерии Турьего полуострова (Кандалакшский залив Белого моря) // Зап. Всес. Мин. Общ. 1998.4.CXXVII, №2. С. 10-25.

99. Ю9.Иванюк Г.Ю., Горяинов П.М., Егоров Д.Г. Введение в нелинейную геологию. Апатиты. КНЦ РАН. 1996. 188 с.

100. Ю.Иващенко В.И. Первые находки анальцимовых лампрофиров в Карелии // ДАН 1999.364.2. С.219-222.111 .Ивлиев А.И. Находка строматолитов в гранулитовом комплексе Кольского полуострова // ДАН. 1971. Т. 198. № 3. С. 661-664.

101. Кадик А.А., Френкель М.Я. Декомпрессия пород коры и верхней мантии как механизм образования магм. М.: Наука, 1982. 120 с.

102. Казак А.П., Зайцев B.C. К проблеме полигенного происхождения базальных конгломератов раннего протерозоя севера Онежского прогиба. Материалы петрографического совещания. Сыктывкар. 2000. Т. 4. С 262-256.

103. Казьмин В.Г., Бяков А.Ф. Континентальные рифты: структурный контроль магматизма и раскол континентов. Геотектоника, 1997, № 1. С. 20-31.

104. Калафати Л.В. К методике геологического картирования докембрия в Ёнском и Стрельнинском районах Мурманской области. В кн.: Проблемы изучения геологии докембрия. Л., «Наука». 1967. С. 99-103.

105. Калинкин М.М. О структуре Хибинского и Ловозерского щелочных массивов // Изв. АНСССР, сер. Геологическая. 1976. № 8. С. 25-36.

106. Калинкин М.М., Поляков И.В. Кимберлиты и родственные породы Терского берега Кольского полуострова. // В сб.: Проблемы золотоносности и алмазоносности севера Европейской части России. Петрозаводск 1997. С. 117-123.

107. Каулина Т.В., Апанасевич Е.А. Микроклиновые граниты пояса Танаэлв: проблемы датирования / Геология и геоэкология Фенноскандии, Северо-Запада и Центра России. Материалы XI молодежной научной конференции. Петрозаводск. 2000. С. 28-30.

108. Каулина T.B, Богданова М.Н. Основные этапы развития Северо-Западного Беломорья (по U-Pb изотопным данным) // Литосфера. 2000. № 12. С 85-97.

109. Кепежинскас П.К. Кайнозойские вулканические серии обрамления окраинных морей. M., Наука, 1990. 176 с.

110. Кисин А.Ю. Особенности минералов из корундовых парагенезисов в мраморах Кочкарского антиклинория. В кн.: Материалы к минералогии рудных районов Урала. Свердловск, 1988. С. 89 95.

111. Кожевников B.H. Архейские зеленокаменные пояса Карельского кратона как аккреционные орогены. Петрозаводск. Карельский научный центр РАН. 2000.223 с.

112. Козлов Е.К., Федкова Т.А. Зона сочленения гранулитовой формации Сальных Тундр с беломоридами / В кн.: Материалы по геологии и металлогении Кольского полуострова. Вып.1 Апатиты. Изд. Кол. фил. АН СССР. 1970. С. 34-43.

113. Козлов M.T. Разрывная тектоника CB части Балтийского щита. Л., 1979. 140 с.

114. Козлов Н.Е., Иванов А. А., Нерович М.И. Лапландский гранулитовый пояс первичная природа и развитие. Апатиты: ГИ Кол. фил. АН СССР, 1990. 168 с.

115. Козлова Н.Е., Реженова С.А. Термобарометрия основных пород южного тектониче-ского контакта Лапландского гранул, пояса // 3BMO. 1998. Ч. CXXYII, № 4. С. 51-57.

116. Колман Р. Офиолиты. М.: Мир, 1979.262 с.

117. Кольская сверхглубокая. / Под ред. Е.А.Козловского. М.: Недра, 1984. 490 с.

118. Колодяжный С.Ю. Структурные парагенезисы и кинематика центрально-карель-ской зоны сдвиговых деформаций (Балтийский щит) // Геотектоника. 2002. 2. С. 59-79.

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

120. Константиновский А.А. Рифейский Онежско-Кандалакшский грабен Восточно-Европейской платформы // Геотектоника. 1977. № 3. С. 38-45.

121. Коншин В.А. Гранитоиды Пяозерско-Тикшеозерского поднятия / Докембрий Сев. Карелии: Петрология и тектоника. Петрозаводск: КарНЦ РАН. 1994. С. 53-76.

122. Король Н.Е. Чарнокитоиды Пажминской интрузии и их метаморфические преобразования. В сб.:

123. Петрология глубокометаморфизованных комплексов Карелии. Петрозаводск, Кар. фил. АН СССР, 1983.• С. 84-92.

124. Косыгин Ю.А., Маслов Л.А. Основные типы хрупких и нехрупких геологических дислокаций и их взаимодействие. В кн.: Тектонические процессы. Докл. сов. геологов на XXVIII сессия Междунар. геол. конгр. М., Наука, 1989. С. 193-201.

125. Крамм У., Когарко Л.Н., Кононова В.А. Средний и поздний девон краткий период магматической активности в палеозойской Кольской щелочной провинции: Rb-Sr исследования / Магматизм рифтов и складчатых поясов. М.: Наука, 1993. С. 148-168.

126. Кратц К.О. Геология карелид Карелии // Тр. ЛАГЕД АН СССР. 1963. Вып. 209 с.

127. Кременецкий А.А. Метаморфизм основных пород докембрия и генезис амфиболитов. М., Наука. 1979. 112 с.

128. Круглов В.А., Терехов Е.Н., Левицкий В.И. О новом типе корундовой минерализации на Восточном Памире.// Изв. Вузов. Геология и разведка. 1993. 1. С. 50-66.

129. Крылова М.Д. Геолого-геохимическая эволюция Лапландского гранулитового комплекса // Л.: Наука. 1983.160 с.

130. МО.Кулешевич Л.В., Лавров М.М., Слюсарев В.Д. Магматизм и метаморфогенно-мета-соматические процессы в р-не г. Ивановой (Северная Карелия). В сб.: Геология, петро-графия и геохимия докембрийских образований Карелии. Петрозаводск. 1997. С. 11-15.

131. Куликов B.C., Куликова В.В., Лавров Б. С, Писаревский С.А., Пухтель И.С. Соколов С.Я. Суйсарский пикрит-базальтовый комплекс палеопротерозоя Карелии (опорный разрез и петрология). Петрозаводск. Кар. НЦ РАН. 1999.96 с.

132. Кунина Н.М, Минц М.В. Поведение редкоземельных элементов в процессе гранитизации // Бюл. МОЮТ. Отд. Геол. 1993. Т.68. Вып. 4. С. 86 94.

133. МЗ.Лавров М.М. Гипербазиты и расслоенные перидотит-габбро-норитовые интрузии докембрия Северной Карелии. Л.: Наука. 1979. 136 с.

134. Ларин В.Н. Гипотеза изначально гидридной Земли. М.: Недра. 1975. 137 с.

135. Латышев Л.Н. Стратиграфия супракрустальных образований тундры Корва. В кн.: Стратиграфическое расчленение и корреляция докембрия северо-восточной части Балтийского шита. Л.: Наука, 1971. С. 61• 65.

136. Лебедев В.И., Калмыкова Н.А., Нагайцев Ю.В. Корунд-ставролит-рогово-обманковые сланцы беломорского комплекса // Сов. Геология. 1974. № 9. С.78-98.

137. Левицкий В.И., Терехов Е.Н, Медведева Т.И. и др. Новый генетический тип кордиеритовых пород.// ДАН СССР, 1988. Т. 302.3. С. 679-683.

