Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Геологическое строение высокометаморфизованных областей докембрия и особенности деформаций пород в глубинных зонах литосферы

ВАК РФ 04.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Геологическое строение высокометаморфизованных областей докембрия и особенности деформаций пород в глубинных зонах литосферы"

п

АКАДЕМИЯ НАУК СССР ИНСТИТУТ ЛИТОСФЕРЫ

уда бы.71+551.264862.4(470.21) На правах рукописи

[

^БРОЯИНЕЦШ Лариса Феликсовна

1130ЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ виСоНОМЕГГАМОРФИЗОВАШЖ ОБЛАСТЕЙ ДОКЕМБРИИ И ОСОБЕННОСТИ ДЕФОРМАЦИЙ ПОРОД В ГЛУБИННЫХ ЗОНАХ ЛИТОСФЕРЫ

Спвциадыюсть-04.00.01 - общая и региональная

геология

04.00.04 -'геотектоника

Автореферат диссертации на соискание степени доктора геолого-милералогичесюя наук

Москва 1989

Работа выполнена в лаборатории космогеологических и структурный' исследований Института литосферы АН СССР

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук, профессор С.М.Тильман доктор геолого-минералогических: наук, профессор Е.И.Паталаха доктор геолого-минералогических наук Ф.П.Митрофанов

Ведущее предприятие:

Институт геологии и геохронологии докембрия АН СССР

Защита состоится "¿Щ " О^-^чЛ-Х)uJ 1969 г. в " 10 "часов в конференц-зале на заседании Специализированного ученого совета Д.003.ЬО.01 Института литосферы АН СССР по адресу: 109180, Мооквр, В-49, ГШ I, Старомонетный пер.,д.22 ■

Башн отзывы в 2-х экземплярах, заверенных печатью, просьба направлять по указанному адресу.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института литосферы АН СССР

Автореферат разослан " О-^^^М/дД, 1989 г.

Ученый секретарь Специализированного Совета

кзцдццят геол.-мии,наук И, К. ВЛАСОВА

с $

ЬELАЛЬНОСТЬ ТЫЛЫ. Исследование процессов формировании рав-•ВДР«ор| Земли - одно из актуальных направлений современной reo --^ЭШШ^ой науки. К числу наиболее остро дискутируемых принадлежит проблема соотношений гранит-зеленокаменных и граиулкто-гнейсових областей, составляющих каркас фундамента дривних платформ. Прин -ципиально новые результаты приносит слоциалыюо структурное иэу -чение метаморфических комплексов, которое, наряда с геологическими данными и вещественными характеристиками, позволяет расишуро -вать последовательность складчатых процессов и обнаружить ранние тектонические неодиородности коры, понять стиль их взаимодействия и приблизиться к решению общих проблем раннедокекбрийсного тенто-генеза. Территория Кольского полуострова, сосаавллющея часть площади Балтийского щита - благоприятный объект для решения этих вопросов. В перспективных планах она определена как один из основ -них на территории СССР опытных геодинамических полигонов, на ран-недокембрийских комплексах которого разрабатываются актуальные проблемы глубинного прогнозно-геодинемического картирования.

ЦЕЛИ И ЗАДАЧИ ИССЛЕДОВАНИЯ состояли в разработке геологической концепции раннего докембрии Кольского полуострова, включвющкН новые и накопленные ранее данные, что позволяло составить схеиу тектонического районирования территории, раскрывающую закономерности пространственного распро еления основных структурно-вещественных комплексов и структурных зон, их латеральных соотношений. Ио г ходя из этих данных, можно было приблизиться к обнаружении круиных тентоничосних неоднородвостой древнейшей коры и пониманию их при -роды, оценке генетических аспектов пластических деформаций и рао. логии глубинных зон литосферы. Достижение этих целей базировалось на ришении следующих задач: изучение общих закономерностей геологического строения гранулито-гнейсоных и гранит-ааланокамонпых зон территории, петрографических, геохимических: и с^рунтурно-штлморфи-ческих характеристик пород, образующих эти зоны; реставрации лгш! -ралышх рпдои структур и формаций позднего врхоя и исследооииие соонюшений поздне- и раннепрхейоних комплексов; изучение рнано -масштабной латеральной структурной зональности и ее соотношений о зональносию метаморфических «ролловj специальная задача - в оал-зи с обнарукопией глубинных покровов - разработка методики выпи -лоты саруктурпых нарпгинозисов, формирующихся н ранимо "гориаон -тлыюго" тек'югенеза, иилкчяющнн такад изучении и рикснотрукци»

основных парымэтров деформации, связанной с возникновением и перемещением Глубинных тектонических пластин, сосредоточенных в гранулито-гнейаовнх областях, оценку масштабов перемещения норовых пластин и вклада этого типа тентогенеза в нарациванио мощности протоконтинонтальной коры; изучение реологии мантийных перидотитов о целью выпсн1ния характера взаимодействия глубинных горизонтов архейской протокоры и мантии.

ФАКТИЧЕСКИЙ МАТЕРИАЛ собран автором во врем 16-летних экспедиций, связанных с изучением архея Кольского полуострова. Сюда вошли такке данные на исследованию структур твердопластическо-го течения вральпинотипных"перидотитах докембрия Восточной Сибири, мезозойских офиолитов Северо-Востока СССР и глубинных ксенолитов из базальтов континентальных рифтовых зон Центральна!) Ев -ропы, которые были использованы для сравнительного анализа осо -бенностей деформаций в мантийных перидотитах архея. Сбор полевых материалов сопровождался геолого-структурным картированием,включавшим изучение структурно-метаморфических парагенезисов и последовательности их развития в супракрустальных и магматтческих комплексах. Составлены геологические карты 15-ти опорных участков в районов, которые сопровокдаются комплектами сопутствующей графи -кв: детальные структурные карты и схемы, блок-диаграммы, геологические разрезы, схемы отбора геохимических проб, ориентированных образцов и шлифов, таблицы тектоно-метаморфических шкал, отравав-щие последовательность эволюции деформаций, метаморфизма и палии-генно-метасоматических образований, схемы корреляции геологичос -них разрезов. Для узловой территории Кольского полуострова (пло --иэдью более 400 кит) автором была составлена новая геологическая карта, куда воили полевые материалы М.С.Маркова, К.Х.Авпкяна, И.К. Кацура, вместе с которыми на протяжении 7 лет проводились совместные комплексные исследования.

Кроме обычных петрографических шлифов, была обработана коллекция из 50 ориентированных образцов и шлифов, предназначенных длч изучения текстур, а также для микроотруктурного и дислокационного анализа. С целью освоения современных методик, связанных с теорией дислокаций и изучением механизмов течения кристаллгв, автор стажировалась в Институте металлофизики Министерства черней металлургии СССР в г.Москве. Лабораторные и экспериментальные исследования проведаны на базе различных институтов Ali ССОР: в об -

- в -

сорватории "Борон" ИФЗ АН СССР, ИГИЛ АН СССР, ИЛС АН СССР. Яри обобщении материалов, кроме собственных данных;, были использованы материалы моих коллег, вместе с которым.* проводились экспериментальные и лабораторные исследования.

МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ включает две группы приемов, Пнрная составляет систематическое изучение геологин, иэшатизма, метаморфизма и деформаций архейских гранулито-гнейсовых и гравит-зе-i ленокаменных областей, которые сопровождались разномасштабны'! картированием опорных объектов о примененном широкого арсенала методов современного структурного анализа. Длл мензональнмх корреляций попользованы традиционные методы сравнительного фор-' мационного, структурно-метаморфического и текуонического анализы При изучении состава и генезиса пород, условии их к.етешорфизшз применены методы порягенетичесного анализа и тпрмсО'арометрии.йлн метаморфитов Кольского полуострова эти иоследование в подавлял -щзм большинстве были проведены К.Х.Авакяном, в то время как ал тор занималась разработкой вопросов свяли тектоники и метаморфизма в целом. Геохимические и термобарометрические исследования па» ридотитов проведены автором.

Вторая группа приемов нключаат лабораторные и экспериментальные исследования процессов мантийных и короьых деформации для ииро-кого спектра пород (от ультрабазитов до тоиалитов). Целенаправлен иый отбор образцов, постановка задачи, обработка экспериментальное данных, интерпретация результатов и их соответствие в приложении к природным процессам деформаций осуществлялись автором, ¿кспери -менты по воспроизведению высокотемпературного крипа в поридоти -тах были выполнены А.Н.Гириисом (ИГЕМ АН СССР), подготовка образцов, их травление и исследование в просвечивающем электронном микроскопе осуществлены Б.Е.Сонюшкиньм (НЛС All СССР). В математической обработке данных помощь оказал А.В.Бугаевокий (ИФЗ АН СССР). Особенность методик, специально разработанных автором для этих исследований, заключалась в изучении предпочтительных ориентировок минералов в ориентированных шлифах, предварительно "лривянтишх" к отдельным структурным доменам, что обеспечило воаг.ошшеть про -ведения струнтурно-парагенааичесного анализа, вскрывающего разномасштабную структурную зональность территории. Таной методически.'! подход позволял увязать мэгду coCoti риэние по масштабу структуры'-

- от крупных тектонических зон до отдельных структурных доменов, складок, предпочтительных ориентировок минерглов и их дислока -цмонного строения.

НАУЧНАЯ НОВИЗНА. Тектоническое районирование территории Кольсного полуострова показало, что поздвеархейские формации образуют латералыю связанные ряды структур, среди которых ранне -архейские образования сохраняются лишь в виде ограниченных пло -щадей или реликтовых участков. Выявлены главные типы тектонических неоднородностей, взаимодействие которых привело к возникновению сложна деформированного парагенетического ансамбля: линейно-складчатых зон зеленоиаменных поясов, гранито-гнейсовых куполов и покровно-силадчатык структур гранулито-гнейсовых областей. Все они сформировались в условиях единого позднеархейского тектогене-за в интервале 2,9-2,7 млрд.лет. Эта крупномасштабная латеральная структурная зональность включает элементы вертикальной и латеральной неоднородности структур, с которой, теснейшим образом связано распределение ареалов единого сложно зонального метаморфизма ам -фиболитовой - гранулитовой фации. В процессе полевых исследований о&-нарукено несколько неизвестных ранее зеленоиаменных поясов, ме-таосадочно-вулнаногенные разрезы которых сопоставимы с образовант ми Колмозеро-Вороньинского зелеиокаменного пояса, наиболее полно изученного ныне на Кольском полуострове. Разработана модель глубинного покровообразования, рассчитаны масштабы перемещения архейских пластин, даны оценки величин деформации: дифференциальных напряжений, скорости деформации, динамической вязкости - главных па-рэдгатров деформации в условиях мантийной и коровой высокотеьперэ -турной ползучести. Показано, что в ходе перемещения маловязкие пл> стины утоняются почти на 50%, что ограничивает возмонность наращивания мощности протоконтннентальной коры только за счет тектоннче! кого окучивании. Сравнительный анализ параметров деформаций, харэ] теризующих течение в коровых и мантийных горизонтах, позволил про, поломить, что в архее существовала единая реологическая сиггтепа "нидняя кора - верхняя мантия" с низкой динамической вязкостью со стпвллющих их компонентов, что в свою очередь должно было слупить ограничением для возникновения обстановок, свойственных тектонике плит. В связи с такими ограничениями наиболее приемлемыми могут оказаться модели, исходящие из идеи о реализации механизмов разно масштабной мантийной и короной конвекции.

ЗАЩИЩАЕМЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ

1. На примере архея Кольского региона показано, что грмнит-веленонаменные системы и гранулито-гнейсовие области образупт ряд латерально связанных структур: купола, линяй.ю-складчпше пояса и покровно-складчатые ансамбли, охваченные емнш арен лом метаморфизма, достигавшим в макоимуме гранулитовой фации, которые формируются в рамках единого позднеархойокого тиктогеиАза. В gx>j>— мировании этой крупномасштабной зональности лриивмаит участиз кл-таморфизованные осадочные и осадочнп-вулканоганные образования позднего архея и более древние (3,0-3,2 млрд.лат,) породи комплекса основания "сарогнейсового типа", представляпнье бимодальнаЙ габбро-плагиогранитной известново-щелочной вуз,канонлу тонической серией, ассоциирующей с осадочными образованиями. Разработаны новые схемы геологии и тектоники Кольского полуострова.

2. Разработан структурный парагецвзио зон глубинного почвообразования, механизм глубинного течения норового материала, при ~ водящий я горизонтальной расслоашюоти. Показано, что глубинные покровы в ходе перемещения, которое контролируется прогрессивной, деформацией в условиях высокотемпературной полауцеотл, утоннмтон почти на 50%. Их иагромоадение в зонах окучивания прк талой динамике не может привести к резкому наращиванию мощности протоиорь, как это свойственно "холодным" высоковязким покровам неыотаморфи-аованных областей фанерезойокого орогенеза, й то «со врана глубин -ные понрошконтролируют распределение новых порций коровы у. расплавов и только совокупность таких процессов мэкет привести к аначи •• тельным утолщениям протоноры. Оценка маоштао'ов перемещения грану литовых плаотин в режима высокотемпературной ползучести оказываемся на порядок нижа, чем для "холодных" ¡тектонических покровов фа ■< нерозоя. Неоднородное распределение величин дшМаршщинльпнх напряжений в пределах "горячих" корошх плаотин (минимальное в опорной зоне: G" =18 I.Ulo и максимальное во фронтальной зоне: б" =33 Mil а ) позволяет предположить, что мехьиизм ^оршроианин глубшшик покровов, перемещавшихся от корневых зон зелеппкшшших поясов вглубь сиаличесной обляоти, ближе всего к механизму типа "гравитационною растекания", которое возможно контролируется рельефом мшшШного диапирв.

3. Характеристика состояния глубинных горизонтов щжийиний литосферы может бить получена njmi исслидонштя структур тиердопло -стичеокого течения i шипи.пых неридочитол, mrjopno 4ojwpypi отдиль-

nue беокорневые проору зии среди метаморфизованных осадочпо-вулка-ногенных образований золенокаменных поясов. В архейских перидотитах, принадлежащих к классу реститов, установлены однотипные о'аль-пинотипными" перидотитами офиолиювых зон и мантийными ксенолита -ми пластические деформации, отражающие высокотемпературное тече -ние в зонах аномальной мантии или астеносфере. Вместе с тем в до-кембрийских перидотитах обнаружены аномальные деформации оливинов не свойственные ни мантийным ксенолитвм, ни перидотитам офиолиювых зон фанерозоя, что позволяет предположить более высокую текучесть водкоровых горизонтов раннедонембрийской литосферы.

Исследование режимов деформации пород, протекающих в разных ¡условиях метаморфизма, и синтез данных по оценкам параметров динамической вязкооти, снорови и деформации, дифференциальных на -пряжений для метаморфических норовых пород и мантийных перидоти -тов, показывает, что механизмы течения тоналитов в реииме темпе -ретур'гранулитовой фации идентичны таковым в мантийных перидоти -так, характеризующих течение в подкоровых горизонтах. Это позво -ляет предположить, что на ранних стадиях эволюции "нижняя кора" и "верхняя мантия" в реологическом отвошении почти не отличались друг от друга и представляли собой единую или достаточно однотипную систему, опредецившую своеобразный стиль тектоники раннего до кембрия.

ИРАК1ИЧЕСК0Е ВНАЧЕНИЕ. Результаты тектоническооо районирования должны использоваться при составлении металлогеничеоких карт и схем региональных прогнозов на многие виды полезных ископаемых, особенно в тех районах, где зеленокаменные пояса были выделены впервые. Геологические карты, комплекты структурных карт, дваграм схема межзональной корреляций, структурно-возрастные шкалы - могу быть использованы при составлении геодинамическвх карт в связи о проведением глубинного врогноано-геодинамического картирования иа Кольском опытном геодинамическом полигоне, которое предусмотрено отраслевой программой Кингео СССР на 1986-90 гг. и на перспективу до 2000 года. Закономерности распределения структурных парагенези сов, выявленные в зонах сосредоточения тектонических пластин, а также внутри отдельных пластин, новые приемы определения напрзв -ления их перемещения с помощь» анализа положения "с"-осей де^ор -дарованного кварца, синоптические диаграммы для интерпретации пот роструктуриых узоров могут быть применены для решения различных

структурных задач, связанных с картированием метаморфических комплексов. Они должны войти в методические пособия по геологический съемке среднего и крупного масштаба и должны использоваться в учебных курсах по структурной геологии а ВУЗах,

ПУБЛИКАЦИИ И АПРОБАЦИЙ РАБОТЫ. По теме диссертации опуСли-ковано более 40 работ, в том числе 2 авторские монографии. Оо -новные положения работы были доложены на Всесоюзных совещаниях: "Проблемы тектоники раннего докембрия" (Апатиты, 1978); "Метлл •• логения докембрия" (Иркутск, 1981), "Докембрийские троговшэ cTpjK-туры Байкало-Амурского региона и их металлогения1' (Новосибирск, 1983), Всесоюзная Геофизическая Школа (Звенигород, 1984), "Тентс-ника и вопросы металлогении раннего докембрия" (Москва, I9ö6}, "Структурный анализ кристаллических комплексов" (Черноголовка, 1986; Тбилиси, 1988), "Глубинные ксенолиты и строение литосферы'! (Черноголовка, 1986,1988; Новосибирск, 1987), "Эксперименталыаи тектоника и полевая тектонофизика" Ошв, 1У87). Айтор участвовала с докладами в работ« региональных семинаров н рабочих ссвеще -ний по проблемам геологии докембрия в Апатитах, Мончегорске (19815, 1986), Ленинграде (1987), а тают на научных семинарах в ИГТД АН СССР, ЛГУ (1930, 1934, 1988), ГШ1 АН СССР (1985,1936), ИФЗ Ali CCCI (1980,1986), выступала с докладами на Между народных симпозиума);: 27-Й Международный геологичеокий конгресс (Москна,1984), "Сейсмическая анизотрипин . Результаты, проблемы, возможности" (Москва, 1986), "Анизотропия и неоднородность литоофери в псаеносфоры"(Прага, 1986), "Внутриконтинентшшше горние области: геологические и геофизические вспоит" (Ириуток, 1987).

ОБЬЕМ РАБОТ U. Диссертации состоит на до^х юмон: Том I -текст диссертации (330 отр.) состоит из Видении, 7 глав и Заключения. Библиография включает ЦУЗ наименований. В томе 2 содержатся графические приложения (карты, схемы, рисунки, фоюгрпфии и таблицы). Иллюстраций , таблиц .

В Главе 1"Архей Кольского п о л у о о т р о -в а" приводится краткий обзор состояния проблема. Глава И " А р-х е й с н и о с т р у н 'х у р н о - ф о р м а ц и о н н ы о з э-н ы" - содираит подробное описание геологических формации, их про-c'ipaiicT;>uiniux и h|jOi/u;hhux соотношений, распределение но структур -шim зонам, хнр.'Ц'.тористику (зостапн пород, осоо'енпостей дефор.пций

и результаты структурного анализа, данные по метаморфизму и геохронологии основных структурно-вещественных комплексов Кольско -го полуострова. В Главе Ш "Корреляция эндоген -ных процессов и главных эпох т е к г о -г 0 н е з а" проводится межзональная корреляция структурно-мещо-ствешшх комплексов и тектоно-метаморфических событий,а также сравнительный анализ реперных геологических событий в архее Кольского региона и других древних платформ; сделана попытка реставрации латеральных рядов структур и формаций, охарактеризованы признаки латеральной структурной зональности разного масштаба, отражающей стиль тектоники метаморфических комплексов архея. Глава 1У "Сдвиговое течение-основной механизм с и н метаморфических деформаций архейсной коры" включает обсуждение реологи -ческих свойств горных пород в свете данных о пластичности главных породообразующих минералов,8 такие результатов исследования структурных парагенезисов и динэмини формирования глубинных покровов. Эти данные получены при лабораторных исследованиях дислокационных структур минералов, микроструктурного анализа. Проводится оценка параметров деформации коровых пластин в режиме гранулитовой фации: дифференциальных напрянений, скорости деформации, вязкости, а такке оценка степени деформации пластин и масштабов их перемещения. Глава У. "М анхиЁные деформации архейских перидотитов н а к показатель состояния вещества подкоровой литосфе -р ы" посвящена анализу деформаций перидотитов докембрия Кольского полуострова и Восточной Сибири, сравнительному анализу структур пластического течения древних перидотитов с альпинотипными перидотитами офиолитовых зон фанерозоя и мантийных ксенолитов из четвертичных базальтов. На основе этого анализа получены характеристики твердойластического течения в подкоровой литосфере, предлагается интерпретация этих данных для оценки реологического состояния ар -хенокой астеносферы. Главэ Л. "Единая реологическая системе "и и к н я я к о р а" - в р х н я я м а н -т и я" - главная особенность состояния архейской литосферы'' - здесь приведены данные по твердоплэстическим деформациям коровых пород, которые отражают '> режима, соответствующих высокой и низкой вязкости пород, характеризующие течение в разных зонах метаморфизма; по-

казано, что параметры пластического течения гранулитовой фэции близки к таковы,! в мантийных перидотитах, которые характеризуют состояние подкоровой литосферы; делается предположение о soü, что близкие реологические свойства нижних горизонтов коры и верхней мантии контролируют многие специфические особенности тектонической эволюции архея. В главе 2Ш "О с н о я н ы а черты эволюции архейской литосферы в свете данных по Кольскому региону" содэр -яитоя синтез данных, обсуждаются проблемы гзодиьамини ранних оиндий эволюции проноконтинентальной коры.

Результаты иссладаваний, изложенные s диссертации являются частью научной программы "Космогеологическна и гаолого-геофиаичес-кие исследования процессов формирования основных структурных эле -ментов литосферы", разрабатываемой в лаборатории госмогеологичес -ких и структурных исследований Института литосферы Ah СССР под руководством В.М.Моралева. В разные годы автор участвовала в созмв -стных полевых работах и энскуроиях, обсуждала результаты иссладо -ваний с В.А.Балаганским, М.Н.Богдановой, Н.А.Боако, А.А.Бухарошм, Ю.С.Геишаф'Том, В.А.Глебовицкнм, А.Ф.Грачевым, М.З.Гяуховсшл, 11.1*1. Горяиновым, U.M.Ефимовым, Г.С.Занариздзе,А.Х.аильберштейноы, Ji.íj.. Зоненшайном, Г.А.Кеильманом, А.Л.Книлнером, С.И.Кэриковснш, С.Б. Лобач-Жученко, М.Б.Лордкипанидзе, А.В.Лукьяновым, Б.Г.Лу'¿цем, Ы.С. Марковым, Ф.П.Митрофановым, В.М.Моралевым, Н.И.Московченно, A.C. Новиковой, Ъ.И.Паталахой, О.М.Розбном, Д.В.Рундквистом, А,А.Савельевым, Г.Н.Савельевой, С.ЫЛ'ильманом, В.С.Федоровским, Н.А.ШтрнЙ-сом, В.И.Шульдинером. Контакты с этими учеными, оошн мнениями и консультации способствовали'осмысливанию структурного материала в рамках общих геологических и тектонических проблем.

На протяжении всех лет работы различные аспекты природы деформаций обсуждались с А.Н.Казаковым, 10.В.Миллером, В.Jj.Дулом, М.А. Гончаровым, Д.К.Гафт, В.Н.Кожевниковым, Л.Н.Куклеем, А.В.Милеевш, Ю.А.Морозовым, М.Л.Сошным, В.В.Эзом - специалистами в области структурной геологии. Лабораторные исследования по дофор.шциям и составу минералов били бы невозможны баз тесного сотрудничества и И.К.Кацура, '1'.В.Молчановой, К.Х.Авакином, В.Ь.Сонышишм, А.В.Ги^ иисоы. В оформлении работы большую пог.ощь оказали И.В,БиОирииа и Г.И.Ратнииова. Всем коллегам и товарищам по работа автор приносит глубокую благодарность.

Автор чтит светлую помять К.О.Кратца, БЛ.Бархатова, А.Н. НеелоЕа, которые способствовали ее первым шагам в научной работе.

Особая память - о профессоре М.С.Маркове, благодаря инициативе, энергии и таланту которого удалось почти десять лет назад объединить силы многих специалистов ( в том числе и автора) для решения проблем геологии и тектоники архея Кольского полуострова. Иго удивительное видение крупных проблем в целом сыграло большую роль в формировании научного мировоззрения автора, которой посчастливилось работать рядом с ним последние семь лет.

ОБОСНОВАНИЕ ЗАЩИЩАЕМЫХ.ПОЛОЖЕНИЙ

Положение I. "На примере архея Кольского полуострова показано, что гранит-зелзнокаменные системы и гранулито-гнейсовые области образуют ряд латерально связанных структур: купола, линейно-складчатые пояса и покровно-складчатые ансамбли, охваченные единым ареалом метаморфизма, достигавшего в максимуме гранулитовой фпции, которые формируются в рэмках единого подднеархейского тек-тогонеза. В формировании этой крупномасштабной зональности прини -магл участке метморфизованные осадочные и осадочно-вулканогешшя образования позднего архея и более древние (3,0-3,2 млрд.лет) по -роды комплекса основания "серогнейсового типа", представленные би-кодальнай гэббро-плзгиогрэнитной известково-щелочной вулканоплутонической серией, ассоциирующей с осадочными образованиями. Разработаны новые схемы геологии и тектоники Кольского полуострова".

Изучение донамбрип Кольского региона продоляаетсп около 100 лат. Результаты многочисленных экспедиций получили первое крупное обобщенна уже в 50-х годах, когда под редакцией Л.Я.Харитонова была опубликована геологическая "арта Мурманской области. В состав нижнего археп были включены гнейсы "беломорской овиты", сменяпщко-сн вверх по разрезу "свитой польских гнейсов" (в более ранней ювке А .А .Полканова последние рассматривались как дрешИдая обря -зоэзнив региона). Магмагиты нижнего архея обьодиняли гичерстеновч-.1 дкорпты, комплекс олигонлазових гиейсо-диоритов, диоритов, грани -диориюа, а также развитых по ним мигматитов. В составе лорхиего архея рассматривались "¡г.елезоруднан свита" (в более поздних рпо'о -тз;; К.А.Шуркияа получившзт название олвнегорской толщи) и лаплпн;,-екаЗ гращлиювый комплекс. К магматическим образованиям этого

возраста были отнесены габбро-анортозит, друзить, микроилииовие граниты, гранодиориты, сиениты. Низшим протерозоем на парте были выделены метаосадочно-вулканогенние породы т.н. тундровой сзкти и свиты нейз, габбро-анортозиты, пироксёшп'ы, габОро, перидотиты и порфировидные минроклиновые граниты.

За 30 лет, прошедшие после выхода в сват кари: Л.Н.Харитонэ-ва, получен огромный объем новой информации, которая в це.гхш, хотя и подтвердила существовании основных структурно-иещест.иониых комплексов, но вместе с тем определила необходимость значительной корректировки представлений о возрасте и относительной последовн-тельности тех или иных компонентов стратифицированного разреза » магматических комплексов, об исходной природе кристаллических образований. Пересмотрены возраст и тсктоническся позиция поро?, тс»— налит-трондьемнтового комплекса, который, как окапалось, принадлежит к числя древнейших в регионе, и это позволило обсулдать проблему фундамента глубокометаморфизованных супранрусчальных толщ. Второе значительное изменение касается выяснения позднаархойскогв возраста пород тундровой серии и ее аналогов, считавшихся правд шинепротерозойенпми. Было показано, что структуры, образование породами тундровой серии, идентичны зеденокачшннш поясам других древних платформ, что открывало перспективы для сравнительного анализа.

имеете с тем, несмотря на значительный прогрьсс н изучении докембрия Кольского региона, дискуссии по некотором узловыы прсом -нам нарастают. Противоречив материал но вопросу соотноиениа ноль -ской и беломорской сбрШ!, составлявших очень большие площади в пределах полуострова. Неоднозначны представления об объеме этих подразделений, их последовательности в разрьза. Согласно схемам различных авторов они раса.атриваисл то в составе нижнего, то вер, него архен, то в одной, то в /¡.ругой иоодвзднат*.дьиости, то сошап-с-но в составе единого «ольско-о'елоиорсного иошлвдпа. Нсно, «о ¡ю-сдедсташ! от того или иного реывшы эхого вон рос г. дольни бись очам нардшшльншли, так паи польская и беломорская серии не только ииро-ко распространены, но и ^ориирущт каркас региональной структуры. П примой зависимости с этой проблемой находится и другая, евнзпниея с реставрацией латеральных рядов структур и (1оры»щш для осп и>нь,х эпох роннелпнешрийсгаь истории и анализа ^ылоп зто!. истории. Очевидна, чю Ключом К реЫЫШЮ у игиОШШК. НрООДОГЛ ДОЛЖНО бить ОСНОВ».!1Ы:ч

на синтезе современных данных тектоническое районирование территории; без него обнаружение основных закономерностей ее развития в раннем докемй-рии вряд ли возможно.

3 данной работа рассматриваются только архейские образования к структура Кольского полуострова. Нижний протерозой остаетоя ва ее рамками. Синтез данных позволяет выделить в архейском "срезе" территории пять основных тектонических зон (с севера на юг): Мурманскую, Колмозеро-Вороньинскую, Центрально-Кольскую, Оленегор -скую и Беломорскую. Конечно, в том или ином виде эти зоны присутствовали и в схемах других исследователей. Однако границы неко -торых зон подвергнуты (иногда значительной) корректировке, час -тично пересмотрены объемы комплексов, составляющих зоны, по-но -вому рассматривается их внутренняя структура и латеральные соотношения.

Мурманская зона протяженностью около 500 км при ширине 60 км расположена вдоль северного побережья Кольского полуострова. Северо-восточная граница зоны скрыта под акваторией Баренцева ыоря, вдоль юго-западной - проходит тектонический шов Главно!") Мурманского сдвига, отделяющий ее от Колмозэро-Вороньинской зоны. Почти вся территория зоны сложена гранитоидями раннеархейсиого возраста, среди которых в резко подчиненном количестве присутствуют супрэкр;стальные образования.

Кошзщс_р^неадхе.йскик_ГЕа^итоидовл К древнему субстрату обычно относят малокалиевые гранитоиды, выделяемые в разные году в ассоциацию олигоклазовых гранитов (Полканов, 1936), "грзнодиоритов тонаяктов-плагиогранитов" (Гранитоидные....,1978), "первично-коро-внх" грэнктоидов (Бельков и др.,1984; Ветрпн 1934; Виноградов,Виноградов, I0BI) или габбро-плагиогранитиую серию (Лутц,198П; Wap -коп и др., 1936). Но существует и другая точка зрения, согласно которой древнейший субстрат представлен глелапократочыми породами, сохранившимися в виде реликтовых включений среаи реоморфизовяпнкх грппитоидов в районе междуречья Иоканьги-Сухой (Минц п др.,1931). Небольшие по размеру включения амфиболитов среди эндербвтов и пля~ гиогрэиитов, развитые в района оз.Кзнетъявр, рассматривали ¡шг ксе;.' литк (Виноградов, Виноградов, 1981). Однако, новые данные, полу -•¡аннне взтором, свпдетельствугт о том, что зти вклкчешт и "кгеяо-лпты" я влястоя смевдениши относительно друг друга тектопическгми iрог/лентами мзлзпократоичх пород из состава некогда единого ряосст.^

вого габбро-плагиогранитного плутонического компланса, трансформированного в ходе пластической сдвиговой деформации (Добржзнзц-кая, Марков, 1984). Проведенные исследования позволяет отнооить эти "псевдонсенолиты" основного состава н ыалокалиевые гранняои-ды к комплексу основания. Б целом, породы комплекса основании, матаморфизованные в условиях гранулитозой фации1 (т.н. чарвотто--вая серия), слагают в пределах Мурманской зоны небольшие реш<-товые участки, сохранившиеся среди обширных полей более поздних реоморфизованных анатектических гранитов существенно калиевого профиля, формировавшихся в режиме амфиболитохюй 1эции. Они ойьв-диняют массивные лейкократовые эндербиты (20%) и rHeiicoBiU.Hu« .мезократовые эндербиты (75%), маломощные линзы иетавеботеритон и метаортопиронсенптов, чередующиеся с жилами гипзретвн- и гра -ватсодержащих плагиогранитов. В зонах интенсивной гранитизации амфиболитовой фации эндербиты превращены в биотит-амфиболовыа и биотитовые плагиогнейсы, а мотапироксениты - в амфиболиты, содержащие реликтовый пироксен. По химизму подавляющая часть пород имеет гранодиоритовый, гоналитовый состав со средней крамнеземнею -стью 68-70% при низких содержаниях Нг0 ( 1,'о%), обеднена Л^ в За. , характеризуется низкими ("мантийными") соотношениями ¿V - 0,7000 (Батиева и др., 1984). Меланократовые образования по химизму соответствуют габбро-норитам, вебстеритем; разности средне--го состава практически отсутствия. Но всем этим признакам ряпве-архейские гранитоиды и ассоциирующиеся с ними мотапнроксеаити и , амфиболиты отнесены к бимодальной габбро-плагиогранитной серии. Но составу она сходна с комплексом "серых гнейсов" других древних платформ (Мерно» и др., 1986).

Компланс_поз^иеа£хей£ких_г£ат1Тоидов представлен плагиомикро-клиновыми, микроклиновыми существенно калиевыми гранитами, слагающими 70-80% всей площади зоны. Они образуют крупные плутоны мае •• оивного и гнейсовидного строения, нередко - обширные поля гнейсо-мигматитов, пронизанные жилами а гнездами, среди которых, выделяются многочисленные отличающиеся по генезису разности анотоктит-гр.ч-нитов, интруаивно-анатеитичеоких, паиингонио-мотасо1лптичоских,алдо • хтонных, автохтонных и др. гранитов, свидетельствующие о слонносги и многостадийности процессов лозднеархейского гранитоои'разоиглшя. Для калиевых гранитоидов характерны вариации кремнезема от б) до

-и -

11%, H/Mci - от 1,2. до 1,6, указывающие на несколько различную глубинность формирования этих типичных продуктов норового происхождения.