138. Левицкий В.И., Сапожников А.Н., Терехов Е.Н., Халтуева В.К. Особенности минералогии и петрологии метасоматических пород с кордиеритом и корнерупином. // Минералогический Вестник. Киев. 1990. 198. С. 58-68.

139. Левковский Р.З. Рапакиви. Л., Недра, 1975. 223 с.

140. Левченков О.А., Зингер Т.Ф., Дук В.Л., Байкова, Шулешко И.К., и др. U-Pb возраст цирконов гиперстеновых диоритов и гранодиоритов о. Поньгом-Наволок (Балтийский щит, Беломорская тектоническая зона). ДАН, 1996, т. 349, № 1. С. 90-92.

141. Леонов М.Г., Колодяжный С.Ю. Структурно-кинематические ансамбли и некоторые особенности постархейской геодинамики Карельского массива (Балтийский щит// Геотектоника.2002. №5. С. 19-44.

142. Ли Сы-гуан. Вихревые структуры и другие проблемы, относящиеся к сочетанию геотектонических систем Северо-Западного Китая. М.: Госгеолтехиздат, 1958. 129 с.

143. Лобач-Жученко С.Б., Бибикова Е.В., Другова Г.М., Грачева Т.В., Амелин Ю.В., Матреничев В.А. Геохронология и петрология магматического комплекса Тупой Губы северо-западного Беломорья. Петрология, 1993. Т. 1. С. 657-677.

144. Лобач-Жученко С.Б., Бибикова Е.В., Другова Г.М. и др. Архейский магматизм района оз. Нотозера северо-западного Беломорья: Изотопная геохронология и петрология // Петрология. 1995. Т.З. № 6. С.ш 593-621.

145. Лобач-Жученко С.Б., Чекулаев В.П., Степанов B.C., Слабунов А.И, Арестова Н.А. Беломорский пояс -л позднеархейская аккреционно-коллизионная зона Балтийского щита // ДАН. 1998. Т. 358. № 2. С. 2269 229.

146. Лунева О.И., Немова Т.В. О стратиграфических взаимоотношениях гранулитового комплекса Кольского полуострова с гнейсами беломорской серии//ДАН СССР. 1973. Т.271 № 2. С. 413-416.

147. Магматизм, седиментогенез и геодинамика Печенгской палеорифтогенной структуры // Ред. Ф.П.Митрофанов В.Ф. Смолькин. Апатиты. КНЦ РАН. 1995. 258 С.

148. Макиевский С.И., Николаева К.А. О Тектонике СЗ Кольского п-ва. В сб.: Древнейшие осадочно-вулканогенные и метаморфические комплексы Кольского полуострова. М.: Наука, 1966. С. 3-15.

149. Малов Н.Д., Шарков Е.В. Состав исходного расплава и условия кристаллизации раннедокембрийских интрузий друзитового комплекса Беломорья // Геохимия. 1978. № 7. С. 1032-1039.

150. Меньшиков Ю.П. Корундовая минерализация в Хибинском щелочном массиве. ДАН СССР, 1978, Т. 243, №5. С. 1247-1249.

151. Милановский Е.Е. рифтогенез в истории Земли. М. Наука. 1983. 280 с.

152. Милановский Е.Е., Никишин A.M., Фурнэ А.В. Рифейская эволюция Восточно-Европейского кратона. ДАН, 1994, Т. 339, №4. С. 513-517.

153. Миллер Ю.В., Львов А.Б., МысковаТ.А., Милькевич Р.И. Позиция раннепротерозойских друзитов в покровно складчатой структуре Беломорского подвижного пояса // Вест. С.-Петербург, ун-та, 1995. Сер 7. Вып.4,28. С. 63-71.

154. Миллер Ю.В., Милькевич Р.И. Покровно-складчатая структура Беломорской зоны и ее соотношения с Карельской гранит-зеленокаменной областью // Геотектоника. 1995. 6. С. 80-92.

155. Миллер Ю.В. Необычные пликативные формы в покровно-складчатой структуре Беломорского подвижного пояса // Гетектоника. 1997. № 4. С. 80-97.

156. Миллер Ю.В., Глебовицкий В.А., Мыскова Т.А. Львов А.Б. Милькевич Р.И. Новые данные о составе, структурной позиции и геотектонической значимости чупинского покрова беломорского подвижного пояса. ДАН . 1999. Т. 366. № 3. С. 379-382.

157. Милькевич Р.И., Мыскова Т.А., Львов Л.Б. и др. Состав чупинских гнейсов Беломорья и сравнение его с составом метатерригенных осадков КГЗО // В кн. Беломорский подвижный пояс, геология, геодинамика, геохронология. Петрозаводск, 1997. С.41-42.

158. Милославская О.И. Использование геохимических данных при комплексной оценке качества бокситов //

159. Сб.: Геология и прогнозирование месторождений алюминиевого сырья. Москва. 1990. С. 84 93.

160. Минц М.В. Раннедокембрийская эволюция Беломорского пояса: вариант палеогеодинамической реконструкции II Беломорский подвижный пояс: геология, геодинамика, геохронология. Тез. докладов. Петрозаводск, 1997. С. 42-44.

161. Минц М.В. Термальная структура коры в областях гранулитового метаморфизма: геодинамические следствия ДАН. 1999. Т 368. № 5 С.659-662

162. Митрофанов Ф.П.,Балаганский В.В.Балашов Ю.А. и др. U-Pb возраст габбро-анортозитов Кольского полуострова // Доклады АН СНГ 1993. Т. № 1. С. 95-98.

163. Митрофанов Ф.П., Яковлев Ю.Н., Балабонин Н.Л. и др. Кольская платиноносная провинция. В кн.: Платина России. М., 1994. С. 66-77.

164. Мишарев Д.Т., Амеландов А.С., Смирнова B.C. Стратиграфия, тектоника и пегматитоносность Сев-Западного Беломорья. Тр ВСЕГЕИ. Нов. сер. 1960. Т.31. 137 с.

165. Моралев В.М., Ельянов А.А., Лаушкин В.И., Следин Л.Н. Докембрий северной части Афганского Бадахшана// Нилзарубежгеология. Труды. 1971. Вып. 22.С. 95-123.

166. Моралев В.М., Глуховский М.З. Кольцевые структуры докембрийских щитов по данным дешифрирования космических снимков // Ис. Земли из косм. 1981.3. С. 18-23.

167. Моралев В.М., Терехов Е.Н. Структурные признаки сдвиговых деформаций в зоне Порьиташского разлома на Кольском п-ове.// Докл. РАН. 1998. Т. 359. 3. С. 379-382.

168. Моралев В.М., Балуев, А.С., Пржиялговский Е.С., Терехов Е.Н. Геохимия РЗЭ и зональность размещения щелочных пород Беломорского лайкового пояса как свидетельства пропагации Кандалакшского палеорифтаУ/ Геохимия. 2002. 5. С. 499-512.

169. Морозов Ю.А. О роли транспрессии в формировании структуры свекокарелид Балтийского щита // Геотектоника. 1999. № 4. С. 37-50.

170. Негруца В.З. Докембрийская формация кварцевых конгломератов Балтийск, щита. Апатиты, 1990.150 С.

171. НегруцаВ.З., Хейсканен К.И., НегруцаТ.Ф., Робонен В.И. Третье межведомствен- ное региональное стратиграфическое совещание по нижниму докембрию Карелии и Кольского п-ва // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2000. Т. 8. № 4. С. 108-112.

172. Негруца Т.Ф. Геологическое строение карелид юго-западного крыла Лехтинского синклинория. Вести. ЛГУ. 1967. 18. Геология и география. Вып. 3. С. 103-115.

173. Немова Т.В. Литологические особенности пород гранулитовой фации метаморфизма // Литология и полезные ископаемые. М., 1974. С. 126-132.

174. Нерович Л.И. Две группы анортозитов Лапландского гранулитового пояса / Материалы межд. Конф. Рифтогенез, магматизм, металлогения докембрия. Корреляция геологических комплексов Фенноскандии. Петрозаводск. 1999. С. 107-108.

175. Никитина Л.П., Левский Л.К., Лохов К.И., Беляцкий Б.В., Журавлев В.А., Лепехина Е. Н., Антонов А.В. Протерозойский щелочно-ультраосновной магматизм восточной части Балтийского щита // Петрология. 1999. Т. 7. № 3. С. 252-275.

176. Новикова А.С. О тектонике докембрия Карелии. В кн.: Проблемы теоретической и региональной тектоники. М.: Наука. 1971. С. 167-177.• 194.Новицкий И.П. Два типа кислых метавулканитов архейских зеленокаменных поясов Балтийского щита //

177. Павловский Е.В. Проблема анортозитов и гранитов рапакиви (тектонический аспект).// Изв. ВУЗов. Сер. геология. 1989. № 5. С. 3-18.

178. Пастухова М.В., Ткачева Т.В. Об особенностях гипергенного низкотемпературного корунда из бокситов Северного Казахстана // Геохимия. 1971. № 6. С. 952 959.

179. Пашков Б.Р., Дмитриев Э.А. Музкольский кристаллический массив (Центральный Памир) //Бюл. Моск. О-ва Испыт. Природы. Отд. Геол. 1981. Т. 56. Вып. 3. С. 18 32.

180. Полканов А.А. Дочетвертичная геология Кольского полуострова и Карелии или наиболее восточной части Фенноскандинавского кристаллического щита. В кн.: Международный геологический конгресс. Т. И. 1939. С. 27-58.

181. Прияткина Л.А., Шарков Е.В. Геология Лапландского глубинного разлома (Балтийский щит). Л.: Наука, 1979. 127 С.

182. Пржиялговский Е.С., Моралев В.М., Балуев А.С., Ларин Н.В., Терехов Е.Н. Новые данные оф структурном контроле даек среднепалеозойских щелочных пород беломорского пояса. //Известия

183. ВУЗов. Геология и разведка. 1996.5. С. 3-10. 206.Пржиялговский Е.С., Терехов Е.Н. Пластические надвиги Западного Беломорья. В сб.: "Вопросыстроения литосферы". М.: Наука, 1987. С. 3-9.

184. Проскуряков В.В. Увадьев Л .И. Лампроиты Карело-Кольского региона // ДАН СССР. 1990. Т. 314. № 4. С. 940-945.

185. Пухтель И.С., Журавлев Д.З., Куликов B.C., Куликова В.В. Петрография и Sm-Nd возраст дифференцированного потока коматиитовых базальтов Ветреного пояса (Балтийский щит) И Геохимия, 1991, №5. С. 625-634.

186. Россовский Л.Н. Возраст редкометальных пегматитов и пегматитоносных гранитов Альпийско-Гималайского складчатого пояса //Изв. АН СССР. Сер. Геол. 1987. С.27-34.

187. Руженцев С.В., Швольман В.А., Пашков Б.Р., Поспелов И.И. Тектоническое развитие Памиро-Гималйского сектора Альпийского складчатого пояса. В кн.: Тектоника Тянь-Шаня и Памира. М.: Наука. 1983. С.167-175.

188. Ручьев A.M. О протолите гнейсов чупинской свиты (беломорский комплекс) // В кн.:Геология, петрография и геохимия докембрийских образований Карелии. Петрозаводск. 1997. С. 3-7.

189. Ручьев A.M. О температурах образования реликтовых гранат-биотитовых плагиогнейсов чупинской свиты (беломорский комплекс) // В кн.: Геология и и полезные ископаемые Карелии. Петрозаводск,1998. Вып. 1.С. 82-88.

190. Рыбаков С.И., Голубев А.И., Слюсарев В.Д., Лавров М.М., Степанов, Трофимов Н.Н. Протерозойский рифтогенез и его роль в формировании Беломорской подвижной зоны // Беломорский подвижный пояс.• Тез. докладов. Петрозаводск. 1997. С. 50.

191. Савицкий А.В., Титов В.К., Афанасьева Е.Н., Былинская Л.В. Платиноносность докембрийских черносланцевых толщ Карелии. В кн: Платина России. Проблемы развития минерально-сырьевой базы платиновых металлов. М.: Наука. 1994. С. 55 66.

192. Салье М.Е., Батузов С.С., Душейко С.И. и др. Геология и пегматитоносность беломорид. Л.: Наука. 1985. 251 с.

193. Сборщиков И.М. Тектоническая эволюция восточной части океана Тетис. М.: Наука. 1988.205 с.

194. Светов А.П., Свириденко Л.П. Рифейский вулкано-плугонизм Фенно-скандинавского щита. Петрозаводск. Карельский научный центр РАН. 1995.211с.

195. Семенов B.C., Беляцкий Б.В., Кольцов А.Б. и др. Метасоматиты расслоенного комплекса Луккулайсваара и связанная с ними платинометальная минерализация (Олангская группа интрузий, северная Карелия) // Петрология. 1997. Т. 5. № 2. С. 137-159.

196. Серебряков Н.С., Фришман Н.И., Кочетова Н.Л. Периститы из пегматитов Северной Карелии // ЗВМО. 1999. №6. С 90-97.

197. Сибелев О.С. Позднесвекофеннский этап метаморфизма (ЮЗ часть Кольского полуострова и Северная Карелия). Автореферат канд. дисс. М. 1998. 21 с.

198. Сидоренко А.В. О едином историко-геологическом принципе изучения докембрия и постдокембрия // ДАН СССР. Сер. геол. 1969. Т. 186. № 1. С. 76-82.

199. Скляров Е.В., Мазукабзов A.M., Мельников А.И. Комплексы метаморфических ядер кордильерского типа. Новосибирск: Изд-во СО РАН, НИЦ ОИГМ. 1997. 182 с.

200. Скригитель A.M. Драгоценные камни в пегматитах Восточного Памира // Мир Камня. 1996. № 11. С. 1117.

201. Скуфьин П.К., Баянова Т.Б., Левкович Н.В. Лампрофиры в раннепротерозойском вулканогенномкомплексе Печенгской структуры, Кольский полуостров II Петрология, 1999. Т. 7. № 3. С.299-315.

202. Слабунов А.И. Верхнеархейская Керетская гранит-зеленокаменная система Карелии // Геотектоника. 1993. №5. С. 61-73.

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

204. Соловьев В.В. Структуры центрального типа территории СССР по данным геолого-геоморфологического анализа. JL: Наука. 1978.111 с.

205. Сомин М.Л., Травин В.В. О сумийских кварцитах и природе Кукасозерской структуры Балтийского щита. ДАН. 2002.Т.382. № 1. С. 92-96

206. Сорохтин О.Г., Митрофанов Ф.П., Сорохтин Н.О. Происхождение алмазов и перспективы алмазоносности восточной части Балтийского щита. Апатиты. Изд-во КНЦРАН. 1996. 144 с.

207. Степанов B.C. Основной магматизм докембрия Западного Беломорья. Л.: Наука, 1981. 216 с.

208. Степанов B.C., Слабунов А.И. Амфиболиты и ранние базит-ультрабазиты докембрия Северной Карелии. Л., 1989. 175 с.

209. Степанов B.C., Слабунов А.И. Амфиболиты и карбонатные породы района губы Поньгома (Белое море) II Докембрий Северной Карелии: Петрология и тектоника. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 1994. С. 6-30.