Дозднеавхейский^ раннепротедозойсквй коми лекс_с^бцелочныхЛ аелоч)1Ых_гранит,ов слагает серии самостоятельных массивов, и образует жильные фазы, пересекающие образования гранитоидов всех более ранних возрастных групп.

Поз дне архейские су пранруста льны е_образова?)ия_представлены гнейсовым комплексом, который вместе с гранитоидами и меланокра-товнми породами раннего архея был выделен С.Й.Макиевским (1973) в составе бареицевоморской толщи. В нашем понимании баренцевомор-скап толща объединяет грубо-, тонко-ритмичнополосчатые гнейсы,чередующиеся с тонкими прослойки и маломощными протяженными пластами амфиболитов, развитые в бассейнах рек Средней и Иоканьги. В целом стратифицированные образования, метаморфизовзнные в условиях амфиболитовой фации, представляют собой первично осадочно-вул-квногвнные толщи с преобладанием в их разрезе осадочной составляющей.

Гвох£онилогиче£кие_оссл9дования поназали (Иушкарзв и др.,1979), что зндербиты, мигматизировннные плагиомикроклиновыми гранитами (р-н оз.Кенентъявр), имеют возраст 2820+20 млн.лет, плагиомикро-нлиновые граниты - 2805+15 млн.лет (р-н оз.Колмозера) в 2735+65 млн.лет (р-н р.Вороньей), а субщелочные граниты - 2670+ 60 млн. лет. Возрастной интервал 2,8-2,© млрд.лет соответствует в целом времени позднеархейского гранитообразования, происходившего в термодинамических условиях амфиболвтовой фации метаморфизма.

Структура. Общий тектонический план Мурманской зоны опреде -ляетсп сочетанием разномасштабных куполов и овалов, линеаризованных в северо-западном направлении, особенно интенсивно в области влияния Главного Мурманского сдвиге. По мнению других геологов,купольная структура Мурманской зоны осложнена дугообразными надвигами, линии которых обращены выпуклостью на юго-восток (Минп и др., 1У81; Баржицкий, 1987), Не основании этого делается вывод о том, что Мурманский блок представляет собой пластину гранитоллов, надвинутую е северо-запада на Центрально-Кольскую зону. Полу>ченниз нами лунные свидетельствуют о том, что дугообразные линии, которые интэр претироаялвсь по высотным снимкам как надвиги, на самом деле HFner.T en виссконялкими разрывными нарушениями с изогнутыми субвертпкрльпн

ми плоскостями, комплементарными плоскости сместителя Глазного Мурманского сдвига. Доказательства надвигов итих отдешпфро-вашшх линий не получено; их выпуклость, обращоньая на юго-востод, удовлетворительно объясняется кинематикой праяоотороннего сдвига, В то на время была установлена общая последовательность структурно-метаморфических событий, укладывающихся в рамки поаднеархей -ского тектогенада, приведшего к образовании сложного структурного сооружения, где сочетаются разные типы нелилейных и линейные структур, в том числе и ранние глубинные покровы. Выделало три физы позднеархейского тактоганаза.

Первая фаза объединяет структуры горизонтального сжатий представленные серией пакетов лежачих изоклинальных складок и отдельных тектонических пластин, сложенных породами номпленса основа -ния. Перемещение пластин осуществлялось с юго-запада на се7;еро-рз-сток в режима маталорфизма гранулитовой стации. Ой этом свидетель -ствует распределение реликтовых ориентировок ранней субгоризонт^ль--ной "а" -линейности, выраженной в ориентировке кварца и гипорсти-на, а также присутствие типичных покровных складок течения з характерной "в" -линейностью, развитой во фронтальны;: зонах пластин. Моано предполагать, что надвигообразование здесь происходило до рубежа 2,8 млрд.лет, так как эта датировка соответствует зромену более поздней мигматизации эндербитов плагиомикронлиноаими гранитами.' Ко второй фаза отнесены структурно-метаморфические события, датируемые интервалом 2820-2735 млн.лат, соответствующие регир.чаль-ной гранитизации и мигматизации пород номпленса основании плато-микроклиновыми и минроклииовши гранитами. В это время была создана основная картируемая структура, стиль которой определяется оаю-танием разномасштабных куполов и овалов. В строении этих нелшш -ных структур, кроме пород ремобилизованного фундамента, принимали участие супракрусталыше гнейсы баренцавоморской толп.к, фрагменты ноторок обрамляют СреднервчонскиЙ и Ионаньгснпй купола. По-видикому, метаосадочно-в^лканогенные образования баранцовоморской толщи перекрывали породы тоналитового фундамента первоначально на боако широких площадях и слупили своеобразным зкраном для флюидов, обогащенных летучими компонентами. Их концентрация под толщей осадочпо-вуинвногешшх пород приводила к образованию локальных очагон раи -плава и интенсивной мигматизации и гранитизации как пор.1Д комплекса основании, тан и вышелеаацих горизонтов бпронцепоморской 'пики.

В процесса зюг, региональной гранитизации формировались гранито-гнчйсовые купола, осложненные малкой складчатостью нескольких генераций, в результате чего ранннн покровно-складчатап структура пород комплекса основания оказалась почти полностью перерабо -тонной, а сами эндербиты претерпели мощные вещественные преобразования, связанные прежде всего с интенсивным привносом калия.На заключительной стадии позднеэрхейсного тектогенеза были образованы многочисленные зоны крутоориентированной кристаллизационной сланцеватости северо-западного направления, бластомилонитов и ассоциирующих с ними мелких складок вращения,дугообразных вязких разрывов, возникновение которых связано с движениями вдоль Главного Мурманского сдвига. В это время куполовидные структуры подвер -гэлись линеаризации, отражающей кинематику правостороннего сдвига, возникали разномасштабные структуры вращения, зоны линзоввдно-по -лосчетых тектопитов, определившие контрастную структурную анизотропию. Это в свою очередь обеспечило условия для проникновения оста -точных внутрикоровых расплавов, формирующих протяженные жилы турма-лин-мусковитовых гранитов и пегматитов. Третья фаза тектогенеза относится к позднеархейскому-раннепротерозойскому времени: с ней связано образование северо-восточных нрутоориентированных складок из --гиба, деформирующих все возникшие ранее линейные и плосностные элементы пород Мурманской зоны.

Колмоаеро-Вороньиновая зона включае? одноименный зелоионаменный понс позднеархейского возраста, протя -нувшийсн более чем на 150 км при ширине около 10-12 км и располо -кешшй мекду Мурманской и Центрально-Кольской зонами. Колмозеро-Воропьинский пояс первоначально представлял собой синклинорнуп стр;.; туру, обрамленную по периферии гранито-гнейсовыми куполами, но на поздних стадиях тектогенеза, преобразованную в крутую псевдомоно -клиналь, запрокинутую на северо-восток. Северо-западная часть пояса тектонизированэ и разобщена на серию крупных линз, кулисообряз-но смешанных относительно друг друга вдоль плоокости смеотителя Главного Мурманского сдвига. Эти тектонические фрагменты мы выделяем под названием Петцордннчского, Лисьегорсиого и Урагубсксго зелр-¡юкаменннх поясов.

Ко::чозоро-Бороньинсний пояс и его тектонические фрагмента сложены осодочно-вулканогонньки образованиями, метаморфизованпымч в ус: лоотяг пмфиНолиховой фации, среди которых Л.Б.Вревским (19153) впе-рв

была обнаружена базальт-коматиитовая сериг,. Согласно общапряня -юй ныне стратиграфической схеме, все эти породы имеют поздчеар-хейский возраст и аоставляют три толщи (сшзу вверх): тундровую серию (лявозерская свита - существенно терригенная, включающая базальные конгломераты; полмос^тундровская и вороньетундровокая свиты - существенно вулканогенные с закономерной сменой про;^к г тов основного-ультраосновного вулканизма кислыми), кейвскую сор«),, (чарвуртская свита - песчаио-глинистые отложеннл, субгрзузаики, внутриформациоиные конгломераты; оленинская овита - високоглино-земистые граувакни) и песцовотундровскую серию, представленную грубообломочным материалом, О.Я.Даркшевич и соавторы (1984) на основании находок галек амфиболитов в базалышх коьгломоратах ляи -озерской свиты прадлонили исключить эту свиту из разреза тупдро -вой серии и объединили ее с червуртсной свитой наивской серии вид общим названием поросозе'рсной свиты. Согласно более ранним давнш О.И.Луневой (1973), утверждалрсь однако, что галънк агф'болитов отсутствуют в горизонтах лявозарских копгломерагов, что и опрода-лядо стратиграфическое положении всех трех свит тундровой серии, В связи с этим мы провели повторные исследования метаконглоиера-. тов в районах озЛице, оз.Иоросозеро с применением методик структурного анализа, которые показали, что "гальки" амфиболитов, тэк же, как и ряд "галек" гранат-биотитовых, биотитов,их шшрогнейсон и плагиомикроклинових гранито-гнейсов являются тигнчшш тектоли ; тами, формирующимися'в условиях сдвиговой деформации. К настояшш галькам можно отнести лишь деформированные включения, сложенные плагиограпитами, плагиопегматитами, плагиогранвао-гнейсами, био'п-товыми плагиогнейсами (тоналитами) и кварцем, которые отличается от псевдогален-аектонитов по коэффициенту деформации ( у =2,06 2,35 для галок и ^ =3,07-4,7 дли псевдогалал) и характеру ариаи-тировки длинных осзй, по-разному отражающих киииматику дефорглацт в условиях сдвигового течения. Полученные нами данные пслногл.ю согласуются с представлениями О.И,Луневой (1973) об отоутсиип €¡¡11 ди конгломератов лявозерской свиты продуктов размыва пород ^унд]о-вой серии.

Кроме того, структурные дашше показывает, что мотносадочнш образования, выделяемые в составе кейпоной и песцовотундроьслой а с ри [), имеете о породами аундроисй серии обладает единым стплии тентаники поаднаархейокого времапв. Последним тектопо-мотоморфн-

ческш событием позднего арлея является формирование нрутоориек-Твроаанных зон сдвигового течения, вдоль которых внедримся тела туркал;-новых пегматитов с возрастом 2,7 млрд.лат (Определения..., 1975). В связи с этим встает вопрос о правомочности корреляции оса дочной части разреза Колмозеро-Воронышского пояса со стратотини-чоскwin раэразач» кейвской и посцовотупдровскоК серий, которые, су дя по последним датировкам (2,2 млрд.лат),следует считать ранне-иротерозойсними (Иушкзров, 1У88). Согласно нашим дашшм, все ме-таозалочно-вулканогвшше образования Колмозоро-Воропьинопого пояса представлены единым структурно-вещественным комплексом, ною -рый следует выделять в составе тундровой серии позднего архоя,исключит названия кайвсной и песцовотундролсной серий.

В составе тундровой серии снизу вверх мы выделяем лявозорскую (безальные конгломераты, пестрая пачка переслаивания грэиэт-биоти-товых с переменным содсрканием ставролита,.кианита, андалузита сланцев, метагравеллитов, амфиболитов), нолмосхундроискую (база лет-коматвитовне серии о прослоями офАузивов кислого состага), воронья ■ тундропскую (праймущоствепио кислые метаэффузивы) и поросозерскуп (нварц-мусковитовые, гранат-биотит-муоновитовне, ритмичнополосче •• тые гранат-ставролит-биотитовыо y, др. гнейсы, изтагравеллят, вн?-триформационныЬ мотаяонглошраты).

ÇijjyKTipa Колмозеро-Вороньинского пояса представляет собой одввгово-окладчатнй линейный пояс, обрамленный гроииго-гнеPcoBHfw куполами., фрагментарно трансформированный в крутую псовдомоиокли-паль. Апалвз мелких складок и крупных картируемых структур позволяет выделить три этапа деформаций. Первый - Дj связан с образованием разномасштабных складок с крутыми осевыми плоскостями соверо-западного плана в общим пологим зеркалом складчатости ; он сопровождался' мзгаморфвамом амфиболиговой фации андэлузвт-силлвмаивтоеого типа. Второй этап - Д« соответствует времени становления гррнпто-nuiiicoBux куполов в обрамлении пояса, которые возлействукг на структуру прилегающих к ним пород тундровой серии. Степень метомор фвзча при этой возрастает по направлению к борювьм частям полна, где породы тундро.яоИ сорви часто оказываются мвгматиаирова»-ны».я!. 1 ретив зтдп - Дcj связан с линеаризацией явно 1.ио-к5по лыю-оклаачй -той грэппт-зплунонамзнной онохвми, созданной в процессе этапов Дуд,,. Особенно контрастно сдвиговые деформации этапа Д^ проявлены в секеро-рос:очао;л борту пояса - в зоне влияния Главного Нуршнелого едчпго, и/г ль которого формируются ноны ливзояилно-иодоочатш: о'йяоч;

милонитов, тектонитов, поавдоконгщомератоь, ьрутсориантироазнное кристаллизационной сланцеватости, параллельно которым раззичаптсй протяженные тала турмалиновых пегматитов, ^силиващиа общий псавдо-моноклинальный план почти на воем простираьии Копмозаро-Ворпньия " ской зоны. Все эти три этапа деформации соответствуют поздно архейскому тектоно-штаморфичаскому циклу. Раниепро1ерогойские дефорш-ции, протекающие синхронно с метаморфизмом достзн-сяллиманитовосо типа, проявлены в вида локальных надвигов, практически ив иа^еинк-щих общего структурного облика этой территории.

Структурные данные хорошо согласуются с представлениями о ио~ диметаморфической природе супракру стальных толщ Колыозеро-Воронз.ин-ского пояса (Масленников, 1963; Прияткина, Дагелайский, 1963; Беляев и др., 1977; Другова и др.,1982; Петров и др., 1984), согласно которым здеоь проявлен позднаархейский метаморфизм андалузиа-оил-лимаиитового типа и раннепротарозойский - дистен-силлиманитового типа, протекавшие в дишшзоне температур 500-б20°С и 890-430°С ооат -ватственно (Петров и др.,1984). >

Анализ гвологичеоиих материалов показывает, что Колмозеро-Вэ -роньинский пояо аалояился на протокора оиаличаского типа, о чем свидетельствую! составы галек базальных конгломаратоа, среди коти -рых присутствуют только породы кислого состава. Ужа даже по этому признаку его разразы на могут быть сопоставимы с настоящими офлонц-товыми ассоциациями, как это предполагал И.В.Никитин (1985).

Центрально-Кольская зона, впервые вида, -ленная А.А.Полкановым (1936) как Кольско-Норвекский блок, считаотся одной из наиболее древних гаострунтурных единиц полуострова. ..На северо-востоке она граничит'о Колмозаро-Воронышским, а на юго-западе - с Олонегорским зеленонашнными пояоами позднего архен, котц-рыа отдаляют ее от Мурманской и Беломорской зон. Внутреннее отрои -ние зоны обнаруживает резкую гетерогенность, с которой определении образом связаны распределение ранне- и позднеархейских ойраоованиЦ и изменение характера регионального метаморф.измо. Но этим признакам она подразделяется на три подзоны: северо-западную, центральную н юго-восточную. Картируете структуры и метаморфизм во всех трех подзонах имеют поздниархайский возраст, однако выяснено, что в центра]ь-ной подзоне складчатость и метаморфизм этого возраста затронули главным образом раннеархейский комплекс основании, в то время как в двух других подзонах складчатостью и метшорфизмзм охвачены и основании, и его суиранрустальная оболочка.

Соответственно распределены и ареалы гранитизации, сконцен -трированные в основном в пределах севэро-эападноИ и юго-восточной годэоп, а в пределах центральной подзоны - локализованные в пределах небольших участков, примыкающих к ограничивающим ее зелено-каменным поясам. Соответственно оказалась различной и внутренняя структура рассматриваемых подзон. В центральной подзоне документировано широкое разлитие покровно-складчатых структур, формировавшихся в режиме метаморфизма гранулитовсй фации. В северо-западной и юго-восточной подзонах картируются купольные и линейно-складчатые структуры, образованные в основном поэднеархейскими супракру-стальньвди комплексами и продуктами их гранитизации (породы фундамента развиты на более ограниченных плвщэдях, чем это предполагалось ранее). В этих двух подзонах, и так же как в центральной установлены следы ранних покровно-складчатых структур, становление которых происходило в условиях гранулитовой. фации и по времени предшествовало гранитизации и куполообразованию.

Раиилв£хейский_кошлекс основания включает группу ортопород габбро-плагвогранитной вулканоплутонической серии и теоно ассоции рующие с ними гнейсы кольской оерии зонально метаморфизовавные в гранулитовой и амф.ийолитовой фации. О строении, времени формирования и соотношениях этих двух комплексов, традиционно выделяемых здесь как "комплекс олигоклазовых гранитов и гвперстановых диоритов" и "комплекс гнейсов Кольской серии" высказывались самые разные точки зрения. Большинство исследователей склонялись к выделению грпаитоидного комплекоа либо в низах разрезов кольской серии Йруеово, 197'+), либо в составе ее фундамента (Еондаренко, Дэге-лайёкий, 1968; Бельков, Батиевз, 1968,1979 и др.). В более ранних работах "гиперстеновыв диориты" считались интрузиями раннзго (Полканов, 1936) или позднего (Макиевский, 1973) археп, прорывающими породы кольской серии. Существуют варианты объединения кольской серии с беломорской в единый кольско-беломорсиий комплекс, куда относятся такие разрезы гнэйсово-сланцевых толщ, традиционно выделяемые в составе тундровой серии, сопоставимой с лопийскими обра -зов^шияпп К зрелии (Загородный, Гадчонко, 1983).