210. Суханов М.К., Терехов Е.Н., Левицкий В.И. Новые данные о строении и радиологическом возрасте образований Лапландского гранулитового пояса (Кандалакшский берег Белого моря) //. ДАН СССР. 1987. Т. 296. 6. С. 1437-1440.

211. Суханов М.К., Терехов Е.Н., Малова Н.А. Анортозитовые комплексы центральной части Лапландского гранулитового пояса.// Изв. Вузов. Геология и разв. 1988. 9. С. 44-56.

212. Суханов М.К., Богданова Н.Г., Ляпунов С.М., Ермолаев Б.В. Геохимия РЗЭ формаций автономных анортозитов// Геохимия, 1990, 2, С. 184 194.

213. Сыстра Ю.Й. Тектоника Карельского региона. Санкт-Петерб.: Наука, 1991. 176 с.

214. Тевелев Арк. В., Гроховская Т.Л. Тектонический режим становления раннепротерозойских расслоенных массивов Балтийского щита./ Матер, совещания: Тектоника, геодинамика и процессы магматизма и метаморфизма. М., 1999. С. 193-196.

215. Тектоника восточной части Балтийского щита. Отв. Ред. В.А. ПеревозчиковаЛ.: Наука. 1974.288 с.

216. Терехов Е.Н О вихреобразной структуре Лапландского гранулитового пояса и механизме ее формирования. //Вестник МГУ, серия геология. 1982. 2. С. 30-36.

217. Терехов Е.Н, Пржиялговский Е.С. Механизм образования некоторых древних структур Балтийского щита. В сб.: "Эксперимент и моделирование в геологических исследованиях". Новосибирск. 1984. С.46-54.

218. Терехов Е.Н Строение зон сочленения гранулитовых и гранитогнейсовых комплексов Восточной части Балтийского щита. Автореферат, канд. диссерт. 1984. 17 с.

219. Терехов Е.Н Опыт применения разномасштабных космических снимков для создания палеогеодинамической модели Балтийского щита. // Известия Вузов. Геология и разведка. 1986.7. С. 518.

220. Терехов Е.Н., Левицкий В.И., Суханов М.К. Структурная эволюция и петрогенез гранулитов Лапландского пояса (Балтийский щит). // Известия Вузов. Геология и разведка. 1989, 5. С. 48-59.

221. Терехов Е.Н., Левицкий В.И. Геолого-структурные закономерности размещения корундовой минерализации в Северо-Западном Беломорье. // Изв. Вузов. Геология и разведка. 1992. 6. С. 3-12.

222. Терехов Е.Н., Левицкий В.И. Гранулиты Лапландского пояса: редкоземельные элементы и проблемыпетрогенезиса.// Изв. Вузов. Геология и разведка. 1993. 5. С. 3-17.

223. Терехов Е.Н., Левицкий В.И. Субщелочные граниты Лапландского пояса как индикаторы геодинамической обстановки формирования гранулитовых покровов.// Докл РАН. 1994. Т 338. № 4. С. 506-510.

224. Терехов Е.Н., Левицкий В.И. Субщелочные граниты основания Лапландских гранулитовых покровов как геохимические аналоги гранитов рапакиви. //Геохимия. 1995. №2. С. 174-188.

225. Терехов Е.Н., Пржиялговский Е.С., Левицкий В.И. Гранулитовый пояс Западного Беломорья (Восточная часть Балтийского щита): структурное положение и геохимические особенности.// Известия ВУЗов. Геология и разведка. 1997. 5. С. 15-30.

226. Терехов Е.Н, Ефремова Л.Б. Друзиты беломорского комплекса индикаторы обстановки растяжения на Балтийском щите. //Изв. Вузов. Геол. и разв. 1998. 5. С. 3-14.

227. Терехов Е.Н., Круглое В. А., Левицкий В.И. Редкоземельные элементы в корундсодержащих метасоматитах и связанных с ними породах восточного Памира. //Геохимия. 1999.3. С. 238-250.

228. Тимофеева В.А., Ямзин Н.Н. Образование корунда и шпинелей из газовой фазы //Тр. Ин-та кристаллографии АН СССР. 1956. Вып. 12. С.67-72.

229. Травин В.В. Кармангская гранитная интрузия //Докембрий Северной Карелии. Петрозаводск: КарНЦ. АН СССР, 1990. С. 102-114.

230. Туркина О.М. Петрология докембрийских тоналит-трондьемитовых комплексов ЮЗ окраины Сибирского кратона. Автореф. докт дисс.2002. 40 с.

231. Турченко С.И., Семенов B.C., Амелин Ю.В. и др. Рифтогенная природа Северо-Карельского пояса и его металлогения. В кн.: Геодинамика и глубинное строение советской части Балтийского щита, Апатиты. Изд. КНЦ АН СССР. 1991. С. 92-99.

232. Увадьев Л.И Разломы района Кандалакшской губы Белого моря // Геотектоника. 1981. № 4. С.20 — 30.

233. ФедковаТ.А. О первичной глинисто-карбонатной природе некоторых пород гранулитового комплекса Кольского п-ва / В кн.: Карбонатное осадконакопление и проблема эвапоритов в докембрии. Ростов. Изд-во РГУ. 1978. С. 31-32.

234. Федотов Ж.А., Федотова М.Г. Корреляция дайковых образований Печенгского и Центрально-Кольского районов. В сб.: Рои мафических даек как индикаторы эндогенного режима (Кольский полуостров). КНЦ Апатиты, 1989. С. 5-16.

235. Филатова B.T. Численная модель формирования крупной коллизионной структуры при отутствии явлений орогенеза (Лапландский гранулитовый пояс, Кольский полуостров) // ДАН. 2001 .T.376. № 2. С. 253-257.

236. Фонарев В.И., Крейлен Р. Доказательство полистадийности метаморфизма на основе изучения флюидных включений в породах Лапландского гранулитового пояса // Петрология. 1995. Том. 3. № 4. С. 379-396.

237. Франк-Каменецкий Д.А. Петрология базит-гипербазитовых интрузий северо-западного Беломорья. // Вестник СПбГУ. Сер. 7.1995. Вып. 4. № 28. С. 52-62.

238. Фриш Т., Джексон Г.Д., Глебовицкий В.А., Ефимов М.М., Богданова М.Н., Пэрриш P.P. U-Pb геохронология цирконов Колвицкого габбро-анортозитового комплекса, южная часть Кольского п-ва России // Петрология. 1995. Т. 3. № 3. С. 248-254.

239. Хазов Р.А., Попов М.Г., Биске Н.С. Ладогалит-тенсбергитовый щелочно-капиевый диатремо-плутонический комплекс Приладожья // Очерки геологии докембрия Карелии. Петрозаводск. 1995. С. 107-127.

240. Хаин В.Е. Проблемы тектоники раннего докембрия // Вест. МГУ. Сер. 4. Геология. 2000. № 4. С. 13 24.

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

242. Хейсканен К.И. Карельская геосинклиналь. Л.: Наука, 1980. 168 с.

243. Цветков А.А., Суханов M.K. Высокоглиноземистые основные магмы модели и реальность // Изв. АН СССР. Сер. геологическая. 1991. № 1. С. 3-23.

244. Цъонь О.В. Изотопы свинца в чарнокитах Сев. Карелии В кн.: Изотопные методы и проблемы геологии докембрия Карелии. Петрозаводск, КарФил. АН 1985. С. 41-54.

245. Чащин В.В. Геохимические особенности интрузий клинопироксенит-верлитовой формации Кольского полуострова // Геохимия. 1998. № 4. С. 350-361.