Полученные нами данные свидетельствуют о том, что в строении Центрально-Кольской зоны участвует генетически разнородный, но структурно и хронологически единый комплекс пород. Он состоит из гет-'шорф изо ляп них в гранулитовой и вмфибоивювой фациях яу:л»анг.чос-К)1х плутонических в оеэпочньх образований ("комплекс олигоклазовых

гранитов и гиперстеновых диоритов" и гнейсы польской серии), занимающих примерно равные площади в центральной и юго-восточной под -зонах и характеризуется преобладанием осадочных разностей в севе - . ро-западной подзоне.

Грхппа_о£топород (т.ц.чарнокитовая серия) в зонах гранулитовоН фации метаморфизма представлена эндербитани, дв^нироксановими нри-сталлосланцами, среди которых в резко подчиненных количестве* присутствуют метавебстериты и метаортопироксениты. В зонах амфиболд -товой фации эта группа представлена амфибол-биоо'итовыми плагиогней-сами, амфиболитами и горнблендитами. Химический состав ортопород варьирует от улыраосновных (метапироксениты), основных (амф^бод-двупироксеновые кристаллосланцы по габбро-норитам) до кислых (состав эндербитов и плагиогранитов варьирует от кварцевых диоритов и тоналитов до плагиогранитов); породы с крешшнислотностыо 53-577. состава отсутствуют. Все ортопороды имеют натровую специализации {Мг^О/^О а 2-6) и относятся к известиово-щелочному ряду. По данным К.Х.Аваняна (1988), этот комплекс пород был сформирован в процессе фракционной кристаллизации базальтовой или андезито-базаль-товой исходной магмы. Предполагается, что процесс фракционирования сопровождался излиянием отдельных дифференциатов на поверхность и формированием расслоенных плутонов (от пироксениюв, габбро-нориюв до кварцевых диоритов, тоналитов, плагиогранитов), формирующих контрастную вулканоплутоническую ассоциацию.

ГР1пЕа_пШ)Дп£РОА_й связанных о ними синметаморфических образований представлена преимущественно глиноземистыми гнейсами (70-ЗС%), гранатсодеркащими ортоклазовыми гранитами (15-20^) и разнообразные метесоматитами (кварциты о Силлиманитом, биотитом, гранатом, кордие-ритом, прослои железистых нварцитов, эвлизитов и др.), составляющими около 5% всего объема. В целом эта группи пород, тесным образом ассоциирующая о вулканоплутоничесним комплексом, соответствует волшо-пахской свите кольской. серии (Бондаренко, Дагелайокий, 1968). Амфиболиты, кристаллосланцы, биотит-амфиболовые плагиопшйоы, входящие в состав пиикельяврской и чудзъяврской овит коляской серии схемы Л.II. Бондаренко и В.Б.Дагелайского, по химизму ничем но птличаюН'Я от группы ортопород, выделенной нами в составе вулквноппутоничоового комплекса. Изучение геохимических особеннпсюй глинонечислл гнейсов кольской серии и сравнение их с породами чпрнокитовой серии показали, что первые явлнглся янеои очот мю рфв :>о по н н и.т в гштхимичес-нч т.-рерпботнншв прнд;. нчеши иронии и счлиоиич пород бинодалъчпй

габбро-плагиогранитной серии (Авакян, 1988). Можно предположить, что осадочные породы формировались одновременно со становлением вулканических компонентов габбро-плагиогранитной вулканоплутони-ческой ассоциации, слаягая протяженные различной мощности линзы, чередующиеся в разрезе с покровами базальтов, андезитов и даци -тов. По мере увеличения мощности этой осадочно-вулканогенной толщи становилось возможным внедрение плутонических тел габбро-плагио-гранитного состава.

Формационное единство вулканоплутонического и осадочного комплекса подчеркивается однотипностью наложенных на них структурно -вещественных преобразований - интенсивных пластических деформаций, регионального метаморфизма и метасоматоза, которые привели к соз -данию покровно-складчатого тектонического сооружения. Структурный парагенезис этого типа наиболее полно представлен в центральной подзоне. Формирование покровно-складчатой структуры происходило в режиме метаморфизма гранулитовой фации.(750°-?00°С), который пас -тепенно снижается до амфиболитовой фации (650-600°С) в направлении к смежным зеленокаменным поясам, обрамляющим гранулито-гнейсовую общасть. Перепад температур между гранулитовой и амфиболитовой фациями составляет всего 50-100°С.

Позднеархейскве £упрак£устальные_номпле_ксы_представлены оса -дочно-вулканогенными образованиями, метаморфизованными в условиях амфиболитовой фации, которые ранее включались в различные части раз реза кольской серии. Они были выделены нами в составе килпьяврской и тулльяврской (с-з подзона), каменистогорской (центральная подзона) и анноозерской (ю-в подзона) толщ.

Ки отъяврсная_т шщ8_п редстэвлена интенсивно мигматизированнкми гранат-ставролит-кианит-биотитовымй, двуслюдяными, андалузит-био -тит-мусковитовыми, кианит-силлиманит-андалузит-биотитовыми гнейсами, чередующимися с пластами биотитовых и гранат-биотптовых гней -сов. Эти образования формируют группу гранито-гнейсовых куполов,обрамляющих небольшой по размеру Тулпъяврский зеленокаменный пояс,сложенный породами одноименной толщи.

дП1яврокая_тол^а_ объединяет грубо- и товкололосчатыз биози-товые, грянат-биотитовые, двуслюдлпыо гнейсы, черодущиеся с прос -лоями и пачками однородных срзднеяерниотых амфиболитов и железистых кварцитов. Среди них присутствует субпластовып теля ку^игтонитовых амфиболитов. По химизму амфиболиты принадлежат к тэлеитовым бязаль-

там нормальной щелочности с преобладанием натрия над палией при. общей суше щелочей - 2-451, коэффициент оьисленности железа -13-22%, ¿^аО/^гО} = 0,66-0,58. Дейнократовая часть разреза тулп-ъяврской толщи по составу порой близка н образованиям нилпъ ¡врснол толщи, но они отличаются друг от друга но стилхз дв!ормаций и степени гранитизации. Лейнонраювые гнейсы тудпъяврской уюлщи яссо-циируют с метабазальтами и железистыми кварцитами, формируя ли -нейно-складчатую структуру, в то время как породы кнлнмврсвой толщи вместе с подстилающими их образованиями раннего архея участвуют в строении куполов, обрамляющих зеленокпменный пояо. Стапель гранитизации возрастает при переходе от линейно-,экледчатых струн-тур к купольным, где часто отмечается обилие жил и массивов пла -гиоминронлиновых гранитов и пегматитов.

Камани£тогорснап_тол_§а_ представлена порфирородными биотит-' мусковитовшли гнейсами, которые чередуются с грубо- и тонкослоистыми, иногда ритмично полосчатыми биотитовыми и амфибол-биотитоги-ми гнейсами, содержащими очень тонкие прослои амфиболитов. Эта зол--ща вместо с ремобилизованными породами комплекса основании участ -вует в строении Каменистогорсного купола, расположенного на границе Центрально-Кольской гранулито-гнейсовой области и Оленегороного зеленокаменного пояса. В зонах интенсивной гранитизации, которая нарастает к центру купола, породы комплекса основания и лозднеар-хейские гнейсы каменистогорской толщи становятся практически но отличимыми друг от друга, превращаясь в мигматиты и гранито-гнейсы.,

А.!1нооз9рская_топща слегает узкие линзовидныа полосы, окаймляющие гранито-гнейсовые купола, развитые в напосредственьой близости от юго-западной-границы Колмозеро-Вороньинского пояса. Она представлена крупнокристаллическими ставролит-гренат-биотитовшли гнейсаыц, которые переслаиваются о гранат-биотитовьшш и отивролит-биотитози,:ц мелко- и среДнеэернистши мигматизированными гнейсами.Но своаму минералогическому составу эти гнейсы соответствуют идентичным ооразо-ваниям, входящим в состав "пестрой пачки" лявозерской свиты, отли -чаясь от них лишь стилем деформаций: первые участвуют а строении гранито-гнейсовых куполов, вторые - слагают линейно-складчатую структуру Коамозеро-Вороньинсиого зеиенокамешюго ионся.

Гоохдонрлогидоское_датировпнио_;_ Породи комплекса основании дотированы неоднократно: гнейсы польской серии - 2700+Г;0 мли. лот (Тугаринов, Ьибикоьа, ШЮ), 2660+-'»0 млн.лет (Горохов и др. Д^/Ь). Считаете«, что атв ци.|ры щрожаю» вромн грпнулитоиого метаморфизма.

Существуют болео древние датировки гнейсов кольсной серии - 8150 + + 150 млн.лет (Минц и др., 1980) и гипарстеновых тоналитов- 8.180 + + 100 млн.лот (Пуыкарев и др., 1978). Изотопное датирование цирконов из пород чарнокитовой серии хр.Веке-тундра (Сумин, 1985) дало плодущие результаты: 3,1+0,1 млрд.лет - время формирования вулка-ноплутонического комплекса, 2,93-2,68 млрд.лет - региональный гра-нулитовый метаморфизм, 2,53 - внедрение минроклиновых гранитов.Повторное датирование этих же цирконов (Грачева и др., 1985) показало для "магматических" цирконов - 2850+30 млн.лет, для "метаморфических" - 2775+20 млн.лет: Учитывая, что "магматические" цирконы были родверкени метаморфизму гранулитовой фации, значение возраста 2,9 млрд.лет можно считать как самое минимальное для времени формирования вулканоплутоничесного комплекса.

Оленегорская зона, включает два пространственно разобщенных позднеархейских зеленокаменных .пояса - Корватундровский и Оленегорский, разделяющие Центрально-Кольскую в Беломорскую зоны.

Коевровеки й_ зе лен о кв ме нный _поя.с_сложен породами тундровой серии, разрезы которой всегда параллвлизовались с образованиями тундр Охмыльк - Полмос Колмозеро-Вороньинского поясе (Хвритонов, 1958; Рубинраут,1934). По данным Л.И.Ивановой (1972), в районе тундры Корва разрез тундровой серии снизу вверх представлен свитами: каракатундровской (сланцеватые амфиболиты с прослоями биотит-акфибп-лоных гнейсов), падосреченской (биотит-авфиболовые, биотитовые пла -гиосланцы с прослоями кварц-кэрбонатных пород, кианит-гранат-ставро-литовые гнейсы), корватундровской (глиноземистые гнейсы с подчинен -ним развитием двуслюдяных и биотитовых гнейсов) и яркиоэарской (глиноземистые гнейсы и сланцы с прослоями кварцитов).

Проведенные нами исследования показали, что к породам тундровой серии гиогут быть отнесены только образования карекатундровской и падосреченской свит, а корватундровская и ярышозерская свиты, сопоставимые с разрезами кейвской серии (Рубипрэут, 1984) должны рассматриваться в составе толщи раннего протерозоя. Вместе с тем падосречен -екая свита помещена нами в низы разреза тундровой серии на том основании, чю по многгм признакам она соответствует птшей (ляпозарской . овито Колмозеро-Вороньинсиого пояса. Керекатуидровоквя свита, саженная прсгмумаствзвно омфиболитсми (по толеитоиым бчзяльхам) 1: метода -цвтши, моиег быть скоррвлврована с полмэсту ядро веко ti и пи:.<ни;ли час -тями рззреза вороньетундровской свит. В карекатуллро.4ско(1 свите отсуз струюх, прянда, достоверно установленные коматп'.!; , характерные для

указанных; свит, но аа разрезы насыщены телами серпентинитов, которые могут оказаться деформированными и матаморфигованными ультра -основными лавовыми потоками, ассоциирующими с мет.збазальтЕМИ. Кроме того, здесь установлено присутствие Тал "альпинотипних" перидотитов (массив Падос-тундра), которые по многим признакам относятся к мантийным реститам.

Стдукт^ра Корватундровского пояса предотаьлнет собой пологую псевдомоно^линаль, формирование которой произошло в раинеирмеро -зойское время, синхронно о заложением Лапландского гранулитового шва. В результате этого восстановление поздноархемских дс^ормацяй, которые могли бы отразить тектоническую эволюцию пояса, оказалось практически невозможным. Развитые в юго-западном контакта пояса грн-нито-гнейсовые купола также подверглись раннеироаерозсйсним деформациям, но в гораздо меньшей степени, чем кунолиыа зоны северо-восточного контакта, которые претерпели почти полное субгоризонталнюя расчашуивание.

Ол£не.горск£й_зал£нонам£пный нояс^ Эта структура была выделена независимо друг от друга нами (Марков и др., 1Ш7) и Ф.П.Митрофсно-вым и соавторами (1986), которые проследили ее на сяверо-запад ио -чти до Аллареченского района, назвав Аллореченсно-Олонегорокиь: поясом. Оленегорский зеленокамешшй пояо характеризуется синформнш профилем и сложен биотитовыми, двуолюдяными, гранат-силдиминит-био-титовыми с переменным содержанием кианита гнейсами; о ними порос напваются пласты амфиболитов, горнблендитов, железиатш: кварцитов. И ю же время комплекс этих пород пространственно близок супракрустальным гнейсам беломорской и Вольской серий, эндирбитам и другим породам чарнокитовой серии. Х'акаа близкая пространственная связь нередко служила основанием для объединения перечисленных пород в соетащ) единого кольско-беломорсного комплекса (Загородный, Гадчанно,1983; Пожиленко, 1984). Однако задолго до этих работ толщи ещюднных гнэ.'д-сов, переолаивающихся с железистыми кварцитами и амфиболитами, были выделаны в самостоятельную оланегорскую серию, болие молодую, чем польская (Харитонов, 1Ж8) и беломорская (Шурнин, 1903) сории. Многие исследователи ее сопоставляли с толщами Колмозеро-Воронышсюго пояса (Гориииов, 1У76,1986; НакиевсниЙ,1У?3). С.ИЛ'акиивекий кроме того считал оленагорскую толщу более древней, чем беломорский.

По нашим наблюдениям, в рпарезо оланагорской серии присутотпупт две толщи (снизу вверх) - ке.чиидт^м/'рписиач и млезорудппн. Козима-

тундровская толща - гранат-биотитовые, тонкополосчатые амфибол-био-титовые и двуслюдяные гнейсы, среди которых присутствуют пачки ам -фйболитов (метабазпльтов) и тальн-нарбона1-амфибол-серпентинитовых сланцев (мэтабазал1>товык коматиитов), насыщенные телами горнбленди-тов, габбро-норитов, габбро, которые метаморфизованы и деформированы совмеотно о вмещающими породами. Лейкократовые гнейсы отвечают по составу дацитам, риодацитам, часть из них соответствует граувак-кам, песчаникам; очень редко отмечаются составы, отвечающие по крем-некиолотноств андезито-базальтам. Железорудная толща включает лейко-кратовые порфироидные биотитовые гнейсы; они переслаиваются с амфи -бол-биотитовыми и двуслюдяными гнейсами, железистыми кварцитами, амфиболитами, среди которых присутствуют метаманделъштейпы. В целом, вулканические компоненты разреза оленегорской серии характеризуются отчетливым бимодальным составом. На диаграмме АЙ.1 амфиболиты тяго -теют к составам базальтов МОВВ, отличаясь от них несколько пониженным содержанием алюминия и повышенным содержанием железа-уПо соог -ноиениям й02~/в0/^£?амфибйлиты принадлежат к типу толеитовых базальтов и не имеют ничего общего о составами базальтов известково-щэлоч-ных серий в островных дуг. Метакоматииты, обнаруженные в районе хребта Кезвыдтундра, по составу сопоставимы с базальтовыми коматиитами Колмозеро-Вороньинского пояса, среди которых известны разности, со -дерващие структуры "спинифеко". Для них характерны (в мае-14,27-14,37; НгО - 0,82-0,92; ЪОд - 0,58-0,59Сс>0/^гО^ -1,С7-1,11. По, всем этим признакам породы оленегорской серии сходны с об -разованиями, слагающими зеленокамеяныв пояса древних платформ.

Геохронологическое .датирование влагиогранитов, инъецирующих гнейсы оленегорской тойщи, показало возраст 2790 + 40 млн.лет, а цирконов из железистых кварцитов - 2600^50 млн.лет (Пуикарев и др., 1978).

Современная структура Оленегорского пояса представляет собой вторичную синформу, созданную в раннепротерозойсков время; ее строении подчинены вое более ранние структурные неоднородности пояса и его обрамления.-Внутреннее строение пояса определяется широким развитием чешуй и покровов, в которых тектонически совмещены позднеар-хейскио образования оленегорской серии и насыщающие их интрузии основного состава, породы комплекса основания, беломорской сер^и,а тагае фрагменты супракрустальных и магматических г.ород раннего протерозоя. О том, что интенсивное покровообразование охватывало згу территорию в раннем протерозое, свидетельствуют иктолязировешше

контакты расслоенной интрузии Гремяха-Вврмес, возраст которой 1,9 млрд.лет (Виноградов, Тугаринов, 1964). В параавтохтонных пластинах, сложенных породами оленегорской сериг и гнейсами комплекса основания присутствуют следы более ранних деформаций, свнзеннш: о позднеархейским тектогенезом. Это реликты ранних снладок Pj - Гг, минеральная линейность, зоны блаотомилонитов, ориентировка кото -рых искажена в ходе раннепротерозойских деформаций.

Беломорская зона занимает обширную территорию, сложенную преимущественно супракрустальными породами беломорской серии. С севера, северо-востона она примыкает к Корватундро*скому, Оленегорскому зеленокаменным поясам позднего архея, на юге - ограничена Карельской гранит-зеленоламенной область«.

Беломорская седи£ как самостоятельная формация верхнего архал была .выделена впервые в.М.Тимофеевым (1933). Традиционно она подразделяется (Мишарев и др., I960; Калафати, I960; Стенарь, 1976 и др.) снизу вверх на три свиты: кербтьскую (плагиогнойоы и гнейсы с пластами амфиболитов), хетоламбинскую (различные амфиболиты, чередуп -щиеся с амфибол-биотитовыш, гранат-биотитовыми и другими глиноне-мистыми гнейсами) и чупинскую (преимущественно глиьоземистые и олюдяные гнейсы с плаотами амфиболитов). Существуют и другие схом'-д расчленения толщ (Дук, 1962; Шуркин, 1968; Горлов, 1967), которые так или иначе сопоставимы или близки традиционной стратиграфической охеме. По многим данным, метаморфические породы беломорской серии отвечают первично осадочным и вулканичесним породам (основные и кио -лые' зффузивы, гщинистые сланцы,, песчаники, песчанистые глины, грпу -вакки). Среди гнейоов керетьской свиты в последнее врек.я установит -ни тоналиты, кварцевые диориты, плагиограниты (Похиленко Д'984; Bi.луганский и др., 1964,1987; Суслова, 1984 и др.). Существуют даннпз о том, что часть глиноземистых гнейоов была образована в ходе метаморфизма пород основного состава (Володичев, Король, 1983).

Вопрос о фундаменте беломорской серии, а следовательно, и о <50 возрасте является д^уссионным. Одни геологи рассматривают оа в составе единого кольско^беломорского комплекса, другие - считают древнее кольской серии, третьи высказывали противоположные взгляды. Многие специалисты по геологии Карелии «ключам бало^орс/уп серию в состав Фундамента позднеярхейских золонокамонннх поясов. Но и такая точка зрения не является общепринятой. U.A.Гялмровп (1972), Ю.ИЛазг-ров (1973), 15.11. Робоноп и соавторы (1974) полагали, что беломорская серия одновозр^сч¡in с тплщмми аолинпкоксшшх поясов К-фолпи

которые датированы сейчас как позднеархейские. Эти авторы рассматривают указанные толщи в составе разных структурно-формационных зон.

Полученные нами данные подтверждают именно эти представления. Анализ мелкомасштабных карт Беломорской зоны, проведенный о учетом материалов по детальным структурно-метаморфическим исследованиям (Пожиленко, 1984; Балаганский и др., 1987; Богданова, Ефимов,1987) показал, что эта территория обладает общим купольным строением,как это ранвеутверждал Н.В.Горлов (1976). Централъвые зоны куполов сложены гнейсами керетьской свиты, отвечающими по составу тоналитам, среди которых иногда отмечаются реликтовые участки эндербитов, а также глиноземистыми гнейсами, чередующимися с амфибол-биотитовыми, о'иотитовыми и др.гнейсами (чупинская свита). Купола разделены петельчатыми, амебовидными в плане синклинорныыи зонами, выполненными преимущественно, породами хетоламбинско$ свиты. По многим признакам структура Беломорской зоны оказывается аналогичной обычным гранит-зеленокаменным системам. Доказательством этого являются материалы, полученные В.И.Покиленко и нами в районе Енского "синкли-нория", который мы рассматриваем как Евский заленокаменный пояс. В его разрезе (евская толща) присутствуют лейкократовые ритмично-полосчатые гнейсы, амфиболиты, среди которых расположены протяженные тонкие пачки серпентинизированвых микрозернистых ультрабазитов. Химизм амфиболитов отвечает толеитовым базальтам, которые на диаграмме АРМ локализуются вблизи составов МОЙВ, отличаясь от-них более высоким содержанием нелеза и пониженным содержанием алюминия: = 1,15-1,7; сумма щелочей - 1,1-3,9%; метаультрабазиты по их геологическому положению и химизму могут быть отнесены к базальтовым и перидотитовьи коматиитам: 19-39%, Т/'О^ - 0,1-0,6%,6>С =

0,8-5,0%; Л^О* *гО = 0,02-0,08; ¿аЯ/Л^^ ^ I. Они хоро-ао корродируются с базальт-коматиитовой серией Колмозеро-Вороньинского пояса.

Одним из важных доказательств возрастного единства пород ейской толщи и гнейсов "чупинской свиты" является непосредственное прослеживание отдельных горизонтов гранат-биотитовых, биотитовых гнейсов этой свиты из зон купольного строенмя в линейно-складчатую структуру зеленокамепного пояса (р-н оз.Верхняя Пиренга). Подобные данные недавно были получены в Северной Карелии и опубликованы А.И. Олабуновым (1988). Все это позволяет предположить, что т.н. беломорская серия представляет собой искусственно объединенной комплекс

пород, принадлежащих на самом деле к различным типам геоструктурных единиц. Б ее составе присутствуют породы комплекса основания, соответствующие по объему керетьской свите; собственно беломор -екая серия, формирующая вместе о породами комплекса основания гра-нито-гнейсовые купола (ее объем должен включать только чупинокую свиту и ее аналоги) и енсная толща (отвечающая хетоламбпнской свите), образующая линейно-складчатые, деформированные в процессе ку-полообразования, зоны зеленокаменных поясов. В свете заких пред ~ ставлений находят объяснение результаты радиологического датирования.

Геох£онологичеснио_данные показывают, что почти все датировки разных пород беломорской серии укладываются в интервал 2,9-2,7 млрд.лет (Пушнарев и др., 1979). Более древние цифры - 3,0-3,1 млрд, лет (Пожиленко, 1987; Щербакова, 1983) обычно считаются проблема -тичными, так как они получены по единичным точкам, не давшим изо -хрон. По мнению геохронологов (Бибикова, 1угаринов, 1972; Пуакареп, и др., 1978; Пушкарев, 1988), древняя изотопная система была здесь „открыта" в связи с мощным проявлением позднеархейсних процессов гранитизации. Можно ожидать, что более древние датировки будут получены лишь в реликтовых обособлениях субстрата,комплекса основания, сохранившегося среди гранитизированных областей.

Внутр.? зона льна я и ме2зональная_кор£еля]ря. В трех зонах из пяти присутствуют раннеархейские образования. Лишь в Центрольно-^Кольской зоне они занимают достаточно большие площвди, а в двух других - обнаруживаются в виде небольших участков среди поэднеархей-ских гранитоидов и супракрустальных толщ. Однако независимо от размеров площадей, занятых этими образованин/fiice их обьедивяет полное оходство составов пород (габбро-плагиогранитная серия, частично метеосадочные образования), практически везде устанавливаются признаки покровно-складчвтых структур и это специфическая черта повлекся основания во всех трех зонах. Чрезвычайно низкое стронциевое отношение est/ - 0,700-0,7005) указывают на мантийную приро -ду магматических пород комплекса и исключает возкояность их образования за счет переработки в норе каких-то более древних пород. Гно-хронометрическое изучение прямо указывает не^нозднеархейский вог-рзст отого комплекса л пределах Центрально-Кольской зоны, однако нет сомнений в том, что и в остальных зонах его породы гмеют такой жз возраст. Об этом свидетельствует тот очевидный фзкт, что о5-

разования, выделенные как раннеархейские, несут следы позднеархей-ских деформаций, а также синхронных с ними метаморфизма, гранити -вации и метасоматоза, процессы которых надежно датированы. Интересно отметить, что нигде в регионе не удалось обнарукить признаков собственно раннеархейского (Саамского) метаморфизма и складчато -сти. В породах комплекса основания какие явления не "записаны". В целом, оказывается, что существенных латеральных отличий в строении и состава раннеархейского комплекса основания на обнаруживается. Можно лишь предполагать, что какое-то значение имело неравномерное развитие в составе комплекса основания осадочных пород, установленных в Центрально-Кольской зона. Возможно, это обстоятельство указывает на существование каких-то самых ранних тектонических неоднород-нос1ей, не поддающихся однако более определенному анализу.

Позднеархейскиа породы и их компленсы, а также структурные па-рагенезисы гораздо разнообразнее. Обнаруживается вполне определен -ноа закономерное распределение их не только пс^иощади, но и неред -ко и внутри отдельных отруктурно-формационных аон, Так, тундрован, оленегорская серии, енская и тулпъяврокан толщи и их аналоги содер -жат в своих разрезах ааметний об^ем вулканитов, в том числе и кома— тииты, Они формируют линейно»-складчатые системы синвлинорного строения (или фрагменты таких струнтур), окружены гранито-гнейсовыми ку -полами, деформирующими пакеты линейных складок и линейно-складчатых систем. По этим и другим признакам эти структуры идентичны зеленока-менньм поясам древних платформ. Вместе о тем установлено, что в меж-ноасовых зонах широко развиты глубокометеморфизованные и гранитизи -ровашше, преимущественно первично осадочные толщи, которые хотя и достаточно резко отличаются от толщ поясов по состав,) и строению раз розов, являются их временными и отратигра^ичеокими аналогами. В не -которых места* получены прямые доказательства таких соотношений, ко гда различные в £ормационном отношении толщи связаны едиными горизон т&ыи, прослеженными из одних толщ в другие (район Енского и Колмозе-ро-^ороньинсного поясов). Но в общем случае необходимость корреляции толщ существенного осадочного генезиса и толщ, содержащих большиа обкомы вулканитов, определяется там обстоятельством, что и те и другие охначоны едиными ареалами регионального метаморфизма, несут од -ноьозрвстные, хотя и разноориентированные и различные по морфологии структурные парагеназисы и характеризуется одинаковыми родиомотричес кимв характеристиками. С перечисленными выши толщами велинокаминных поясов по этим призн'-: пм сопоставлщтон брренцевоморскяя, апчопзирси

каменистогорская, килпъяврская толщи и беломорская серия я ее новом объеме. Все они участвуют в строении гнейсово-куполышх структур, обрамляющих зеленокаменныа пояса. Если попытаться "снять" метаморфизм, гранитизацию и складчатость, в том числе и куполообра -зование, то окажется, что в позднеархейское время существовали два главных типа палеотектонических обстэновон: линейные прогибы рвфто-вого типа с активным мантийным вулканизмом и разделяющие их подводные поднятия с относительно стабильными тектоническими условиями г наполнением преимущественно осадочных пород. В процессе дальнейше -го развития первые становятся зеленокамвнными поясами, вторые формируют межпоясовые купольные площади. По ряду признаков последние отвечают палеошельфовым зонам гранвт-зеленокаменных областей (Федоров-сний, 1985,1988).

Особая проблема - положение гранулитов в латеральных рядах структур я формаций, их соотношение с гранит-зеленокаменныыи комля?л оамй. Полученный конкретный материал показывает, что метаморфизм гр;?-нулитовой фации в Центрально-Кольской гоне является частью регионального метаморфического ареала, охватывавшего и породы аеленокемениых прогибов и породы палеопельфов. Это подтверждается и результатами геохронологическрго датирования. Кроме того, отсутствие в гальках позднеархейских конгломератов пород гранулитовой фации (это общая картина по всем древним регионам) свидетельствует о том, что во время осодконакопления грану литы не были выведены на поверхность. Вмрстэ с тем в пределах собственно гранулитовой части метаморфического ерез-ла супракрустальных пород поаднеархейского возраста не установлено. Грэнулиты формируются здесь хотя и в позднем архее, но по породам равнеархейского возрасте (3,0-3,2 млрд.лет). Глубинные тектонические покровы, характерные для зоны гранулитового метаморфизма и имеющие позднеархейский возраст, охватывают именно комплекс основания, т.е. фундамент позднеархейских супракрустальных серий. Таким обрэзо;«, в исследованной системе латеральный ряд позднеархейских формаций оказывается неполным, ибо в зоне гранулитовой фации отсутствует породи зеленокаменных поясов или палеошельфов.

Вместе с тем, если рассматривать латеральный ряд структур и связанного с ним метаморфизма, то оп оказывается полным. Обособляюто! три основных компонента позднего архея: линейно-складчатые системы зеленокаменных поясов, гнейсово-купольнь-е системы палеошельфов и ио-кровно-складчатые системы крайней внешней зоны. Все они маркируется соответствующими метаморфическим!! ареалами, достигавшими в максим;;! ¡е

гранулитовой фации. Единственным указанном на существование "покрышки" над породами комплекса основании в гранулитовой понровно-складчааой области являютсн килпъяврснан и каменистогорская топ-щи, развитые в северо-западной подзоне Центрально-Кольской зоны, которые подвергались интенсивной гранитизации и куполообразованию, но содержат реликты покровных структур. Эти толши залегают на породах комплекса основания (кольская серия в переслаивании с эндер-битами), метаморфизованными в грану литовок и аыфмболитовой фации в тоже охваиеиных куполооо'разованием; преобразующим содержащиеся в них глубинные покровы. Если эти выводы верны, то можно заключить, что гранитизация и куподообразоваьие имеют ограничение вниз по разрезу коры и оказываются сосредоточенными в зоне контакта комплекса основания и супрасхруитуры, представляющей собой своеобразный экран для концентрации гренитизируыцих флюидов.. Это позволяет предположить, что одновременно в нижних горизонта); коры осуществлялось активное формирование глубинных покровов течения, перемещавшихся от корневых зон аеленокаменных поясов вглубь сиалического микроконтинента, в то время как в ее верхних горизонтах происходила активная гранитизация и куполообразовавие,латерально связанные о обра -зованием линейно-силадчатвх структур зеленокамешшх поясов. Синтез данных по структуре территории в целом, с учетом вышеуказанных наблюдений, позволяет считать, что гранит-аеленокаманние и гранулито-гиейоовыа области представляют собой'единую систэму о разным ти -пом Флюидного и мантийного контроля, сформировавшуюся в эпоху позд-нвархайсиого тектогенеза на рубеже 2,9-2,7 млрд.лет.

В целом, на' территории Кольского полуострова в позднем архее получили развитие гранит-зеленокаменвыа системы, отличающиеся друг от друга лишь но масштабам входящих в них зеленокаманних поясов, фациальними коцобанинми и, по-видимому, колебаниями мощностей осадочных толщ и масштабами гринищзации в пальошельфовых зонах. Эти и другие особенности (мясшюбы развития покровных и купольных структур, вариации шепсни метаморфизма) и нашли отражение в индивидуализации гшти структурно-форынциошшх зон в архейском "среза" Кольского полуострова.

Црлпу.оние, ¿."Ганрабо'пш структурны!! парагенезис зон глубинного покрп ко обра зо на н и н, цьхннизмь1 глубинного точения норового мате-рипла, приложи-«»« к горизониашюи росолоешюсти. Показано, что глубинные покровы в г.оде. ие^емьцшин, которое контролируется прогресс ипней дс^орчафч!) п уедпвшх шннк.оял.ам.и:;рио! но лчу чести,

утоняются почти на П0%. Их нагромождение в зонах окучивания при та--кой динамике не может привести к резкому наращиванию мощности про -токоры, как это свойственно "холодным" высонозпзким покровам неме -таморфизовпнных областей фенерозойского орогенеза. В то я<; время глубинные покровы контролируют распределение новых порций коровы:-: расплавов и только совокупность таких процессов может привести к значительным утолщениям протокоры. Оценка масштабов перемещения грзнулитовых пластин в режима высокотемпературной ползучести оказывается на порядок ниже, чем для "холодных" тектонических покровов фанерозоп. Неоднородное распределение величин дифференциальных напряжений в пределах "горячих" норовых пластин (минимальное в тыловой зоне: (Г а 18 МПв и максимальное во фронтальной зоне:сГ= 33 МПа) позволяет предположить, что механизм формирования глубинных покровов, перемещающихся от корневых зон зеленокаменных поясов вглубь сиаличесной области, блике всего к механизму типа "гравитационного растекания", которое возможно контролируется рельефом мантийного диапира".

Несмотря на то, что многие частные вопросы особенностей деформации метаморфических комплексов хорошо изучены, общие проблемы структурного развития сдоино построенных тектонических сооружений раннего донембрия остаются по-прежнему остро дискуссионными (Миллер, 1982,1989; Казаков, 1986; Эз, 1986; Добриинецкая, 1988,1989). Уже давно известно, что всем древним комплексам свойственно удивительное постоянство взаимодействия тектоничесних и метаморфичеекгг процессов, которое приводит к неповторимому разнообразие морфологических типов структурных форм мелкого и среднего масштаба. От понимания места этих структур в об^ей цопв геологических событий, механизмов их формирования и связи с тектоническими событиями, охваты -вающимк крупные сегменты коры, зависит вся дальнейшая интерпретация.