246. Чистяков А.В., Суханов М.К., Богатиков О.А. и др. Особенности распределения редких иредкоземельных элементов в Бураковском расслоенном интрузиве (Южная Карелия, Россия). ДАН, 1997. Т. 356. №3 С. 376-381.

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

248. Чувардинский В.Г. Неотектоника восточной части Балтийского щита. Апатиты 2000. 287 с.

249. Чуйкина Е.П. Структура и пегматитоносность Северной Карелии. В сб.: Мусковитовые пегматиты СССР, Л.: Наука. 1975. С. 153-159.

250. Шамси-Заде А. Генезис благородного корунда в мраморах// Советская Геология 1989. № 9. С. 40 46.

251. Шарков Е.В. Анортозитовые ассоциации Кольского полуострова. В кн.: Анортозиты Земли и Луны. М.: «Наука». 1984. С. 5-61.

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

253. Шарков Е.В., Смолькин В.Ф., Красивская И.С. Раннепротерозойская магматическая провинция высокомагнезиальных бонинитоподобных пород// Петрология 1997. Т. 5. С. 503-522.

254. Шемякин В.М. Петрология чарнокитов раннего докембрия. Л.: Наука, 1988. 200 с.287.111лайфштейн Б. А. Условия образования двупироксеновых сланцев Лапландии и проблема их генезиса //

255. ДАН СССР. 1973. Т.210. № 3. С. 685- 689.

256. Шуркин К.А., Горлов Н.В., Салье М.Е и др. Беломорский комплекс северной Карелии и юго-запада Кольского п-ва. Тр. ЛАГЕД АН СССР. 1962. Вып. 14.306 с.

257. Шуркин К.А., Шемякин В.М., Пушкарев Ю.Д. и др. Геология и магматизм области сочленения беломорид и карелид (Беломорско-Карельский глубинный разлом). Л.: Наука. 1974.240 с.

258. Шустова Л.Е., Дедеев В.А., Кратц К.О. Глубинная структура земной коры Балтийского щита. Л.: Наука, 1973.67 с.

259. Щеглов А.Д., Москалева В.Н., Марковский Б.А. Роль процессов рифтогенеза в формировании структур восточной части Балтийского щита // Региональная геология и металлогения. 1994. № 2. С. 5-12.

260. Щербакова Т.Ф. Амфиболиты Беломорского комплекса и их гранитизация. М.: Наука, 1988. 149 с.

261. Йодер X. Образование базальтовой магмы. М.: Мир. 1979.240 с.

262. Эдлин м.Г., Теняков В.А. Редкие земли в бокситах // Сб.: Геология и прогнозирование алюминиевого сырья. М. 1990. С. 93-102.

263. Эз В.В. Тектоника глубинных зон континентальной земной коры. М.: Наука. 1976. 167 с.

264. Эскола П. Докембрий Финляндии. В кн.: Докембрий Скандинавии. М.: Мир. 1967. С 58-103.

265. Юдин Б.А. Щелочные граниты района Главного Хребта, Мончи и Чуна-Тундр // Магматические образования Кольского п-ва, Л.: Изд-во АН СССР, 1962. С. 89-108.

266. Abbott D.N. Plumes and hospots as sources of greenstone belts // Litos. 1996. 37. P. 113-127.

267. Andersen T.B., Jamtveit B. Uplift of deep crust during orogenic extenional collapse: A model based on field sttudies in the Sogn-Sunnfjord region of Western Norway. Tectonics. 1990. V. 9. № 5. P. 1097-1 111.

268. Andersen T.B., Torsvik Т.Н., Eide E.A., Osmundsen P.T., Faleide J.I. Permian and Mesozoic extensional faulting within the Caledonides of central south Norway//J. Of the Geol.Soc. 1999. V. 156. P. 1073-1080.

269. Anto K.F., Janarhan A.S., Sivasubramanian P. A new sapphirine occurence from Kambam valley, TamilNadu and its possible relation to the Pan-African tectonotermal event//Current Science. 1997. V. 73. №. 9, 10. P. 792-796.

270. Ahall K.I., Larson S.A. Growth-related 1,85-1,55 Ga magmatism in the Baltic Shield; a review addressing the tectonic characteristics of Svecofennian, TIB 1-related, and Gothian events.// GFF. 2000. V. 122. P. 193-206.

271. Amato J.M., Johnson C.M., Baumgarther L.P., Beard B. L. Rapid exhumation of the Zermatt-Saas ophiolite deduced from high-precision Sm-Nd and Rb-Sr geochronology. Earth and Planetary Science Letters. 1999. № 171. P. 425-438.

272. Armbruster Th., Schreyer W., Hoefs J. Very High C02 Cordierite from Norwegian Lap-land: Mineralogy, Petrology and Carbon Isotopes // Contr Mineral. P. 1982. V. 81. 262-267.

273. Art J.G.,Barker F., Peterman Z.E., Friedman J. Geochemistry of gabbro-diorite-tonalite-trondhemite suite of southwest Finland and its implications for the origin of tonalitic and trondhjemitic magmas // J. Petrol. 1978. Vol. 19. P. 289-316.

274. Avigad D., Chopin C., Goffe B. And Michard A. Tectonic models for the evolution of the western Alps //

275. Geology. 1993. V. 21. № 6. P.659-662.

276. ЗЮ.ВагЬеу P., Moreau В., Capevila R., Hameurt J. Petrogenesis and evolution of an Еат1у Proterozoic collisional orogenic belts: the granulite belt of Lapland and the Belomorides (Fennoscandia) // Bull. Geol. Soc. Finland.1984. Vol.56. P. 161-188.

277. Barbey P., Bernard-Griffiths J. and Convert J. The Lapland charnockite complex: REE geochemistry and petrogenesis //Lithos. 1986. № 19. P. 95-111.

278. Barbey P., Raith M. The granulite belt of Lapland / Ed. D. Vielzent and Ph. Vidal. Granulites and crustal Evolution. Kluwer Academic Publisher. 1990. P. 111-132.

279. Barnes S.J., Often M. Ti-rich komatites from Northern Norway//Contrib. Mineral. Petrol. 1990.№ 105. P. 4254.

280. Bernard-Griffiths J., Peucat J.J., Postaire B. Isotopic data (U-Pb, Rb-Sr, Pb-Pb and Sm-Nd) on mafic granulites from Finnish Lapland//Precambrian Res. 1984. V. 23. P.325-348.

281. Berthelsen A., Marker M. 1.9-1.8 Gaold Strike-slip Megashears in the Baltic Shield, and Their plate tectonic implications//Tectonophysics. 1986.№ 128. P. 163-181.

282. Boorder H., Spakman W., White S.H. and Wortel M.J.R. Late Cenozoic mineralization, orogenic collapse and slab detachment in the European Alpine Belt // Earth and Planetary Sc. Lett. 1998. V. 164. P. 569-575.

283. Bosworth W. Geometry of propagating continental rifts // Nature. 1985. V. 316. № 15. P. 625-627.

284. Buck W.R., Martines F., Steckler M.S. and Cochran J.R. Termal consequences of lithospheric extension: pure and simple // Tectonics. 1988. V. 7. № 2. P. 213-234.

285. Burg J-P., Driessche J. V. D. and Brun J-P. Syn- to post-thickening extension: mode and consequences // C.R. Acad. Sci. Paris. 1994. T. 319. Serie II. P.1019-1032.

286. Harris N. and Massey J.P. Structural evidence for back sliding of the Kohistan arc in the collision system of northwest Pakistan // Geology. 1996. V.24. № 8. P.739-742.

287. Burchfiel B.C. and Royden L. H. North-south extension within the convergent Himalayan Tegion // Geology.1985. V. 13. № 10. P.679-682.

288. Burchfiel B.C., Chen Z., Royden L.H., Liu Y. and Deng C. Extensional development of GaboValley, southern Tibet//Tectonophysics. 1991. V. 194. P.187-193.

289. Campbell I.H., Griffiths R.W. The Changing Nature of Mantle Hotspots through Time: Implication for the Chemical Evolution of the Mantle // The J.of Geology. 1992. V.100. P.497-523.

290. Chamberlain C.P., Zeitler P.K. and Erikson E. Constraints on the tectonic evolution of the nortnwestern Himalaya from geochronologic and petrologic studes of Babusar Pass, Pakistan // J. of Geology. 1991. V. 99. P. 829- 849.

291. Chauvet A., Dallmeyer R.D. 40Ar / 39 Ar mineral dates related to Devonian extension in tne southwestern Scandinavian Caledonides // Tectonophysics. 1992 V. 210. P. 155-177.

292. Dewey J.F. Extensional collapse of orogens // Tectonics. 1988. V. 7. № 6. P. 1123-1139.

293. DiPietro J. A. Metamorphic pressere-temperature conditions of Indian plate rocks south of the main mantle thrust, Lover Swat, Pakistan //Tectonics. 1991. V. 10. №. 4. P. 742-757.

294. Doblas M., Martines J. Detachment faulting and late Paleozoic epitherman Ag-basemetal mineralization in the Spanish central system // Geology. 1988. V. 16. № 9. P. 800-803.

295. Dobrzhinetskaya, L.F., Eide, E.A., Larsen, R.B., Sturt, B.A., Tronnes, R.G Taylor W.P., and Posukhova. T.V.

296. Microdiamonds in highgrade metamorphic rock from the Western Gneiss region, Norway // Geology. 1995. V. 23. P. 597-600.

297. DogIioni C. Foredeeps versus subduction zones // Geology. 1994. V. 22. № 3. P. 271-274.

298. Dongxu Li and Shushan Xu. Rotation-shearing Genesis of Metamorphic Core Complex // Dizhi lumping Geol. Rev. 2000. V. 46. № 2. P. 113-119.

299. Drury S.A. REE distributions in a High-grade archaean gneiss complex in Scotland: implication for the genesis of ancient sialic crust //Prec. Res. 1978. № 7. P. 237-257.

300. Dunlap W.J. and Fossen H. Early Paleozoic orogenic collapse, tectonic stability, and late Paleozoic continental rifting revvealed throgh thermochronology of K-feldpars, sourthern Norway // Tectonics. 1998. V. 17. № 4. P. 604-620.

301. England P. and Molnar P. Surface uplift, uplift rocks, and exhumation of rocks // Geology. 1990. V. 18. № 12. P. 1173-1177.

302. Ernst W.G. Metamorphism, partial preservation, and exhumation of ultrahigh-pressure belts //The Island Arc. 1999. №8. P. 125-153.

303. Field,D., Drury, S.A., Cooper, D.C. Rare-earth and LIL element fractionation in high-grade charnockite gneisses, south Norway//Lithos. 1980. V.13. P. 281-289.

304. Fointan J.C., Hodge D.S., and Hills F.A. Geochemistry and pedogenesis of the Laramite anorthosite complex, Wyoming//Lithos. 1971.№ 4. P. 113-132.

305. Francis Anto K., Janardhan A.S., and Sivasubramanian P. A new sapphirine occurence from Kambam valley, Tamil Nadu and its possible relation to the Pan-African tectonothermal event // Current Sciense. 1997. V. 73. № 9. P. 792-796.

306. Froitzheim N. Formation of the recumbent folds during synorogenic crustl extension (Austroalpine nappes, Switzerland) // Geology. 1992. V. 20. № 10. P.923-926.

307. Froitzheim N., Conti P., Daalen M. Late Cretaceous, synorogenic, low-angle normal falting along the Schlining fault (Switzerland, Italy, Austria) and its significance for the tectonics of the Eastern Alps // Tectonophysics. 1997. V. 280. P. 267-293.

308. Furnes H., Lippard D. Devonian lavas from Solund, West Norway Field Relationships and Geochemistry // Norges. Geol. Unders. 1983. № 382. P. 1-15.

309. Fumes H.,Pedersen R.B., Sudvoll В., Tysseland M., Tymyr O. The age, petrography, geochemistry and tectonic setting of the late Caledonian Gasoy Intrusion, west Norway // Norsk Geologisk Tidsskrift. 1989. Vol. 69. P. 273-289.

310. Gaal G., Berthelsen, Gorbatschev R., Kesola R., Lentonen M.I., Marker M, and Raase P. Structure and composition of the Precambrian crust along the POLAR profile in the northern Baltic Shield // Tectonophysics. 1989. № 162. P. 1-25.

311. Gaal G., Gorbatchov R. An outline of the Precambrian evolution of the Baltic Shield // Precamb. Res. 1987. V. 35. P. 15-22.

312. Gardien V., Lardeaux J-M., Ledru P., Allemand P. and Guilot S. Metamorphism during late orogenic extension: insights from the French Variscan belt // Bull. Soc. Geol.France. 1997. T. 168. № 3. P. 271-286.

313. Ghebread W. Tectonics of the Red Sea region reassessed // Earth-Science Reviews. 1998. V. 45. P. 1-44.

314. Gorbatschev R„ Bogdanova S. Frontiers in the Baltic Shield // Prec. Res. 1993. V.64. P. 3-21.

315. Goodwin A.M. Rooted Precambrian ring shields: growth, alignment, and oscillation // Amer. J. Sci. 1985. V. 285. №6. P. 481-531.

316. Grapes R., Palmer K. (Ruby-Sapphire)-Chromian Mica-Tourmaline Rocks from Westland, New Zealand // Journal of Petrology. 1996 V. 37. № 2. P.34 -47.

317. Haapala I., Siivola J., Ojanpera P et.al. Red corundum, sapphirine and komerupine from Kittila, Finnish Lapland //Bull Geol Soc Finland. 1971. V.43. P 117-136.

318. Haapala I., Front K., Rantala E., Vaarma M. Petrology of Nattan en-Type Granite Complexes, Northern Finland // Precambrian Res. 1987. V 35. P. 225-240.

319. Haapala I. and Ramo O.T. Petrogenes of the Proterozoic rapakivi granites of Finland// Geol. Soc. of Amer. Ф Spec. Paper. 1990. V. 246. P. 275-285.

320. Hanski E. S. The Nuttio serpentinite belt, Central Lapland: an example of paleoproterozoic ophioolitic mantle rocks in Finland // Ofioliti. 1997. V. 22 (1). P. 35-46.

321. Harland W.B. Tectonic transpression in Caledonian Spitsbergen // Geological Magazine. 1971. Vol. 108. № 1. P. 27-41.

322. Harris N. and Massey B.F. Leucogranites of the Himalaya Karakoram:impIication for magmatic evolution within collisional belts and study of collision-related leucogranite pedogenesis // J. Volcanol. Geotherm. Res.1990. V. 44. P. 1-19.

323. Harris N. and Massey J. Decompression and anatexis of Himalayan metapelites // Tectonics. 1994.V. 13. № 6. P. 1537-1546.

324. Harris N., Ayres M., Massey J. Geohemistry of granitic melts produced during the incongruent melting of muscovite: Implication for the extractions of Himalayan leucogranite magmas // J. of Geophysical Research. 1995. V. 100. №B8. P. 15,767-15,777.

325. Harrison T.M., Lovera O.M. and Grove M. New insights the origin of two contrasting Himalayan granite belts // Geology. 1997. V. 25. № 10. P. 899-902.

326. Hartz E., Andersen A. Caledonian sole thrust of central East Greenland: A crustal scale Devonian extensional detachment? // Geology. 1995. V. 23. № 7. p. 637-640.