Структурные исследования, проведенные в пяти тектонических зовах архейского "среза" Кольского полуострова, и синтез данных по гругим мета:,'орфическим областям докембрия показали, что все много -образце мелких и срвднсмосштабнкх складчатых '¡орм отвечагт обычаи трем тектоническим подразделениям - покрогно-силадчатым, кун о.и-к га и ишейно-сдввговш зонам, с котеркми закономерно связано ряенред ление мет5мор-чичзск1:х арея лов и крупных вещественных неоднородно -шел.

- 3'1 -

Линейно-сдвиговым и купольным структурам докембрия посвящено большое количество специальных работ, в которых уже неоднократно обсу ¡¡дались проблемы их генезиса, типы структурных парагенезисов и кинематика. В то ке время глубинные покровы, которые в докеыб-рийских комплексах были открыты сравнительно недавно, изучены пока недостаточно. Особенно это касается генетических аспектов пок-ровообразования, происходившего на фоне высокой пластичности ве -щества в глубинных условиях, где формируются специфические структурные парагенезисы, отражающие неоднородное горизонтальное течение материала и последующее перераспределение его в зонах скучи -вания.

Существование горизонтальной расслоенности в архейской прото-коре, вызванное глубинным покровообразоианием, било впервые уста -новлено в Южной Гренландии (Вч^у^'а/е-г^ 1974). Последовавшие за -тем находки подобного рода структур в других архейских регионах открыли казалось бы неограниченные возможности для интерпретации ранней истории Земли с позиций тектоники плит. Кроме того, модель но-кровообразования в применении к архею хорошо объясняла наращивание мощности первоначально тонной протокоры за счет нагромождения тектонических пластин в зонах окучивания. Однако при болео углублен -ном изуче1..1и внутренней структуры синметаморфических покровов были высказаны сомнения, что онирюгут приводить к большим утолщениям коры, так как в процессе их становления происходит значительное утонение пластин вследствие высокой пластичности материала. На сиену концепции наращивании мощности архейской протоноры только за счет тектонического скучивания, понвилиоь представления о ее утолщении за счет поступления новых порций продуктов мантийного или смешан -ного мантийного и норового плавления, подкорового наращивания и с,д.

Стало ясно, что для понимания роли глубинных покровов в поли-геннчх процессах формирования дровней кори необходимо всестороннее изучение их пространственного положения, установление структурного парагенезиса, связывающего между собой все разнообразие линейных и плоскостных элементов, складчатых форм разного масштаба, связи по-кровоибразования о распределением короних расплавов, оценки пара -метрос деформации пластин и масштабов их перемещении. У ах сана по себе глубинна;! природа "горячих." покровов докембрия предполагает особи!, пирагинозио результирующих структур точения, механизма течения и распределение пластин в ограничением по вертикали пространстве,

отличающиеся от таковых в фанерозойских неметаморфизованных тектонических покровах, которые формируются в приповерхностных горизонтах.

Структурный падаете не зис. покровно-складчатых зон. Центрально-Кольская зона (шириной около 200 км), ограниченная вдоль прости -рания двумя крупными зеленокаменными поясами, представляет собой область тектонического окучивания, ^десь в породах комплекса основания широко развиты глубинные покровы, становление которых происходило в режиме гранулитовой фации. Они представлены серией плас -тин эндербитоидов, чередующихся о пластинами глиноземистых гнейсов, переслаивающихся с двупироксеновыш кристаллосланцами, мезократо -выми и лейкократовыми эндербитами и плагиогранитами.

Картирование территории и изучение характера деформации попа-зало, что внутри отдельных пластин, а также в пределах всей грану-лито-гнейсовой области существует разномасштабная структурная зо -нальность, отражающая прогрессивное сдвиговое течение материала, при водящее к образованию разноориентированных мелких структурных форм. Установлена структурная зональность двух типов.

К педвом^ типу относится мелкомасштабная структурная зональность, проявленная в пределах крупных пластин. Наиболее полно структурный парагенезис этого типа бил изучен на примере одной из пластин эндербитоидов. Здесь в относительно реологически однородной среде формируется серия рззноплаковых линейных структур и неравномерно развитых складчатых форм, отражающих разнонаправленное течение материала в процессе перемещения глубинного покрова в режиме гранулитовой фации. По характеру деф.ормаций в пластине выделено три структурных домена: тыловая, центральная и фронтальная зоны. В тыловой зоне розвита пологая минеральная линейность "а" - «тематического типа, выраженная в ориентировке кварца и агрегатов гкперотена. Здеоь отмечаются таиже единичные леяачие складки с шарнирами, ориентированными под небольшим углом к '^"-линейности. Б центральной зоне пластины отмечается широкое развитие леяэчих изоклинальных складок, шарниры которых п отличие от тыловой зош; имеют ориентировку ортогональную к "а"-линейности. При переходе во $ропталъную зону количество складок такого типа резко возрастает: здесь формируются настоящие С1рунтуры шарьпг.пого типа, характеризующиеся нагромождением отдельных складок и их пакетов с послед с* ним развитием полого!: "в" -линейности, ориентированно!; ортогонально к поправлении пзд^нел пластина. Анализ этих данных у:гз сам по

себе свидетельствует о той, что здесь ш имеем дело не с наложенной складчатостью, а с постепенным услокнением структур, развивающихся в ходе прогрессивного течения,постепенно охватывающего об -ширные пространства. Структурный парагенезис разноориентированных линейных и плоскостных элементов ("а" и "в" линейность, осевые плоскости1 лежачих складок и их шарниры) свидетельствует о том,что в ходе перемещения пластин, течение материала было неоднородным. Однако этих данных недостаточно, чтобы судить о направлении течения и направлении перемещения больших ыасс горных пород, так как не всегда удлинение минералов является универсальным маркером линии тектонического транспорта, тан же как не всегда направление течения отражает направление параыещания. Наиболее надежным признаком является восстановление линий течения по кристаллографическим ориентировкам деформированных минералов.

С этой целью на примере кварца, пластические свойства которого наиболее хорошо неучены экспериментально, нами была разработана модель изменения формы кристалла в зависимости от реализации в его решетке тех или иных систем скольжения. Кроме того были смоделированы варианты положения плоскостей скольжения и неправлений скольжения этого минерала в общей системе надвига. Модель позволила Г0-отаврировахь линии течения материала в разных структурных доменах пластин. Оказалось, что в хода перемещения "горячих" глубинных покровов в их тыловых зонах происходит значительное растяжение и утонение материала: здесь линии течения, запечатленные в структуре деформированного кварца, совпадают о направлением тектоничесного транспорта. Их ориентировка свидетельствует, что гранулитовые пластины перемещались от корневых зон зеленокаменних поясов вглубь гранулито-гнейсоиой области, tío фронтальных зонах пластин отмечается совсем другая картина: здесь происходит значительное утолщение за счет нагромождения пакетов шарьяаних складок » последующее растекание материала в направлениях ортогональных тектоническому пе -ремецонию. это обстоятельство демонстрирует динамику перераспределения деформируемого вещества, направленную ни сохранение баланоо мо'дду утопешшмтй тшювшли и утолщенным фронтальна,1« зонами "горячих" пластин, формирующихся на глубине н ограниченной по вертикали пространств. Из итпго следует инш.й аияод, имнюцмь большие мито-дичиские следствия: струнтуjиш. играгенезис глубинных иокроьов вкли чает "и" -MsweMioeiL, хирпгчеппу^у. их шлоьие зон.1: v "в"-липой -

ность - развивающуюся в их фронтальных частях. Восстановление структурного парагенезиса такого типа позволяет решать обратную задачу: диагностику покровно-складчатых структур, развивавшихся в малоконтраотных горных породах, в частности в глубокометаморфи-зованных районах, где на больших площадях развиты гранитоидгше образования.

Региональный метаморфизм гранулитовой фации сопровождался площадной мигматизацией, которая в ортопородах комплекса основания выражена процессами плагиогранитизацви и эндарбитизации, сформировавшими многочисленные тела пегматоидных плагиоклазитов, гв -перстеновых плагиогранитов и лейкократовых эндирбитов. В парапо -родах - региональная гранитизация завершается инъекциями граказсо-деряаших ортонлазовых и микроклиновых гранитов. Вое эти метвморфо-гэнные гранитоиды распределяются по латерали под контролем плоскостной анизотропии орто- и парапород, усиливающейся в ходе синматз-морфического покровообразованип. В тыловых'зонах пластин отмечается незначительная мигматизация и единичные субпослойнио иньакции плагиогранитов, в центральных зонах - количество инъекций возрастает. Субпластовне тела плагиогранитов и лейкократозшх эпдербитов' образуют здесь типичную структуру "слоеного пирога", в которой грэнитовдный материал обнаруживает двоякое положение относительно складчатых форм: он формирует широкие раздувы в замковых частях, одновременно пересекая их разветвляетоя и стремится расположиться параллельно плоскости локальных субпослойнкх эоп течения. Во Фронтальных зонах пластин количество граниюидов резко еоэрпс-тает : здесь появляются мойные тела (до 10-50 и) субнластових круп нокрасталлических лейкокрэтових эндербитоа и нлагиочлазитов, по -зорые переслаиваются с пакета™ шарьяяных склэдок, одновременно участвуя в нагнетании этого материала в зчмнозне участии бслоа крупных син- и антиформ.

01£унт1рна^ .зональность .второго типа_охвзтывзет более mipni.jp площадь сиаличеочогп сегмента, расположенного между двумя ьручшкл« зяленонамеиннми поясам«. Эта нрушю'ласштгблгл зональность нырягсзня и дивгргентном погружении пластин гронулитоз под структуры смег,-нгх зеленокакешшх поясов и преобразование..; их фронтальных час: си в субзервикалышГ: Алнекно-оДвигои:!! пояс в осево!. зоне грэну лвто-гаеЬоовсЬ облсоти. Здесь структурная зональность формируесол и резулмете постепенного расаирсиип обласгг дсфор:.л1го;а;;и;; у- -ироаохг/.етоп тягр&цио!, ¿ол размпжшояа- структу р' ;.:е;-гогп у с,,',,-

- за -

него масштаба, определяющих внутреннюю неоднородность' пластин и последующее преобразование их в льнейно-складчато-сдвиговые зоны. Анализ распределения линейности растяжения показывает, что неоднородно деформированные пластины эндербитои перемещаются во встречных направлениях от корневых вон збленокамешшх поясов к центру грапу-лито-гиейсовой области. В осевой части области происходит окучивание фронтальных частей пластин или их отделившихся фрагментов, которые испытывают ниоходящее вертикальное погружение, сопровождаю -щаеся плавлением, и выделением в этом месте гигантского количества плагиомикроклиновых, микроклиновых гранитов.

В ходе такого своеобразного перераспределения материала путем нисходящего тектонического течения, сопровождающегося дилатансией и увеличением общего объема норовых масс, здесь на заключительных стадиях формируется крутоориентврованный линейный сдвигово-складча-ты(1 поло, содержащий все элементы структурных парагенбзисов, свой -ственных тансму классу структур (крутив асимметричные складни,структуры вращения, несколько генераций сланцеватости я т.д.). 8акономер~ но о этой латеральной структурной зональностью сопряжено педение оте-пани метаморфизма на 50-100°С, что выраааетоя в развитии регрессивных парегенезиоов минералов в линейно-одвигово-складчаюй зоне. Этот механизм зон .нутрикоитижзнтального норового снучиаания рассматривается нами как элемент "вынужденной" внуврикоровой иоивекции, направленный ьа пространственное перераспределение вещества, ограниченного сверху близкими по составу, но "холодными" вксоковяэкими горизонтами. Если иод структурами палеорифтовых трогов (зелепонаменннх поясов) существовали обвести воэдымания аномальной мантии, то можно полагать, что под зонами скучиванин сваиического материала раонолага -лись области мантийных депрессий или границ мантийных конвективных ячий, гораздо более крупных по размеру, чем норовые. Этот тип структурно-метаморфической зональности виутри граьулито-гпейсоиого "микро континента", по-видимому, теснил образом связан с крупномасштабной латеральной зональностью, нашедшей выражение в закономерном распре-делании крупных структурно-вещественных неоднородностей протоконти-нонтадьной кори Кольского региона, выделенных в составе пяти тектонических 30(1.

Синтез дишшх по итроению гр&нулито-гнойсошй области позволяет придти к вииоду, что все различиш по морфологии и ориентировке складчатые, линспши и нлоикоетнио олшшгхи образуют единый структурный парагенезис, -]ор,/,врущийся в процессе прогрессивного сдиигоаого течен:

осуществлявшегося в обстановка общего окатип, ковхродировявшего глубинное покровообразовэиве. Здесь в различных сочетаниях закономерно чередуются мелкие и средние складки с круто- и полого -ориентированными иарвярамп и осевыми плоскостями, пологая "а'' и "в" - кинематическая линейность, крутая линейность растяпенив, кольцевые структуры вращения крупного и мелкого масштаба. Они образуют ряд взаимосвязанных структур, отражающих лишь неодкород -ную прогрессивную деформацию, а но смену ориентировке главных двЬствусавх сил, виэипвтик последовательную смолу этапов деформации регионального значения. Выявленные взаимоотношения нелких структурных фор.".?, образующих едпнчИ парагенезис, свойственный гю-кровно- ог.ладчатыы областям, имеют большие геологические следствия. Они вскрывают нэсосюятельносаь многих методологических подходов, используемых при изучонии истории деформаций в метаморфических комплексах, особенно тех подходов, в основе которых лежат принципы подобия геометрии крупных и мелких структур и выделения фор:«ш • ной возрастной последовательности этапов деформации. Как уяз неоднократно обсуждалось (Иаталаха, 1985; Миллер, 1986; Добршч.'зцяяя,, 1936,1588), структурная геология метаморфических комплексов долд-ня вступить в новый этап развития. Ее базой долгой стать парагпнеи;-чвекий анализ мелких структурных форй и установление связи этих, сообществ с крупными тектоническими нооднородносиши.

Оцонка^поршетров йвфо^мацип глубинных покровов гран,>лятоъЫ! ^гацип с еще большей очевидностью вскрыла неоднородное течение мяке-ялзкогп материала, подтвердив, что эти структуры формировались а усяовклу Бысокотемперету рггай ползучести в ходе прогрессивной сдвр--гпяо(| деформации.

Иеслоловяяпе аволокзцвоивь-х структур кварца из пластины эидор-бмтов показало, что ведущим механизмов течения была высопотемпер-",--

каци: , л - размеры дислокационных субзэроо, были произведя«» /.«счеты главных параметров деформации в разных частях пластглш эи-дс! Лвтоз - т;«.око1|, центральной и фронтально!.. Получение доша.е

, что г.'.пкоиияльннг: напря кения 33 ГДИа прЕ^рочокч я фронта?.ь-иои '-опс с*801Р)ш, средине - '¿3 МПо - вентральной и га'нгсла.илке -

1В Ш1и - в аиловоИ. Закономерно меняются и скорости деформации, которые варьируют от до 'отражен таким образом ти-

пичную картину разноградиантного твчолия. ■

Эти количественные оценки неравномерного распределения па -леонапряиений позволяют сделать ваяние выводи, касающиеся гене -звса глубинных покровов. То, что максимальные напряжения сосредо-точени во фронтальной зоне пластины, о но в тылс.вой может свкда -тельствовать о той, что такие покровы не могли образоваться за счет столкновения плит; скорее всего их природе моает быть объяснена гравитационной неустойчивостью пластичного материала, перемещение которого контролировалось подъемом мантийного диапира под корнавшая областями рифтовых зон (зольнокамешшх поясон). Эта дан-нив, кстати, хорошо корродируются с выявленной в гранулито-гнайсо-вой области латеральной зональности И-аипа, Оценка вязкости грану-литовых пластин в момент поиговообраэования укладывается в интор -вал Ю^-Ю^пуаз.

Одним из ванных моментов является танке оценка степени деформации глубинных пластин, которые, как это теперь становится ясно, перемощшдся в связном, но пластичном состоянии и испытывают неоднородные утонения и утолщанин за счет неравномерного растяжения и скучиваны. О том, что глубинные покровы утоняюяс.ч в ходе перемещения свидетельствуют многочисленные эмпирические данные, на которые указывали многие исследователи. Ми провели количественную оценку степени деформации пластин, использовав методику А.Этшекопара (197*1 )• Оказалось, что в среднем пластина утоняется на 50/. по сравнению о ае первоначальной мощностью. Конечно, эти значения на абсолютные, но они хорошо согласуются, во-первых, с иссвеннши эмпирическими дшшши, во-вторых, с представлениями о низкой вязности.материала » хода деформации.

Kpoi.sc того, была произведена оценка масштабов перемещения корон«^ плгртин, в основу расчетов которых положено интегральное ураъ шиши: ^Г ~2Ш/в-п )с1Т= ¡7Уг. , .где ^-скорое»

пара!.',ещянип''1»1ьс1'ини, л- -коэффициент теплопроводности, -ково -тепте, (2 - энергии активации ползучести, /€ - газовая постоянная, Т - 'ш/Дературн. Утл расчеты, выполненные для диапазонов тылпе-рм'ур 700-Ь'о0°С и вариаций от АО до 10 показали, что скорости ис^-оцеьйн рра«лйИ40Ы4х пластин со ставая ют 0,10-0,77 си в год,

Ьсе ити далнии приводит к вииоду о том, что дишишкн глубкпиц) погрома реу ко отлична от Фанерозойских. Эти отличия ссстонт иреяд(

во8го в том, что они имеют различную вязкость, контролируемую высаким термальным режимом коры в архейское а низким - в фанеро-зойское время. Фанерозойские покровы, будучи квазиупругими телами, перемещаются со скоростями на порядок выше архейских, хотя последние являются более текучими. Это объясняется тем, что в "сухой" гранулитовой фации движение покровов осуществляется практически без потерь прочности пород вдоль зон концентрации максимально высоких напряжений, характеризующих области подошвы,т.е. путем связного течения, определяющего отиль высокотемпературной ползучести. В "холодных" фанерозойоких покровах высокая вязкость материала способствует созданию зон хрупкого разрушения вдоль подошвы пластины, по которым могут легко происходить перемещения с очень большой скоростью (до нескольких см в год).

Анализ материалов показывает, что в формировании контпнен -тальиой коры покровная тектоника имеет важное значение, формируя зоны горизонтальной рсслоенности, контролирующие распределение продуктов плавления и регулирующие "проблему пространства". Однако сами по себёуяе могут привести к значительному росту мощности коры, так как в ходе перемещения пластины утоняются почти на 50'/.. Большое значение при такой динамике покровов, могут иметь процессы подкорового наращивания или утолщения коры за счет распределения расплавов вдоль плоскостей субгоризонгальной расолоенносги.

Положенно 3. "Характеристика состояния глубинных горизонтов архейской литосферы мояет быть получена путем исследования структур твердопластичвского течения мантийных перидотитов, которые формируют отдельные бескорневые протрувви среди метаосадочко-вулка ногешшх образований зеленокаченных пояоов. В архейских перидотитах, принадлежащих к классу раотиюв, установлены однотипные с "альпинотипными" перидотитами офаолитовых зон и мантийными ксенолитами пластические^формации, отражающие высокотемпературное течение в аномальной мантии или астеносфере. Вместе с тем, в докембрий-сних перидотитах обнаружены аномальные деформации оливинов, но свойственные ни мантийным ксенолитам, ни "альпинотипным" перидотитам офиолитовых зон фпнерозоя, что позволяет предположить бо -лее высокую текучесть подкоровых горизонтов раннедокембри^ской литосферы".

Логический анализ и синтез дэнных позволяет предполокить, чтз воя гамма стр.унтурно-матаморфичосних превращений, закономерно рас -

предеданных в архейской протокора относительно ее Главных тектонических неоднородном'ей, "провоцируется" подъемом аномально разогретой мантии. Если это предположение варно, то в целях сравнительного анализа целесообразно обратиться к примерам из фанеро -эойскойи современной геологической истории, для которых разработано немало прямых и косвенных методов изучения вещества аномальной мантии или корневых зон океанической коры. Наиболее важное место занимает исследование образцов ультрабазитовых коенолитов, выносимых щелочными базальтами в областях современного континентального рифтогенеза. Мантийные ксенолиты выотугшют как уникальный источник сведений о составе и состоянии зон аномальной мантии, которые, согласно геофизическим моделям, рассматриваются как области приподнятого астеносферного слоя.

Многочисленные исследования "альпинотииных" перидотитов фа-' нарозойских офиолитовых зон и образцов, драгированных со дна океанов, позволили обнаружить их сходство с мантийными ксенолитами. Было показано, что все эти группы перидотитов, относящиеся к нлас-су реститов, содержат следы остаточных деформаций, которым они подвергались в мантии или в "корневых зонах" океанической коры (по классификации Дел Текоа). Также выяснилось, что перидотиты офиолитовых зон являются протрузиями, которые в твердом состоянии были тектонически перемещены в верхние горизонты земной коры. Было установлено, что линии течения, выраженные в предпочтительных ориентировках оливинов и пироксенов, отражает "растекание" материала в направлении ортогональном к оси срединга палаоокеаничеокс коры. Бое эти выводы и предположения, имеющие ватные геодинамичес-кие следствия, были сформулированы только для фанеровойской исто -рии, в то время как история мантийных перидотитов докембрия о этой точки зрения была вообще слабо изучена, а все представления о состоянии древней мантии базируются тольно на актуалиотических посылках. Очевидно, что информацию о составе и состоянии древней аномальной мантии следует искать в "альпинотипных" перидотитах докембрия, залегающих среди мвтеморфизовашшх осадочно-вулкпногенных об • ряэований аеленокаменных поясов.

Исследование докембрийских перидотитов связано о рядом трудностей из-за широкого развитии в них процессов норового метамор -физма и сопутствующих ему деформаций, в которые перидотиты вовле-камси вместе о вмещающими их мвтаоаадочио-вулканогенными обраао-

ваниями зеленокаменных поясов. Однако экспериментальные данные по деформации оливинов, пластические свойства которых определяют способность перидотитов к течению, полученные во многих лабораториях (Cutier. ,1970; Cattex. t ЛжЧаНетип^^Ъ', (rteenefaC. 1972 ц др.),

показали, что в этом минерале в зависимости от температуры возникают различные системы скольжения; давление и скорость деформации почти не влияют на смену систем трансляции. Это позволяет проэз -дить "разбраковку" высокотемпературных деформаций мантийного уровня и коровых деформаций, температуры которых не превышают обычно эпидот-амфиболитозой - амфиболитовой фации.

На Кольском полуострове к "альпинотипным" перидотитам отнесен дунит-гарцбургитовый массив Падос-тунДра (Виноградов,1971), залегающий среди матаморфизованных осадочно-вулканогенных пород Корватундровского золвнокаменного пояса позднего архея. По осо -бенноотям химизма он может быть рассмотрен как мантийный рестит. Так же как и многие перидотитовыа масоивы офиолвтовых зон, этот массив является протрузиай, о чем свидетельствует комплекс структурных и микроструктурных данных по предпочасительным ориентиров -кам оливинов и пироксенов, отражающих яраекторию его перемещения. В массива Падоо-тундра было установлено spu типа деформаций: 1)де-формации связанные с региональным коровым метаморфизмом; 2) деформации , отвечающие времени протрузивного выведения массива в верхние горизонты осадочно-вулканогенных образований; В) деформации, ^отражающие мантийное 5вврдопластичаское течение, осуществлявшееся до подьема перидотитов наверх.

I-му типу деформаций соответствует развитие предпочтительных ориентировок амфиболов, формирование синметаморфических оливинов поздней генерации и зон интенсивно складчатых тальк-карбонат-хло-рит-серпенгинитовых динамосланцэв. Все эти деформации и овязанныо о ними вещественные преобразования перидотитов происходили в ус -ловиях метаморфизма емфиболитовой-эпидот-амфиболитовой фации и одновременно с породами обрамления.

II-й тип деформаций, выявленный с помощью минроструигорного анализа оливинов, характеризуется развитием в них систем внутри-кристаллической трансляции (lio) [OOlJ , которые, согласно экспериментальным данным, формируются в диапазоне температур 600~950°С. При этом направление трансляции [OOlJ совпадает с удлинением зерен оливинов второй генерации.

Ш-й тип представлен предпочтительными ориентировками оливинов, которые на петроструктурных диаграммах [OOlJ и [010] обра -зуют больыедуговые пояса и перпендикулярно расположенные к ним максимумы на диаграммах flOOj . Здесь удлинение зерен оливинов первой генерации субпараллельно направлению трансляции [lOOj . Анализ геометрии структур полос излома(кинк-банд)в оливинах этого типа указывает на их деформацию, осуществлявшуюся с помощью внутрикристаллической трансляции по системе {OtWj [100] , кото -рыа, согласно экспериментальным данным, становятся активными в диапазоне температур 950-1250°С. Отмечаются также системы скольжения (010) [100] , возникающие при Т^ 1250°С, когда семейство плоскостей {ОКЕ}' становится "пассивным" в отношении скольжения. В этом случае дополнительными плоскостями скольжения выступают уже многочисленные структуры полос излома. В исследованных образцах система скольжения (010) [100] представляет собой, по-видимому, одну из частных плоскостей скольжения системы (ОЩ [lOOj ,

Все эти типы ориентировок оливинов -{110} [00IJ и {ОВД [.ЮО] (010) [ЮО] широко проявлены в перидотитовых массивах офиоли -товой зоны Урала, что было показано в работах Г.Н.Савельевой и ее учеников (Савельева,1988; Денисова,1987; Щербаков,1986),а также исследователей, изучавших фанерозойские массивы такого типа в других регионах. Аналогичные данные были получаны наш при изучении перидотитовых массивов Северо-Востока СССР (Чарынайского и массива горы Красной). Согласно результатам этих,исследований, ориентировки {ОКЕ} [100] отражают твердопластические деформации перидотитов, осуществляющиеся в мантии, а системы окольжения оливинов (НО) [OOlj - траекторию их перемещения в верхние горизонты, когда движущиеся твердые офиолитовые пластины еще не потеряли запаса тепловой энергии и были способны к пластической деформации. Температуры равновесия "оливин-хромишинелид", раочитанные по термометру II. Л. Ре дера для оливинов с системами скольжения {OKtJ [lOOj отвечают I232-I037°C, а для оливинов с системами скольжения {ПО} [001] - 604-б45°С.

В мантийных ксенолитах, которые давно изучаются многими исследователями (Jackson ,1979; Coibij^'icoLti ДУ78; bxtin, 1979, 1980 и др.) преобладают ориентировки (ОКЕ) [100] . Такие же данные были получены нами при изучении деформации оливинов в косно -литах Карпато-Балкаиского региона, Байкальской рифтоной зоны и др.

районов. В некоторых раОотах отмечалось (Фуко,1984), что в ксенолитах из района Рейнского грабена присутствуют олиаииы с системами скольжения (OKtJt [100] , {110} [001] . Вое эти группы перидотитов (глубинные ксенолиты и альпинотипные массивы офиолитовых зон фанерозоя) шгут выступать как эталонные образцы мантийных деформаций. Особенно хорошо это променивается по характеру деформаций поридотитовых ксенолитов, которые после быстрого выноса их на поверхность потоками базальтовых лав, сохраняют практически в неизмененном виде структуры и текстуры, отражающие течение вещества в верхнемантийных горизонтах (до глубин 200 км).

Сравнительный анализ этих данных с материалами по изучению архейских перидотитов Кольского полуострова показывает, что всем пе -ридотитам рассмотренных типов свойственно присутствие высокотемпа -ратуриых остаточных деформаций, свидетельствующих о твердопластиче-оком течении этого материала в глубинных горизонтах подкоровой ли -тосферы. Однако очевидны и различия между высокотемпературными структурами течения в фанерозойсних и докембрийских перидотитах. Они состоят в следующем. В архейских перидотитах массива Падос-тун-дра были обнаружены предпочтительные ориентировки реликтовых оливинов ранней генерации о системам скольпенил {lOlj [OIOj , которые не встречаются ни в ксенолитах, ни в„альпинотипных"перпдотитах фа -нерозоя. Эти системы трансляции были получены только экспериментально (Усину ,1969) при температурах ~ 1300°С. Особенность этого ;ипа ориентировок состоит в том, что трансляции оливинов в данном случае осуществляются по наиболее неблагоприятному с теорэтичесно;) точки зрения направлению [010] , которое характеризуется ''рыхлши" упановками, т.о. большими параметрами ячеек - 10,27 8, тогда как наиболее плотные упаковки 5,99 $ и 4,76 1, соответствуют нвправле -ниям fOOlJ и [lOOj , по которым обычно и осуществляется виутрг.крк --сталлическая трансляция в природных оливинах.

Находка ориентировок оливинов о оистемами трансляции [lOlj (Ol Oj в архейском массиве Пядос-тундрз не единичный случай. В иссладовеи-вом нами Парамском дунит-гарцбургитовом массиве Восточной Сибири (ранний протерозой) обнаруживается идентичная картина. Здесь, также как и в массиве Падос-тундра Кольского полуострова установлено три типа деформаций - коровыв; связанные с перемещением массива -(ITO) fOOlJ в верхние горизонты, и мантийнва {OiiCj [100] ; в реликтовых олплшшх сгмоИ древней генерации установлены системы скильяо-

пин {1013 [010] , не свойственные фанероаойскии перидотитам. К сожалению, провести более углубленное изучение этих "аномальных" структур с помощью электронной микроскопии пока не удалось. Однако анализ литературных данных но физика кристаллов показывает, что такой факт может быть объяснен с позиции модели "дислокационного плавления" кристалла, отвечающего такому состоянию, когда при высоких температурах, близких к точке плавления, деформация может ооущаотвляться по любому кристаллографическому направлению, наиболее удобно ориентированному относительно приложенных сил.

Исключая эти особенности, сравнительный анализ деформационных структур оливинов перидотитов докембрия, фанерозоя и глубинных ксенолитов показывает, что все они прошли стадию твердойласти-ческого течения, которое контролировалось механизмом ползучести. Исследование образцов перидотитов методами просвечивающей электронной микроскопии показывает, что наибольший вклад в шкрострук-турную и текстурную перестройку в процессе высокотемпературной ползучести вносит образование субзерен (полигонизация), разделен -ных стенками дислокаций, которые согласовывают пластические несовместимости между зернами. В процессе ползучести субзерновая структура находится в стадии динамического развития, когда образующиеся стенки дис..окаций мигрируют под действием напряжения и разрушаются, а разориеитация стенок происходит до тех пор, пока не установится рекристаллизацяонная структура. Процессы рекристаллизации развиты по-разному, а размер зернистости при этсм контролируется нанряме -ииш. В докаыбриКских перидотитах рекристаллизация являете» иногда водущиы процессом, преобразующим перидотиты в кажущиеся массивными разности, внутренняя дислокационная структура которых мо&ет быть установлена только с помощью анализа микроструктуры. Именно это обстоятельство приводит к тому, что многие последователи до сих пор считают докамбрийские перидотиты интрузианшг. образованиями. Кроме того, в докомбрийских перидотитах, в оишчйо ит фанарозоЦских, широко прояшшьы процессы паракриатаилттции, овявинные с короиш метаморфизмам, когда происходит ашощеиио аыоокиыагиеаиииъных олнни -ков ни более адлазистие, хроштшолндьи нн феррихрошп; и даже марке титы, пироксенов на о:,?! ибо ли.

Площадной ¡¡шиши предпочтительных ориентировок олиьинов нока-аыь.чет, что кап н фгишроаоИских масоиинх, «ан и и иб| вдт>тоы1х мое-синси докембрии и ешлгми скояшопин {0ы:} [нн)| ионрии.чиции сшшла ¡¡ян [1СО| ирншищюыдш л ьрториньлыгич пнфтинии

к осевым зонам зеланонзменных поясов (в фаиерозойских - ортогонально оси апрединга), отражая траекторию "растекания"мантийного диапира. Все aso позволяет считать, что в докембрийское время существовала аномальная мантия, сравнимая по основным параметрам о фанерозойской. Независимо от других данных это приводит к предположению о едином стило тентогенеза в подкоровой литосфере в течение всей геологической истории. Вместе о тем присутствие "аномальных" ориентировок оливинов в докембрийских перидотитах позволяет сделать и другое предположение - о более высокой пластично -сти вещества древней подкоровой литосферы, связанной прежде всего, по-видимому, с высокой теплогенерацией, которая, как это следует из многочисленных расчетов, превышала современную в 2-3 раза.

Полученные данные о близких характеристиках глубинных деформаций перидотитов зеленокаменных поясов докембрия и офиолитовых зон фанарозоя, не могут однако служить указанием на возможность их прямой аналогии. Если фанерозойские офиолитовыз комплексы, известные на континентах, включающие в том числе и мантийные перидотиты, рассматриваются как свидетельства существования былых океанических структур, то для такой же интерпретации зэланокаменных поясов есть много препятствий. К наиболее важным из них относятся: I) отсутствие в зеленокаменных поясах настоящих псевдостратифицированных раз-разов слоистого куммулятивного габбрового комплекса, а также коми -лекса параллельных даен; 2) находки в низах разрезов зеленокаменных .поясов тектонических клиньев тоналитовой коры и базальиых конгломератов о гальками тоналитов, плагиогранитов; 3) бимодальный вулканизм и отсутствие глубоководных осадков. Эти и многие другие дапиыо свидетельствуют о заложении зеленокаменных поясов в энсиалической обстановке. В литературе нередки сообщения о находках в разрезах зелено -каменных поясов олистостромовых толщ. В результате проведения ene -циальных структурных исследований в таких местах, как правило, однако оказывается, что за олистостромы принимают продукты тектонического смешения будинированных в ходе разноградиентного сдвигового течения пород осадочного и магматического генезисов, что отражает региональные деформации, протекающие в условиях метаморфизма, и но имеет отношения к геодинамике, в которой формируются настоящие олистостро;:;

По многим тектпничопким и геологическим признакам древние зсяа-нокаменныэ пояса стоят блике всого к классу континентальных рифтов, líx можно, по-видимому, рассматривать как прообразы океанических структур фанерояог!, хотя проблема их генезиса еще далека от окончат«., иого ресония.

Положение 4. "Исследование реиимов деформации в различных условиях метаморфизма и синтез данных по оценкам параметров динами -чаской вязкости, скорости деформации и дифференциальных напряжений для метаморфических пород архейской протокоры и мантийных перидотитов, показывает, чао механизмы течения тоаалитов в. режиме темпера -тур гранулитовой фации идентичны твковым в мантийных перидотитах, характеризующих течение в подкоровых горизонтах. Это позволяет предположить, что иа ранних стадиях эволюции "шшия кора" и "верхняя мантия" в реологическом отношении почти не отличались друг от друга и представляли собой единую или достаточно однотипную по степени пластичности систему, определившую специфический отиль тектоники раннего докембрия."

Одна из важнейших проблем истории ранних этапов развития зем -ной коры - изучение взаимодействия ее глубинных горизонтов о гори -зонтами верхней мантии. Подойти к этой проблеме можно разными путями, в том числе и через изучение и сравнительный анализ механизмов и параметров деформации норовых и мантийных пород, отражающих peo -логическое состояние литосферы. Одним из исходных постулатов тектоники плит является то, что современные литосфэрные плиты представ -лены киазиупругими, жесткими телами большой мощнооти, характеризующимися выстой вязкостью( =10^пуаз), которые способны перемещаться по маловязкому (¿ = Ю^-Ю^пуаз) высокопластичному аотеносфер--ному слою. Применение теории тектоники плит для' объяснения эволюции архея встречается с ограничениями, связанными с высокой теплогенера-цией, свойственной ранней Земле и с необходимостью учета фактора reo логического времени, который оказывается очень важным для такого деформационного процесса как ползучесть - очень медленного связного пластического течения вещества, свойственного состоянию маломощной архейской литосферы.

Эмпирические данные по любым докембрийским регионам показывают, что в условиях архейского термального радиыа структуроабразование протекала синхронно с метаморфизмом, варьирующим по жемлературам от 400 до £00°С и частичным плавлением корового вещества. Воя эта неоднородная реология метаморфического слоя мокот быть охарактеризована путам изучения дислокационных структур главных породообразующих ми -изралои, пластические свойства которых определяют способность к те -чениь и деформации больших масс горных пород, для того, чтобы полу -чить прид^инлание о реологии архейской корн, (шла придя ринита по -iu:j ки охаршиеризо/шь ¡шлтино тш тоииерт урим рвш.м,свойс1 -

llUlilblü Kfipüiiu.; Ilopo/liiM tJiüOTbü'ilíTbJOtilio ИМ MÖ/.SHB'JMU Дйфор'ЛИЦНИ.

Обзор современных экспериментальных данных, анализ собственных полевых и лабораторных исследований позволили наметить связи раяи-мов метаморфизма и деформации с введением некоторых количественных оценок, характеризующих реологические свойства пород при разных температурах.

Выделено 4 типа режимов.

Режим I соответствует дометаморфической стадии и низким ступеням зеленосланцевой фации, которые характеризуются упругой деформацией с элементами псевдовязкого течения. В условиях этого ре -жима главной чертой выступает резкая контрастность реологических свойств пород, которая определяется пассивностью решетки каркасных силикатов и активным течением пластинчатых минералов типа слюд.

Р е ж и м 2 включает зеленосланцевую фацию и низы амфиболию-вой фации, которую часто рассматривают как эпидот-амфиболитовую ступень. В этом режиме многие каркасные силикаты еще не способны к яну-трикристалличеокой трансляции; наиболее чувствителен к этому режиму оказывается лишь кварц, в решетке которого может возникать базаль -ная система скольжения ( Сах^е* Л аб.,19б4;1971; ,1963).

Динамическая вязкость пород в целом еще недостаточно высока для возникновения условий установившейся ползучести: именно в этом режиме отмечается пирокое развитие бластомилонитовых поясов с типичным двухфазным строением, что свидетельствует о хрупком разрушении и пластическом точении в структуре мезостаза. Оценки палеонапряхеняй $ породах зеленосланцевой и эпидот-амфиболитовой фаций обнарукивэют высокие значения: 6~ = 100-200 МПа (1-2 нбар), £ = Ю23"20лу8э ( Огс1 , С/гшКс. > 1д84. р03ен, Сонюшкин, 1986).

Р о я и м 3 характеризует амфиболитовув фацию, наиболее широко распространенную в архее. Деформации, синхронные метаморфизму амфибо-литовой фацип, протекают в основном в условиях установившейся поллу -чести, рэология пород становится менее контрастной, характерны боль -шие деформации геологических тел. В условиях высокой подвижности компонентов, обеспеченной температурным рвкиюм и активным участием воды, формируются самые разнообразные по морфологии структуры малого масштаба, широко проявлены процессы метаморфической дифференциации, связанные со скоплением минералов повышенной плотности (богатые А'ч »

) в участках повышенных давлений и удалением вещества с меньшей плотностью (богатых ) из этих зон в область пониженных давлений ,1986; Верной,1983; ,Щ1Ъ). В дислокацисн-

ной структура минералов отмечается неконсервативное скольжение дислокаций, миграция дислокаций через границы зерен, формирование суб-зеренной структуры, характеризующие в целом процесс установившейся ползучести. Предпочтительные ориентировки характерии для всех каркасных силикатов. Величина дифференциальных напря?;ений снижается до 20-100 МПа (0,2-1 нбар) (J/<'W<?r , САи, 1981; ¿W /éusf 1934). Динамическая вязкость в зонах гранитизации оценивается Ю1б-Ю17 пуаз ( Л'агсА- , 1932). Эти оценки показывают, что с ува^ личением температуры при активной роли води, происходит снижение (Г почти на порядок, а вязкость пород в зонах гранитизации становится аномально низкой по сравнению с породами, находящимися в условиях зеленосланцевой фации рожима I.

Р е ж и м 4. Характеризует деформации пород в "сухих" условиях гранулитовой фации и сопоставимых с ними по характеру твердопла-стичесвих деформаций мантийных породах. Важнейшей особенностью этого режима является то, что все.типы пород становятся реологически однородными. Это обстоятельство было подмечено еще Дж.Холландом и Р.Ламбертом (Х97В). Такое сближение реологических свойств связано с тем, что многие каркасные силикаты в условиях высоких температур становятся очень пластичными. Активные процессы миграции дислокаций через границы зерен, широкое развитие переползания дислокаций, образование субзеренных структур, разделенных сеткаш дислокаций, определяют кинематику пластического течения не только отдельных кристаллов, но и больших масс горных пород. Все эти элементы дислока -цио иного процесса характеризуют установившуюся ползучесть, свойственную но только породам гранулитовой фации, но и мантийным образцам. В породах гранулитовой фации - эндерйитах, б" варьирует: 10-30 Ша (0,1-0,3 кбар), а динамическая вязкость оценивается в ■ Ю^-Ю^пуаз, при скорости деформации í сок.-*'

Оцанки ó~ в мантийных перидотитах докембрии: 30-60 МИа. Для мании: них коено/итои Центральной Европы 6~ s 30-40 Mlln (¿ei'sy ¡ 1978) при & = XO"13 сек."1. Динамическая вязкость-для многих ксе»

iü ро

лиюв оценивается I01 -10ь пуав. В перидотоаих массивах офиолитс вых. зон фаиерозоя величина /иыДирешшалыюго стрижа: СГ =?:o-dO МПа, о динамическая вязкость - 10 -Ю'^иуаз. iícu uto указывает на близость параметров течения норовых пород в ре.ш.ш гр^-нулиюаой iIííhhh и поридотмоиих гервзошой зон аномалию!. мантии, wзлость íioiupia так жи как и наикоап. uoiauoajofiiioro слон ршнши íOíiva'mu оценивается 10"1У-Ш''°иуаз или 10* •'•lO' biy из ( /1 o'or'Ut , I'jü4).

Анализ режимов пластического тачания показываат большое сходство механизмов высокотемпературных деформации в условиях гранули-товой и даже амфиболитовой фации с твордопластическим тачанием мантийных образцов, которые характеризуют состояние подкоровой литосфо-ры. Восстановлен о помощью палеореконструкций линии растекания мантийного диапира, отражающие течение вещества ортогонально к оси спрединга (Савельев, Савельева, 1980; Грачев и др.,1986 и др.) хорошо согласуются а кинематикой перемещения норовых пластин архей -ских гранулитол. Как уже была показано, "горячие" коровые пласти -ны перемещаются от корневых зон смежных зеленокаменных поясов вглубь микроконтинента. Эта картина "растекания" нижних горизонтов "горя -чей" тоиалитовой коры почти полностью повторяет растекание верхних горизонтов аномальной мантии, расположенной под зеленокаменньми прогибами. Совокупность этих данных вместе о параметрами течения позволяет предполагать, что в архее нижняя кора и верхняя мантия пред -ставляли собой единую реологическую систему, характеризующуюся аномально низкой вязкостью. Судя по распределению метаморфических фа -ций в архейском,срезе"Кольского полуострова можно предполагать, что литосфера этого времени представляла собой довольно однородную маловязкую среду на всех уровнях ее глубинности, за исключением ее более верхних колодных горизонтов, которые сейчас полностью уничто.зд-ны эрозией. А.Б.Вревский (1986) показал, что мощность архейской литосферы Кольского полуострова не превышала 50 км. Предположив, что температура плавления перидотитов но могла быть достигнута в подошве протоконтинентальной норы и область плавления о образованием ко-матиитов располагалась гораздо ниже этой границы, мы ориентировочно оценивает мощность протокоры в архее Кольского региона - 25 км. Эти данные соответствуют рзочстэм мощности протокоры по температурному градиенту регионального метаморфизма, который по данным К.Х.Авпкяиз составлял 2б°С км"1 (Аванян, 1У88). Учитывая, что значительней обьем этой тонкой архейской литосферы находился в твердопластичесном состоянии, вряд ли возможно предположить возникновение в такой обстаиовче мощных яваэиулругих плит, ная это наблюдается в современной геологической ситуации. Скорее всего, разогретая маловязкая,относительно тонкая и подвижная литосфера архея была способна лишь к мелкомасагэб ной делимости, размеры которой определялись множественностью мантиК-ннх диапиров или мантийных конвективных ячей. По маре ие остывсчги; и, как следствия, увеличение параметра вязкости, граница влзкмоде1ст-

1,нц "шшпш кора - корхнля иантия", опускалась шиш 'ьнеото с гоо-'i'op.',oí*i, создавал ужо к началу позднего докембрия eco ус дошл для обособления "кеотких" мощшх литосфорплх шшт, способных к отрада тельнол шшлучести и 2с большим перемещениям.

По томе диссертации опублпкошш: следующие работа: И о и о г' р a í> и и:

1.Структурно-метамор1пчосг.ия эволюция кольс.сок серии (Балтип-ciaí'ú щит)Ли, .'Наука, Il>78, 147 с.

£» Деформации шшаткчооких пород в условиях х'лубг.шюго текто-генеза. 1.1. :11яука,193&, ЗОС о. Статьи:

3.Структура кольскоё серии как результат много крат mix деформаций. Геотектоника, 1S75, JI1

4.Структура докомбриЛских толщ на сиворо-запидпом побережье оз.Байкал. Геотектоника, 1074, J"5 '(соилчстио с Фодорохлкш B.C.)

О.пршшиш корроляцнц структурпцх фор« Ь'.ОТаМОр^ИЧ&СЦСИХ комшгек-сов. Б кн. .'Лришщш и метода структурного шшва М(;тш<юх4ичооша комплексов, Л. : Наука, .1973

ü.O итруктурцо-геологичоских состношшшлх piiiwjx3Tújjui¡ijx диоритов и глиноземистых гноьоов кольею« серии» Вшл, Ы0Ы1, отд. геол., т.50 (1)Д075 (оошоотао о LaíacoboU B.C.)

7л'х10110лнти i.IOTtíMOJ«!'u40ci'3uc 1ЮрОД в Гйбб]ХЛ!ДаХ OijliGJIKTOiiOrO

комплекса Малого Кавказа. Геотектоника, líAiO, í.í3 (сэьиоотио в Луе-цеи Б.Г., Кшшпором A.Ji., Пополитоьш З.И.)

О.Мотамо1>1кчоскив шродо и молашго о&юлитошго попса ¡.kujoro Кмтза. Гиототчшка, I9ís'¿, %'à (еошоотио с Ззом В.Б.)

ü.CyiíeüTüyoT ли нолнш! ixrjриэ ¡юрод o¡¿¿lo.iuíToijoit ассоциации в Oo-bspioíJ lJi4iíto.'ii^uii.ú?. Гсо?оито1шт, 1002, /,'5

ic.û\-païiu'i>;i'lun шшюго протокол Делш-У^шского и Сеьоро-l'.lyНекого xpb&îou, В км. jCïj*iMir]iiJim докембрия региона Сродней Си-блри. Иркутск: Наутл, (cou'.ocTiio о иидорокскш/. B.C., Г-ориков-екх> С.П., Саьельохщм А,Д., Рида Г.В.)

П. Структура о и uojio;:íuiüiü чарногигицдии uuntixj.il.noi: части Коль-опою b-ixi, В кн.: Jij'HjoAHiiO ассоциации cojuix гпсь.соп. л.: lhjra, 1 IVA (coir.eoyuo с Uipccuiij ¡.i.ü,, Akucíuiom K.X., j&tuyj» И.К и ají»)

Природа i¡üJiaiiL.K].aTú:jjx шишчиш»'. it apxui.eia:x rpawrrojvwx l.a'íTH¡.CK0i'0 lumi (Кольские u-u). Докл.Ail COG']', Г. 3-1, т. ¿Ti,, J'¡; (gol-ís.úütuü ü i.l:¡j¡:oh:u .'.1.0'.)

Ij.hb'rpoy.rj.'j'jl к VUOXLy.líll ii„. ifJitOMtllUX (ka¡.T~l-l!lu;¡'i-ii:níU.ljU nvn-A .o-Li'i'.'.voKoro ¡}bnoui,v.Jivti.Mü ¡bi.cii, ГJ.

14.Области разлития серых гнейсов. В кн.: Тектоника и металлогения раннего докембрия. М.:Каука, I9Í3G (совместно с Ыарковнм М.С., Агакяном K.JC., Каиура U.K.)

15. Структуры твердо пластического течения в докомо'рнъскпх перидотитах и ошнка условий их формирования. Физика Земли, 1987,Г6

16.Пластические деформации оливина (обзор экспериментальных данных и мккроструктуршЛ анализ). В кн.:Глубинш1е ксенолиты и сгро-внпе литосферы. М.:Наука, 1987

17.Структурная анизотропия мантийных ксенолитов из неогеновых вулканитов Центральной Европы и ее значение дал интерпретации азимутальной сейсмической анизотропии. !/!.: Наука, 1.987 (там kg, сошео-тно с Грачевым А.Ф.)

1С.О вещественной, структурной и физической неоднородности в продолах одного образна штшелевого лернолита.. М»:Наука,1867 (том ко, совместно о Грачевым A.'í.j Гулысо Н.И. и др.)

12.Грш1улпто-гнеИсошт области: Центрально-Кольская зона. 3 кн,: Иоздиеархейские структурно-формахшошше пот; Кольского н-ва. Аг:а-тптн: Изд.-во Иольок.йи.АИ CGGP, 1987 (совмзстко о.Маркошм ¿5. С., Алакяком К.л., Капура ÍI.K.)

ЙО.Зонк полиметшо]$изма: Мурманскли" блок. Апатита: Изд.-во Кольск.^ил.АН СССР, ISÜ7 (там хм)

Ы.До^оргдацкл кванта из архойскшс э^дозхлггов но данным электронной гашроскотшл. Изв. АН СССР, сер.гоол, ДШО, Íd2 (совместно /•■ Сонилкиным Б.Е., Капура U.K.)

Структуры apxoücKoi'o твктогчноза в иетаморйгсеоквх комн1ск~ cas Ifojti.ckoro п-ва. В кн. :Структурный анализ крлстаоическгх o6jkv~ зоганш", Л,:Наука,1989 I е з е с ы:

23.Пластичность гристапсв - теория и эксперимент. В кн.: Ut'¿--j:<-гург.г.И а:;шшз кристагппческвх гамняексов. ü.,I£85 (1-я Воессонпя структурная Ыкола, Черногоювка)

'¿i.Опенка шаоогощкггоыкЗ по элементам г.икроструктур« де1орг!1'}с~ впшзгх кристалл;-'ccuix пород. I.!., IT6S (та;.! лге)

«¿•¿.Агералмшя структурная зо.&пыюстъ - ссноша". элемент шшк дсги-фСсадх истагорАШЮСких комплексов. В гл. :Стр}1:тл-«'й яначпз Kpsomw.4?cvjtx ко:.:глст.оов. Li»,I0GQ (Z-л Ijcecows-j: счр; к-турнзл l.j::j.ra, Тонлпсг.)

«C.lVir.t'Wícc! ие aci ••t,w ctji., kT'V} <.c.ó]»,i'j0r6i,j;fí б г/л:; ог;о-о:.:а ut-л.л c'i'.-: ;!-'r.v ■••p.'Mt'C. y:t i:c.\:ncuj;c;ri; до\ iv¡, .><., 1 ^ Г(v;f- Л