327. Hilldebrand P.R., Noble S.R., Searle M.P. and Parrish R.R. Tectonic significance of 24 Ma crustal melting in the eastern Hindu Kush, Pakistan // Geology. 1998. V. 26. № 10. P.871-874.

328. НШ E.J., Baldwin S.L., Lister G.S. Unroofing of active metamorphic core complexes in the D'Entrecasteux Islands, Papua New Guinea // Geology. 1992. V. 20. № 10. P. 907-910.

329. Hodges K., Bowring S., Davidek K., Hawkins D. and Krol M. Evidence for rapid displacement on Himalayan normal faults and the importance of tectonic denudation in the evolution of mountain ranges // Geology. 1998. V. 26. № 6. P. 483-486.

330. Holm D.K., Geissman J.W., Wernicke B. Tilt and rotation of the footwall of a major normal fault system: Paleomagnetism of the Black Mountains, Death Valley extentend tarrane, California// Geol. Soc. of American Bull. 1993. V. 105. P. 1373-1387.

331. Hubbard F.H., Whitley J.E. REE in chamockite and associated rocks, southwest Sweden // Lithos. 1979. № 12. • P. 1-11.

332. Huhma H. Srn-Nd, U-Pb and Pb-Pb isotopic evidence for the origin of the Early Proterozoic Svecokarelian crust in Finland // Geol. Surv. Finll. Bull. 1986 V.337.48 p.

333. Johnson C., Harbury N. and Hurford A.J. The role of extension in the Miocene denudation of the Nevado-FilabrideComplex, BeticCordillera (SE Spain)//Tectonics. 1997. V. 16.№2. P. 189-204.

334. Karpuz, M.R., Roberts, D., Moralev V.M., Terekhov E.N. Regional lineaments of eastern Finnmark, Norway and the western Kola Peninsula, Russia.// Nor. geol. under. Special Publ. 7, 1995, Trondheim, P. 121-136.

335. Kent R. Lithospheric uplift in eastern Gondwana: Evidence for a long-lived mantle plume system? // Geology.1991. V. 19. P. 19-23.

336. Kimura K. Diachronous evolution of sub-Himalayan piggyback basin, Nepal // The Island Arc. 1999. V. 8. P.99-113.

337. Krill A.G. Svecokarelian thrusting with thermal inversion in the Karasjok-Levajok area of the northern Baltic Shield// Nor. Geol. Unders. Bull. 1985. № 403. P. 89-101.

338. Krill A.G., Bergh S., Lindahi et. al. Rb-Sr, U-Pb and Sm-Nd isotopic dates from Precambrian rocks of Finnmark // Nor. Geol. Unders. Bull. 1985. № 403. P. 37-55.

339. Kriegsman L.M., Schumacher J.C. Petrology of sapphirine-bearing and Associated granulites from Central Sri Lanka//J. of Petrology. 1999. V.40.№8. P. 1211-1239.

340. Krol M.A., Zeitler P.K., Copeland P. Episodic unrofing of the Kohistan Batholith, Pakistan: Implication from K-ф feldspar thermochronology // J. of Geophysical Res. 1996. V.101. № В12. P. 28149-28164.

341. Kusky T.M. Collapse of Archean orogens and the generation of late- to postkinematic granitoids 11 Geology. V. 21. № 10. P. 925-928.

342. Larsen P.H and Bengard H.J. The Devonian basin initiation in East Grenland: A result of sinistral wTench faulting and Caledonian extensional collapse // Geological society of London Jornal. 1991. V. 148. P. 355-368.

343. Latin D. and White N. Generating melt during lithospheric extension: Pure shear vs. simple shear // Geologi. 1990. V.18. P. 327-331.

344. Lister G.S., Etheridge M.A., Symonds P. A. Detachment models for the formation of passive continental margins //Tectonics. 1991. V. 10. P. 1038-1064.

345. Lucchitta I., Suneson N. Dip and extension // Geol. Soc. of America Bull. 1993. V. 105. P. 1346-1358.

346. Mancktelow N.S. and Pavlis T. L. Fold-fault relationships in low-angle detachment systems // Tectonics. 1994. V. 13.№3.P.668-685.

347. Manning A.H. and Bartley J.M. Postmylonitic deformation in the Raft River metamorphic core complex, northwestern Utah: evidence of rolling hinge //Tectonics. 1994. V. 13. № 3. P. 596-612.

348. Malaviela J. and Chemeda A. Impact of initial geodynamic setting on structure, ophiolite emplecement and tectonic evolution of collisional belt// Ofiioliti. 1997. V.22. № 1. P.3-13.

349. Marker M. Early Proterozoic (c 2000 1900 Ma) crustal structure of the northeastern Baltic Shield: tectonic division and tectogenesis // Nor. Geol. Unders. Bull. 1985. № 403. P. 55-74.

350. Martin H. Petrogesis of Archaean Trondhjemites, Tonalites, and Granodiorites from Eastern Finland: Major and Trace Geochemistry// of Petrology. 1987. V. 28.5. P. 921-953.

351. Martin H. Adakitic magmas: modem analogues of Archaen granitoids // Lithos. 1999. V. 46. P.411-429.

352. Martinez-Martinez J.M. and Azanon J.M. Mode of extensional tectonics in the southeastern Beltics (SE Spain): Implication for the tectonic evolution of the peri-Alboran orogenic system // Tectonics. 1997. V. 16. № 2. P. 205-225.

353. Melezhik V. A., Sturt B.A. Discussion the Early Proterozoic Pechenga-Varzuga Belt: a case of Precambrian back-arc spreading by E.V. Sharkov and V.F. Smolkin (1997) Prec. Res. V. 82. P. 133-151: Comments // Prec. Res. 1998. V. 92. P. 215-218.

354. Merilainen K. The granulite complex and adjacent rocks in Lapland, Northern Finland // Geol. Surv. Finl. Bull. 1976. V. 281. 129 p.

355. Neil E.A. and Housemen G.A. Geodynamics of the Tarim Basin and the Tian Shan in central Asia // Tectonics. 1997. V. 16. №4. P. 571-584.

356. Papasikas N., Juhlin C. Interpretation of reflections from the central part of the Siljan Ring impact structurebased on results from the Stenberg-1 borehole//Tectonophysics. 1997. 269. P. 237-245.

357. Park A. Accreation tectonism in the Proterozoic Svecokarelides of the Baltic Shield // Geology. 1985. V. 13. № 10. P. 725-729.

358. Parrish R.R.,Tirrul R. U-Pb age of the Baltoro granite, nortwest Himalaya, and implications for monazite U-Pb systematics// Geology. 1989. V. 17. P. 1076-1079.

359. Pedersen Roif В., Malpas J. The origin of oceanic plagiogranites from the Karmoy ophiolite, Western Norway// Contrib. Mineral Petrol. 1984. № 88. P. 247-270.

360. Peltonen P.T., Kontinen A., Huhma H. Petrology and geochemistry of metabasalts from the 1,95 Ga Jormua ophiolite, northeastern Finland //J. Petrol. 1996. № 37. P1359- 1383.

361. Perdahl J-A, Frietsch R. Petrochemical and penological characteristics of 1,9 Ga old volcanics in northern Sweden //Precambrian Res. 1993. V. 64. P. 239-252.

362. Peters T. and Meckoli I. Formation and evolution of the Masiran ophiolite (Sultanate of Oman) // Ofioliti. 1997. V. 22.№ l.P. 15-34.

363. Platt J.P., Soto J.I. Comas M.C. Decompression and high-temperature-low-pressure metamorphism in the exhumed floor of an extensional basin, Alboran Sea, western Mediterranean // Geology. 1996. V.24. № 5. P. 447-450.

364. Prhijalgovsky E., Terekhov E.N. Karasjok-Belomorian parautochthon (2.2-1.9 Ga) and some aspects of structural and geochemical reworking of rock complexes.// Nor. geol. unders. Special Publ. 7, Trondheim, 1995. P. 193-200.

365. Puchtel I.S., Amdt N.T., Hofmann A.W. et.al. Petrology of mafic lavas within the Onega platean, central Karelia: evedence for 2,0 Ga plume-related continental crust growth in the Baltic Shield // Contrib. Mineral Petrol. 1998. № 130. P. 134-153.

366. Reston T.J. The Lower crust and the extension of the continental lithosphere: kinematic analysis of birps deepp seismic data // Tectonics. 1990. V. 9. № 5. P. 1235-1248.

367. Roberts D. Devonian Tectonic Deformation in the Norvegian Caledonides and Its Regional Perspectives//NGU Norges Geologiske undersokelse. 1983. № 380. P. 85-96.

368. Schott B. and Schmeling H. Delaminatiion and detachment of a lithospheric root // Tectonophysics. 1998. V. 296. P.225-247.

369. Schreyer W., Werding G. and Abraham K. Corundum-Fuchsite Rocks in Greenstone Belts of Southern Africa: Petrology, Gechimistry, and Possible Origin. J. of Petrology. 1981. V. 22. P. 191-231.

370. Searle M.P., Malpas J. Structure and metamorphism of rocks beneath the Semai opholite of Oman and their significance in ophiolite obduction. Earth Science. 1980. 171. P. 247-262.

371. Searle M.P., Parrish R.R., Tirrul R. and Rex D.C. Age of cristallization and cooling of the K2 gneises in the Baltoro Karakoram//J. of the Geol. Soc., London. 1990. V.147. P.600-606.

372. Searle M.P., Water D.J., Rex D.C. and Wilson R.N. Pressure, temperature and time constraints on Himalayan metamorphism from eastern Kasmir and western Zanskar // J. of the Geol. Soc. 1992. V.149. P. 753-773.

373. Searle M.P. Geological evidence against large-scale pre Holocene offsets along the Karakoram Fault: Implication for the limited extrusion of the Tibetan plateau//Tectonics. 1996. V. 15. № l.P. 171-186.

374. Seeber L. and Pecher A. Strain partitioning along the Himalayan arc and the Nanga Parbat antifform // Geology. 1998. V.26. № 9. P. 791-794.

375. Sharkov E.V., Smolkin V.F. The early Proterozoic Pechenga-Varzuga Belt: a case of Piecambrian backarc spreading//Precambrian Research. 1997. V. 82. P. 133-151.

376. Simmons E.Craig and Hanson Gilbert N. Geochemistry and Origin of Massif-Type Anorthosites // Contrib. Mineral. Petrol. 1978. V. 66. P. 119-135.

377. Skiold Т., Ohlander B. Early Proterozoic Crust-Mantle Interaction at a Continental Margin in Northern Sweden //Precambrian Research. 1989. V. 45. P. 19-26.

378. Smalley P.C., Field D., Lamb R.C. and Clough P.W.L. Rare Earth, Th-Hf-Ta and LILE variations in metabasitesfrom the Proterozoic amphibolite-granilite transition zone at Arendal, South Norway//Earth and Planetary Science Let. 1983. № 63. P.446-458.

379. Smith H.A., Chamberlain C.P. and Zeitler P.K. Documentation of Neogene regional metamorphism in the Himalayas of Pakistan using U-Pb monaziite// Earth and Planet. Sc. Letters. 1992. V. 113. P. 93-105.

380. Snoke A.W., Kalakay T J., Quick J.E., Sinigoi S. Development of a deep-crustal shear zone in response to syntectonic intrusion of mafic magma into the lower crust, Ivrea-Verbano zone, Italy // Earth and Planetary Science Letters. 1999.№ 166. P. 31-45.

381. Spencer D.A.,Tonarini S. and Pognante U. Geochemical and Sr-Nd isotopic characterisation of Higher Himalayan eclogites (and associated metabasites) // Eur. J. Mineral. 1995. V. 7. P. 89-102.

382. Sobel E.R. and Dumitru T.A. Thrusting and exhumation around the margins of the western Tarim basin during the India-Asia collision // J. of Geoph.Res. 1997. V.102. № B3. P. 5043-5063.

383. Stockhert В., Duyster J., Trepmann C., Massone H-J. Microdiamond daughter crystals precipitated fromsupercritical СОН + silicate fluids included in gamet, Erzgebirge, Germany. // Geology. 2001. V. 29. 5. P. 391 -394.

384. Sturt В., Roberts D. Tectonostratigraphic Relationships andObduction Histories of Scandinavian Ophiolitic Terranes // Peters et al. (Eds). Ophiolite Genesis and Evolution of the Oceanic Lithosphere. 1991. P. 745-769.

385. Talbot C.J. and Ghebread W. Red Sea detachment and basement core complexes in Eritrea // Geology. 1997. № 7. P. 655-658.

386. Terekhov E.N., Levitzki V.I. The petrochemical evolution of basic granulites in tectonic nappes (The Cola Peninsula, USSR). // Geol. Zb.:"Geol Carpatica". 1987.38. P. 55-69.

387. Terekhov E.N., Levitzki V.I., Efremova L.A. Granites of the peripheral zone of the Baltic ring structure. In.: Precambrian granitoids. Espoo, Finland. 1989. P. 129-130.

388. Terekhov E.N., Levitski V.I. Granites from the base of the Lapland Granulite Belt as a geochemical analogue to the Rapakivitype granites.//Nor. geol. unders. Special Publ. 7,Trondheim, 1995. P. 185-192.

389. Terekhov E.N. The origin of the High-Al Magmatic and Metasomatic Rocks in the Lapland-Belomorian Mobile Belt: Tectonic Model. 30th Intern. Geol. Congr. 1996. AstTacts, vol. 2. P. 561.

390. Treloar P.J., Coward M.P. and Harris B. W. Himalain Tibetan analogies for the evolution of the Zimbabwe Craton and Limpopo Belt//Prec. Res. 1992. V. 55. P. 571-587.

391. Wain A. New evedence for coesite in eclogite and gneisses: Defining an UHP province in the Western Gneiss region of Norway// Geology. 1997. V. 25. № 10. P. 927-930.

392. Wernicke В., Walker J.D., Beaufait M.S. Structural discordance between Neogene detachments and frontal sevier thrusts, South Nevada // Tectonics. 1985 4. № 2. P 112-132.

393. Wemike В., Axen G. On the role of isostasy in the evolution of normal fault systems // Geology. 1988. V. 16. № 9. P. 848-851.

394. Wernike В., Clayton R., Ducea M et. all. Origin of High Mountains in the Continents: the outhern Sierra Nevada //Science. 1996. V. 271. P. 190-193.

395. Whalen J.B., Currie K. L., and Chappel B.W. A-type granites: geochemical charac-teristics, discrimination and pedogenesis // Contrib. Mineral Petrol. 1987. V. 95. P. 407-419.

396. Windley B. The Evolving Continents. 1999.450 p.

397. Witshald F. The geological and tectonic evolution of the precambrian of northern Sweden- a case for basement rectivation? // Prec. Research. 1984. V. 23. P. 273-315.

398. Zeitler P., Chamberlain C. Petrogenetic and tectonic significance of young leuco-granites from the nortwestern Himalaya, Pakistan//Tectonics. 1991. V. 10. №4. P. 729-741.

Информация о работе

Терехов, Евгений Николаевич
доктора геолого-минералогических наук
Москва, 2003
ВАК 25.00.01

Диссертация

Геологическое строение Лапландско-Беломорского пояса и роль процессов растяжения в его эволюции - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы