Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Геология и геодинамика Беломорского подвижного пояса Фенноскандинавского щита в архее

ВАК РФ 25.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Геология и геодинамика Беломорского подвижного пояса Фенноскандинавского щита в архее"

на правах рукописи УДК 551.24:551.71 (1-924.14/.16)

- Г

Слабунов Александр Иванович

ГЕОЛОГИЯ И ГЕОДИНАМИКА БЕЛОМОРСКОГО ПОДВИЖНОГО ПОЯСА ФЕННОСКАНДИНАВСКОГО ЩИТА В АРХЕЕ

Специальность: 25.00.01 «Общая и региональная геология»

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Москва 2005

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

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук,

профессор

Божко Николай Андреевич (Геологический факультет МГУ, г. Москва)

доктор геолого-минералогических наук, член-корреспондент РАН Глебовицкий Виктор Андреевич (ИГГД РАН, г. Санкт-Петербург)

доктор геолого-минералогических наук Минц Михаил Вениаминович (Геологический институт РАН, г. Москва)

Ведущая организация:

Геологический институт Кольского научного центра РАН, г. Апатиты

Защита состоится 28 апреля 2005 г. в 1430 часов на заседании

диссертационного совета Д 002.215.01 по общей и региональной геологии, геотектонике и геодинамике при Геологическом институте РАН. Адрес: 119011 Москва, Пыжевский пер., 7, ГИН РАН Факс: (095) 9510443, (095) 9530760

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

Автореферат разослан марта 2005 г.

Ученый секретарь

диссертационного совета Д 002.215.01 Л/ Ц

кандидат геолого-минералогических наук М.В. Лучицкая

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ Актуальность исследований. Изучение особенностей формирования континентальной коры и эволюции условий тектогенеза в истории Земли стоит в числе приоритетных задач геологии, так как определяет понимание фундаментальных закономерностей развития нашей планеты. Наиболее сложна для изучения ранняя история Земли, поэтому территории распространения архейских образований заслуживают особого внимания. Это тем более относится к Беломорскому подвижному поясу Фенноскандинавского щита, где в последние годы впервые в мире установлены неоархейские эклогиты, найдены фрагменты мезо-и неоархейской океанической коры, известны метавулканиты среднего и кислого состава, разнообразные метаосадочные образования, гранитоиды, а также проявления неоархейского покровообразования и метаморфизма (раннего - умерен-нобарического и позднего - высокобарического). Таким образом, в силу сохранности уникального набора архейских структурно-вещественных комплексов в рассматриваемом регионе существуют благоприятные возможности для разработки геодинамической модели формирования древней (3,0-2,5 млрд. лет) континентальной коры и, соответственно, проведения сравнительного анализа тек-тогенеза в архее и фанерозое.

Цель и задачи исследования. Цель исследования - выяснение стадийности формирования континентальной коры в архее и разработка модели тектогенеза (на примере восточной части Фенноскандинавского щита) на базе синтеза новых материалов по геологии, тектонике, изотопной геохронологии, петрогеохимии архейских структурно-вещественных комплексов Беломорского подвижного пояса и сопряженных с ним структур.

Для реализации указанной цели последовательно решались следующие задачи:

детальное геологическое картирование ключевых для геодинамических реконструкций территорий;

петролого-геохимическое изучение главных структурно-вещественных комплексов и определение наиболее вероятного их генезиса;

прецизионное (в ряде случаев с использованием ионного зонда NORDSIM) и-РЬ по цирконам датирование реперных магматических и метаморфических образований;

построение геодинамических моделей развития литосферы региона

в архее;

корреляция геологических процессов в восточной части Фенно-скандинавского щита;

сопоставление последовательности и длительности развития тектоносферы в архее и фанерозое.

Научная новизна. В Беломорском подвижном поясе Фенноскандинавского щита впервые установлены:

архейские (2720 млн. лет) коровые эклогиты, указывающие на возможность в это время субдукции и последующей эксгумации коровых пород с больших глубин;

фрагменты мезо- и неоархейской океанической коры;

мезо- и неоархейские латеральные ряды структурно-вещественных комплексов, отражающих субдукционно-аккреционную стадию формирования литосферы.

Разработана модель формирования неоархейской аккреционно-коллизионной системы и показано, что последовательность и продолжительность ее развития сопоставима с эволюцией фанерозойских складчатых поясов (орогенов).

Фактический материал. В основу исследования положен оригинальный фактический материал, собранный за 23 года на севере Карелии и юге Мурманской области лично автором и коллективами, в составе которых он работал. Материал получен в рамках выполнения плановых научно-исследовательских работ Института геологии Карельского научного центра РАН. Значительный объем геохимических и геохронологических исследований пород Беломорского подвижного пояса выполнен совместно с учеными Лундского университета (Швеция) и ГЕОХИ РАН в рамках международного проекта в 1995-1997 гг. Принципиально важные данные по геологии, геохронологии и петрологии зеленокамен-ных и эклогитсодержащих комплексов региона были получены в 1997-2004 гг. во время реализации инициативных проектов РФФИ (№ 96-05-65283; 99-0565607, рук. АА. Щипанский; № 00-05-64295,03-05-64010, рук. А.И. Слабунов).

Банк данных химического состава образцов горных пород, собранных автором, содержит результаты около 700 полных силикатных анализов, более 600 спектральных анализов на V, Cr, Ni, Co, Ti, Mn, выполненных в химической лаборатории ИГ КарНЦ РАН, более 300 ренгено-флюоресцентных анализов на редкие элементы, около 100 - на редкие и редкоземельные элементы, выполненных методом ICP-MS. Кроме того, было сделано около 300 микрозондовых определений состава минералов из метаморфических и магматических пород. Совместно с Е.В. Бибиковой (ГЕОХИ РАН) проведены геохронологические исследования 18 реперных объектов. Получены результаты Sm-Nd изотопно-геохимических исследований 20 проб пород региона.

Личный вклад автора. По результатам детального геологического картирования, выполненного лично автором и при его непосредственном участии, проведения петрогеохимических и геохронологических исследований в Беломорском подвижном поясе Фенноскандинавского щита впервые выделен Керетский зеленокаменный пояс; совместно с B.C. Степановым (ИГ КарНЦ РАН) обосновано выделение Центрально-Беломорского зеленокаменного пояса, сложенного, главным образом, океаническими структурно-вещественными комплексами, а с группой А.А. Шипанского (ГИН РАН) - Ириногорского комплекса супрасуб-дукционных офиолитов. Автор организовал и принял непосредственное участие в детальном геологическом картировании, выборе объектов для геохронологических и петрологических исследований Гридинского эклогитсодержащего комплекса, что позволило ему совместно с О.И. Володичевым (ИГ КарНЦ РАН) и Е.В. Бибиковой (ГЕОХИ РАН) собрать материалы, необходимые для доказательства существования архейских коровых эклогитов.

Практическая значимость. Выполненные при проведении исследования геологические карты-схемы были использованы при подготовке государствен-

ной геологической карты М1 :500 000 и могут служить основой для подготовки легенд новой серии геокарт М 1 :200 000. Предлагаемые модели формирования земной коры восточной части Фенноскандинавского щита могут быть использованы для оценки металлогенического потенциала региона.

Публикации и апробация результатов исследования. Результаты исследований отражены в 110 публикациях, в том числе 2 монографиях (в соавторстве), 48 статьях (в том числе 1 - в международном журнале, 11 - в академических рецензируемых журналах, 26 - в сборниках научных работ). Основные положения работы докладывались на: международной конференции «Типы и эпохи развития зеленокаменных поясов и их металлогения» (Петрозаводск, 1991), Всесоюзном совещании «Эволюция докембрий-ской литосферы» (Ленинград, 1991), международном семинаре «Докембрий южной части Канадского и восточной части Балтийского щитов» (Дулут, США, 1991), V Всероссийской школе «Структурный анализ кристаллических комплексов» (Санкт-Петербург, 1993), международном симпозиуме Ассоциации геологических обществ Европы «Докембрий Европы: стратиграфия, структурная эволюция и минерализация» (Санкт-Петербург, 1995), Всероссийском совещании «Главнейшие рубежи геологической эволюции Земли в докембрии и их изотопно-геохронологическое обоснование» (Санкт-Петербург, 1995), международном совещании «Корреляция геологических комплексов Фенноскандии» (Санкт-Петербург, 1996), совещании «Эволюция земной коры в Северо-Атлантическом регионе в протерозое» (Гус-Бэй, Канада, 1996), 9 и 10-м Международных симпозиумах Европейского союза геологических наук (Страсбург, Франция, 1997, 1999), Всероссийском совещании «Докембрий Северной Евразии» (Санкт-Петербург, 1997), международном совещании «Беломорский подвижный пояс (геология, геохронология, геодинамика)» (Петрозаводск, 1997), 2-м, 3-м, 4-м, 5-м, 6-м рабочих совещаниях по международному проекту SVEKO-LAPKO-EUROPROBE (Ламми, Финляндия, 1997,1999,2000,2001, Репино, Россия, 1998), международной конференции «Проблемы генезиса магматических и метаморфических пород» (Санкт-Петербург, 1998), международном симпозиуме по офиолитам (Оулу, Финляндия, 1998), ХХХП тектоническом совещании «Тектоника, геодинамика и процессы магматизма и метаморфизма» (Москва, 1999), международной конференции «Ранний докембрий: генезис и эволюция континентальной коры (геодинамика, петрология, геохронология, региональная геология)» (Москва, 1999), I Российской конференции по изотопной геохронологии «Изотопное датирование геологических процессов: новые методы и результаты» (Москва, 2000), международном совещании «Суперконтиненты в геологическом развитии докембрия» (Иркутск, 2001), 4-м международном симпозиуме по архею (Перт, Австралия, 2001), рабочем совещании по проектам EUROBRIDGE and SVEKALAPKO «Тектоника литосферных плит в архее и протерозое: геологические и геофизические данные» (Санкт-Петербург, 2001), Всероссийской научной конференции «Геология, геохимия, геофизика на рубеже XX и XXI веков» (Москва, 2002), международной конференции «Проблемы

геодинамики и минерагении Восточно-Европейской платформы» (Воронеж, 2002), IX Чтениях А.Н. Заварицкого «Эволюция внутриконтиненталь-ных подвижных поясов: тектоника, магматизм, метаморфизм, седименто-генез, полезные ископаемые» (Екатеринбург, 2003), II Российской конференции по изотопной геохронологии «Изотопная геохронология в решении проблем геодинамики и рудогенеза» (Санкт-Петербург, 2003), 32-м Международном геологическом конгрессе (Флоренция, Италия, 2004).

Защищаемые положения:

1. В Беломорском подвижном поясе Фенноскандинавского щита впервые выделены два архейских (2,88-2,83 и 2,8-2,78 млрд. лет) зеленокамен-ных комплекса и в их составе фрагменты океанической коры.

Впервые установлен мезоархейский латеральный ряд структурно-вещественных комплексов (вулканогенные образования - метаграувакки -породы океанической коры) и определена геодинамическая обстановка их образования (вулканическая островная дуга - преддуговой бассейн - океаническая структура). Эта комбинация сопоставима с системами на конвергентных границах литосферных плит западнотихоокеанского типа.

2. Впервые доказано существование архейских (2720 млн. лет) коровых эклогитов, находка которых является индикатором проявления в неоархее субдукции и эксгумации коровых пород с больших глубин.

3. Латеральные ряды мезо- и неоархейских структурно-вещественных комплексов Беломорского подвижного пояса маркируют субдукционно-аккреционные стадии развития коллизионной системы. Индикаторами неоархейской коллизии являются тектонические покровы, метаморфические преобразования пород в условиях высоких давлений, купольный тектогенез и гранитообразование. Формирование 2,7-2,6 млрд. лет назад базитовых даек, массивов субщелочных гранитоидов, грубообломочных осадков является показателем позднеколлизионной стадии ее эволюции.

4. Развитие архейской тектоносферы в период 3,05-2,5 млрд. лет, отраженное в структурно-вещественных комплексах Фенноскандинавского щита, по последовательности главных событий и длительности сопоставимо с циклом Вилсона, а два эпизода в его рамках продолжительностью 200 и 300 млн. лет - с циклами Бертрана.

Объем и структура работы. Диссертация состоит из введения, 7 глав, заключения и приложения. Текст изложен на 283 стр., работа проиллюстрирована 142 рис., 6 табл., список литературы содержит 590 источников (в том числе 256 - зарубежных). Структура работы подчинена обоснованию защищаемых положений. Во введении рассматриваются вопросы терминологии и обосновывается актуальность проблематики исследования. В 1 главе обсуждаются наиболее общие вопросы геологического строения главных тектонических подразделений восточной части Фенноскандинав-ского щита, содержащие архейские комплексы. Во 2-й и 3-й главах приводится фактический материал по геологии, петрогеохимии, геохронологии зеленокаменных, парагнейсовых и эклогитсодержащего комплексов Бело-

морского подвижного пояса, позволяющий обосновать 1-е и 2-е защищаемые положения, соответственно. В 4-й - 7-й главах рассматривается фактический материал по геологии, петрогеохимии, геохронологии гранитои-дов (гл. 4), особенностям метаморфизма пород региона (гл. 5), тектонике (гл. 6), обсуждаются вопросы корреляции главных геологических процессов в архее восточной части Фенноскандинавского щита, авторские геодинамические модели, сравнивается последовательность и продолжительность формирования литосферы аккреционно-коллизионных систем в архее и фанерозое, что позволяет обосновать 3-е и 4-е защищаемые положения.

Благодарности. Автор выражает искреннюю благодарность Е.В. Бибиковой, О.И. Володичеву и B.C. Степанову за многолетнее всестороннее сотрудничество по изучению докембрия Фенноскандинавского щита, B.C. Федоровскому за партнерство и возможность знакомиться с творческой мастерской ученого; СБ. Лобач-Жученко и Ю.В. Миллеру за оказание методической помощи в исследованиях архея, С. Богдановой, Р. Горбачеву, Ф.П. Митрофанову и 1С Л Рыбакову! за обсуждение актуальных проблем геологии и моральную поддержку исследований; АЛ. Щипанскому и А.В. Самсонову за плодотворное сотрудничество при исследовании северной Карелии и обсуждение полученных материалов; В.Н. Кожевникову, Ю.И. Сыстре и ЕВ. Шаркову за консультации и обсуждение вопросов геологии докембрия; Т. И. Кирнозовой, A3. Коваленко, ИД. Крылову! и О.В. Парфеновой за помощь в проведении аналитических работ и консультации по интерпретации результатов изотопных, геохимических, микрозондовых исследований. Автор благодарен коллегам, совместная работа или общение с которыми имели для него важное значение: ЮС. Авакяну, НА. Арестовой, И.И. Бабариной, B.B. Балаганскому, Т.Б. Баяновой, М.И. Богиной, А.Б. Вревскому, К. Гиллену, М.З. Глуховскому, Л.С. Головановой, А.И. Голубеву, ВЛ. Злобину, Т.И. Каулиной, A^ Конилову, СП. Кориковскому, Н.Е. Король, А.Б. Котову, Л.В. Кулешевич, B.C. Куликову, ВВ. Куликовой, В.А. Матреничеву, АД Ножкину, JIJL Перчуку, Е.С Пржиялговскому, И.С Пухтелю, ВЛ. Робонену, О.М. Розену, А.И Русину, |А.П. Свегову!, СЛ. Светову, А.И. Световой, Л.П. Свири-денко, О.С Сибелеву, EJB. Склярову, ВД Слюсареву, П. Соръянену-Варду, М.М. Сгенарю, A.B. Степановой, Е.С. Терехову, ВВ. Травину, О.М. Туркиной, B^ Чекулаеву, ВВ. Щипцову и Н.И. Щипцовой.

Большую помощь при оформлении работы оказывали сотрудники лаборатории петрологии и тектоники Института геологии КарНЦ РАН А. К. Карпова и Э.Т. Кравченко, за что автор выражает им признательность.

Автор благодарит РФФИ за финансовую поддержку (гранты № 96-0565283; 99-05-65607, 00-05-64295, 03-05-64010) исследований, результаты которых легли в основу многих представленных материалов.

ВВЕДЕНИЕ

Докембрийский период (от примерно 4,6 млрд. лет до 542 млн. лет) составляет 88% истории Земли и подразделяется на архейский и протерозойский зоны. В соответствии со шкалой геологического времени (GTS2004), рекомендованной Международным комитетом по стратиграфии (Gradstein et al, 2004), архей подразделяется на 4 эры: эо- (до 3600 млн. лет), палео- (3600-3200), мезо- (32002800) и неоархейскую (2800-2500), а протерозой на 3: палео- (2500-1600), мезо-(1600-1000) и неопротерозойскую (1000-542).

Типизация докембрийских структур пока не имеет единого подхода (Борукаев, 1985; Рундквист и др., 1994; Синицин, 1990), но, как правило, предполагает выделение архейских кратонов, докембрийских подвижных поясов, перикратонных бассейнов, зеленокаменных и парагнейсовых поясов. Эти термины часто не имеют однозначной трактовки. В данной работе используются следующие определения:

Неоархейский кротон — наиболее стабильная часть щита , консолидировавшаяся к концу архея и не подвергавшаяся значительной тектоно-термальной переработке в постархейское время.

Докембрийский подвижный пояс - относительно молодая часть щита, для которой характерно полициклическое развитие, проявление метаморфизма высоких ступеней, интенсивных деформаций, гранитизации (Синицин, 1990). Среди них выделяются пояса с новообразованной континентальной корой (например, Све-кофеннский, Кетилидский) и с тектоно-термальной переработкой ранее образовавшейся коры (например, Беломорский, Лимпопо). Следует подчеркнуть, что термин не несет геодинамической нагрузки, так как структуры этого класса могут формироваться в различных обстановках (Божко, 1995; Рунквист и др., 1994).

Зеленокаменный пояс — относительно узкие области распространения метаморфизованных и деформированных вулканогенных, осадочно-вулканогенных и осадочных пород в пределах докембрийских щитов, окруженные и интрудированные гранитоидами (Glossary..., 1995; Thurston, Ayres, 2004).

Достижения последних десятилетий в области аккреционной тектоники (Доб-рецов, 2001; Соколов, 2003 и др.) и успехи в изучении архейских комплексов Земли (Митрофанов, 2001; Хаин, 1993; Abbot, 2001; De Wit, 2001;) делают возможным использовать единую методическую основу для исследования значительной (в том числе архейской) части истории нашей планеты.

ГЛАВА 1. Основные черты геологического строения и тектоническое районирование восточной части Фенноскандинавского щита

Континентальная кора, сформировавшаяся в архее, составляет большую часть восточной части Фенноскандинавского (Балтийского) щита (рис. 1, А). Здесь выделяются Карельская, Мурманская, Беломорская и Кольская структуры (провинции) (рис. 1). Две первые рассматриваются как неоархейские кратоны, а

* Щит - часть платформы, лишенная осадочного чехла.

6

две другие - как подвижные пояса, архейские комплексы которых существенно преобразованы в палеопротерозое.

Карельский неоархейский краток (или сокращенно - кратон) в структуре Фенноскандинавского щита составляет его ядро (Gail, Gorbatschev, 1987) и сложен, главным образом, архейскими гранитоидными, зеленокаменными и парагнейсовыми комплексами, менее распространены высокометаморфизо-ванные (гранулитовые) образования. Первые занимают более 80% современного эрозионного среза. В составе кратона выделяется шесть относительно крупных террейнов: Водлозерский, Центрально-Карельский, Западно-Карельский, Кианта, Иисалми, Рануа и несколько небольших: Помокаира, Ро-пи и Муонио (Лобач-Жученко и др., 2000; Sorjonen-Ward, Luukkonen, 2004), которые различаются возрастом и составом слагающих их пород.

В Карельском кратоне гранитоиды представлены породами тоналит-трондьемит-гранодиоритовой (ill) ассоциации, реже гранитами, диоритами, субщелочными гранитами, санукитоидами. Возраст гранитоидов варьирует от 3,5 до 2,68 млрд. лет. Самые древние (3,5-3,11 млрд. лет) из них принадлежат 111 ассоциации и выявлены в четырех террейнах. В составе кратона установлено, по крайней мере, четыре генерации зеленокаменных комплексов с возрастом: 3,05-2,9; 2,9-2,82; 2,8-2,75 и 2,75-2,65 млрд. лет (Зеленокаменные..., 1988; Ло-бач-Жученко и др., 2000; Samsonov et al., 1995). Возможно, что существует и пятая, самая ранняя генерация, с возрастом около 3,4 млрд. лет (Куликова, 1993; Пухтель и др., 1991). К наиболее древним образованиям кратона относится во-длозерский гнейсовый комплекс (Лобач-Жученко и др., 1989), состоящий из гнейсов и двух групп амфиболитов. Гнейсы содержат одни из самых древних на щите цирконы - с возрастом 3540 ± 60 млн. лет (Сергеев и др., 1990а), а также метаморфогенные генерации - с возрастами 3,11, 2,86, 2,1-2,65, 2,5 млрд. лет. Около 2,5 млрд. лет назад структура прошла стадию кратонизации. Вместе с тем при детальных исследованиях здесь устанавливаются структурные показатели деформаций и тектонического течения горных масс в палеопротерозое (Володи-чев, 2002; Колодяжный, 2004; Леонов и др., 2001; Сыстра, 1991).

Мурманский неоархейский кратон (рис. 1) сложен разнообразными неоархейскими (2,7-2,8 млрд. лет) гранитогнейсами и гранитоидами (Ветрин, 1984; Минц и др., 1996), реже габброидами. Sm-Nd систематика гранитоидов (En<i= - 0,6 - - 0 3; foul= 3,0-2,7 млрд. лет) указывает на отсутствие среди них разностей с длительной коровой предысторией (Timmerman, Daly, 1995). Супракру-стальные образования здесь установлены только в ксенолитах (Объяснительная... , 1994), которые обычно метаморфизованы в условиях амфиболитовой фации, вместе с тем в центральной части кратона описаны реликты гранулито-вых минеральных парагенезисов (Петров и др., 1990).

Архейские образования кратона перекрываются палео- и неопротерозойскими осадочно-вулканогенными и осадочными образованиями и секутся палео-протерозойскими дайками базитов. Палеопротерозойские тектоно-термальные процессы не были интенсивными, о чем свидетельствует тот факт, что К-Аг и Аг-Аг изотопные системы в породах структуры не были существенно нарушены: на большей части кратона возраст амфиболов и мусковитов - 2650-2900 млн.

лет, хота отмечается и 1650-1850 млн. лет (Геохронологические..., 1972; de Jong et al., 1996,1998). Эти данные позволяют интерпретировать структуру как неоархейский кратон.

Кольский подвижный пояс (провинция) (рис. 1) - это сложный тектонический ансамбль, сформировавшийся в палеопротерозое в связи с развитием Лапланд-ско-Кольского орогена (Балаганский, 2002; Балаганский и др., 1998; Daly et al., 2001) или Кольского коллизиона (Митрофанов и др., 1997; Geology..., 1995). В его строении принимают участие как в различной степени переработанные архейские, так и ювенильные палеопротерозойские комплексы. Он состоит из тер-рейнов с различным строением и предысторией: Центрально-Кольского, Лапландского, Умбинского, Терско-Стрельнинского, Инари, Колвицкого и Танаэлв

(Балаганский, 2002). Наиболее полно архейские зеленокаменные, парагнейсо-вые, гранитоидные, дайковые комплексы представлены в Кольско-Норвежском, Колмозеро-Воронья, Кейвском и Сосновском блоках Центрально-Кольского террейна. Он рассматривался как Кольская гранулит-зеленокаменная (Митрофанов и др., 1986) или гранит-зеленокаменная (Докембрийская..., 1992) область, а его Кольско-Норвежский домен - как архейская гранулито-гнейсовая область (Марков и др., 1987; Авакян, 1992). Беломорский подвижный пояс непосредственно граничит по системе палеопротерозойских (2,0-1,75 млрд. лет) разломов с Лапландско-Кольской (Балаганский, 2002; Daly et al., 2001; Geology..., 1995) коллизионной сутурой, террейнами Центрально-Кольским, Инари и Терско-Стрельнинским (рис. 1, Б). Два последних состоят как из неоархейских, так и из ювенильных палеопротерозойских пород. Кольский и Беломорский подвижные пояса являются элементами Лапландско-Кольского палеопротерозойского оро-гена (Балаганский, 2002; Daly et aL, 2001).

Беломорский подвижный пояс располагается между Карельским кратоном и Кольской провинцией (рис. 1,2). Он характеризуется полициклическим развитием, неоднократными (как в архее, так и в протерозое) проявлениями интенсивных деформаций, высокобарического метаморфизма, гранитоидного и базитово-го магматизма (Володичев, 1990; Глебовицкий и др., 1996; Степанов, 1981; Сы-стра, 1978). Пояс хорошо выделяется в геофизических полях; в частности, характеризуется высокими значениями поля силы тяжести (Земная кора..., 1978). По сейсмическим данным, полученным в последнее время, границы пояса с Карельским кратоном на 3 - ЮЗ и с террейнами Кольской структуры на С - СВ представляют собой полого погружающиеся на СВ отражающие поверхности (Бер-зин и др., 2001; Глубинное..., 2001; Сейсмогеологическая..., 1998; Pilipenko et aL, 1999). Обе границы интерпретируются как зоны палеопротерозойских надвигов,

Рис. 1. А. Схема тектонического районирования Фенноскандинавского щита.

Б. Главные тектонические единицы восточной части Фенноскандинавского шита, сложенные архейскими структурно-вещественными комплексами (составлена с использованием: Балаганский, 2002; Геологическая..., 1996; Докембрийская..., 1992; Лобач-Жученко и др., 2000; Объяснительная..., 1994; Пожиленко и др., 2002; Gaal, Gorbatschev, 1987; Korsman et al., 1997; Koistinen et al., 2001; Soijonen-Ward, Lukkonnen, 2004):

1- осадочный чехол из фанерозойских и неопротерозойских образований; 2 - каледонский оро-ген; 3-4 - Свекофеннский палеопротерозойский (2,0-1,75 млрд. лет) ороген: 3 - комплексы: а) надвинутые на архейский фундамент, б) без признаков архейского фундамента; 4 - позднетекто-нические гранитоиды (1,85-1,75 млрд. лет); 5 - архейские комплексы в области палеопротеро-зойского рифтогенеза: а - перекрытые осадочно-вулканогенными образованиями, б - выходящие в террейнах Помокаира (П), Муонио (М) и Ропи (Р); 6-9 - Кольский подвижный пояс: 6 - коллизионная сутура палеопротерозойского (2,0-1,91 млрд. лет) Лапландско-Кольского коллизионного орогена - Лапландский и Умбинский гранулитовые пояса; 7 - коллажи тектонических пластин, сложенных палеопротерозойскими и архейскими комплексами (террейны Инари (Ин) и Терско-Стрельнинский (ТС), Танаэлв (Та) и Колвицкий (Ко)); 8 - блоки, сложенные архейскими комплексами, неравномерно преобразованными в палеопротерозое (Кольско-Норвежский (КН), Кейвский (Ке), Колмозеро-Воронья (KB), Сосновский (Со)); 9 - Беломорский подвижный пояс (БПП) - неоархейский коллизионный ороген, переработанный палеопротерозойскими процессами рифтогенеза и орогении. Границы структуры оконтурены пунктирной линией; 10 - неоархейские кратоны: Карельский (КК), Мурманский (МК)

по которым Беломорский пояс надвинут на Карельский кратон (Минц и др., 2001), а на него, в свою очередь, надвинуты террейны Кольской провинции (Сейсмогеологическая..., 1998).

Слагающие Беломорский подвижный пояс образования - беломорский комплекс (серия) - до последнего времени традиционно рассматривались как древнейшие (саамские) глубокометаморфизованные осадочные и вулканогенные породы (Шуркин, 1962; Стенарь, 1987; Сыстра, 1991; Stemr, 1988).

Вместе с тем, существовало представление и об одновозрастности беломорской серии и лопийских (мезо- и неоархейских) зеленокамен-ных образований Карельской гранито-зеленокаменной области (Богданов и др., 1964, Робонен, 1974 и др.). Именно оно получило подтверждение, когда были получены первые результаты U-Pb по цирконам датирования пород Беломорья (Тугаринов и др., 1970) и особенно при более детальных работах геологов и геохронологов (Бибикова, 1989; Бибикова и др., 1993; 1995; 19996, 2001, 2004; Кожевников, 1992, 2000; Лобач-Жученко и др., 1993, 1995; Слабунов, 1993; Степанов, Слабунов, 1989; Тугаринов, Бибикова, 1980; Bogdanova, Bibikova, 1993).

Совокупность имеющихся в настоящее время данных позволяет интерпретировать структуру Беломорского подвижного пояса как сложный тектонический коллаж (Миллер, 1997; Миллер, Милькевич, 1995, Миллер и др., 2002), состоящий из отдельных пластин, которые сложены разновозрастными породами, часто сформированными в разных геологических обстановках. В северной части пояса, известной как Енский район (Горлов, 1967), преобладают палеопротеро-зойские покровы (Миллер, Милькевич, 1995), в центральной части - Чупино-Лоухском районе сохранились неоархейские. Находки здесь фрагментов зон неоархейского меланжа (Сибелев и др., 2002; Травин, 2002) хорошо согласуются с покровной моделью.

Структура Беломорского подвижного пояса была существенно усложнена в палеопротерозое (Балаганский, 2002; Володичев, 1990; Колодяжный, 2004; Сыстра, 1991). Наблюдаемая в настоящее время его граница со смежными структурами окончательно сформировалась в палеопротерозое (Во-лодичев, 1990; Глебовицкий и др., 1996; Минц и др., 2001; Slabunov, 2001 и др.). Этот вывод хорошо согласуется со структурно-геологическими данными (Сыстра, 1991) и результатами изучения U-Pb возраста сфенов и рутилов в восточной части Фенноскандинавского щита (Бибикова и др., 1999а; Bibikova et al., 2001). Последние показали, что все изученные сфены

Рис. 2. Схема распространения архейских структурно-вещественных комплексов Беломорского подвижного пояса и сопряженных структур (составил А.И. Слабунов по материалам B.C. Степанова, СБ. Лобач-Жученко, ОЙ. Володичева, Л.В. Кулешевич с использованием: Балаганский, 2002; Вулканизм..., 1981; Геологическая..., 1995; Миллер, Милькевич, 1995; Миллер, 2002; Объяснительная..., 1994; Сыстра, 1991; Evins et al., 2002; Juopperi, Vaasjoki, 2001; Koistinen et al., 2001):

1 - фанерозойские осадочные образования; 2 - неопротерозойские осадочные образования; 3

- гранитоиды (1,85-1,75 млрд. лет); 4 - гранулиты Лапландского пояса (2,0-1,91 млрд. лет), 5

- глубокометаморфизованные породы Колвицкого комплекса; 6 - палеопротерозойские (2,5-2,06 млрд. лет) вулканогенные и осадочные комплексы; 7 - палеопротерозойские и архейские комплексы в виде ансамблей тектонических пластин; 8—18 — архейские образования: 8

- гранитоиды (2,83-2,58 млрд. лет); 9 - санукитоиды (2,74-2,72 млрд. лет) СевероКарельского массива (СКМ); 10 - высокометаморфизованные (гранулитовые) комплексы (2,73-2,72 млрд. лет), звездочкой показаны места, где установлены реликты этих гранулитов; 11 - эклогитсодержащий микстит Гридинской зоны (ГЗ); 12—15 - нео- и мезоархейские зеленокаменные. комплексы (буквами обозначены главные зеленокаменные пояса и их системы: ЕЗП - Енский, СКСЗП - Северо-Карельская, ТЗП - Тулппио, ПЗП - Пебозер-ский, ВЗП - Воче-Ламбинский, ЦБЗП - Центрально-Беломорский) с возрастом: 12 -2,75-2,68 млрд. лет, 13 - 2,8-2,75 млрд. лет; 14 - 2,9-2,85 млрд. лет (а - СКСЗП, ТЗП и др.; б - ЦБЗП); 15 - 3,1-2,9 млрд. лет; 16 - Чупинский парагнейсовый комплекс (2,9-2,82 млрд. лет); 17—18 — гранитоиды Карельского неоархейского кратона с возрастом: 17 - 2,9-2,7 млрд. лет (Центрально-Карельский домен); 18 - 3,2-2,7 млрд. лет (домены Водлозерский и Помокаира); 19-21 - разрывные нарушения: 19 - палеопроте-розойские надвиги; 20 - разломы; 21 - предполагаемые разломы, дешифрируемые на космических снимках.

На врезке. Схема дешифрирования космоснимков территории Беломорского подвижного пояса и смежных районов (с учетом материалов: Балуев и др., 2000; Пржиялговский, 1991; Терехов, 1987; Przhijlgovski, Terezhov, 1987): 1 - Беломорский подвижный пояс;

2 - линеаменты - предполагаемые разломы; 3 - кольцевые структуры; 4 - фанерозой-ские сбросы рифтовых грабенов

из пород Беломорского подвижного пояса имеют возраст 1,92-1,75 млрд. лет, а из Карельского кратона - 2,87-2,65 млрд. лет. Это свидетельствует о том, что последний в отличие от Беломорского пояса не испытывал начиная с 2,65 млрд. лет термального воздействия выше температуры закрытия U-Pb изотопной системы сфенов (Бибикова и др., 1999а).

В составе Беломорского подвижного пояса, сложенного преимущественно мезо-неоархейскими разгнейсованными, мигматизированными гранитоидами, существенная роль принадлежит глубокометаморфизованным зеленокаменным и парагнейсовым комплексам. Среди них выделяются три разновозрастных зе-ленокаменных (два из которых выделены в последнее время (Слабунов, 2000; Ранний... , 2003)) и два парагнейсовых.

Одним из характернейших и своеобразных типом пород Беломорского подвижного пояса являются палеопротерозойские друзиты. Среди них выделяются, по крайней мере, три разновозрастных комплекса (Степанов, 1981): габбро-анортозитов (около 2,44 млрд. лет, Alexejev et а1., 2000), лер-цолитов-габброноритов (2,44-2,41 млрд. лет, Ефимов, Каулина, 1997; Сла-бунов и др. 2000; Bogdanova, ВШкота, 1993) и коронитовых габбро (2,11 млрд. лет, Степанова и др., 2002).

ГЛАВА 2. Архейские зеленокаменные и пара гнейсовые комплексы Беломорского подвижного пояса (геология, петрогеохимиче-ская характеристика, геохронология и геодинамическая интерпретация)

На современном эрозионном срезе зеленокаменные и парагнейсовые комплексы занимают примерно 17% площади Беломорского подвижного пояса. Они слагают зеленокаменные (Воче-Ламбинский, Енский, Керетский, Пебозерский, Тикшозерский, Тулппио и Центрально-Беломорский) и парагнейсовый (Чупин-ский) пояса (рис. 2). Первые из них сложены преимущественно метаморфизо-ванными вулканитами, осадочно-вулканогенными, осадочными (в подчиненном количестве) субвулканическими образованиями, среди них устанавливаются тела близких по возрасту габброидов, дунитов-перидотитов. Парагнейсовые пояса сложены, главным образом, метаморфизованными граувакками с редкими прослоями метадацитов и амфиболитов. В работе дано описание всех указанных выше зеленокаменных и парагнейсовых поясов.

Керетский зеленокаменный пояс входит в состав Северо-Карельской системы зеленокаменных поясов (СКСЗП) и сложен двумя разновозрастными зеленокаменными комплексами (Слабунов, 2001; Ранний..., 2003): керетьозерским (2,88-2,83 млрд. лет) и хизоваарским (2,8-2,78 млрд. лет), при этом первый резко преобладает.

Керетьозерский комплекс состоит из трех картируемых стратотектонических ассоциаций (СТА) или свит: верхнекумозерской, хаттомозерской, майозерской (Слабунов, 1990), представленных соответственно породными ассоциациями коматиит-толеитовой, дифференцированной андезибазальт- андезит-риолитовой и андезибазальт-базальтовой.

Коматиит-толеитовая ассоциация. Метабазальты резко преобладают в ее составе. Они относятся, главным образом, к толеитам натрового ряда. На бинарных диаграммах MgO - окислы фигуративные точки их составов образуют, тренд близкий к феннеровскому (Слабунов, 1993). Содержание в них РЗЭ в 8-14 раз выше, чем в хондрите, график распределения РЗЭ имеет недифференцированный вид, с Ей минимумом.

Формирование пород толеитовой серии проходило преимущественно в малоглубинных камерах в ходе фракционной кристаллизации первичных выплавок, имевших состав, близкий к коматиитовым базальтам (Слабунов, 1993).

Породы коматиитовой серии в данной ассоциации по особенностям состава РЗЭ (уровень содержания в наиболее сохранившихся разностях тяжелых РЗЭ в 3 раза превышает хондритовый уровень, а легких - в 10, крайне слабо выражен Ей минимум) относятся к коматиитам типа Ш, группы I Ь (Вревский, 2000). Породы такого состава могли образоваться в мантийном плюме при плавлении недепле-тированного безгранатового мантийного субстрата на глубине 75-120 км с последующим фракционированием, главным образом, оливина. Обогащенность коматиитов легкими РЗЭ, вероятно, связана с особенностями состава мантийного источника (Вревский, 2000,2001).

Наиболее вероятно, что коматиит-толеитовая породная ассоциация зе-ленокаменного комплекса сформировалась в океанической обстановке под воздействием мантийного плюма.

Дифференцированная андезибазальт-андезит-риолитовая ассоциация наиболее широко распространена в пределах пояса. Она выделяется как хаттомозерская СТА. U-Pb возраст цирконов из метатуфов андезитового состава - 2877 ± 45 млн. лет, а метадацита некковой фации - 2829 ± 30 (Бибикова и др., 1999б), что и позволяет оценить время ее формирования — 2,88-2,83 млрд. лет.

В вулканитах часто сохраняются реликты агломератовой, полосчатой текстур, что позволяет надежно идентифицировать породы как туфы, кроме того, отмечаются лавовые и некковые фации. На классификационных пет-рохимических диаграммах фигуративные точки составов находятся, главным образом, в поле известково-щелочных средне-кислых вулканитов ка-лиево-натрового и натриевого рядов. Преобладают андезиты и дациты.

Спектр распределения РЗЭ в породах рассматриваемой ассоциации резко дифференцированный (Ьа/УЬ^ = 10-30; содержания легких РЗЭ превышают хондритовый уровень в 50-100 раз, средних - в 12-30 раз, а тяжелых - в 6-8 раз для андезибазальтов и андезитов и около 4 - для дацитов. Ей минимум выражен слабо. Графики распределения нормированных содержаний редких элементов (рис. 3) в породах рассматриваемой ассоциации и типичных современных остро-водужных вулканитов весьма сходны, включая наличие № минимума.

Изотопный состав N(1 в метаандезите рассматриваемой ассоциации (£N(1(2,85 млрд. лет) = +2,8; = 2800 млн. лет) свидетельствует о юве-нильной природе вулканитов и отсутствии контаминации более древним коровым веществом.

Рис. 3. Нормированные по базальтам срединно-океанических хребтов

(MORB) содержания элементов в вулканитах андезибазальт-андезит-риоли-товой ассоциации Керетского зелено-каменного пояса:

0.01

0.1

"W U^^NT'zrV вРу*»»

А - андезит, АБ - андезибазальт, АД - андези-дацит, Д - дацит; К - андезибазальты, андезиты и риолиты Курило-Камчатской островной дуги (Фролова, Бурикова, 1997)

Сопоставление состава хаттомозерских вулканитов со средне-кислыми вулканитами современных субдукционных систем показывает, что наибольшее сходство они обнаруживают с известково-щелочными породами развитых островных дуг (Петрология..., 1987; Фролова, Бурикова, 1997).

Андезибазальт-базальтовая ассоциация и прослои метаграувакк (редко -метаморфизованных Fe кварцитов) среди них образуют майозерскую СТА. Метавулканиты толщи по петрохимическим характеристикам относятся, главным образом, к толеитам натриевого и калий-натриевого ряда, вместе с тем в этой ассоциации значима роль андезибазальтов известково-щелочной серии. В составе СТА выделяются тела ультрабазитов (метакоматиитов).

Формирование базальтоидов такого состава могло происходить путем кристаллизационной дифференциации умеренно-магнезиальных базальтовых расплавов в разноглубинных магматических камерах, одна из которых была относительно малоглубинной, а вторая располагалась на глубинах не менее 22 км (Слабунов, 1990).

Содержание РЗЭ в метабазальтах в 8-20 раз превышает хондритовый уровень, график распределения РЗЭ имеет недифференцированный вид, но с резко выраженным Ей минимумом и относительно высоким содержанием Sm, Eu и ТЬ.

Для решения вопроса о геодинамической обстановке формирования вулканитов важное значение имеет состав метаосадков, с которыми они ассоциируют (Кожевников, 2000; Eriksson et al., 1998). Среди базальтоидов майозерской ассоциации картируются горизонты парагнейсов (Слабунов, 1993). Они не сохранили реликты первичноосадочных структур, в них плохо выражены осадочные текстуры, поэтому типовая генетическая классификация осадочных пород к ним не применима, но может быть использована петрохимическая (Неелов, 1980; Предовский, 1980; Юдович, Кетрис, 1986; Pettijohnetal., 1973).

На классификационной диаграмме (Pettijohn et

al., 1973) фигуративные точки составов парагнейсов находятся в поле граувакк. Проведенные расчеты показывают, что они могли образоваться за счет смешения поступающего из области сноса материала, в составе которого присутствуют обломки, отвечающие по составу базальтам (около 50% в составе смеси), кислым вулканитам (45%) и коматиитам (до 5%).

Положение фигуративных точек составов майозерских метаосадков (граувакк) на дискриминационных диаграммах Th-Co-Zr, La-Th-Sc, Th-Sc-Zr и Th-La (Bhatia, 1983; Bhatia, Crook, 1986) соответствует, главным образом, полям осадков, формирующихся в обстановках океанических островных дуг, реже континентальных островных дуг.

Таким образом, совокупность данных о составе пород майозерской СТА, включающей вулканиты андезибазальт-базальтовой ассоциации и граувакки, свидетельствует о формировании ее во фронтальной части вулканической островной дуги, возможно, субсинхронно с дифференцированной андезибазальт-андезит-риолитовой ассоциацией.

Хизоваарский зепенокаменный комплекс. Стратотектонический разрез хи-зоваарского комплекса (Бибикова и др., 2003а; Кожевников, 1992, 2000; Щи-панский и др., 1999) включает четыре СТА (снизу вверх): андезит-бонинит-базальтовую (или нижнюю мафическую), осадочно-вулканогенную, средне-кислых вулканитов и базитовую. Породы первой, мощностью 100-1000 м, слагают северную часть структуры и залегают в основании комплекса. В ее составе выделяются (снизу вверх): гипербазиты (перидотитовые кумуляты); метабазальты толеитовой серии; коматииты, высокомагнезиальные и кома-тиитовые базальты; прослой (мощностью 0,5-1 м) метабонинитов; высокотитанистые ферробазальты; однородные и миндалекаменные андезибазальты и андезиты толеитовой и известково-щелочной серий. Время формирования нижней СТА - около 2,8 млрд. лет, так как она сечется маломощными (до 5 м) субвулканическими телами риодацитов, а также трондьемитами массива вдоль северного обрамления структуры с возрастом 2799 ± 67 млн. лет (Кожевников, 1992; Чекулаев и др., 1994), 2804 ± 7 млн. лет (Бибикова и др., 2003а), соответственно, a U-Pb возраст наиболее ранних метаморфогенных цирконов из андезитов - 2777 ± 5 (до 2783 ± 36) млн. лет (Бибикова и др., 2003а).

В основании осадонно-вулканогенной СТА задокументировано стратиграфическое несогласие с корой выветривания (Кожевников, 2000; Thurston, Kozhevnikov, 2000). На метаандезитах залегает маломощный (до 10-30 м) прослеживающийся на несколько км горизонт кварцитов. Первичноосадоч-ная природа последних надежно доказана (Кожевников, 2000) благодаря находкам бугристой косой слоистости, знаков ряби, грубообломочных текстур. Предполагается, что они сформировались в морском бассейне в обстановке развитой островной дуги.

Главная часть ассоциации представлена тонкополосчатыми (кианит)-биотит-мусковитовыми сланцами, образовавшимися по осадочным и туфоген-но-осадочным породам и фациально связанным с ними вулканитам, представленных туфами, лавами, туфобрекчиями кислого состава, а частично по ритмично-градационным риолитовым туфотурбидитам (Кожевников, 1992,2000). Другие исследователи (Бибикова и др., 2003а) считают, что протолитом этих сланцев являются терригенно-осадочные породы. Среди них установлены маломощные прослои углеродсодержащих разностей.

СТА средне-кислых вулканитов сложена андезитами, дацитами и риода-цитами лавовой, туфогенной, в том числе с агломератовыми текстурами (Рыбаков, Мельянцев, 1986), и субвулканической фаций, среди которых выделяются горизонты углеродсодержащих сланцев, хемогенных осадков и железистых кварцитов. Наличие таких типов осадков указывает на мелководные условия бассейна, в котором происходило формирование толщи. Ц-РЬ возраст магматической генерации циркона из дацита - 2778 ±21 млн. лет, который отвечает времени дацитового вулканизма (Бибикова и др., 2003а). Мощность толщи до 500 м.

Наиболее высокое положение в стратотектонической колонке занимает толща метабазальтов с шаровой текстурой, среди которых спорадически отмечены пластовые тела ультраосновного состава. Метабазальты залегают на нижележащих породах с угловым несогласием (Сыстра, Скорнякова, 1986), которое, вероятно, имеет тектоническую природу. Мощность толщи достигает 300 м.

Образования хизоваарского комплекса Керетского зеленокаменного пояса маркируют позднюю (около 2,8-2,78 млрд. лет) субдукционно-аккреционную стадию развития земной коры Беломорской структуры.

Центрально-Беломорский зеленокаменный пояс - это узкая линейная структура, имеющая генеральное СЗ простирание с падением на СВ и сложенная метабазитами (амфиболитами) и ультрабазитами с редким прослоями и линзовидными телами орто- и парагнейсов, анортозитов. Пояс прослеживается с СЗ на ЮВ примерно на 150-160 км при ширине 0,5-3,0 км. В его составе выделяется четыре структуры: Серякская, Нигрозерская, Лоухско-Пиземская и Нижемско-Оленьеостровская (Слабунов, 1994; 81а-Ьипоу, 81ерапоу, 1998). На схеме геологического строения территории (рис. 2) отчетливо видно азимутальное несогласие между рассматриваемой структурой и Чупинским парагнейсовым поясом, которое рассматривается как результат покровообразования (Миллер, 2002; Миллер, Милькевич, 1995).

Серякская структура пояса - это наиболее хорошо сохранившийся, обнаженный и изученный (Балаганский и др., 1986; Дук, 1967; Миллер, Милькевич, 1995; Степанов, 1983; Степанов, Слабунов, 1989; Хок, Миллер, 1993) его элемент. Она прослеживается более чем на 70 км. В р-не оз. Се-ряк среди амфиболитов установлено самое крупное (мощностью до 300 м) тело ультрамафитов. В амфиболитах не установлены реликты первичных текстур, поэтому их типизация проводится по петрографическим и петрогеохимическим особенностям. Выделяются амфиболиты, слагающие тела дайкообразной формы.

Возраст формирования базит-гипербазитового комплекса определяется тем, что в его составе установлены тела метатрондьемитов толеитовой серии, Ц-РЬ возраст которых (по цирконам) - 2878 ± 13 млн. лет (Бибикова и др., 19996). Кроме того, этот комплекс интрудирован телами диоритов, возраст которых - 2,85 ± 0,01 млрд. лет (Вопвоуа ег а1., 1997).

Амфиболиты Центрально-Беломорского зеленокаменного пояса по особенностям химического состава отвечают, главным образом, базальтам толеитовой серии, среди них отмечаются как высокожелезистые, так и высокомагнезиальные разности (Бибикова и др., 19996; Лобач-Жученко и др., 1998; Степанов, Слабунов, 1989). По характеру распределения РЗЭ среди них выделяются три разновидности: одна - с недифференцированным спектром и две - с дифференцированным (одна с низким содержаниями ТРЗЭ - вторая группа, а другая - с высоким -третья группа). Метабазальты первой группы близки по составу к базальтам срединно-океанических хребтов, но среди них отмечены разности, обедненные ТРЗЭ и другими высокозарядными элементами, что характерно для толеитов океанических плато. Аналогичные особенности имеют базиты некоторых типичных офиолитовых комплексов (Save-liev et al., 1999). Базальты второй группы сопоставимы с базальтами океанических островов. Породы третьей - являются метасоматически измененнымиразностями.

Sm-Nd систематика метабазальтов пояса (ещ (2,85 млрд. лет) = + 2,3 до + 4,6) свидетельствует об отсутствии контаминации древним коровым веществом протолита этих пород, что также согласуется с предположением об их формировании в океанической обстановке.

Гипербазиты рассматриваемого пояса представлены аподунитовыми и апогарцбургитовыми серпентинитами, метаортопироксенитами и горнблендитами. В серпентинитах сохраняются зерна оливина (85-81% F6) ортопироксена (89-85% En), шпинели (железистый феррихромит с 21 % Сг2Оэ). Оливины из гипербазитов оз. Серяк сопоставимы по составу с оливинами кумулятивных перидотитов габброидного комплекса офиолитов и с оливинами глубинных кумулятивных перидотитов (Степанов и др., 2003).

Тренды изменения состава большей части ультрамафитов пояса в координатах MgO - петрогенные окислы, Ni, Сг, Zr аналогичны ультрамафитам типовых офиолитовых комплексов фанерозоя и палеопротерозоя (Магматические..., 1988; Peltonen et al., 1998).

По содержанию РЗЭ среди гипербазитов выделяются три разновидности (рис. 4). Обращает на себя внимание наличие среди них разностей с U-образным распределением РЗЭ. Породы такого состава встречаются в ультрамафитах офиолитовых комплексов Урала, Новой Каледонии (Магматические..., 1988), Йормуа (Peltonen et al., 1998) и связываются с неравновесным плавлением мантийного вещества в разноглубинных условиях (Магматические..., 1988; Prinzhofer, Allegre, 1985).

Sm-Nd изотопные характеристики гипербазита рассматриваемой ассоциации (eNd (2,85 млрд. лет) = +1,9) исключают коровую контаминацию и указывают на их формирование за счет деплетированной мантии (DePaolo, 1988), что согласуется с представлениями о принадлежности их океанической коре.

■ I

г л з т < у %

- 0.1

Рис. 4. Нормированные по хондриту (Sun, 1982) содержания РЗЭ в гипер-базитах Центрально-Беломорского зеленокаменного пояса:

0.01

1-3 - р-на оз. Серяк: 1 - обр. С-2800-2,

2-7 образцов; 3 - обр. С-1833-11; 4 -р-н м. Киндо, 5 - р-н оз. М. Ворочистое (Лоухско-Пиземская струкура)

La Ce Pr Nd SmEu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu

Таким образом, базит-гилербазитовый комплекс Центрально-Беломорского зеленокаменного пояса сопоставим по петрогеохимическим и изотопным (Sm-Nd) характеристикам с аналогичными породами океанических структурно-вещественных комплексов и офиолитов. Он может рассматриваться как фрагмент мезоархейской океанической коры.

Чупинский парагнейсовый пояс прослеживается в центральной части Беломорского подвижного пояса с ЮВ на СЗ более чем на 200 км при ширине от 0,1 до 30 км и имеет, вероятно, продолжение на СЗ (рис. 2). Он рассматривается как неоархейский покров (Миллер, Милькевич, 1995; Миллер, 2002).

Пояс сложен мигматизированными гранат-биотитовыми и кианит-гранат-биотитовыми гнейсами, среди которых отмечаются линзовидные тела мелкозернистых гранат-биотитовых гнейсов - реликты наименее измененных первичносадочных пород и реже метадацитов, а также прослои амфиболитов. Петрохимические особенности метаосадков (гнейсов), в частности обогащенность №, V, Сг, дают основание реконструировать их как метаграувакки, сформировавшиеся за счет разрушения кислых (даци-тов), основных и ультраосновных пород (Ручьев, 2000; Мыскова, 2001; Мыскова и др., 2000,2003).

Время формирования метаосадков, по которым образовались гнейсы Чупинского пояса, оценивается по результатам прецизионного датирования различных генераций циркона в 2,9-2,82 млрд. лет (Бибикова и др., 2004).

Метаграувакки Чупинского пояса образовались в преддуговом бассейне островодужной системы 2,9-2,82 млрд. лет назад. Обращает на себя внимание тот факт, что примерно в это же время формировались островодужные вулканиты керетьозерского зеленокаменного комплекса и близкий возраст имеют океанические породы, установленные в Центрально-Беломорском зеленокаменном поясе.

Тикшозерский зеленокаменный пояс входит в состав СевероКарельской системы зеленокаменных поясов и, в свою очередь, состоит из

отдельных структур: Каликорвинской, Кичанской, Мошинской, Ириногор-ской, Челозерской. Все они сложены образованиями хизоваарского зелено-каменного комплекса (Ранний..., 2003).

Ириногорская структура расположена в южной части Тикшозерского зеленокаменного пояса. Многие части структуры хорошо обнажены, и распространенные здесь толщи, сложенные разнообразными сланцами, гнейсами и амфиболитами, послужили основанием для выделения ириногор-ской свиты тикшозерской серии (Кратц, Демидов, 1963; Гилярова, 1969) лопия (Геология..., 1987). Современные представления о строении территории, составе и природе слагающих ее пород, базируются на исследованиях коллективов, возглавляемых В.Н. Кожевниковым (Кожевников, 1992, 1999, 2000; Кожевников, Белоусов, 1987 и др.) и А.Н. Щипанским (Бабарина и др., 2000; Щипанский и др., 1999; Schipanskiy et al, 2002).

В Ириногорской структуре в составе хизоваарского комплекса выделяется 6 СТА: средне-кислых вулканитов, супрасубдукционных офиолитов, базальтовая, метаграувакковая, грубообломочная, осадочно-вулканогенная (Кожевников, 1992,2000; Кожевников и др., 2003; Щипанский и др., 1999).

Данные о СТА супрасубдукционных офиолитов особенно важны для геодинамических построений. Детальное картирование Ириногорской структуры в р-не г. Ирингора (Щипанский и др., 2001) подтведило сделанные ранее выводы (Кожевников, 1992) о принадлежности этой толщи хизо-ваарскому комплексу. Кроме того, здесь установлены (Щипанский и др., 2001) сохранившиеся признаки офиолитовой псевдостратиграфии, включая фрагменты габбрового комплекса, комплекса параллельных даек (с фрагментами полудаек и переходом дайкового комплеса в лавовый) и лавового комплекса (подушечные и массивные лавы, гиалокластика).

В основании офиолитового комплекса устанавливается тектонический меланж, залегающий на СТА средне-кислых вулканитов (островодужных метавулканитах андезит-дацит-риолитового состава). Представляется, что офиолитовая пластина была надвинута на аккретированные островодуж-ный (возраст - около 2782 млн. лет, Бибикова и др., 2004) и троговый комплексы, на нее, в свою очередь, надвинута пластина, сложенная базальтами (Щипанский и др., 2001).

Многие вулканиты и интрузивные образованиия офиолитового комплекса принадлежит бонинитовой серии и по своим петрю- и геохимическим характеристикам аналогичны верхним пиллоу-лавам (группы I и II, Camerom, 1985) офиолитов Троодос (Щипанский и др., 2001).

Таким образом, по совокупности приведенных характеристик, рассмотренная ассоциация Ириногорской структуры отождествляется с разрезом супрасубдукционных офиолитов (Щипанский и др., 2001; Shchipanskiy et al., 2004). Это одна из немногих, но не единственная в мире находка архейских офиолитов: они (с возрастом около 2,7 млрд. лет) известны в зелено-каменном поясе Калгурли, кратона Йилгарн (Fripp, Jones, 1997), с возрастом 2505 млн. лет - Донгванзинский (Dongwanzi) офиолитовый комплекс в Северо-Китайском кратоне (Kusky et al, 2001).

Породы хизоваарского (2,8-2,78 млрд. лет) комплекса и сингенетичные интрузивные образования маркируют позднюю субдукционно-аккреционную стадию развития системы.

Фрагменты Воче-Ламбннского зеленокаменного пояса (Пожиленко и др., 2002) установлены на границе Беломорского подвижного пояса с Центрально-Кольским доменом, в пределах одноименной сдвиговой зоны (Ба-лаганский, Козлова, 1997; Воче-Ламбинский..., 1991). В составе пояса за-картировано четыре СТА (толщи), сложенные метавулканитами, состав которых варьирует от базальтов до риолитов, с преобладанием риодацитов, и конгломератами. Границы между СТА, а также со структурно нижележащими гнейсогранитами ТТГ ассоциации имеют тектоническую природу (Воче-Ламбинский..., 1991). Вместе с тем аналогичные гнейсограниты входят в состав конгломератов, что доказывает энсиалическую природу комплекса (Воче-Ламбинский..., 1991; Кислицин и др., 2000).

Воче-Ламбинский зеленокаменный комплекс образовался в период 2,82,66 млрд. лет (наиболее вероятно - около 2,7 млрд. лет) (Воче-Ламбинский..., 1991; Кислицин и др., 2000; Чащин и др., 2004; Ба^Иоу е! а1., 1992; МйгоГапоу е! а1., 1991). Особенности седиментогенеза (формирование осадков в конусах выноса, значительная примесь вулканогенной компоненты, активное разрушение гнейсогранитоидного фундамента) и вулканизма (наличие вулканитов с повышенной щелочностью) позволяют с некоторой долей условности сопоставлять эти вулканогенно-грубообломочные образования с вулканогенной молассой, сформировавшейся на позднеколлизионной стадии развития системы.

ГЛАВА 3. Неоархейский эклогитсодержащий комплекс Беломорского подвижного пояса (состав, геохронология, тектоническая позиция и геодинамическая интерпретация)

В восточной части Беломорского подвижного пояса (рис. 5, А) установлен неоархейский эклогитсодержащий комплекс (Бибикова и др., 2003; Володичев, 1977, 1990, 1997; Володичев и др., 2004, Слабунов и др., 2002; 81аЬипоу е! а1., 2002, 2003; УоЬёюИеу е! а1., 2002). Он формирует тектоническую пластину, выходы которой в виде Гридинской зоны прослеживаются примерно на 50 км при ширине 6-7 км (рис. 5, Б). По текстурным особенностям этот комплекс сопоставим с миксти-тами и, вероятно, является сильно мигматизированным и деформированным меланжем.

Матрикс микстита представлен в различной степени мигматизиро-ванными гнейсами, гнейсогранитами и метаэндербитами (Сибелев и др., 2004). Первые из них, вероятно, представляют собой значительно переработанный ранний матрикс микстита (меланжа), сформировавшийся за счет разрушения всех пород, входящих в состав обломочной составляющей. Гнейсограниты и метаэндербиты образовались на более поздних стадиях развития комплекса и могут быть продуктами плавления слагающих его пород.

Рис. 5. Схема геологического строения Северной Карелии (А) и распространения эклогитсо-держащего комплекса Гридинской зоны (Б):

А: 1 - палеопротерозойские (2,5-1,92 млрд. лет) супракрустальные образования; 2-5 - неоархейские: 2 - зеленокаменные комплексы; 3 - парагнейсы Чупинского пояса; 4 - амфиболиты и ультрабазиты Центрально-Беломорского зеленокаменного пояса; 5 - эклогитсодержащий комплекс Гридинской зоны (ГЗ); 6 - разгнейсованные гранитоиды и мигматиты БПП (2,9-2,7 млрд. лет); 7 - архейские (3,2-2,7 млрд. лет) гранитоиды Карельского кратона; 8 - предполагаемые надвиги

Б: 1 - гранитные массивы (не древнее 2,7 млрд. лет); 2 - гранитоиды ТТГ ассоциации; 3 -образования Центрально-Беломорского зеленокаменного пояса (амфиболиты, метаультрабази-ты), а также пластины, сложенные кианит-гранат-биотитовыми и гранат-биотитовыми гнейсами; 4 - эклогитсодержащий комплекс; 5 - тектонические границы; б - элементы залегания гнейсовидности и метаморфической полосчатости; 7 - места отбора проб архейских эклогитов (Володичев и др., 2004)

Обломочная составляющая комплекса микститов представлена неравномерно распределенными в матриксе многочисленными телами линзовидной и реже неправильной формы. Обломки варьируют по размерам от первых десятков сантиметров в поперечнике до первых десятков метров.

Концентрация обломков в микстите варьирует в широких пределах, составляя местами 25-30% его общего объема. Состав обломков разнообразен, но резко преобладают породы основного состава, представленные в различной степени преобразованными эклогитами, амфиболитами

(гранатовыми, гранат-клинопироксеновыми и полевошпатовыми) и ме-таморфизованными габброидами. Кроме того, установлены обломки, сложенные метаультрамафитами, цоизитовыми и амфибол-цоизитовыми бластолитами, кианит-гранат-биотитовыми гнейсами, амфиболсодер-жащими кальцифирами и мраморами. Большое разнообразие пород в обломках, отличающихся по составу, степени деформаций и метаморфизма, является важным аргументом в пользу того, что эклогитсодер-жащий микстит является меланжем, образовавшимся в зоне субдукции.

Эклогиты являются редкой, но крайне важной составляющей микстита. В Гридинской зоне (тектонической пластине) установлено и изучено 6 участков с архейскими эклогитами. Несмотря на значительные наложенные преобразования, эклогиты сохранили участки биминерального гранат-омфацитового (Gt-Omp) состава и равномернозернистое строение с гомогенными минералами, незональными и практически не содержащими включений (рис. 6). Омфацит здесь содержит в среднем ~ 30% жадеитового (Jd) компонента с небольшими вариациями от 27 до 31% (Володичев и др., 2004). Гранат - относительно малопиропистый (20-22% Ргр), но с повышенным содержанием Са-компонента (28-31% Grs). Характерным и преобладающим акцессорным минералом является рутил. Условия формирования эклогита следующие: давление (Р) = 14-17,5 кбар, температура (Т) = 740-865° С (Володичев и др., 2004).

Рис. 6. Микрофото наиболее сохранившегося экпогита (обр. В-3) с гомогенными незональными кристаллами граната и омфацита (Володичев и др., 2004). Слабо проявленные вторичные изменения представлены новообразованиями плагиоклазом (Р1 номер-доля анортитовогомина-ла) и диопсидом (Di, номер - доля жадеитового минала) в узкой краевой зоне кристаллов омфацита (Отр, номер - доля жадеитового минала), а также Р1 вместе с кварцем и паргаситовой роговой обманкой (^ НЫ) на границе граната (Gt, доля в нем пиропового (Ргр) минала показана цифрой околопоследнего) и Отр

и-РЬ по цирконам возраст эклогита оценивается как неоархейский -2720 ± 8 млн. лет (Бибикова и др., 20036; Володичев и др., 2004).

По геологическим и геохронологическим данным верхний возрастной предел формирования эклогитсодержащего микстита четко определен - он не моложе плагиогранитов, посткинематическая жила которых сечет его на

о. Столбиха. Акцессорные цирконы из этой жилы имеют возраст 2701,3 ± 8,1 млн. лет (Бибикова и др., 2003; Володичев и др., 2004).

Рассмотренные эклогиты Беломорского подвижного пояса являются первой в мире достоверной находкой неоархейских коровых эклогитов (Володичев и др., 2004).

Эклогиты и их слабоамфиболитизированные разновидности по особенностям состава отвечают базитам нормального ряда, относятся к породам толеитовой серии, большая их часть - к высокомагнезиальным толеитам. Содержание РЗЭ в неоархейских эклогитах главным образом в 2—12 раз превышает таковое в хондрптах, спектр их распределения имеет «плоский» или слабо дифференцированный вид (Ьв^/Бты — 0,99—1,8; Оёц/УЪц — 0,77-1,17). По сравнению с базальтами срединно-океанических хребтов они несколько обеднены ТРЗЭ и другими высокозарядными элементами ^г, Щ Y, но при этом неотличимы по содержанию №. Аналогичные по составу толеиты обычны среди основных пород океанических плато, они отмечены и среди океанических базитов Центрально-Беломорского зеленокаменного пояса.

Таким образом, в Беломорском подвижном поясе установлены эклогиты, образовавшиеся 2720 млн. лет назад при Р= 14,0-17,5 кбар (т.е. на глубинах до 60-65 км) и Т = 740-865°С. Они указывают на возможность проявления в неоархее субдукции и последующей эксгумации коровых пород с больших глубин. Эклогиты входят в состав обломочной составляющей неоархейского мигматизированного микстита (меланжа). Последний слагает тектоническую пластину.

ГЛАВА 4. Архейские гранитоиды Беломорского подвижного пояса и сопряженной части Карельского неоархейского кратона (пет-рогеохимическая характеристика, геохронология и геодинамическая интерпретация)

Наиболее широко распространенными (слагают более 80% территории) архейскими образованиями Фенноскандинавского щита являются грани-тоиды. Это справедливо и для Беломорского подвижном поясе и сопряженной части Карельского кратона. Здесь они формируют обширные ареалы, ядра купольных структур и различные интрузивные тела. По особенностям состава и времени образования среди них выделяются гранитоиды тоналит-трондьемит-гранодиоритовой (ТТГ) ассоциации; комплексы (габбро)-эндербит-чарнокитовый; диорит-плагиогранитный (санукитоидный); лей-когранитов; плагиомикроклиновых гранитов; субщелочных гранитоидов. В Беломорском подвижном поясе они, как правило, разгнейсованы и мигма-тизированы.

Гранитоиды ТТГ ассоциации имеют в Беломорском подвижном поясе наибольшее распространение (рис. 2). Она образует обширные ареалы гетерогенного состава, купольные структуры (например, Шобозерская

структура в Керетском зеленокаменном поясе, Слабунов, 1990, 1993) в западной части, а также небольшие массивы. В составе ассоциации по геологическим и геохронологическим данным выделяется древняя составляющая, представленная меланократовыми (эпид от)-биотит -амфиболовыми гранитогнейсами и отвечающая по составу кварцевым диоритам, гранодиоритам и трондьемитам. Они сохраняются в виде реликтовых блоков, размер которых варьирует от нескольких метров до сотен метров, среди более молодой составляющей ассоциации - (эпидот-амфибол)-биотитовыхгнейсогранитов.

Время формирования древней составляющей ТТГ ассоциации оценивается в 2,83-2,8 млрд. лет (Бибикова и др., 19996, 2003а; Воче-Ламбинский..., 1991; Кислицин, 2001; Evins et а1., 2002), исключением являются тоналиты комплекса Ахматунтури (район зеленокаменного пояса Тулппио) с изотопным возрастом - 2895,6 ± 8,4 млн. лет (Люрреп, Уаа^оЫ, 2001).

Время формирования наиболее распространенной составляющей ТТГ ассоциации - 2,1'6-2,72 млрд. лет (Бибикова и др., 1995, 19996; Каулина, 1996; Каулина, Богданова, 2000; Bogdanova, Bibikova, 1993).

Химический состав гранитоидов ТТГ ассоциации варьирует от кварцевых диоритов до гранитов нормального ряда. По соотношению нормативных Ab-An-Ort они отвечают тоналитам и трондьемитам. Следует обратить внимание на то, что гранитоиды ранней составляющей ассоциации по сравнению с молодыми имеют, как правило, более основной состав. Рассматриваемые гранитоиды характеризуются резко дифференцированным спектром распределения РЗЭ, по сравнению с хондритами обогащены ЛРЗЭ, при хондритовом уровне содержания ТРЗЭ.

Sm-Nd систематика гранитоидов Беломорского подвижного пояса и сопряженной северной части Карельского кратона показывает, что их модельные возрасты имеют значение 2,82-2,96 (в основном 2,85) млрд. лет и только в западной части кратона в палеосоме мигматизированных гнейсов - 3,05 млрд. лет (Бибикова и др., 19996; Slabunov et а1., 2000). Эти данные означают, что на рассмотренной территории не установлены комплексы с длительной коровой предысторией, в то время как они отмечены в террей-нах Иломантси-Вокнаволок, Иисалми, Рантуа, Помокаира и Водлозерском.

Таким образом, ТТГ ассоциация гранитоидов гетерогенна и включает две разновозрастные группы: с возрастом формирования 2,82-2,8 и 2,762,72 млрд. лет. Периоды интенсивного гранитообразования коррелируются с субдукционно-аккреционными стадиями формирования системы.

(Габбро)-эндербит-чарнокитовый комплекс (Володичев, 1990). В составе Западно-Беломорского гранулитового пояса (Glebovitsky, 1997) выделяются массивы гиперстеновых гранодиоритов и диоритов, детально изученные на о. Поньгомнаволок, где установлено время магматической стадии их образования - 2728 ±21 млн. лет (Зингер, 1993; Левченков и др., 1996; Zшgeт ег а1., 1996, 1999), в пос. Чупа (2727±32 млн. лет, Глебовицкий и др., 2000), а также сложнопостроенный нотозерский комплекс (2,73-2,71 млрд.

лет, Лобач-Жученко и др., 1995; Ранний..., 2003). В составе последнего выделяется три группы плутонических пород (Володичев 1990): 1) габбро, эндербиты и чарнокиты известково-щелочной серии; 2) породы от габбро-диоритов до чарнокитов толеитовой серии; 3) граниты (чарнокиты) Паж-минского массива (Король, 1983).

Широкое развитие в составе Западно-Беломорского гранулитового пояса плутонических пород, образовавшихся в условиях высокоградиентного метаморфизма и имеющих геохимические характеристики, отражающие внутрико-ровую природу части гранитоидов, позволяет интерпретировать обстановку формирования комплекса как сопоставимую с активной континентальной окраиной (Лобач-Жученко и др., 1995; Ранний..., 2003). Формирование рассматриваемого комплекса предшествовало низкоградиентному метаморфизму, сопровождавшему коллизионный процесс в Беломорском подвижном поясе (Во-лодичев, 1990).

Диорит-плагиогранитный (санукитоидный) комплекс слагает СевероКарельский батолит, расположенный в районе оз. Пяозеро (рис. 2). Он сформировался в неоархее: U-Pb возраст магматогенных цирконов из этих пород - 2724, 4 ± 7,8 млн. лет (Бибикова и др., 1997). Данные Sm-Nd изотопного исследования кварцевых диоритов батолита (eNd (2,7 млрд. лет) = + 1,24; tDM~ 2,82 млрд. лет) указывают на отсутствие значительной коровой истории этих пород (Slabunov et al., 2000).

По петрохимическим характеристикам (Бибикова и др., 1997) в составе комплекса выделяются диориты, кварцевые диориты (относятся к породам субщелочного ряда), гранодиориты и плагиограниты (нормального ряда). По сравнению с аналогичными породами ТТГ ассоциации они содержат больше MgO, CaO, Ni, Cr, Sr и по данным характеристикам сопоставимы с породами архейского комплекса высоко-Mg диоритов (санукитоидов) Канадского щита.

Северо-Карельский диорит-плагиогранитный (санукитоидный) батолит мог сформироваться в ходе предколлизионной субдукции в тыловой части системы за счет плавления метасоматизированной мантии.

Лейкограниты широко развиты в Беломорском подвижном пояса, но наиболее крупные массивы образуют в пределах Чупинского парагнейсо-вого пояса. Особенности минерального и химического состава пород комплекса лейкогранитов (гранитов II, Гродницкий и др., 1985), тесно связанного с мигматитами, подробно рассмотрены коллективом Л.Л. Гродницко-го(1985).

U-Pb возраст тонкопризматических магматических цирконов из лейкогранитов - 2700 ± 10 млн. лет (Бибикова и др., 2004; Слабунов и др., 2000). Этот возраст хорошо согласуется с возрастом агматитов, образовавшихся по гиперстеновым диоритам пос. Чупа (2707 млн. лет, Глебовицкий и др., 2000).

В соответствии с петрохимическими характеристиками (SiC>2 > 70%;

рассматриваемые лейкограниты относятся к типу S-гранитов (Chappell, White, 1974; Chappell, 1999) или муско-

витсодержащим высокоглиноземистым (MPG, по: Barbarin, 1990), вместе с тем они отличаются от типичных пород этого типа низкими содержаниями Rb (40-160 г/т) и, соответственно, низкими значениями коэффициентов Rb/Sr (0,03-0,36); Rb/Ba (0,01-0,15), что больше характерно для 1-гранитов. Граниты S-типа (и MPG) образуются, как считают многие исследователи (Ненахов и др., 1992; Розен, Федоровский, 2001; Barbirin, 1999), в коллизионных обстановках. Кроме того, фигуративные точки составов лейкограни-тов Беломорского подвижного пояса и коллизионных гранитов Гималайского орогена на дискриминационной диаграмме [4Si - 11 (Na + К) -2(Fe+Ti)] - [6Са + 2Mg + Al] (Batchelor, Bowden, 1985) находятся в поле синколлизионных гранитов, что также согласуется с выводом об их коллизионной природе.

Плагиомикроклиновые граниты довольно широко распространены в Беломорском подвижном поясе и на сопряженной территории Карельского кратона (Другова и др., 1995; Коншин, 1994; Чекулаев и др., 1997), где образуют посткинематические жильные тела и крупные массивы (например, Сигозерский, Кичанский). Возраст гранитов оценивается в 2674,1 ± 4 млн. лет (Другова и др., 1995).

Породы имеют черты сходства с высокоглиноземистыми кордиерит-содержащими (пералюминиевыми) гранитоидами типа CPG (по: Barbarin, 1990, 1999), которые формируются в обстановках континентальной коллизии.

Субщелочные гранитоиды. В восточной части Фенноскандинавского щита установлены архейские субщелочные граниты двух возрастных уровней: с возрастом около 2,8 млрд. лет (Juopperi, Vaasjoki, 2001) и около 2,7 млрд. лет (Чекулаев и др., 1994; Чекулаев 1996).

В СЗ части Беломорского подвижного пояса установлены небольшие жилы тоналитов, трондьемитов и диоритов, сформировавшихся в период 2,68-2,58 млрд. лет (2580 ± 10 млн. лет, Балаганский и др., 1990; 2674 ± 48 млн. лет, Кудряшов, 1996; 2685 ± 8 млн. лет, Каулина, Богданова, 2000; 2582 ± 18 млн. лет, Bogdanova, Bibikova, 1993). Они, вероятно, связаны с позднеколлизионными событиями в системе.

ГЛАВА 5. Метаморфизм пород Беломорского подвижного пояса в ар-хее (особенности проявления, геохронология и геодинамическая интерпретация)

Отличительной особенностью Беломорского подвижного пояса является неоднократное (как в архее, так и в палеопротерозое) проявление высо-ко/умереннобарического (в том числе эклогитовой фации) метаморфизма (Во-лодичев, 1972, 1990; Глебовицкий, 1973; Глебовицкий и др., 1996; Другова, 1996). В связи с метаморфизмом здесь широко развиты мигматиты (Котов, Саморукова, 1990; Седова и др., 1998; Шуркин и др., 1962). По особенностям проявления метаморфических процессов в архее в Беломорской структуре

выделяется два домена: восточный и западный (Володичев, 2002а, б, в; Другова, 1996).

Для пород восточного домена (что особенно отчетливо проявлено в пределах Гридинской зоны) характерен эволюционный тренд метаморфизма «по часовой стрелке», включающий проградную ветвь эклогитового метаморфизма (Р = 14-17,5 кбар, Т = 740-865° С) и ретроградную ветвь, определяющую условия полистадийной субизотермической декомпрессии со снижением Р от 14,0 кбар до 6,5 кбар и Т от 770° до 650° С.

По составу минеральных фаз и РТ-условиям образования архейские ко-ровые эклогиты Беломорского подвижного пояса соответствуют эклогито-вой фации метаморфизма (Добрецов и др., 1989; Кориковский, 2002; Cloos, 1993; Miyashiro, 1973 и др.), хотя и ее «малоглубинной» части.

Позднее - 2691 ± 5 млн. лет (Левченков и др., 2001) - породы были ре-метаморфизованы в высокобарическом режиме (с пиком Р = 12-13 кбар, Т = 650-700° С), определяющим барические условия коллизионной стадии развития Беломорской структуры (Володичев, 1990,2002 а, в).

В западном домене Беломорской провинции удается выделить параге-незисы умереннобарического гранулитового метаморфизма (Р = 5,5-6,5 кбар, Т > 700° С, Лобач-Жученко и др., 1993) с возрастом 2820 ± 15 млн. лет (Бибикова и др., 2004). Он, вероятно, связан с ранней субдукционно-аккреционной стадией развития системы.

Позднее формируются породы Западно-Беломорского гранулитового пояса, представленные кристаллосланцами, габброидами, эндербитами и чарнокитами нотозерского комплекса (Володичев, 1990) с возрастом около 2,73-2,71 млрд. лет (Ризванова и др., 1994; Лобач-Жученко и др., 1995). Эти образования связаны с процессами в фундаменте активной континентальной окраины (Лобач-Жученко и др., 1995). Обращает на себя внимание близость по времени этого метаморфизма и эклогитового в восточной зоне. Они, вероятно, маркируют различные зоны единой субдукционной системы. Около 2,7 млрд. лет в этом домене также проявляется высокобарический метаморфизм кианитового типа (Володичев, 1975; 1990).

В центральной и в восточной частях Беломорского пояса породы в этот период метаморфизованы в условиях кианит-ортоклазовой субфации (Т = 650-700°С; Р до 12-13 кбар), в западной - кианит-микроклиновой (Т = 650-590°С; Р = 8-12 кбар). Таким образом, отмечается увеличение температуры этого метаморфизма с ЮВ на СЗ, т.е. вверх по стратотектоническому разрезу, что позволяет выделить обращенную метаморфическую зональность (Глебовицкий и др., 1996). Такой стиль метаморфизма характерен для коллизионных орогенов (Burg et al., 1989; Searle, Rex, 1989; и др.) с покровно-надвиговой структурой.

Наиболее поздние архейские метаморфические события задокументированы в породах Беломорского пояса в районе губы Тупой оз. Ков-дозеро (Володичев, 1990; Володичев, Король, 1983; Балаганский и др., 1990; Лобач-Жученко и др., 1993). Здесь метаморфизм гранулитовой фации повышенных давлений, возраст которого оценивается в

2660-2640 млн. лет, и амфиболиговой с возрастом 2640-2580 млн. лет накладывается на коллизионные габбронориты с возрастом 2692 ± 1,4 млн. лет и кварцевые диориты - 2657 ± 6,4 млн. лет (Балаганский и др., 1990; Бибикова и др., 1993; Лобач-Жученко и др., 1993). Он является проявлением позднеколлизионных процессов.

ГЛАВА 6. Тектоника архейских структурно-вещественных комплексов Беломорского подвижного пояса

Структура Беломорского подвижного пояса представляет собой неоднократно деформированный (Сыстра, 1978, 1991; Балаганский и др., 1987) сложный тектонический коллаж, состоящий из отдельных пластин, погружающихся в целом на СВ в центральной части (Чупино-Лоухский сегмент) и на ССВ в северной (Енский сегмент). Покровы сложены разновозрастными породами, часто сформированными в разных геологических обстанов-ках. Идею о покровно-складчатой структуре Беломорской структуры впервые выдвинул Ю.В. Миллер (1988) и позднее с коллегами детально обосновал ее в серии статей (Глебовицкий и др., 1996; Миллер, Милькевич, 1995; Миллер и др., 2002; Миллер, 1997, 2002). Главные аргументы в пользу по-кровно-складчатой структуры подвижного пояса следующие:

- чередование в предполагаемом разрезе разновозрастных осадочно-вулканогенных и интрузивных образований;

- налегание тоналитогнейсов на осадочно-вулканогенные образования;

- наличие структурных и азимутальных несогласий между комплексами;

- существование неоархейской обращенной метаморфической зональности.

Находки фрагментов зон меланжа (Сибелев и др., 2002; Травин, 2002) в западной части (р-он оз. Ниж. Котозеро, оз. Коржино) подвижного пояса хорошо согласуются с данной моделью.

Существенную, а, возможно, и решающую роль в формировании структуры центральной части Беломорского подвижного пояса играют неоархейские (около 2,72—2,70 млрд. лет) тектонические покровы, а в северной части пояса ведущая роль принадлежит палеопротерозойским покровам (Миллер, Милькевич, 1995; Глебовицкий и др., 1996).

Неоархейские покровные структуры устанавливаются в Керетском и Тикшозерском зеленокаменных поясах. В северной части последнего располагается Ковдозерский геодинамический полигон (Миллер, 2002; Миллер и др., 2000), где на основании детального структурного картирования и изотопного датирования показано, что неоархейские (2,76-2,72 млрд. лет) первичномагматические тоналитогнейсы залегают на более древних (2775 млн. лет, Мыскова и др., 2003) зеленокаменных комплексах. Такое строение подразумевает значительные перемещения комплексов и наиболее правдоподобно объясняется с точки зрения покровной тектоники (Миллер, Милькевич, 1995).

Не менее показательна в этом отношении структура Керетского зелено -каменного пояса. Его главными картируемыми структурными элементами являются складки нескольких генераций и гранитогнейсовые купола (рис.7). Кроме того, здесь установлены (Слабунов, 1993) структурные несогласия между породами майозерской СТА и нижележащими образованиями, а также между керетьозерским зеленокаменным и чупинским парагней-совым комплексами (рис. 2). Они наилучшим образом объясняются исходя из представлений о покровной тектонике (Миллер, Милькевич, 1995).

М'ОО'лд

Рис. 7. Схема геологического строения и разрез по линии I - II (А) Шобозерского гранито-гнейсового купола в районе оз. Нижнее и Верхнее Шобозеро (составили А.И. Слабунов и B.C. Степанов с использованием данных О.И. Володичева):

1-2 - палеопротерозойские интрузивные образования: 1 - комплекса гранатовых габбро; 2 -комплекса лерцолитов - габброноритов (Ш - Шобозерский массив); 3-5 - неоархейские образования Керетского зеленокаменного пояса: 3 - метавулканиты среднего и кислого состава (хаттомозерская СТА), 4 - амфиболиты и метакоматииты (верхнекумозерская СТА), 5 - гра-нат-биотитовые гнейсы (метамеланж ?); 6-7 — неоархейский мигматизированный комплекс гнейсогранитов - гранитогнейсов: 6 - гнейсограниты; 7 - тоналитовые гнейсы; 8 - места отбора геохронологических проб и значения полученных возрастов (Бибикова и др. 19956; Слабунов и др., 2001); 9 - элементы залегания: а - плоскостные, б — линейные

Купольные структуры, ядра которых слагаются мигматизированными гранитоидами ТТГ ассоциации, представляют в структурном отношении своды (рис. 7). По форме выделяются купола изометричной, линейной и S-образной формы. Гранитоиды при мигматизации воздействуют на зелено-каменные комплексы: последние в обрамлении куполов сильнее мигмати-зированы. Кроме того, купола искажают структуру возникших ранее пли-кативных форм. В западной части Керетского пояса ядра куполов не проникают глубоко в зеленокаменный комплекс - они чаще взаимодействуют

с амфиболитами нижней СТА, тогда как в восточной части гранитоиды более активны: здесь они, наряду с куполами, часто образуют интрузивные фазы. S-образные купольные структуры являются, также как и аналогичные по форме изгибы ОП складок, результатом сдвиговых движений.

Важно отметить, что купольные структуры в западной части Беломорского подвижного пояса сформировались в неоархее. Это доказывается тем, что они секутся массивами габброидов палеопротерозойского (2,44 млрд. лет) комплекса лерцолитов - габброноритов (например, в р-не оз. Верх. Шобозеро, рис. 7)) и в тоже время слагаются в различной степени мигматизированными и разгнейсо-ванными тоналитами и трондьемитами, магматическая стадия формирования которых оценивается в 2,76-2,72 млрд. лет (Бибикова и др., 1995,1999; Каулина, 1996), а ранней переработки (мигматизации) - около 2,7 млрд. лет (2695 млн. лет, Каулина, Богданова, 2000). Именно около 2,7 млрд. лет сформировались купольные структуры, которые являются следствием гравитационной неустойчивости, возникшей в результате покровообразования, сопровождающего коллизию. Наблюдаемые границы между гранитоидами ТТГ ассоциации и зеленокаменными комплексами являются постпокровными.

Связь между покровными и купольными структурами в неоархейской коллизионной системе восточной части Фенноскандинавского щита аналогична таковой в детально изученных фанерозойских коллизионных системах (Федоровский, 1997; Розен, Федоровский, 2001).

ГЛАВА 7. Геодинамика Беломорского подвижного пояса, последовательность и продолжительность главных стадий развития литосферы в архее

Беломорский подвижный пояс Фенноскандинавского щита составляет ядро неоархейской аккреционно-коллизионной системы, в состав которой входят также структурно-вещественные комплексы Карельского кратона. Данная система не является уникальной, ее аналоги известны на других докембрийских щитах (хотя нигде пока не установлен столь полный набор структурно-вещественных комплексов, включающий даже офиолиты и эклогитсодержащий микстит). Имеющиеся материалы позволяют проводить сопоставление особенностей тектогенеза в архее и фанерозое.

Корреляция архейских геологических событий в Беломорском подвижном поясе и сопряженной части Карельского кратона и геодинамические реконструкции

Полученные геологические, геохимические и изотопно-геохронологические данные позволяют выделять четыре главные стадии формирования архейской структуры Беломорского подвижного пояса и сопряженной части Карельского кратона. Принципиально важно отметить, что в рассматриваемом регионе не установлены структурно-вещественные комплексы с возрастом, превышающим 2,9 млрд. лет. Только в осадочных породах Чупинского парагнейсового пояса (Бибикова и др., 2004) и Суому-ярвинского комплекса (Evins et а1., 2002) обнаружены зерна детритового

циркона с возрастом древнее 3,0 млрд. лет, что указывает на наличие в его протолите относительно древнего компонента. В то же время структурно -вещественные комплексы, сформировавшиеся до 2,9 млрд. лет, широко развиты в террейнах Водлозерском, Вокнаволок-Иломантси, Иисалми, Ра-нуа и Помокаира Карельского кратона.

Ранняя стадия (2,88-2,83 млрд. лет) развития структуры маркируется вулканогенными и осадочными образованиями (рис. 8, А), входящими в состав зеленокаменных комплексов Керетского и Тулппио поясов. Средне-кислые вулканиты Керетского зеленокаменного пояса, метаграувакки Чу-пинского парагнейсового пояса и фрагменты океанической коры Центрально-Беломорского зеленокаменного пояса с возрастом 2,88-2,83 млрд. лет составляют латеральный ряд, маркирующий различные зоны единой суб-дукционной системы западнотихоокеанского типа.

Таким образом, в начале этой стадии океаническая литосферная плита погружалась с северо-востока на юго-запад (в современной системе координат) под другую океаническую плиту (рис. 8, А). Возможно, что данная система имела продолжение на ЮВ и Сумозерско-Кенозерская зеленока-менная система (Вулканизм..., 1981; РисЫ:е1 й а1., 1998) маркирует этот сегмент конвергентной границы.

Зеленокаменный комплекс пояса Тулппио, в составе которого отмечены вулканиты, сопоставимые с островодужными, маркирует еще одну располагающуюся к ССВ от керетьозерской (в современной системе координат) конвергентную границу (рис. 8, А). Возможно, что две эти субдукционные системы были разделены зоной спрединга (рис. 8, А).

Рис. 8. Модель формирования аккреционно-коллизионной системы восточной части Фенноскандинавского щита. Период 2,88-2,8 млрд. лет: 1 - океаническая литосфера (различным цветом показаны различные плиты); 2 -континентальная литосфера; 3 - комати-ит-базальтовый плюмовый вулканизм; 4 - островодужные вулканиты; 5 - осадки преддугового бассейна и трога; 6 -гранитоиды ill ассоциации (древняя компонента); 7 - аккреционный магматизм; 8 - наиболее вероятное направление движения плиты. Буквами обозначены: КК (ВИ) - Вокна-волок-Иломантси террейн Карельского кратона; СКЗП - Северо-Карельская система зеленокаменных поясов; ЧПП -Чупинский парагнейсовый пояс; ЦБЗП -Центрально-Беломорский зеленокамен-ный пояс; ТЗП - зеленокаменный пояс Тулппио

Развитие древних островодужных систем на границе литосферных плит завершается примерно 2,83—2,8 млрд. лет назад, когда происходит аккреция островодужных, троговых, океанических комплексов, формирование ранней генерации гранитоидов ТТГ ассоциации, метаморфические преобразования в условиях гранулитовой фации. Кроме того, на завершающей стадии развития северной конвергентной границы (зеленокаменный пояс Тулппио) образуются массивы сиенитов, которые служат индикатором существования здесь развитой континентальной коры.

Таким образом, в период 2,88—2,83 (2,8) млрд. лет, примерно за 50—80 млн. лет в результате субдукционных и аккреционных процессов на конвергентных границах океанических литосферных плит (рис. 8, Б) образовались первые в данной системе фрагменты новой континентальной (или субконтинентальной) земной коры: микроконтиненты «керетьозерский» и «тулппио».

В период 2,8-2,75 млрд. лет формируется несколько субдукционно-аккреционных систем, которые маркируются вулканогенными, осадочными и магматическими образованиями (рис. 9, А). Супракрустальные образования этого периода известны в Северо-Карельской системе зеленокаменных поясов (хизоваарский зеленокаменный комплекс), Енском и Пебозерском зеленокаменных поясах.

Рис. 9. Модель формирования аккреционно-коллизионной системы восточной части Фенноскандинавского щита. Период 2,80-2,74 млрд. лет:

1 - океаническая литосфера;

2 - континентальная литосфера; 3 - супрасубдукци-онные офиолиты; 4 - остро-водужные вулканиты (а -СКСЗ, б - ЕЗП); 5 - осадки преддугового бассейна и трога; 6 - гранитоиды ТТТ ассоциации (поздняя компонента) ; 7 - наиболее вероятное направление движения плиты.

Буквами обозначены: КК(ВИ) — домен Вокнаволок-Иломантси Карельского кратона; СКЗП - Северо-Карельский зеленокаменный пояс (КоК - Керетьозерский и ХК — Хизоваарский комплексы); ЕЗП — Енский зеленокаменный пояс; ЧПП — Чупинский парагней-совый пояс; ТЗП — зеленокаменный пояс Тулппио; ЦБЗП - Центрально-Беломорский зеленокаменный пояс

Интерпретация имеющихся данных позволяет выделять, по крайней мере, две островодужные системы, сформировавшиеся в этот период (рис. 9, А). Одна из них - «хизоваарская» - располагалась (в современной системе координат) к западу от образовавшегося ранее фрагмента континентальной

земной коры («керетьозерского» микроконтинента), другая - «енская» - к СВ от него. Супрасубдукционный офиолитовый комплекс, фрагменты которого установлены в Ириногорской и Хизоваарской структурах, сформировался в основании юной островной дуги или в задуговом бассейне. Позднее образуется зрелая вулканическая островная дуга с характерными для нее известко-щелочными вулканитами среднего и кислого составов. Кроме того, в Хизоваарской структуре выделены близкие к ним по возрасту вулканиты адакитовой серии (Бибикова и др., 2004), указывающие на вариации мощности субдуцирующей плиты. Наиболее детальная модель развития данной конвергентной границы разработана В.Н. Кожевниковым (2000), она включает шесть основных фаз, в том числе формирование юной островной дуги, обдукцию супрасубдукционных офиолитов на острово-дужный комплекс, рифтинг в задуговой части, аккреционную и коллизионную (которая в настоящей работе трактуется как одна из фаз аккреции).

Вулканогенные образования Енского зеленокаменного комплекса, представленные, главным образом, андезитами - риолитами известково-щелочной серии при подчиненной роли толеитовых базальтов и коматии-тов, вероятнее всего, маркируют вулканическую островную дугу, которая была аккретирована к «керетьозерскому» микроконтиненту с севера-востока (рис. 9, Б).

Таким образом, в период 2,8-2,74 млрд. лет за счет субдукционно-аккреционных процессов образовался «беломорский» микроконтинент, ядром которого стал «керетьозерский» блок сиаля (рис. 9, Б). К северу от него, отделенный океанической литосферной плитой, располагался микроконтинент «тулппио». Взаимодействие двух этих фрагментов континентальной коры предопределило дальнейшую историю развития аккреционно-коллизионной системы.

Следующая, предколлизионная стадия (2,73—2,71 млрд. лет) развития литосферы Беломорской системы фиксируется проявлениями гранулитово-го метаморфизма умеренных давлений и (габбро)-эндербит-чарнокитового магматизма (нотозерский комплекс) в западной части системы (Западно-Беломорский гранулитовый пояс) и эклогитового метаморфизма — в восточной (рис. 10, А). Метаморфические и магматические события в Западно-Беломорском гранулитовом поясе являются отражением процессов субдук-ции на активной окраине микроконтинента. Неоархейские (2720 млн. лет) эклогиты Гридинской зоны указывают на то, что породы океанической коры погружались в зоне субдукции на глубины около 60—65 км, а позднее (не позднее 2,7 млрд. лет) были эксгумированы.

В это же время (2724 млн. лет) в тыловой части системы образуется крупный диорит-плагиогранитный (санукитоидный) батолит (рис. 10, А).

Начиная примерно с 2,12—2,1 \ млрд. лет Беломорская аккреционно-коллизионная система вступает в коллизионную стадию развития, которая маркируется проявлениеми покровно-складчатой тектоники, высокобарического метаморфизма (2717-2707 млн. лет), гранитообразованием (образуются поля мигматитов и массивы лейкогранитов с геохимическими ха-

рактеристиками коллизионных S-гранитов). Кроме того, в западной части структуры в это же время формируются гранитогнейсовые купола, которые относятся к числу важных индикаторов коллизионной геодинамики (Федоровский, 1990).

Рис. 10. Модель формирования аккреционно-коллизионной системы восточной части Фенноскандинавского щита. Период 2,73-2,58 млрд. лет: 1 - океаническая литосфера; 2 - континентальная литосфера (различные плиты показаны разным цветом); 3 -осадки глубоководного желоба; 4 -вулканогенно-грубообломочные образования; 5 - санукитоидный магматизм; 6 — комплекс гранулитов; 7 -гранитоиды (субщелочные, плагио-микроклиновые); 8 - эксгумация эк-логитов; 9 - дайки габброидов; 10 -тектонические пластины; 11 - границы покровов; 12 - воздымание. Буквами обозначены: ВЗП - Воче-Ламбинская эеленокаменная струкура См. условные обозначения на рис. 8 и 9

Следствием коллизии является увеличение мощности коры и как результат— ее гравитационная неустойчивость. Начинается распад (коллапс) орогена - позд-неколлизионная стадия. Дайкообразные тела габброидов (2692 млн. лет, Бала-ганский и др., 1989; Бибикова и др., 1993), известные в западной части Беломорского подвижного пояса, вероятно, сформировались в условиях растяжения и маркируют эту стадию развития системы (рис. 10, В). Она сопоставима с четвертой стадией развития орогенических поясов (Dewey, 1988), когда в условиях растяжения и утонения литосферы происходит увеличение объема основного магматизма за счет частичного плавления мантии, проявляется высокотемпературный метаморфизм, кислый магматизм. Однако лишь единичные находки образований этого этапа не дают возможности определить масштабы и особенности его проявления.

Важным индикатором этой стадии является также образование на периферии системы структур (например, Воче-Ламбинский зеленока-менный пояс), заполненных вулканитами и грубообломочными осадками, имеющими черты сходства с вулканогенными молассами, и свидетельствующих о расчлененности рельефа. Вместе с тем отсутствие значительных объемов грубообломочных комплексов этого возраста не дает оснований считать, что образовалось крупное горное сооружение. На завершающем этапе развития системы происходит формирование разнообразных гранитоидов, в том числе субщелочных (например, юковский комплекс).

В период между 2,58 и 2,5 млрд. лет в восточной части Фенноскан-динавского щита наблюдается значительное снижение тектоно-термальной активности и только примерно 2,5-2,45 млрд. лет назад здесь начинается континентальный рифтогенез (Балаганский и др., 1998; Куликов, Куликова, 1985; Рыбаков и др., 1999, 2000; Слабунов и др., 2001; Шарков и др., 2000), который знаменует начало нового цикла эволюции литосферы - нового цикла Вилсона (Балаганский, 2002).

Корреляция архейских геологических событий в структурах восточной части Фенноскандинавского щита

Особенности формирования земной коры к западу от Беломорской аккреционно-коллизионной системы зафиксированы в архейских структурно-вещественных комплексах Карельского неоархейского кратона. Здесь в период 3,5-3,2 млрд. лет возникли первые (или первый) «острова сиаля», субстрат которых устанавливается в Водлозер-ском блоке в ЮВ части Фенноскандинавского щита и еще двух-трех небольших блоках в Центральной и Северной Финляндии (Лобач-Жученко и др., 2000, 2001; Ранний..., 2003; Glebovitsky, 2003; 8ог-.рпеп-'М'ай, Ьииккопеп, 2004). Раскол «острова сиаля», вероятно, начался около 3,1 млрд. лет, его индикаторами являются дайки базитов и проявления высокотемпературного метаморфизма в Водлозерском микроконтиненте (Лобач-Жученко и др., 1989; Арестова, 2004).

В период 3,05-2,95 млрд. лет рост новой континентальной коры происходил вокруг Водлозерского микроконтинента и в северо-западой части (в современной системе координат) Карельского крато-на (группа Лоума, зеленокаменный пояса Суомуссалми). Наиболее полно история этапа отражена в породах Ведлозерско-Сегозерской системы зеленокаменных поясов, где фиксируется возникновение 3,05-3,0 млрд. лет назад энсиалической вулканической дуги и глубоководного задугового протоокеанического бассейна (Светов, 2004). Последующие (2,95-2,85 млрд. лет) субдукционно-аккреционные процессы завершились образованием древнейшего на щите (Ведлозерско-Сегозерского) аккреционного орогена (Кожевников, 2000; Светов, 2004).

В период 2,9-2,75 млрд. лет в результате субдукционно-аккрецион-ных процессов сформировалась ббльшая часть сиалической коры, сохранившейся в восточной части Фенноскандинавского щита (Кожевников, 2000; Лобач-Жученко и др., 2000).

Главные эпизоды преобразования земной коры региона происходили в период 2,74-2,58 млрд. лет. В это время преобладают условия сжатия, реализующиеся часто в виде разрывных нарушений с транс-прессионной динамикой (Володичев, 2002), происходит внедрение разнообразных гранитоидов, в том числе субщелочных, санукитоидов, в сдвиговых зонах образуются бассейны, наполненные вулканогенно-осадочными комплексами, а также кислыми и средними вулканитами (молодые зеленокаменные комплексы).

Генерация вещества архейской сиалической коры Фенноскандинав-ского щита была связана, главным образом, с субдукционно-аккреционными процессами (Кожевников, 2000; Лобач-Жученко и др., 1995, 1998; 2000; Минц, 1998; Бо§ёапоуа, 1995; Оаа1, ОогЬаЪзсЬеу, 1987; Яио1о181епшак1, 1996; Б1аЬипоу, БМкоуа, 2000), под воздействием мантийных плюмов происходило образование океанических плато (РисМе1 е1 а1., 1998, 1999) и рифтогенных структур (Лобач-Жученко, 1995). Формирование ее структуры происходило в ходе аккреционных и коллизионных процессов (Володичев, 1990, 2000, 2002; Глебовицкий и др., 1996; Кожевников, 1999, 2000; Миллер, 1988; Миллер, Мильке-вич, 1995).

Таким образом, Беломорская аккреционно-коллизионная система является частью неоархейского орогенического (складчатого) пояса -Карельско-Беломорского, структурно-вещественные комплексы которого составляют Карельский неоархейский кратон и Беломорский подвижный пояс.

Сопоставление последовательности и продолжительности развития литосферы неоархейской коллизионной системы восточной части Фенноскандинавского щита и фанерозойских орогенических поясов

Последовательная смена геодинамических обстановок во времени и пространстве при развитии литосферы включает в себя следующие основные этапы: формирование горячих точек на континентах и океанах, континентальный рифтогенез, межконтинентальный рифтогенез, стадию молодого океана, стадию зрелого океана, сокращение и закрытие океана, сопровождающееся коллизией плит, и называется суперконтинентальный цикл или «цикл Вилсона». Его продолжительность оценивается в 400-700 млн. лет (Божко, Баркина, 2002; Добрецов и др. 2001; Хаин, 2001, 2003). Общие закономерности формирования литосферы всесторонне рассматриваются во многих обобщающих работах по геодинамике (Добрецов и др., 2001; Дьюи, Берд, 1974; Хаин, Балу-ховский, 1993; Хаин, Божко, 1988; Хаин, Ломизе, 1995). В частности,

обобщение имеющихся в настоящее время данных позволяет (Добре-цов и др., 2001) выделять пять основных стадий развития литосферы орогенических поясов: начальную, раннюю, среднюю (коллизионную), позднюю и завершающую.

Считается (Добрецов и др., 2001 и др.), что рассмотренная стадийность проявляется в поясах моложе 1800-2000 млн. лет. Вместе с тем по мере накопления новых данных, прежде всего геохронологических, по раннедокембрийским комплексам появляются основания распространить указанные закономерности и на более ранний период истории Земли (Божко, Баркина, 2002; Глебовицкий и др., 2003; Хаин, 2003).

Как было показано выше, в восточной части Фенноскандинавского щита в составе Беломорского подвижного пояса и Карельского неоархейского кратона выделяются такие комплексы, как офиолитовые, океанических плато, островодужных и окраинноконтинентальных вулканитов, преддуговых бассейнов, эклогитсодержащие, лейкократовых коллизионных гранитов, вулканогенно-грубообломочных. Именно такие структурно-вещественные комплексы характерны для типичных краевых орогенических поясов, образующихся в фанерозое. На основании этого сходства можно достаточно уверенно проводить палео-геодинамические реконструкции в архее восточной части Фенноскан-динавского щита, руководствуясь принципами актуализма. Вместе с тем нельзя не отметить, что среди архейских образований региона широко распространены вулканиты коматиитовой серии, железистые кварциты - столь типичные для древнейших комплексов и редкие для фанерозойских. Эти породы являются индикатором того, что в ранне-докембрийский период истории Земли по сравнению с фанерозойским существовали определенные отличия (Моралев, Глуховский, 2000) в состоянии ее мантии, гидросферы и атмосферы. Однако эти отличия не были столь существенными, чтобы реализовывался принципиально иной геодинамический сценарий.

Корреляция геологических процессов в восточной части Фенно-скандинавского щита дает возможность оценить последовательность и продолжительность формирования литосферы во второй половине ар-хея и сопоставить общие черты ее эволюции в этот период и в фанеро-зое.

Наиболее древние (3,5-3,2 млрд. лет) комплексы Фенноскандинавского щита, состоящие главным образом из гранитоидов ТТГ ассоциации, образуют несколько небольших блоков (самый крупный из которых - Водлозерский) по периферии Карельского неоархейского крато-на. Эти древние блоки в настоящее время разделены, но вполне возможно, что к моменту распада они составляли единое целое - своеобразный «остров сиаля», а вместе с другими «островами» могли входить в состав древнейшего суперконтинента, существование которого предполагается рядом исследователей (Борукаев, 1985).

Распад «острова» или всего древнейшего континента начался, вероятно, около 3,1 млрд. лет назад, а уже около 3,05 млрд. лет вблизи западного края (в современной системе координат) Водлозерского микроконтинента и восточного края континентального блока в Северной Финляндии заложились зоны субдукциии. Продолжительность ранней стадии развития литосферы (от распада континента до появления признаков субдукции) весьма условно может быть оценена в 50 млн. лет. В фанерозойских системах эта стадия имеет близкую продолжительность: от нескольких десятков до 200 млн. лет.

Следующая стадия формирования земной коры началась около 3,05 млрд. лет с заложения Ведлозерско-Сегозерской субдукционно-аккреционной системы (Светов, 2004). В дальнешем на протяжении 340 млн. лет (до примерно 2,72 млдр. лет) возникали такие системы, в них формировалась новая континентальная кора, ее блоки аккретиро-вали, образуя новые микроконтиненты (например, «беломорский», «толппио»), развивались рифтогенные системы. Эта стадия по совокупности происходящих событий аналогична ранней (Добрецов и др., 2001) или зрелой (Хаин, Ломизе, 1995) стадии развития фанерозойских орогенических поясов. Ее продолжительность в последних около 150 млн. лет, т.е. она вдвое короче, чем в рассматриваемом архейском примере.

Около 2,717 млрд. лет назад в неоархейской аккреционно-коллизионной системе начинаются процессы активного взаимодействия континентальных блоков литосферы: коллизия в восточной части, аккреция - в западной. В процессе коллизии существенно увеличивается мощность земной коры и к 2,69 млрд. лет, вероятно, достигает стадии гравитационной неустойчивости, когда начинается коллапс системы. В западной части в этот период также преобладают условия сжатия, происходит скучивание (аккреция) структурно-вещественных комплексов, образуются гранулитовые комплексы на границах некоторых блоков. После этого происходит постепенное затухание тектонической и магматической активности, хотя при этом продолжается гра-нитообразование, в том числе образуются массивы субщелочных, пла-гиомикроклиновых гранитов. Самые поздние архейские эндогенные события в виде гранитоидного магматизма (2580 млн. лет), метаморфических процессов (2615 млн. лет) маркируют окончание аккреционно-коллизионной стадии развития. Таким образом, эта стадия, наиболее контрастно проявленная в Беломорской провинции, имеет продолжительность примерно 140 млн. лет (с 2,72 до 2,58 млдр. лет). Она аналогична по совокупности процессов этапу, который объединяет среднюю (коллизионную) и позднюю стадии (Добрецов и др., 2001) (или орогенную, Хаин, Ломизе, 1995) развития фанерозойских ороге-нических поясов. Продолжительность этой стадии развития в рассматриваемой архейской системе (140 млн. лет) и в фанерозойских (около 120-150 млн. лет, Добрецов и др., 2001) практически одинаковая.

В восточной части Фенноскандинавского щита не отмечены проявления магматических и тектонических процессов с возрастом 2,58-2,5 млрд. лет. Этот период продолжительностью 80 млн. лет, вероятно, соответствует заключительной стадии развития фанерозойских систем. В последних на этой стадии формируются осадочные бассейны, ее продолжительность оценивается в 150 млн. лет (Добрецов и др., 2001).

Образовавшийся в конце архея Карельско-Беломорский континент являлся, вероятно, частью суперконтинента Пангея 0 или Кенорленд (ШШат8 й а1., 1991), или Моногея (Сорохтин, Ушаков, 1991; Богок-Шп, ^Иакоу, 1999).

Таким образом, литосфера восточной части Фенноскандинавского щита прошла полный мегацикл (цикл Вилсона, суперконтинентальный цикл) развития от раскола древнего континента до образования нового, который вновь начал распадаться. Продолжительность архейского цикла Вилсона составляет около 550 млн. лет (с 3,1-3,05 по 2,5 млрд. лет), что сопоставимо с оценками его продолжительности в фанерозое - неопротерозое (400-700 млн. лет). Последовательность развития литосферы архейской и фанерозойских аккреционно-коллизионной систем (орогенических поясов) аналогична. Представленные данные показывают, что продолжительность ранней стадии в архейской системе несколько больше, чем в фанерозойских (340 млн. лет против 150), а начальной (50 млн. лет против 60-200) и заключительной (80 млн. лет, против 150) несколько меньше. Однако эти отличия не являются существенными.

Кроме рассмотренной выше цикличности развития литосферы первого порядка (цикла Вилсона), в фанерозойских орогенических поясах устанавливается периодичность более низких порядков: циклы Бертрана с периодом 150-200 млн. лет, циклы Штилле (или «главная геологическая периодичность» по Добрецову, 1998) - около 30 млн. лет (Хаин, 2001).

В развитии архейской аккреционно-коллизионной системы восточной части Фенноскандинавского щита выделяется два этапа, сопоставимых с циклами Бертрана: первый из них (3,05-2,85 млрд. лет) продолжительностью 200 млн. лет привел к образованию Ведлозерско-Сегозерского аккреционного орогена (Светов, 2004), второй - продолжительностью 300 млн. лет (2,88-2,58 млн. лет) - к образованию Карельско-Беломорского орогена, ядром которого является Беломорская коллизионная система.

На сопоставимость продолжительности циклов развития литосферы различного порядка в раннем докембрии и фанерозое обращает внимание ряд исследователей (Берг и др., 1980; Гладкозуб, 2004; Глебовиц-кий и др., 2003; Козаков и др., 1997).

Последовательность и продолжительности формирования неоархейских аккреционно-коллизионных систем Канадского, Западно-Австралийского и Южно-Африканского щитов

Являются ли выявленные на примере восточной части Фенноскан-динавского щита закономерности развития литосферы в архее универсальными? Для ответа на этот вопрос рассмотрена история формирования неоархейских аккреционно-коллизионных систем на различных щитах.

Неоархейский кратон Йилгарн имеет площадь около 650 тыс. км2 и сопоставим по размерам с восточной, сложенной главным образом архейскими образованиями частью Фенноскандинавского щита. В его составе выделяют три (Мурчисон, Сазерн-Кросс и Истерн-Голдфилдз) террейна (провинции, домена), сложенные слабометаморфизованными гранит-зеленокаменными образованиями, и два (Юго-Западный и Нарриер) - сложенные преимущественно гранитоидами, гнейсами, метаосадками, часто высокометаморфизованными. Террейны различаются историей развития, но были объединены в конце неоархея в результате аккреционных и коллизионных процессов (Chen, Wyche, 2001; Occhipinti et al., 2001; Wilde, 2001).

Мезо/неоархейский цикл (3,03-2,42 млрд. лет) развития литосфе-рыкратона Йилгарн сопоставим с циклом Вилсона. Бго продолжительность - не менее 610 млн. лет и включает начальную, раннюю, среднюю - позднюю и завершающую стадии. Продолжительность первой из них оценить не представляется возможным, т.к. индикаторы этой стадии не имеют надежных датировок, но распад древнего континента мог произойти в период 3,2-3,03 млрд. лет. Ранняя стадия, во время которой формировалась новая континентальная кора, охватывает период 3,03-2,68 млрд. лет и имеет, соответсвенно, продолжительность 375 млн. лет. Средняя - поздняя (орогенная) стадия, индикаторами которой являются коллизионные (проявления умереннобарического метаморфизма установлены в Юго-Западном террейне) и аккреционные процессы, имеет продолжительность 100 млн. лет (2,68-2,58 млрд. лет), а завершающая стадия - 160 млн. лет (2,58-2,42 млрд. лет).

В рамках суперцикла выделяется два эпизода, сопоставимых с циклами Бертрана, продолжительностью 200 и 250 млн. лет.

Неоархейский кратон (провинция) Сьюпириор площадью 1,572 млн. км - крупнейший в мире. В его строении традиционно выделяются четыре типа структур: вулкано-плутонические (со значительной долей зеленокаменных комплексов), парагнейсовые, плутонические субпровинции и зоны высокометаморфизованных пород. Кратон рассматривается как неоархейская аккреционно-коллизионная система, состоящая из фрагментов палео- и мезоархейской сиалической коры, неоархейских океанических плато и островодужных комплексов (Card, 1990; Percival et al., 2001; Stott, 1998).

Архейский цикл (-3,0-2,5 млрд. лет) развития литосферы кратона Сьюпириор сопоставим с циклом Вилсона. Он имеет здесь продолжительность не менее 500 млн. лет. В рамках суперцикла выделяется два эпизода, сопоставимых с циклами Бертрана, продолжительностью 200 млн. лет (3,0-2,8 млрд. лет) и 130 (2,78-2,65).

Подвижный пояс Лимпопо, разделяющий архейские кратоны Зимбабве и Каапвальский, — пример неоархейского коллизионного орогена (Bumby, van der Merwe, 2004; The Limpopo..., 1990), претерпевшего тектоно-термальную переработку в палеопротерозое. В структуре этого субширотного пояса, простирающегося на ~550 км, традиционно выделяется три зоны: Центральная, Северная и Южная краевые. Породы пояса надвинуты как на Каапвальский кратон по системе крутопадающих разломов, так и на кратон Зимбабве по системе пологих надвигов. Центральная зона подвижного пояса — это фрагмент (террейн) древнего (более 3,2 млрд. лет, Kröner et al., 1999) континента с платформенными отложениями. Краевые зоны сложены гранит-зеленокаменными комплексами. Породы подвижного пояса интенсивно преобразованы в неоархее и палеопротерозое.

Мезо/неоархейский цикл (3,1-2,45 млрд. лет) развития литосферы подвижного пояса Лимпопо сопоставим с циклом Вилсона. Его продолжительность - не менее 650 млн. лет и выделяются следующие основные стадии: начальная (3,2-3,1 млрд. лет), во время которой, вероятно, произошел раскол ранее сформировшегося континента (индикаторами этого являются базитовые дайки и расслоенные массивы, а также ранний гранулитовый метаморфизм в Центральной зоне пояса Лимпопо); ранняя (3,0-2,65 млрд. лет), связанная с формированием новой континентальной коры, сохранившейся в Северной краевой зоне Лимпопо и в пределах кратона Зимбабве; средняя и поздняя (ороген-ная) стадия (2,65-2,52 млрд. лет), которая маркируется коллизией континентов Зимбабве, Каапвальского и расположенного между ними микроконтинента Лимпопо; завершающая (2,52-2,45 млрд. лет).

Таким образом, общие закономерности развития литосферы во второй половине архея в целом сопоставимы с циклом Вилсона. Его продолжительность оценивается в 500—650 млн. лет, сопоставима также последовательность формирования земной коры неоархейских и фане-розойских аккреционно-коллизионных (орогенических) поясов.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Беломорский подвижный пояс на ранней стадии своего развития в мезо- и неоархее формировался как аккреционно-коллизионный оро-ген. Структурно-вещественные комплексы, в составе которых, в частности, установлены вулканиты известково-щелочной, адакитовой, бо-нинитовой серий, породы океанической коры, граувакки, с возрастом 2,88-2,75 млрд. лет маркируют две субдукционно-аккреционные стадии развития. В результате субдукционных и аккреционных процессов

образовались два микроконтинента. В предколлизионный период (2,73-2,71 млрд. лет) в рассматриваемой системе происходила субдук-ция под микроконтинент. 2,72 млдр. лет назад в зоне субдукции образовались эклогиты и возникли условия для их эксгумации. Открытие неоархейских коровых эклогитов - прямых индикаторов субдукции, является важным аргументом в пользу действия механизмов тектоники литосферных плит в архее. Коллизионный этап (2,71-2,58 млрд. лет) развития литосферы подвижного пояса связан с взаимодействием микроконтинентов. Коллизионные процессы, индикаторами которых являются тектонические покровы, метаморфические преобразования пород в условиях высоких давлений, купольный тектогенез и гранитооб-разование, предопределили своеобразие рассматриваемой структуры. Позднеколлизионные процессы, связанные с коллапсом орогена, также проявлены здесь.

Корреляция главных геологических процессов в архее Беломорского подвижного пояса и Карельского неоархейского кратона дает основание считать, что Беломорская аккреционно-коллизионная система является частью неоархейского Карельско-Беломорский орогена. В развитии последнего, кроме позднего (2,88-2,58 млн. лет) аккреционно-коллизионного цикла, установлен ранний (3,05-2,85 млрд. лет) цикл, в ходе которого сформировался аккреционный ороген, а также древнейший (3,5—3,1 млрд. лет) этап формирования ранней континентальной коры. Развитие архейской тектоносферы в период 3,05-2,5 млрд. лет, которое отражено в структурно-вещественных комплексах восточной части Фенноскандинавского щита, по последовательности главных событий и длительности (550 млн. лет) сопоставимо с циклом Вилсона, а два эпизода в его рамках продолжительностью 200 и 300 млн. лет - с циклами Бертрана. С учетом этих, а также данных по другим щитам, устанавливается принципиальное сходство последовательности и продолжительности развития архейской и фанерозойской тек-тоносферы.

СПИСОК ОСНОВНЫХ РАБОТ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

1. Бибикова Е.В., Слабунов А.И., Богданова СВ., Шельд Т. Тектоно-термальная эволюция земной коры Карельской и Беломорской провинций Балтийского щита в раннем докембрии по данным уран-свинцового изотопного исследования сфенов // Геохимия. 1999. № 8. С. 842-857.

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

3. Бибикова Е.В., Слабунов AIL, Кирнозова Т.И., Марков ВА, Борисова Е.Ю., Кевлич В.И. U-Pb геохронология и петрохимия диорит-плагиогранитного батолита Северной Карелии // Геохимия. 1997. № 11. С. 1154-160.

4. Бибикова Е.В., Слабунов А.И., Кирнозова Т.И., Марков ВА, Кевлич В.И. U-Pb возраст цирконов из пород Керетской гранит-зеленокаменной системы в зоне

сочленения Карельской и Беломорской структур Балтийского щита // ДАН. 1995. Т. 343. №4. С. 517-521.

5. Володичев О.И., Слабунов А.И., Бибикова Е.В., Конилов А.Н., Кузенко Т.И. Архейские эклогиты // Петрология. 2004. Т. 12. № 6. 609-631.

6. Коншин В.А., Слабунов А.И., Степанов B.C. Геология района оз. Поньго-ма (Северная Карелия) // Геология и магматизм докембрия Карелии. Петрозаводск: КарНЦРАН. 1993.С. 3-9.

7. Лобач-Жученко С.Б.,Чекулаев В.П., Степанов B.C., Слабунов А.И., Аре-стова Н.А. Беломорский пояс - позднеархейская аккреционно-коллизионная зона Балтийского щита // ДАН. 1998. Т. 358, № 2. С. 226-229.

8. Ранний докембрий Балтийского щита. Ред. В.А. Глебовицкий. СПб.: Наука. 2003.483 с.

9. Сибелев О.С., Бабарина И.И., Слабунов А.И., Конилов А.Н. Архейский эклогитсодержащий меланж Гридинской зоны (Беломорский подвижный пояс) на о. Столбиха: структура и метаморфизм // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 7. Петрозаводск: КарНЦ РАН. 2004. С. 5-20.

10. Слабунов А. И. Структура и характер разреза лопийского комплекса района оз. Вер. Шобозеро - оз. Майозеро (Лоухский р-н) // Опер.-информ. материалы за 1984 г. Петрозаводск: КФ АН СССР. 1985. С. 41л*4.

11. Слабунов А. И. Новые данные по геологии лопийского комплекса района озер Кереть - Верхнее Кумозеро Северной Карелии // Геология докембрия Северной Карелии. Петрозаводск: КФ АН СССР. 1986. С. 19-27.

12. Слабунов А. И. Геология и петрохимия докембрийских образований района оз.Кереть - Нижнее Кумозеро (Северная Карелия) // Ранний докембрий Карелии. Петрозаводск: КФ АН СССР. 1987. С.18-35.

13. Слабунов А. И. Лопийские осадочно-вулканогенные образования и их соотношение с беломорским супракрустальным комплексом в районе оз. Кереть // Докембрий Северной Карелии. Петрозаводск: КФ АН СССР. 1990. С. 141-155.

14. Слабунов А. И. Структурно-метаморфическая эволюция лопийского супракру-стального комплекса района оз. Кереть // Актуальные проблемы геологии, петрологии и геохимии Балтийского щита Петрозаводск: КФ АН СССР 1990. С. 25-36.

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

16. Слабунов А.И. Баланс главных петрогенных элементов при амфиболити-зации габброидов (на примере друзитов Северной Карелии) // Вопросы геологии докембрия Карелии. Петрозаводск: КарНЦ РАН. 1993. С. 39-53.

17. Слабунов А.И. Латеральные вариации и эволюция состава позднеархей-ских базит-ультрабазитов Северной Карелии // Докембрий Северной Карелии (петрология и тектоника). Петрозаводск: КарНЦ РАН. 1994. С. 53-76.

18. Слабунов А.И. Петрохимические особенности амфиболитов оз. Поньгома (Северная Карелия) // Вопросы геологии, магматизма и метаморфизма Карелии. Петрозаводск: КарНЦРАН. 1994. С.37-43.

19. Слабунов А.И. Эволюция состава парагнейсов позднеархейской Керет-ской гранит-зеленокаменной системы // Геология и магматизм Карелии. Петрозаводск: КарНЦ РАН. 1995. С. 9-14.

20. Слабунов А.И. Ксенолиты как индикаторы движения вещества в магматической камере (на примере архейского батолита северной Карелии, Балтийский щит//Геохимия. 1995. № 10. С. 1506-1511.

21. Слабунов АЛ. Геологическое строение южного замыкания Керетской гранит-зеленокаменной системы в районе оз. Нижнее Кумозеро - оз. Кукуа // Вопросы геологии, магматизма и рудогенеза Карелии. Петрозаводск: КарНЦ РАН. 1996. С. 10-13.

22. Слябунов АЛ. Беломорский подвижный пояс (БПП) в позднем архее - субдук-ционноколлизионный ороген // Беломорский подвижный пояс (геология, геохронология, геодинамика). Тезисы докладов. Петрозаводск. 1997. С. 51-52.

23. Слабунов АЛ. Субдукционная и коллизионная стадии формирования Беломорского подвижного пояса Балтийского щита в архее // Проблемы генезиса магматических и метаморфических пород. Тезизы докладов. С-Пб. 1998. С. 190-191

24. Слабунов АЛ. Вокшозерская структура Керетского зеленокаменного пояса (строение и петрогеохимические особенности супракрустальных пород) // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 4. Петрозаводск: КарНЦ РАН. 2001. С. 27-35.

25. Слабунов АЛ. Позднеархейская система микроконтинент-океан восточной части Балтийского щита // Суперконтиненты в геологическом развитии докембрия: Материалы совещания. Иркутск: ИЗК СО РАН. 2001. С. 250-253.

26. Слабунов АЛ., Бибикова Е.В., Володичев О.И., Степанов B.C., Травин В.В., Сибелев О.С., Степанова А.В., Щипцова Н.И. Геодинамические реконструкции позднего архея восточной части Балтийского щита // Геология, геохимия, геофизика на рубеже XX и XXI веков. Материалы всероссийской научной конференции. Том 1. М. 2002. С. 90-92.

27. Слабунов АЛ., Бибикова Е.В., Шоберг X. Поздний архей Карельской и Беломорской провинций Балтийского щита (геология, изотопная геохимиия и геодинамические реконструкции) // Изотопное датирование геологических процессов: новые методы и результаты. Тезисы докладов I Российской конференции по изотопной геохронологии. М. 2000. С. 341-343.

28. Слабунов АЛ., Володичев О.И. Субдукционная и коллизионная геодинамика в позднем архее (на примере Беломорской провинции Балтийского щита) // Проблемы геодинамики и минерагении Восточно-Европейской платформы. Материалы международной конференции. Том 1. Воронеж. 2002. С. 119-121.

29. Слабунов АЛ., Ларионов А.Н., Бибикова Е.В., Степанов B.C., Кирнозова Т.И. Геология и геохронология Шобозерского массива комплекса лерцолитов-габброноритов Беломорского подвижного пояса // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 3. Петрозаводск: КарНЦ РАН. 2001. С. 3-14.

30. Слабунов АЛ. Беломорский подвижный пояс Балтийского щита как позднеархейский ороген // Эволюция внутриконтинентальных подвижных поясов: тектоника, магматизм, метаморфизм, седиментогенез, полезные ископаемые. Материалы научной конференции (IX Чтения А.Н. Заварицкого). Екатеринбург: ИГТ УроРАН. 2003. С. 73-75

31. Слабунов АЛ., Максимычева Т.А. Геология и структура лопийских образований района оз. Верхние Кичаны // Геология и петрология. Петрозаводск: КФ АН СССР. 1988. С. 7-10.

32. Слабунов АЛ., Степанов B.C. Ксенолиты из батолита Северной Карелии - реликты вулканитов архейского зеленокаменного пояса // Геохимия. 1993. № 6. С. 841-851.

33. Степанов B.C., Слабунов АЛ. Амфиболиты и ранние базит-ультрабазиты докембрия Северной Карелии. Л.: Наука. 1989.175 с.

34. Степанов B.C., Слабунов АЛ. Амфиболиты и карбонатные породы района губы Поньгома (Белое море) // Докембрий Северной Карелии (петрология и тектоника). Петрозаводск: КарНЦ РАН. 1994. С. 6-30.

35. Степанов B.C., Слабунов А.И., Степанова А.В. Породообразующие и акцессорные минералы позднеархейских перидотитов района озера Серяк (Беломорский подвижный пояс Фенноскандинавского щита) // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 6. Петрозаводск: КарНЦ РАН. 2003. С. 17-25.

36. Щипанский А.А., Самсонов А.В. А.В., Богина М.М., Слабунов А.И., Бибикова Е.В. Высокомагнезиальные, низкотитанистые кварцевые амфиболиты Хизо ваарского зеленокаменного пояса Северной Карелии - архейские метаморфизован-ные аналоги бонинитов? // ДАН. 1999. Т. 365. № 6. С. 817-820.

37. Щипанский А.А., Бабарина И.И., Крылов К.А., Самсонов А.В., Богина М.М., Бибикова Е.В., Слабунов А.И. Древнейшие офиолиты на Земле: позднеар-хейский супрасубдукционный комплекс Ириногорской структуры СевероКарельского зеленокаменного пояса // ДАН. 2001. Т. 377. № 3. С. 376-380.

38. Bibikova E., SkiOld Т., Bogdanova S., Gorbatschev R., Slabunov A. Titanite-rutile thermochronometry across the boundary between the Archaean Craton in Karelia and the Belomorian Mobile Belt, eastern Baltic Shield // Precambrian Research. 2001. V. 105. №2-4. P. 315-330.

39. Kozhevnikov V.N., Slabunov A.I., Systra Y.Y. Guidebook of the geological excursion on the Archaean ofNorthern Karelia. Pertozavodsk. 1992. 64 p.

40. Shch'ipansky A.A., Samsonov AV., Bibikova E.V., Babarina I.I., Konilov A.N., Krylov K.A., Slabunov A.I., Bogina M.M. 2,8 Ga boninite-hosting partial suprasubduc-tion ophiolite sequences from the North Karelian greenstone belt, NE BalticShield, Russia // Precambrian Ophiolites and Related Rocks. Eds.: Kusky Т., Veenstra V. and Condie K. ¿Amsterdam: Elsevier. 2004 (в печати).

41. Slabunov A.I. Late Achean sedimentary and volcanogenic deposits in the link zone of the Karelian and Belomorian segments of the Baltic Shield in the lake Keret, northern Karelia (On the relation of Lopian and Belomorian supracrustal complexes) // Precambrian geology ofthe southern Canadian Shield and the eastern Baltic Shield (U.S.-U.S.S.R.- Canada join seminar). StPaul: University of Minnesota. USA. 1991. P. 122-130.

42. Slabunov A. I. Late Archaean Crustal Evolution in the Eastern Fennoscan-dian/Baltic Shield: from the Subduction to Collision // International Conference on Pre-cambrian and Craton Tectonics. 14th International conference on basement tectonics. Abstracts. Ouro Preto, Brazil. 1998. P. 173-174

43. Slabunov A.I. The boundary between the Karelian Archaean Craton and the Belomorian mobile belt (Fennoscandian/Baltic Shield) through time // Abstracts European Union of Geosciences - XI, Strasburg, France. 2001. P. 357.

44. Slabunov A.I., Bibikova E.V. The Meso- and Neo-Archaean of the Karelian and Belomorian Provinces, Baltic Shield (geology, isotope geochemistry and geodynamic reconstructions) // 4th Iternational Archaean Symposium. Extended Abstracts. Eds. Cassidy K.F., Dunphy J.M., Van Kranendonk M.J. Perth, Australia. 2001. P. 359-361.

45. Slabunov A.L, Bibikova E.V., Schoeberg H. Where was the edge of the continental plate in the North of Karelian Archaean craton in the Late Archean time? Constrains from the new Nd isotopic data for granitoids // SVEKOLAPKO. An EUROPROBE project. 5th Workshop. Lammi, Finland. Abstracts. University ofOulu, report No. 23. 2000. P. 69.

46. Slabunov A.I., Bibikova E.V., Volodichev O.I., Shchipansky A.A., Stepanov V.S., Stepanova A.V., Konilov A.N. Later Archean crustal dynamics of the Belomorian mobile belt (the Fennoscandian Shield): from oceanic basin to collisional orogen // 32 nd International Geological Congress. Scientific Sessions: abstracts (part 2). 2004. P. 1083

47. Slabunov A.L, Stepanov V.S. Main Magmatic events at the Archean-Proterozoic boundary in the eastern Fennoscandian/Baltic Shield: from the late Archaean collision to the Paleoproterozoic Rifting // Proterozoic Evolution in the North Atlantic Realm. Goos Bay, Labrador, Canada. 1996. P. 170-172

48. Slabunov A.I., Stepanov V.S. Late Archean ophiolites of the Belomorian Mobile Belt, Fennoscandian /Baltic Shield: why not? // International Ophiolite Symposium and Field Excursion. Generation and Emplacement of Ophiolites through time. Oulu, Finland. Geological Survey of Finland. Special Paper 26.1998. P. 56.

Изд. лиц. № 00041 от 30.08.99. Подписано в печать 14.03.05. Формат 60x84'/16. Бумага офсетная. Гарнитура «Times». Печать офсетная. Уч.-изд. л. 2,5. Усл. печ. л. 2,7. Тираж 120 экз. Изд. № 12. Заказ № 478

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

25.00

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Слабунов, Александр Иванович

ВВЕДЕНИЕ.

ГЛАВА 1. Основные черты геологического строения и тектоническое районирование восточной части Фенноскандинавского щита.

ГЛАВА 2. Архейские зеленокаменные и парагнейсовые комплексы Беломорского подвижного пояса (геология, петрогеохимическая характеристика, геохронология и геодинамическая интерпретация).

2.1. Зеленокаменные комплексы.

2.1.1. Северо-Карельская система зеленокаменных поясов.

2.1.1.1. Керетский зе ленокаменный пояс.

• Jf.fi Д 2.1.1.2. Тикшозерский зеленокаменный пояс.

Г 2.1.2. Зеленокаменный пояс Тулппио.

2.1.3. Енский зеленокаменный пояс.

2.1.4. Пебозерский зеленокаменный пояс.

2.1.5. Воче-Ламбинский зеленокаменный пояс.

2.1.6. Центрально-Беломорский зеленокаменный пояс.

2.2. Чупинский парагнейсовый пояс.

ГЛАВА 3. Неоархейский эклогитсодержащий комплекс Беломорского подвижного пояса состав, геохронология, тектоническая позиция и геодинамическая интерпретация).

ГЛАВА 4. Архейские гранитоиды Беломорского подвижного пояса и сопряженной части Карельского неоархейского кратона (петрогеохимическая характеристика, Ч геохронология и геодинамическая интерпретация).

ШШ ГЛАВА 5. Метаморфизм пород Беломорского подвижного пояса в архее (особенности

ЯГ проявления, геохронология и геодинамическая интерпретация).

W ГЛАВА 6. Тектоника архейских структурно-вещественных комплексов Беломорского подвижного пояса.

ГЛАВА 7. Геодинамика Беломорского подвижного пояса, последовательность и продолжительность главных стадий развития литосферы в архее.

7.1. Корреляция архейских геологических событий в Беломорском подвижном поясе и сопряженной части Карельского кратона и геодинамические

ЯЬ реконструкции.

7.2. Корреляция архейских геологических событий в структурах восточной части

I .шЯг Фенноскандинавского щита. mm 7.3. Сопоставление последовательности и продолжительности развития литосферы неоархейской коллизионной системы восточной части Фенноскандинавского щита и фанерозойских орогенических поясов.

7.4. Последовательность и продолжительности формирования неоархейских аккреционно-коллизионных систем Канадского, Западно-Австралийского и

Южно-Африканского щитов.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Геология и геодинамика Беломорского подвижного пояса Фенноскандинавского щита в архее"

Изучение особенностей формирования континентальной земной коры и эволюции условий тектогенеза в истории Земли стоит в числе приоритетных задач геологии, так как определяет понимание фундаментальных закономерностей развития нашей планеты. Наиболее сложна для понимания ранняя - докембрийская история Земли (Хаин, 1993). Она охватывает промежуток времени от примерно 4,6 млрд. лет до 542 млн. лет (т.е. 88% истории Земли) и подразделяется на архейский и протерозойский зоны. В соответствии со шкалой геологического времени (GTS2004), рекомендованной Международным комитетом по стратиграфии (Gradstein et al., 2004), архей подразделяется на четыре эры: эо- (до 3600 млн. лет), палео- (3600-3200), мезо- (3200-2800) и неоархейскую (2800-2500), а протерозой на три: палео- (2500-1600), мезо- (1600-1000) и неопротерозойскую (1000— 542). Важно отметить, что главные рубежи подразделений общей стратиграфической шкалы нижнего докембрия России (Общая., 2002) хорошо согласуются с международной шкалой: границы между нижнеархейской (саамской), верхнеархёйской (лопийской), нижнепротерозойской (карельской) и верхнепротерозойской эонотемами составляют, соответственно, 3200, 2500 и 1650 млн. лет. В работе будет использована терминология, рекомендуемая Международным комитетом по стратиграфии.

Типизация докембрийских структур (тектоническое районирование) пока не имеет единого подхода, она проводится с различной степенью детальности (Борукаев, 1985; Рундквист и др., 1994; Синицин, 1990), но, как правило, предполагает выделение архейских кратонов, докембрийских подвижных поясов, рифтогенных структур и перикратонных бассейнов, кроме того, к числу важнейших структур докембрия, безусловно, относятся зеленокаменные и парагнейсовые пояса. Перечисленные термины не имеют однозначной трактовки, в данной работе используются следующие их определения.

Архейский кратон - наиболее стабильная часть щита (часть платформы, лишенная осадочного чехла), консолидировавшаяся к концу архея и не подвергавшаяся значительной тектоно-термальной переработке в постархейское время.

Докембрийский подвижный пояс — относительно молодая часть щита, для которой характерно полициклическое развитие, проявление метаморфизма высоких ступеней, интенсивных деформаций, гранитизации (Синицин, 1990). Среди них выделяются пояса с новообразованной континентальной корой (например, Свекофеннский, Кетильский) и с тектоно-термальной переработкой более древней коры (например, Беломорский, Лимпопо, Гренвилльский). Следует подчеркнуть, что термин не несет геодинамической нагрузки, так как структуры этого класса пояса могут формироваться в различных обстановках (Божко, 1995; Рунквист и др., 1994).

Зеленокаменный пояс — относительно узкие области распространения метаморфизованных и деформированных вулканогенных, осадочно-вулканогенных и осадочных пород в пределах докембрийских щитов, окруженные и интрудированные гранитоидами (Синицин, 1990; Glossary., 1995; Thurston, Ayres, 2004).

Достижения последних десятилетий в области аккреционной тектоники (Добрецов, 2001; Соколов, 2003 и др.) и успехи в изучении архейских комплексов Земли (Митрофанов, 2001; Хаин, 1993; Abbot, 2001; De Wit, 2001) делают возможным использовать единую методическую основу для исследования значительной (в том числе архейской) части истории нашей планеты.

Наиболее эффективным механизмом роста (аккреции) континентальной коры в фанерозое является совокупность процессов субдукции, обдукции, тектонического скучивания на конвергентных границах литосферных плит, а структура коры во многом определяется коллизионной тектоникой. По мере накопления новых данных все больше фактов в пользу того, что именно в позднем архее появились литосферные плиты с относительно мощной континентальной корой, начали действовать механизмы тектоники литосферных плит и возникли условия для образования аккреционно-коллизионных систем.

Аккреционные процессы (аккреция) - совокупность магматических, тектонических и метаморфических проявлений субдукции, обдукции, тектонического скучивания, ведущих к наращиванию объема континентальной (субконтинентальной) коры.

Коллизионные процессы (коллизия) - совокупность магматических, тектонических и метаморфических событий, связанных с взаимодействием блоков литосферы континентального или переходного типа.

Аккреционно-коллизионные системы — это структуры, образовавшиеся в результате последовательного действия аккреционных и коллизионных процессов. Синонимом является термин «аккреционно-коллизионные складчатые (орогенные) пояса» (Берзин и др., 1994). " '

Важно отметить (Соколов, 2003, с. 13), что аккреционные и коллизионные процессы действуют при формировании как аккреционных, так и коллизионных складчатых поясов (& чистом виде нет ни тех, ни других), но их структурное выражение определяется масштабами этих явлений, «типами коллизии (континент - континент, континент - дуга и др.) и аккреции (андийский, кордильерский, западнотихоокеанский тип), геологической предысторией, особенностями взаимодействия плит».

Специфика архейских структурно-вещественных комплексов неоднократно детально обсуждалась (Моралев, Глуховский, 2001; Хаин, 1993, 2002; de Wit, 1998), и хотя достигнуть конценсуса между униформистскими и эволюционистскими подходами не удается, достаточно очевидно, что именно в течение архея произошло кардинальное изменение условий тектогенеза от плюмтектоники к тектонике литосферных плит. Однако вопрос о времени этого перехода не однозначен. Одни (Kumazawa, Maruyama, 1994) считают, что это произошло около 4 млрд. лет назад, другие (Kroner, 1981) - на рубеже 3,0-3,5 млрд. лет. Многие исследователи (Борукаев, 1985; Хаин, Божко, 1988; Smithies et al., 2003; Windley, 1977) приводят убедительные свидетельства того, что плейтектонический стиль развития литосферы начинается в позднем архее. Причем отмечается, что в период 3,0-2,8 млрд. лет происходит значительный всплеск тектонической активности и интенсивный рост континентальной коры (Сорохтин, Ушаков, 1991). Вместе с тем существуют представления о том, что в архее еще не действовали механизмы тектоники плит, они «включились» лишь в палеопротерозое (Сорохтин, Ушаков, 1991; Шарков и др., 2000; Hamilton, 1998).

В последнее время появляется все больше данных о том, что формирование вещества континентальной коры в позднем архее предопределялось процессами в зонах субдукции. Применимость парадигмы тектоники литосферных плит к позднеархейским этапам становления литосферы в конце прошлого века наиболее полно разработана на примере геологического развития провинции Сьюпириор (Канадский щит). Успехам канадских геологов в значительной степени способствовал комплексный характер исследований территории и особенно достижения в области геохронологии (прецизионном U-Pb датировании цирконов) и геофизики. Именно геохронология позволила показать разновозрастность гранит-зеленокаменных суперпоясов, доказать, что зеленокаменные пояса состоят из разнородных тектонических пластин. Было установлено омоложение суперпоясов с севера на юг, проведена корреляция главных эндогенных событий в сопряженных гранит-зеленокаменных и сланцевых суперпоясах и внутри их. Сланцевые пояса рассматриваются как палеоаналоги аккреционных призм, а гранит-зеленокаменные - островных дуг. Среди этих структур выделяются террейны, сложенные более древними образованиями. Реконструировано три системы островная дуга - трог, причленённые друг к другу при коллизии типа дуга — дуга. Большая часть этого аккреционно-коллизионного ансамбля образовалась в период 2,73-2,65 млрд. лет. Современным аналогом этой обстановки рассматривается западнотихоокеанский тип конвергентной границы плит в районе Индонезии, Филиппин или Японии (Card, 1990; Geology., 1991).

Благодаря новым геохронологическим изотопно-геохимическим и надежным геологическим данным на материалах восточной части Фенноскандинавского щита выполнены палеогеодинамические реконструкции (Кожевников, 2000; Минц, 1998; Gaal, Gorbatschev, 1987; Ruotoistenmaki, 1996) и показано, что плитнотектонические модели удовлетворительно объясняют сложную, коллажированную структуру зеленокаменных поясов. Детальные модели формирования конкретных зеленокаменных структур (Хизоваарской и Костомукшской), разработанные В.Н. Кожевниковым (1999, 2000), показывают, сколь логично объясняется строение и металлогеническая специализация этих образований с позиции тектоники плит.

Вместе с тем отсутствие до последнего времени среди архейских образований ряда важнейших индикаторных комплексов, таких как офиолиты и эклогитсодержащие меланжи, создавало определенную незаконченность вышеназванных построений. Усилия геологов-докембристов во всем мире были направлены на поиск наиболее древних комплексов-индикаторов различных геодинамических обстановок. Были установлены архейские офиолиты: в зеленокаменном поясе Калгурли (кратон Йилгарн) фрагменты офиолитового комплекса (включая ассоциацию «дайка в дайке») с возрастом около 2,7 млрд. лет (Fripp, Jones, 1997), в Китае - Донгванзинский (Dongwanzi) архейский офиолитовый комплекс с возрастом 2,505 млрд. лет (Kusky et al., 2001), в западной Гренландии в составе Итсакского гнейсового комплекса (Itsaq Gneiss Complex) благодаря хорошей сохранности первичных минералов - древнейшие (более 3,8 млрд. лет) абиссальные перидотиты (Friend et al., 2002), которые также могут быть фрагментами офиолитов. Кроме того, в Беломорском подвижном поясе Фенноскандинавского щита выделены два офиолитоподобных комплекса: один с возрастом не моложе 2,88 (Бибикова и др., 19996; Лобач-Жученко и др., 1998; Slabunov, Stepanov, 1998), другой - 2,78 млрд. лет (Кожевников, 1992; Щипанский и др., 2001). Ранее, как известно, наиболее древними офиолитами признавались палеопротерозойские (1,95 млрд. лет) комплексы Йорма (Jourma) на Фенноскандинавском щите (Kontinen, 1987; Peltonen et al., 1996) и Пуртуник (Purtuniq) на Канадском щит (Scott et al., 1992).

Эклогиты и породы эклогитовой фации метаморфизма в целом формируются при высоких Р (более 9-12 кбар) и Т (700-1000° С) и в фанерозойских складчатых поясах весьма обычны в составе триады офиолит - эклогиты+глаукофановые сланцы - микститы (Добрецов и др., 2001). Коровые эклогиты являются индикаторами субдукции. Все больше фактов свидетельствует о том, что быстрая эксгумация эклогитов в виде тонких пластин происходит непосредственно в зонах субдукции (Добрецов и др., 2001; Ernst, Peacock, 1996). Находка в Беломорском подвижном поясе Фенноскандинавского щита архейского эклогитсодержащего комплекса (Бибикова и др., 20036; Володичев и др., 2004; Slabunov et al., 2002; Volodichev et al., 2003) является первой в мире и позволяет более уверенно проводить палеогеодинамические реконструкции в архее.

Необходимо также отметить обнаружение среди вулканитов архейских зеленокамен-ных поясов Канадского щита (Kerrich et al., 1998) и Беломорского подвижного пояса Фенноскандинавского щита (Щипанский и др., 1999, 2001) пород бонинитовой серии, которые формируются в супрасубдукционных офиолитовых комплексах (Crowford et al., 1989) и юных, т.е. развивающихся на энсиматическом основании, островодужных системах (Петрология., 1987).

Значительный прогресс в последнее время достигнут в понимании сложной совокупности процессов при формировании коллизионных систем в целом (Добрецов, 1996, 2000; Розен, Федоровский, 2001; Федоровский, 1997; Chemenda et al., 2001; Hanson, 1996 и др.) и неоархейской Беломорской в частности (Володичев, 1990, 2002; Глебовицкий и др., 1996; Миллер, Милькевич, 1996; Слабунов, Володичев, 2002).

В восточной части Фенноскандинавского щита проведены современные исследования глубинного строения земной коры при помощи сейсмологических методов, позволивших построить сейсмологические профили высокой разрешающей способности (Берзин и др., 2001; Глубинное., 2004; Минц и др., 2001,2002 и др.).

Таким образом, восточная часть Фенноскандинавского щита, включающая Беломорский подвижный пояс и сопряженную часть Карельского неоархейского кратона, в силу хорошей обнаженности, высокой степени геологической, геохронологической, петрологической, геохимической и геофизической изученности является в настоящее время лучшим в Европе естественным полигоном для разработки моделей эволюции тектоносферы в мезо- и неоархее. Находка здесь не только обычных для архея структурно-вещественных комплексов, но и ряда уникальных делает этот регион особенно привлекательным для исследований.

Актуальность исследований. Изучение особенностей формирования континентальной коры и эволюции условий тектогенеза в истории Земли стоит в числе приоритетных задач геологии, так как определяет понимание фундаментальных закономерностей развития нашей планеты. Наиболее сложна для изучения ранняя история Земли, поэтому территории распространения архейских образований заслуживают особого внимания. Это тем более- относится к Беломорскому подвижному поясу Фенноскандинавского щита, где в последние годы впервые в мире установлены неоархейские эклогиты, найдены фрагменты мезо- и неоархейской океанической коры, известны метавулканиты среднего и кислого состава, разнообразные метаосадочные образования, гранитоиды, а также проявления неоархейского покровообразования и метаморфизма (раннего — умереннобарического и позднего - высокобарического). Таким образом, в силу сохранности уникального набора архейских структурно-вещественных комплексов в рассматриваемом регионе существуют благоприятные возможности для разработки геодинамической модели формирования древней (3,0-2,5 млрд. лет) континентальной коры и, соответственно, проведения сравнительного анализа тектогенеза в архее и фанерозое.

Цель и задачи исследования. Цель исследования - выяснение стадийности формирования континентальной коры в архее и разработка модели тектогенеза (на примере восточной части Фенноскандинавского щита) на базе синтеза новых материалов по геологии, тектонике, изотопной геохронологии, петрогеохимии архейских структурно-вещественных комплексов Беломорского подвижного пояса и сопряженных с ним структур.

Для реализации указанной цели последовательно решались следующие задачи:

- детальное геологическое картирование ключевых для геодинамических реконструкций территорий;

- петролого-геохимическое изучение главных структурно-вещественных комплексов и определение наиболее вероятного их генезиса;

- прецизионное (в ряде случаев с использованием ионного зонда NORDSIM) U-Pb по цирконам датирование реперных магматических и метаморфических образований;

- построение геодинамических моделей развития литосферы региона в архее;

- корреляция геологических процессов в восточной части Фенноскандинавского щита;

- сопоставление последовательности и длительности развития тектоносферы в архее и фанерозое.

Научная новизна. В Беломорском подвижном поясе Фенноскандинавского щита впервые установлены: архейские (2720 млн. лет) коровые эклогиты, указывающие на возможность в это время субдукции и последующей эксгумации коровых пород с больших глубин; фрагменты мезо- и неоархейской океанической коры; мезо- и неоархейские латеральные ряды структурно-вещественных комплексов, отражающих субдукционно-аккреционную стадию формирования литосферы.

Разработана модель формирования неоархейской аккреционно-коллизионной системы и показано, что последовательность и продолжительность ее развития сопоставима с эволюцией фанерозойских складчатых поясов (орогенов).

Фактический материал. В основу исследования положен большой фактический материал, собранный за 23 года лично автором и коллективами, в составе которых он работал, в восточной части Фенноскандинавского щита, преимущественно в Беломорской провинции и северной части Карельской. Материал собран в рамках выполнения плановых научно-исследовательских работ Института геологии Карельского научного центра РАН по темам № 97 «Геологическое строение и развитие земной коры Северной Карелии» (1985-1990 гг.), № 130 «Основные закономерности эволюции магматизма в раннем докембрии Северной Карелии» (1991-1996), № 138 «Эволюция земной коры Беломорского подвижного пояса Балтийского щита» (1997-2001). Значительный объем геохимических исследований пород Беломорского подвижного комплекса был выполнен совместно с учеными Лундского университета (Швеция) и ГЕОХИ РАН в рамках международного проекта в 1995-1997 гг., а также в 1997-1999 и 1999-2001 гг., когда проводились исследования западной части Беломорской провинции совместно с учеными ГИН РАН, ИГЕМ РАН по инициативным проектам РФФИ (№ 96-05-65283; 99-05-65607, рук. А.А. Щипанский). Знакомство с Пебозерским и Костомукшским зеленокаменными поясами Карелии осуществлялось в 1998-1999 гг. в рамках экспедиционного проекта Президентской программы «Интеграция», совместно с учеными геологического факультета МГУ (рук. О.И. Володичев). Большой объем данных о петрологии, геохронологии и геологии зеленокаменных и эклогитсодержащих комплексов Беломорского подвижного пояса был получен в 2000-2004 гг. во время реализации инициативных проектов РФФИ «Субдукционная и коллизионная геодинамические обстановки в позднем архее (на примере восточной части Балтийского щита)» (№ 00-0564295, рук. А.И. Слабунов) и «Древнейшие на Земле офиолиты и эклогиты: тектоническая позиция в структуре Беломорской коллизионной системы (Балтийский щит) и условия тектогенеза в позднем архее» (№ 02-05-64010, рук. А.И. Слабунов).

Банк данных химического состава образцов горных пород, собранных автором, содержит результаты около 700 полных силикатных анализов, более 600 спектральных анализов на V, Сг, Ni, Со, Ti, Мп, выполненных в химической лаборатории ИГ КарНЦ РАН, более 300 рентгено-флюоресцентных анализов на редкие элементы, около 100 — на редкие и редкоземельные элементы, выполненные методом ICP-MS. Кроме того, было сделано около 300 микрозондовых определений состава минералов из метаморфических и магматических пород. Совместно с Е.В. Бибиковой (ГЕОХИ РАН) проведены геохронологические исследования 18 реперных объектов. Получены результаты Sm-Nd изотопно-геохимических исследований 20 проб пород региона.

Личный вклад автора. По результатам детального геологического картирования, выполненного лично автором и при его непосредственном участии, проведения петрогеохимических и геохронологических исследований в Беломорском подвижном поясе Фенноскандинавского щита впервые выделен Керетский зеленокаменный пояс; совместно с B.C. Степановым (ИГ КарНЦ РАН) обосновано выделение Центрально-Беломорского зеленокаменного пояса, сложенного, главным образом, океаническими структурно-вещественными комплексами, а с группой А.А. Щипанского (ТИН РАН) -Ириногорского комплекса супрасубдукционных офиолитов. Автор организовал и принял непосредственное участие в детальном геологическом картировании, выборе объектов для геохронологических и петрологических исследований Гридинского эклогитсодержащего комплекса, что позволило ему совместно с О.И. Володичевым (ИГ КарНЦ РАН) и Е.В. Бибиковой (ГЕОХИ РАН) собрать материалы, необходимые для доказательства существования архейских коровых эклогитов.

Практическая значимость. Выполненные при проведении исследования геологические карты-схемы были использованы при подготовке государственной геологической карты М 1 : 500 ООО и могут служить основой для подготовки легенд новой серии геокарт М 1 : 200 ООО. Предлагаемые модели формирования земной коры Беломорской провинции используются для оценки ее металлогенического потенциала.

Публикации и апробация результатов исследования. Результаты исследований отражены в 110 публикациях, в том числе 2 монографиях (в соавторстве), 48 статьях (в том числе 1 - в международном журнале, 11 - в академических рецензируемых журналах, 26 — сборниках научных работ). Основные положения работы докладывались на международной конференции «Типы и эпохи развития зеленокаменных поясов и их металлогения» (Петрозаводск, 1991), Всесоюзном совещании «Эволюция докембрийской литосферы» (Ленинград, 1991), международном семинаре «Докембрий южной части Канадского щита и восточной части Балтийского» (Дулут, США, 1991), V Всероссийской школе «Структурный анализ кристаллических комплексов» (Санкт-Петербург, 1993), международном симпозиуме Ассоциации геологических обществ Европы «Докембрий Европы: стратиграфия, структурная эволюция и минерализация» (Санкт-Петербург, 1995), Всероссийском совещании «Главнейшие рубежи геологической эволюции Земли в докембрии и их изотопно-геохронологическое обоснование» (Санкт-Петербург, 1995), международном совещании «Корреляция геологических комплексов Фенноскандии» (Санкт-Петербург, 1996), международном совещании «Протерозойская эволюция в Северо-Атлантическом регионе» (Гус-Бэй, Канада, 1996), 9 и 10-м Международных симпозиумах Европейского союза геологических наук (Страсбург, Франция, 1997, 1999), Всероссийском совещании «Докембрий Северной Евразии» (Санкт-Петербург, 1997), международном совещании «Беломорский подвижный пояс (геология, геохронология, геодинамика)» (Петрозаводск, 1997), 2-м, 3-м, 4-м, 5-м, 6-м рабочих совещаниях по международному проекту SVEKALAPKO-EUROPROBE (Ламми, Финляндия, 1997, 1999,

2000, 2001, Репино, Россия, 1998), международной конференции «Проблемы генезиса магматических и метаморфических пород» (Санкт-Петербург, 1998), международном симпозиуме по офиолитам (Оулу, Финляндия, 1998), XXXII тектоническом совещании «Тектоника, геодинамика и процессы магматизма и метаморфизма» (Москва, 1999), международной конференции «Ранний докембрий: генезис и эволюция континентальной коры (геодинамика, петрология, геохронология, региональная геология)» (Москва, 1999), I Российской конференции по изотопной геохронологии «Изотопное датирование геологических процессов: новые методы и результаты» (Москва, 2000), международном совещании «Суперконтиненты в геологическом развитии докембрия» (Иркутск, 2001), 4-м международном симпозиуме по архею (Петр, Австралия, 2001), рабочем совещании по проектам EUROBRIDGE and SVEKALAPKO «Тектоника литосферных плит в архее и протерозое: геологические и геофизические данные» (Санкт-Петербург, 2001), международном симпозиуме «Динамика литосферы Европы» (Стокгольм, Швеция, 2002), I

Всероссийской научной конференции «Геология, геохимия, геофизика на рубеже XX и XXI веков» (Москва, 2002), международной конференции «Проблемы геодинамики и минерагении Восточно-Европейской платформы» (Воронеж, 2002), IX Чтениях А.Н. Заварицкого «Эволюция внутриконтинентальных подвижных поясов: тектоника, магматизм, метаморфизм, седиментогенез, полезные ископаемые» (Екатеринбург, 2003), II Российской конференции по изотопной геохронологии «Изотопная геохронология в решении проблем геодинамики и рудогенеза» (Санкт-Петербург, 2003), 32-м Международном геологическом конгрессе (Флоренция, Италия, 2004). Защищаемые положения:

1. В Беломорском подвижном поясе Фенноскандинавского щита впервые выделены два архейских (2,88-2,83 и 2,8-2,78 млрд. лет) зеленокаменных комплекса и в их составе фрагменты океанической коры.

Впервые установлен мезоархейский латеральный ряд структурно-вещественных комплексов (вулканогенные образования - метаграувакки - породы океанической коры) и определена геодинамическая обстановка их образования (вулканическая островная дуга -преддуговой бассейн - океаническая структура). Эта комбинация сопоставима с системами на конвергентных границах литосферных плит западнотихоокеанского типа.

2. Впервые доказано существование архейских (2720 млн. лет) коровых эклогитов, находка которых является индикатором проявления в неоархее субдукции и эксгумации коровых пород с больших глубин.

3. Латеральные ряды мезо- и неоархейских структурно-вещественных комплексов Беломорского подвижного пояса маркируют субдукционно-аккреционные стадии развития коллизионной системы. Индикаторами неоархейской коллизии являются тектонические покровы, метаморфические преобразования пород в условиях высоких давлений, купольный тектогенез и гранитообразование. Формирование 2,7-2,6 млрд. лет назад базитовых даек, массивов субщелочных гранитоидов, грубообломочных осадков является показателем позднеколлизионной стадии ее эволюции.

4. Развитие архейской тектоносферы в период 3,05-2,5 млрд. лет, отраженное в структурно-вещественных комплексах Фенноскандинавского щита, по последовательности главных событий и длительности сопоставимо с циклом Вилсона, а два эпизода в его рамках продолжительностью 200 и 300 млн. лет - с циклами Бертрана.

Благодарности.

Автор выражает искреннюю благодарность Е.В. Бибиковой, О.И. Володичеву и B.C. Степанову за многолетнее всестороннее сотрудничество по изучению докембрия Фенноскандинавского щита, B.C. Федоровскому за партнерство и возможность знакомиться с творческой мастерской ученого; С.Б. Лобач-Жученко и Ю.В. Миллеру за оказание методической помощи в исследованиях архея, С. Богдановой, Р. Горбачеву, Ф.П.

Митрофанову и |С.И. Рыбакову! за обсуждение актуальных проблем геологии и моральную поддержку исследований; А.А. Щипанскому и А.В. Самсонову за плодотворное сотрудничество при исследовании северной Карелии и обсуждение полученных материалов; В.Н. Кожевникову, Ю.Й. Сыстре и Е.В. Шаркову за консультации и обсуждение вопросов геологии докембрия; Т.И. Кирнозовой, А.В. Коваленко,

И.Н. Крылову) и О.В. Парфеновой за помощь в проведении аналитических работ и консультации по интерпретации результатов изотопных, геохимических, микрозондовых исследований. Автор благодарен коллегам, совместная работа или общение с которыми имели для него важное значение: К.Х. Авакяну, Н.А. Арестовой, И.И. Бабариной, В.В. Балаганскому, Т.Б. Баяновой, М.И. Богиной, А.Б. Вревскому, К. Гиллену, М.З. Глуховскому, JI.C. Головановой, А.И. Голубеву, B.JI. Злобину, Т.И. Каулиной, А.Н. Конилову, С.П. Кориковскому, Н.Е. Король, А.Б. Котову, JI.B. Кулешевич, B.C. Куликову, В.В. Куликовой, В.А. Матреничеву, А.Д. Ножкину, JI.JI. Перчуку, Е.С. Пржиялговскому,

И.С. Пухтелю, В.И. Робонену, О.М. Розену, А.И. Русину, [А.П. Светову|, С.А. Светову, А.И. Световой, Л.П. Свириденко, О.С. Сибелеву, Е.В. Склярову, В.Д. Слюсареву, П. Соръянену-Варду, М.М. Стенарю, А.В. Степановой, Е.С. Терехову, В.В. Травину, О.М. Туркиной, В.П. Чекулаеву, В.В. Щипцову и Н.И. Щипцовой.

Большую помощь при оформлении работы оказывали сотрудники лаборатории петрологии и тектоники Института геологии КарНЦ РАН А.К. Карпова и Э.Т. Кравченко, за что автор выражает им признательность.

Автор благодарит РФФИ за финансовую поддержку (гранты № 96-05-65283; 99-0565607, 00-05-64295, 03-05-64010) исследований, результаты которых легли в основу многих представленных материалов.

Заключение Диссертация по теме "Общая и региональная геология", Слабунов, Александр Иванович

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Ядро аккреционно-коллизионной системы восточной части Фенноскандинавского шита составляют структурно-вещественные комплексы Беломорского подвижного пояса. В его составе выделяются три разновозрастные генерации зеленокамеиных комплексов, соответственно с возрастом 2,88-2,83; 2,8-2,76 и около 2,7 млрд. лет, которые слагают зеленокаменные пояса и отдельные структуры, две генерации парагнейсовых комплексов (чупинский и калйкорвинский), сформировавшиеся соответственно 2,9-2,88 и 2,8-2,77 млрд. лет (чупинский комплекс слагает парагнейсовый пояс, а каликорвинский входит в состав зеленокаменного пояса), а также два океанических структурно-вещественных комплекса (базит-гипербазитовый комплекс Центрально-Беломорского зеленокаменного пояса с возрастом не моложе 2,88-2,85 млрд. лет и супрасубдукционных офиолитов Ириногорской и Хизоваарской структур - не моложе 2,78 млрд. лет).

Кроме того, в Беломорском подвижном поясе Фенноскандинавского щита в районе с. Гридино впервые в мире установлены и описаны архейские эклогиты и продукты их ретроградного декомпрессионного преобразования - симплектитовые эклогиты. Возраст цирконов, кристаллизовавшихся во время метаморфизма эклогитовой фации, - 2720 ± 8 млн. лет. Эклогиты формировались при Р = 14,0-17,5 кбар и Т = 740-865° С на глубинах до 60-65 км.

Эклогитсодержащий архейский комплекс представляет собой интенсивно мигматизированный микстит (меланж?) и слагает тектоническую пластину в неоархейском коллаже. Протолитом эклогитов являются базиты, реже ультраосновные базиты (пироксениты), которые по петрохимическим особенностям сопоставимы с базит-ультрабазитовыми эклогитами океанической коры. Эклогиты служат индикаторами проявления в неоархее субдукции.

Полученные данные позволяют выделить следующие главные стадии развития литосферы Беломорской и сопряженной части Карельской структур Фенноскандинавского щита в период с 2,88 до 2,58 млрд. лет (т.е. на протяжении 300 млн. лет):

1) начальную (до 2,88 млрд. лет), когда формировалась главным образом океаническая литосфера, небольшим фрагментом которой является базит-гипербазитовый комплекс Центрально-Беломорского зеленокаменного пояса;

2) раннюю субдукционно-аккреционную (2,88-2,83 млрд. лет), когда сначала в связи с процессами субдукции образовались компоненты новой континентальной коры, а позднее в результате их аккреции - два микроконтинента («керетьозерский» и «тулппио»);

3) позднюю субдукционно-аккреционную (2,8-2,74 млрд. лет), когда на конвергентных границах литосферных плит продолжилось образование новых фрагментов сиаля, сформировался «беломорский» микроконтинент;

4) предколлизионную (2,73-2,71 млрд. лет), когда происходит смена субдукции под край «беломорского» микроконтинента на его коллизию с микроконтинентом «тулппио»;

5) раннюю коллизионную (2,71-2,7 млрд. лет), когда в процессе взаимодействия двух микроконтинентов формируется коллизионный ороген гималайского типа;

6) позднеколлизионную (2,7-2,6 млрд. лет), когда происходит коллапс образовавшегося орогена, сопровождающийся базитовым магматизмом, формированием комплексов, сопоставимых с вулканогенной молассой.

Последовательность главных стадий формирования литосферы восточной части Фенноскандинавского щита во второй половине архея, как показал анализ имеющихся данных, сопоставима с их последовательностью в рамках цикла Вилсона: начальная, во время которой, вероятно, произошел распад «острова сиаля» (выделяется по косвенным признакам), ранняя, во время которой в зонах субдукции формируется новая континентальная кора, в зонах спрединга и задуговых бассейнах - океаническая, а под воздействием плюмов - вулканические плато, происходят аккреционные процессы; средняя (коллизионная), когда происходит интенсивное взаимодействие континентальных плит (или микроплит), закрытие океанов, формируется структура континентальных блоков; поздняя, во время которой происходит распад (коллапс) образовавшейся коллизионной системы; заключительная, характеризуется слабой эндогенной активностью, предшествует началу нового цикла.

Продолжительность формирования литосферы восточной части Фенноскандинавского щита во второй половине архея в целом и ее главных стадий также сопоставима с их продолжительностью в рамках классического цикла Вилсона: общая продолжительность — около 550 млн. лет (с 3,05 до 2,5 млрд. лет), в том числе начальная стадия - около 50 млн. лет, ранняя - 340 млн. лет (3,05-2,717 млрд. лет), средняя (коллизионная) - 30 млн. лет (2,72-2,69 млрд. лет), поздняя - 110 млн. лет (2,69-2,58 млрд. лет), заключительная - 80 млн. лет (2,58-2,5 млрд. лет). Близкая динамика развития литосферы во второй половине архея отмечается и для других (Канадского, Южно-Африканского, Западно-Австралийского) щитов.

В рамках архейского цикла Вилсона в развитии литосферы восточной части Фенноскандинавского щита выделяется два цикла второго порядка: первый из них продолжительностью 200 млн. лет (3,05-2,85 млрд. лет) отвечает формированию Ведлозерско-Сегозерского аккреционного орогена, второй продолжительностью 300 млн. лет (2,88-2,58 млрд. лет) — Беломорского коллизионного орогена.

Большой объем полученных в последнее десятилетие новых геологических, геохронологических, изотопно-геохимических и геофизических данных по восточной части Фенноскандинавского щита и особенно Беломорскому подвижному поясу дает основание полагать, что в ближайшее время наиболее перспективные направления исследований, которые могут иметь важное значение для решения фундаментальных проблем раннедокембрийекой геологии, будут связаны с изучением мезо- и неоархейских фрагметов океанической коры, эклогитов, магматических комплексов коллизионной стадии, а также глубинного строения литосферы.

Фенноскандинавский щит, в пределах которого в настоящее время установлены, по крайней мере, три разновозрастные группы докембрийских фрагментов океанической коры: мезоархейский (Центрально-Беломорский), неоархейский (ириногорский комплекс) и палеопротерозойский (Йормуа), является хорошим полигоном для изучения эволюции этих комплексов путем сравнения состава однотипных пород. Благодаря находкам в мезоархейских перидотитах первичномагматических оливинов и, вероятно, пироксенов перспективно изучение их тонкой геохимии (в первую очередь РЗЭ), что позволит оценить состав архейской мантии. Другой интересный аспект исследований оливина -изучение его микроструктуры. Эти данные могут нести информацию о деформациях мантийного уровня (Добржинецкая, 1989).

В Беломорском подвижном поясе Фенноскандинавского щита сейчас известно два района (Володичев и др., 2004; Объяснительная., 1994; Konilov et al., 2004) в которых установлены архейские эклогиты. Изучение петрологии и тектонической позиции этих пород позволит получить новые данные об особенностях субдукции и эксгумации коровых пород в неоархее и о термальной структуре литосферы.

Изучение магматических и метаморфических следствий коллизионных процессов на глубоких срезах земной коры крайне важно для понимания природы этих явлений (Федоровский и др., 1997). В условиях сдвиговых деформаций в коллизионных системах могут формироваться своеобразные по составу и структурной позиции синметаморфичес-кие стресс-граниты (Владимиров и др., 2004). Более экзотично выглядит явление, обнаруженное на Байкальском геодинамическом полигоне: внедрения базальтовой магмы в гранитный расплав - синметаморфический магматический минглинг (Скляров и др., 2001). Это один из малоизученных коллизионных эффектов, когда в ходе коллизии в локальных зонах возникают условия растяжения коры. Может быть, именно такие эффекты дают основание (Терехов, 2003) существенно преувеличивать роль процессов растяжения при формировании Беломорского подвижного пояса на ранних стадиях развития.

Значительные перспективы в понимании связи между картируемыми на поверхности геологическими структурами и глубинным строением земной коры восточной части Фенноскандинавского щита связаны с работами по интерпретации выполненных здесь 32 сейсмических профилей (Глубинное., 2004). Наибольшее значение имеют два из них, сделанные на территории России в последние годы ГНПП «Спецгеофизика»: I-EB (Кольская сверхглубокая - Кемь - Лодейное Поле) и 4В (Кемь -Калевала). Проведенные исследования (Глубинное., 2004; Минц и др., 2001а, б, 2002; Самсонов и др., 2001) позволили установить особенности строения земной коры Беломорской и Карельской провинций, предложить модели их формирования. Однако они показали, что геологическая трактовка сейсмоотражающих поверхностей может существенно отличаться у разных авторов, и это во многом связано с отсутствием детальных структурно-геологических данных. Таким образом, для интерпретации сейсмологических материалов необходимы детальные (масштаба не менее 1 : 25 000) структурно-геологические карты, обеспеченные геохронологическими данными.

Все перечисленные задачи не могут быть решены в полной мере, если проводимые работы не будут сопровождаться прецизионным датированием геологических процессов. Современное состояние приборно-аналитической базы в нашей стране, в частности после введения в рабочий режим прибора SHRIMP-II во ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург), позволяющего определять возраст отдельных частей зерен циркона, дает основание надеяться на то, что будет решена проблема надежного датирования конкретных геологических процессов даже в полиметаморфических комплексах, к числу которых принадлежат образования Беломорского подвижного пояса.

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Слабунов, Александр Иванович, Петрозаводск

1. Авякян К.Х. Геология и петрология Центрально-Кольской гранулито-гнейсовой области архея. М. Наука. 1992. 168 с.

2. Артюшков Е.В. Геотектоника. М. Наука. 1979. 327 с.

3. Артюшков Е.В. Физическая геотектоника. М. Наука. 1993. 456 с.

4. Бабарина И.И. Структурная эволюция Кукасозерского сегмента Северо-Карельской коллизионной зоны // Геотектоника. 1998. № 3. С, 54-58.

5. Балаганский В.В. Главные этапы тектонического развития северо-востока Балтийского щита в палеопротерозое. Автореф. докт. .геол.-мин. наук. СПб. 2002. 32 с.

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

7. Балаганский В.В., Богданова М.Н., Козлова Н.Е. Структурно-метаморфическая эволюция Северо-Западного Беломорья. Апатиты: КФАН СССР. 1986а. 100 с.

8. Балаганский В.В., Глазнев В.Н., Осипенко Л.Г. Раннепротерзойская эволюция северо-востока Балтийского щита: террейновый анализ // Геотектоника. 1998. №2. С. 16-28.

9. Балаганский В.В., Козлова Н.Е. Крупномасштабные высокотемпературные пластические сдвиговые зоны в раннедокембрийских породах Кольского региона и их структурный парагенезис // Структурные парагенезисы и их ансамбли. Мат. совещ. М. ГНОС. 1997. С. 11-13.

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

11. Балуев А.И., Моралев В.П., Глуховский М.З., Пржиялговский Е.С., Терехов Е.Н. Тектоническая эволюция и магматизм Беломорской рифтовой системы // Геотектоника. 2000. № 5. С. 30-43.

12. Баянова Т.Б., Пожиленко В.И., Смолысин В.Ф., Кудряшов Н.М., Каулина Т.В., Ветрин В.Р. Каталог геохронологических данных по северо-восточной части Балтийского щита. Прил. № 3. Геология рудных районов Мурманской области. Апатиты. КНЦ РАН. 2002. 52 с.

13. Беляев О.А., Пожиленко В.И. Структурно-метаморфическая эволюция Беломорского подвижного пояса (Ёнский сегмент) // Беломорский подвижный пояс (геология, геодинамика, геохронология). Тез. докл. Петрозаводск. КарНЦ РАН. 1997. С. 17.

14. Берк К., Дьюи Дж. Д., Кидд У. С. Ф. Господство горизоптальных движений, островодужных и микроконтинентальных столкновений в течение позднего пермобильного этапа // Ранняя история Земли. М. Мир. 1980. С. 123-143.

15. Берзин Н.А., Колман Р.Г., Добрецов H.JI., Зоненшайн Л.П., Сяо Сючень, Чанг Э.З. Геодинамическая карта западной части Палеоазиатского океана // Геология и геофизика. 1994. Т. 35. С. 8-28.

16. Беус А.А. Геохимия литосферы. М. Недра. 1981. 335 с.

17. Бибикова Е.В. Уран-свинцовая геохронология ранних этапов развития древних щитов. М. Наука. 1989. 179 с.

18. Бибикова Е.В., Богданова М.Н., Шельд Т. Новые U-Pb изотопные данные для архея северо-западного Беломорья // ДАН. 1995а. Т. 344. № 6. С. 794-797.

19. Бибикова Е.В., Богданова С.В., Глебовицкий В.А., Клайсон С., Шельд Т. Этапы эволюции Беломорского подвижного пояса по данным U-Pb цирконовой геохронологии (ионный микрозонд NORDSIM) // Петрология. 2004. № 3. С. 227-244.

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

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

22. Бибикова Е.В., Слабунов А.И. Реконструкция возраста протолита архейских комплексов Балтийского щита // Геология, геохимия, геофизика на рубеже XX и XXI веков. Материалы всероссийской научной конференции. Том 2. Москва. 2002. С. 5153.

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

24. Бибикова Е.В., Слабунов А.И., Кирнозова Т.И., Марков В.А., Борисова Е. Ю., Кевлич В.И. U-Pb геохронология и петрохимия диорит-плагиогранитного батолита Северной Карелии // Геохимия. 1997. № 11. С. 1154-1160.

25. Бибикова Е.В., Слабунов А.И., Кирнозова Т.И., Марков В.А., Кевлич В.И. U-Pb возраст цирконов из пород Керетской гранит-зеленокаменной системы в зонесочленения Карельской и Беломорской структур Балтийского щита // ДАН. 19956. Т. 343. №4. С. 517-521.

26. Бибикова Е. В., Шелъд Т., Богданова С. В., Другова Г. М., Лобач-Жученко С. Б. Геохронология беломорид интерпретация многостадийной геологической истории // Геохимия. 1993. № 10. С. 1393-1411.

27. Богданов Ю.Б., Воинов А.С., Суханов В.А., Харитонов Л.Я. О структурном соотношении Карельской и Беломорской формаций в Кемском районе Восточной Карелии // Доклады АН СССР. 1968. Т. 156. № 3. С. 550-553.

28. Богданов Ю.Б., Воинов А.С., Юдин Б.А. Конгломераты района оз. Воче-Ламбина (Кольский полуостров) // Вестник Ленинградского университета. Геология и география. Вып. 4. № 24. 1976. С. 46-51.

29. Божко Н.А. Тектоно-термальная переработка — характерный эндогенный режим докембрия // Геотектоника. 1995. № 2. С. 61-74.

30. Божко Н.А., Баркин Ю.В. Суперконтинентальная цикличность и ее возможные механизмы // Ломоносовские чтения 2002 года. М. МГУ. 2002. С. 4-6.

31. Борукаев Ч.Б. Структура докембрия и тектоника плит. Новосибирск: Наука. 1985. 190 с.

32. Великославинский С.Д. Геохимическая типизация кислых магматических пород ведущих геодинамических обстановок // Петрология. 2003. Т. 11. № 4. С. 363-380.

33. Ветрин В.Р. Гранитоиды Мурманского блока. Апатиты. 1984. 112 с.

34. Виноградов А.П. Средние содержания химических элементов в главных типах изверженных горных пород земной коры // Геохимия. 1962. № 7. С. 555-571.

35. Владимиров А.Г., Федоровский B.C., Хромых С.В., Докукина К.А. Синсдвиговые стресс-граниты глубинных уровней коллизионной системы ранних каледонид Западного Прибайкалья // ДАН. 2004. Т. 397. № 5. С. 643-649.

36. Володичев О.И. Ранний метаморфизм пород беломорского комплекса центральной части Западного Беломорья. Автореф. дисс.канд. геол.-мин. наук. М. 1972. 25 с.

37. Володичев О.И. Кианитовые эклогитоподобные породы беломорского комплекса // Информ. материалы (геология и полезные ископаемые) за 1974 г. Петрозаводск. 1976. С. 45-51.

38. Володичев О.И. Метаморфизм фации дистеновых гнейсов на примере беломорского комплекса. JI. Наука. 1975. 170 с.

39. Володичев О.И. Эволюция метаморфизма полициклического беломорского комплекса // Цикличность и направленность процессов регионального метаморфизма. Л. Наука. 1977. С. 57-79.

40. Володичев О.И. Беломорский комплекс Карелии (геология и петрология). Л. Наука. 1990. 248 с.

41. Володичев О.И. Эндогенное отражение беломорской коллизионной орогении в Карельском кратоне // Тез. докл. Междун. совещ. «Докембрий Северной Евразии». СПб. 1997. С. 22.

42. Володичев О.И. Геолого-петрологические признаки субдукционной стадии развития Беломорской коллизионной структуры в верхнем архее // Беломорский подвижный пояс. Материалы международной конференции. Петрозаводск. 1997. С. 23-24.

43. Володичев О.И. Архейские и протерозойские домены в докембрии Карелии исопряженных территоий // Суперконтиненты в геологическом развитии докембрия: Материалы совещания. Иркутск. ИЗК СО РАН. 2001. С. 51-54.

44. Володичев О.И. P-T-t тренды эволюции метаморфизма при формировании позднеархейской Беломорской коллизионной структуры. // Тезисы докладов научной конференции, посвященной 10-летию РФФИ «Карелия и РФФИ». Петрозаводск. 2002а. С. 59-60.

45. Володичев О.И. Эндогенные режимы метаморфизма в различных геодинамических обстановках докембрия Карелии. Заключительный отчет по теме № 158. Петрозаводск. 2002в. С. 7-85.

46. Володичев О.И., Король Н.Е. Геология и метаморфизм пород гранулитовой фации беломорского комплекса // Петрология глубокометаморфизованных комплексов Карелии. Петрозаводск. 1983. С. 5-26.

47. Володичев О.И., Слабунов А.И., Бибикова Е.В., Конилов А.Н., Кузенко Т.И. Архейские эклогиты // Петрология. 2004. Т. 12. № 6. С. 609-631.

48. Воче-Ламбинский архейский геодинамический полигон Кольского полуострова. Под. ред. Ф. П. Митрофанова и В. И. Пожиленко. Апатиты. КФ АН СССР. 1991. 196 с.

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

50. Вревский А.Б. Петрология коматиитов, изотопно-геохимическая эволюция верхней мантии и геодинамика архейских зеленокамеиных поясов. Автореф. докт. .геол.-мин. наук. СПб. 2000. 37 с.

51. Вревский А.Б., Левченков О.А. Геолого-геохронологическая шкала эндогенных процессов докембрийских комплексов центральной части Кольского полуострова // Геодинамика и глубинное строение советской части Балтийского щита. Апатиты. КНЦ РАН. 1992. С. 77-80.

52. Геодинамические реконструкции. Методическое руководство. Л. Недра. 1991. 144 с.

53. Геохронологические рубежи и геологическая эволюция Балтийского щита / Лобач-Жученко С.Б., Кратц К.О., Герлинг Э.Г. и др. Л. Наука. 1972. 193 с.

54. Геологическая карта Кольского региона (северо-восточная часть Балтийского щита). Масштаб 1:500000. Гл. ред. Митрофанов Ф.П. Апатиты. 1996.

55. Геология и магматизм области сочленения беломорид и карелид (Беломорско-Карельский глубинный разлом). Л. Наука. 1974. 184 с.

56. Геология и петрология архейского гранитно-зеленокаменного комплекса Центральной Карелии. Под ред. К.О. Кратца. Л. Наука. 1978. 264 с.

57. Геология Карелии. Отв. ред. Соколов В.А. Л. Наука. 1987.231 с.

58. Геология СССР. Т. 37. Карельская АССР. М. Госгеолтехиздат. 1960. 740 с.

59. Геохимия гипербазитов Карело-Кольского региона. Л. Наука. 1971. 140 с.

60. Голованова Л С Изменение вещественного состава глиноземистых гнейсов при ультраметаморфизме (на примере чупинской свиты) // Петрология глубокометаморфизованных комплексов Карелии. Петрозаводск. КФ АНСССР. 1983. С. 39-50.

61. Голованова Л.С., Алексеев Б.Я. Чупинская свита беломорской серии // Геология, минералогия и геохимия пегматитовых полей Карелии. Петрозаводск. 1978. С. 48-62.

62. Горлов Н.В. Структура Беломорид. Л. Наука. 1967. 112 с.

63. Гладкозуб Д.П. Эволюция южной части Сибирского кратона в докембрии раннем палеозое и ее связь с суперконтинетальными циклами. Автореф. докт. .геол.-мин. наук. М. 2004. 36 с.

64. Глебовицкий В.А. Проблемы эволюции метаморфических процессов в подвижных областях. JI. Наука. 1973. 127 с.

65. Глебовицкий В.А., Зингер Т.Ф., Беляцкий Б.В. О возрасте гранулитов Западно-Беломорского пояса и покровообразования в нем // ДАН. 2000. Т. 371. № 1. С. 63-66.

66. Глебовицкий В.А., Миллер Ю.В., Другова Г.М., Милькевич Р.И., Вревский А.Б. Структура и метаморфизм Беломоро-Лапландской коллизионной зоны // Геотектоника. 1996. № 1.С. 63-75.

67. Глебовицкий В.А., Шемякин В.М. Позднеархейские коллизионные орогены Западной Лавразии // Тезисы докладов межд. совещание «Докембрий Северной Евразии». СПб. ИГГД РАН. 1997. С. 25-26.

68. Глубинное строение и сейсмичность Карельского региона и его обрамления. Под ред. Шарова Н.В. Петрозаводск. КарНЦ РАН. 2004. 353 с.

69. Гродницкий Л.Л., Ручьев A.M., Крохин А.И. Лоушское пегматитовое поле (структурное развитие, полиметаморфизм, гранитоиды и пегматитообразование) // Петрозаводск. 1985. 176 с.

70. Демидов Н.Ф., Кратц К.О. Стратиграфия и тектоника Кукасозерско-Тикшеозерской зоны карелид Северной Карелии // Проблемы геологии нижнего протерозоя Карелии. Петрозаводск. 1974. С. 95-116.

71. Диагностика и картирование чешуйчато-надвиговых структур. Методическое пособие. СПб. Роскомнедра. ВСЕГЕИ. 1994. 191 с.

72. Добржинецкая Л.Ф. Деформации магматических пород в условиях глубинного тектогенеза. М. Наука. 1989. 288 с.

73. Добрецов H.JI. Проблемы соотношения тектоники и метаморфизма Н Петрология. 1995. Т. 3.№ 1.С. 23

74. Добрецов H.JI. Процесс коллизии в палеозойских складчатых областях и механизмы экзгумации // Петрология. 2000. Т. 8. № 5. С. 451-476.

75. Добрецов H.JI., Кирдяшкин А.Г. Динамика зон субдукции: модели формирования аккреционного клина и подъема глаукофановых сланцев и эклогитов // Геология и геофизика. 1991. № 3. С. 4-20

76. Добрецов H.JL, Кирдяшкин А.Г., Кирдяшкин А.А. Глубинная геодинамика. 2-е изд., доп. и перераб. Новосибирск. СО РАН. 2001. 409 с.

77. Добрецов H.JL, Соболев Н.В., Шацкий B.C. Эклогиты и глаукофановые сланцы в складчатых областях. Новосибирск. Наука. 1989. 235 с.

78. Докембрийская тектоника северо-восточной части Балтийского щита (Объяснительная записка к тектонической карте масштаба 1: 500000). / Радченко А.Т., Балаганский В.В., Виноградов А.Н. и др. СПб: Наука. 1992.110 с.

79. Другова Г. М. Особенности раннедокембрийского метаморфизма в Беломорском складчатом поясе //ЗВМО. 1996. № 2. С. 24-38.

80. Другова Г.М., Левченков О.А., Савельева Т.Е. Гранитоиды раннего докембрия северо-западного Беломорья// ЗВМО. 1995. № 1. С. 35-51.

81. Дубинин Е.П., Ушаков С.А. Океанический рифтогенез. М. ГЕОС. 2001. 293 с.

82. Дук В.Л. Складки зоны ультраметаморфизма. Л. Наука. 1967. 83 с.

83. Дьюи Дж., Берд Дж. Горные пояса и новая глабальная тектоника // Новая глобальная тектоника. М. Мир. 1974. С. 191-219.

84. Зеленокаменные пояса фундамента восточно-европейской платформы (геология и петрология) // Отв. ред. Лобач-Жученко С.Б. Л. Наука. 1988. 212 с.

85. Земная кора восточной части Балтийского щита. Отв. ред. К.О. Кратц. Л. Наука. 1978. 232 с.

86. Зингер Т.Ф. Морфогенетическая эволюция цирконов в полиметаморфических породах // ДАН. 1993. Т. 331. № 4. С. 452-455.

87. Интерпретация геохимических данных. Под. ред. Е.В. Склярова. М. Интермет Инжиниринг. 2001.288 с.

88. Кадик А.А., Максимов А.П., Иванов Б.В. Физико-химические условия кристаллизации и генезиса андезитов (на примере Ключевской группы вулканов). М. Наука. 1986. 158 с.

89. Кадик А.А., Луканин О.А., Лапин И.В. Физико-химические условия эволюции базальтовых магм в приповерхностных очагах. М. Наука. 1990. 346 с.

90. Карта метаморфических фаций восточной части Балтийского щита, м-б 1:1500000. Отв. ред. В.А. Глебовицкий. 1978.

91. Карта минеральных фаций метаморфических пород восточной части Балтийского щита. Ред. В.А. Глебовицкий. СПб. 1991.

92. Каулина Е.В. U-Pb датирование цирконов из реперных геологических объектов Беломоро-Лапландского пояса (Северо-Западное Беломорье) // Автореф. Дисс. .канд. геол.-мин. наук. СПб. 1996. 18 с.

93. Кислицын Р.В. Возраст и кинематика тектонических движений в ядре раннепротерозойского Лапландско-Кольского орогена. Автореф. дисс. . канд. геол.-мин. наук. СПб. 2001. 22 с.

94. Кислицин Р.В., Балаганский В.В., Манттари И. Возраст супракомплекса Воче-Ламбина, Кольский полуостров, по результатам U-Pb датирования по циркону // Общиевопросы расчленения докембрия. М-лы III Всероссийского совещания. Апатиты. 2000а. С.103-106.

95. Кислицын Р.В., Балаганский В.В., Манттари И., Ганнибал Л.Ф., Пожиленко В.И. U-РЬ возраст цирконов из габброноритов и габброанортозитов полигона Воче-Ламбина, Кольский полуостров // Вестник МГУ. 20006. Т. 3. № 2. С. 307-314.

96. Книппер А.Л., Савельева Г.Н., Шараськин А. Я. Проблемы классификации офиолитов // Фундаментальные проблемы общей тектоники. М. Научный мир. 2001. С. 250-283.

97. Коваленко А.В., Ризванова Н.Г. Остерский плутон — древнейший массив двуполевошпатовых гранитов на Балтийском щите // ДАН. 2000. Т. 373. № 1. С. 210— 214.

98. Коваленко В.И., Ярмолюк В.В., Ковач В.П., Котов А.Б., Козаков И.К., Сальникова Е.Б. Источники фанерозойских гранитоидов центральной Азии: Sm-Nd-изотопные данные // Геохимия. 1996. № 8. С. 699-712.

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

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

101. Кожевников В.Н. Аномальные геохимические ассоциации в Хизоваарской верхнеархейской зеленокаменной структуре, Северная Карелия // Очерки геологии докембрия Карелии. Петрозаводск. 1995. С. 84-107.

102. Кожевников В.Н. Архейские зеленокаменные пояса Карельского кратона как аккреционные орогены. Автореф. докт. .геол.-мин. наук. Петрозаводск. 1999.47 с

103. Кожевников В.Н. Архейские зеленокаменные пояса Карельского кратона как аккреционные орогены. Петрозаводск. КарНЦ РАН. 2000.223 с.

104. Кожевников В.Н., Белоусов Е.Ф. Архейские образования района Иринозера // Геология северо- и восточнокарельской структурных зон. Петрозаводск. 1987. С. 36-44.

105. Кожевников В.Н., Мельянцев Н.В., Белоусов Е.Ф., Дербасова A.JI. Геолого-геохимическая типизация коматиитов Северной Карелии // Геология и метаморфизм архейских зеленокаменных поясов. Петрозаводск. КарНЦ РАН. 1988. С. 40-56.

106. Кожевников В.Н., Травина Е.Н. Геохимия и микроструктуры кварцитов Хизоваарской структуры // Опер.- информ. материалы за 1992 г. Петрозаводск. 1993. С. 20-26.

107. Кожевников В.Н. Чухонин А.П., Шулешко И.К. Полихронный высокотермальный метаморфизм пород Западной Карелии // ДАН СССР. 1987. Т. 242. № 6. С. 1441-1445.

108. Козаков И.К., Котов А.Б., Ковач В.П., Сальникова Е.Б. Корообразующие процессы в геологическом развитии Байдарикского блока Центральной Монглии: Sm-Nd изотопные данные // Петрология. 1997. Т. 5. № 3. С. 240-248.

109. Кокс К.Г., Белл Дж. Д., Панкхерст Р. Дж. Интерпретация изверженных горных пород. М. Недра. 1982.414 с.

110. Колман Р.Г. Офиолиты. М. Мир. 1979. 263 С.

111. Колодяжный С.Ю. Структурно-кинематическая эволюция Карельского массива и Беломорско-Лапландского пояса в палеопротерозое (Балтийский щит). Автореф. докт. геол.-мин. наук. М. 2004.46 с.

112. Коматииты и высокомагнезиальные вулканиты раннего докембрия Балтийского щита. JI. Наука. 1988. 192 с.

113. Конди К. Архейские зеленокаменные пояса. Москва. Мир. 1983. 390 с.

114. Коншин В.А. Геология и метаморфизм района оз.Верхнее Куйто Тоухтуринъярви (Вокнаволокский блок, Западная Карелия) // Ранний докембрий Карелии (геология, петрология, тектоническое строение). Петрозаводск. 1987. С. 70-89.

115. Коншин В.А. О таваярвинском комплексе // Докембрий Северной Карелии. Петрозаводск. КарНЦ АН СССР. 1990. С. 116-141.

116. Коншин В.А. Гранитоиды Пяозерско-Тикшеозерского поднятия // Докембрий Северной Карелии. Петрозаводск. КарНЦ РАН. 1994. С. 77-115.

117. Коншин В.А., Слабунов А.И., Степанов B.C. Геология района оз. Поньгома (Северная Карелия) // Геология и магма-тизм докембрия Карелии. Опер.- иформ. материалы за 1992 г. Петрозаводск. КарНЦ РАН. 1993. С. 3-9.

118. Кориковский С.П. Фации глубинности коровых эклогитов // Геология, геохимия и геофизика на рубеже XX и XXI веков. Материалы Всероссийской научной конференции. М. 2002. Т. 2. С. 108-110.

119. Кориковский С.П., Мирчовский В., Закариадзе Г.С. Метаморфическая эволюция и состав протолита плагиоклазсодержащих эклогит-амфиболитов Бугимского блока Сербо-Македонского массива, Македония // Петрология. 1997. Т. 5. № 6. С. 596-613.

120. Коросов В.И. Геология доятулийского протерозоя Восточной части Балтийского щита (сумий, сариолий). Петрозаводск. Изд. КарНЦ АН СССР. 1991. 118 с.

121. Коросов В.И., Назарова Т.Н. Новые данные по стратиграфии тикшозерской серии района оз. Тикшозеро // Оперативно-информационные материалы. Петрозаводск. 1977. С. 15-20.

122. Король Н.Е. Чарнокитоиды Пажминской интрузии и их метаморфические преобразования // Петрология глубокометаморфизованных комплексов Карелии. Петрозаводск. 1983. С. 64-92.

123. Костин В.А. Гранитоиды и метасоматиты Водлозерского блока (юго-восточная Карелия). Петрозаводск. 1989. 165 с.

124. Косой JI.A. Архейские известняки и генезис беломорской толщи Карелии // Уч. зап. ЛГУ. Серия геол.-почв.-географ. 1936. Вып. 3. № 10. С. 53-79.

125. Котов А.Б., Саморукова Л.М. Эволюция гранитообразования в тектоно-метаморфических циклах раннего докембрия. Л. Наука. 1990. 159 с.

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

127. Кратц К.О. Геология карелид Карелии. М.-Л. 1963. 210 с.

128. Кратц К.О., Демидов Н.Ф. Стратиграфия и тектоника Кукасозерско-Тикшеозерской зоны карелид Северной Карелии. (Тр. КАР ФАН СССР. Вып. И). Петрозаводск. 1963. С. 34-35.

129. Кудряшов Н.М. Геохронология парагнейсов, гранитогнейсов и метадиоритов района оз. Сенное (северо-западное Беломорье). Автореф. дисс. . канд. геол.-мин. наук. СПб. 1996. 28 с.

130. Кулешевич Л.В. Метаморфизм и рудоносность архейских зеленокаменных поясов юго-восточной окраины Балтийского щита. Петрозаводск. 1992.266 с.

131. Куликов B.C., Куликова В.В. Некоторые черты эндогенных режимов в докембрии Карельского региона // Эндогенные режимы формирования земной коры и рудообразования в раннем докембрии. JI. Наука. 1985. С. 187-192.

132. Куликова В.В. Волоцкая свита стратотип нижнего архея Балтийского щита. Петрозаводск. 1993.254 с.

133. Лаврентьева И.В., Перчук Л.Л. Экспериментальное изучение амфибол-гранатового равновесия (бескальциевая система) // ДАН. 1989. Т. 306. № 1. С. 173-175.

134. Лазарев Ю.И., Кожевников В.Н., Структурно-петрологическое изучение гранитизации. Л. Наука. 1973. 124 с.

135. Латышев Л.Н. Геологическое строение докарельских образований района оз. Воче-Ламбина Кислая губа // Геология и история формирования докембрийских структур Кольского полуострова. Апатиты. 1984. С. 20-27.

136. Левченков О.А., Володичев О.И., Зингер Т.Ф., Яковлева С.З., Макеев А.Ф., Шулешко И.К., Кевлич В.И. Возраст метаморфизма глиноземистых гнейсов района губы Поньгома (Беломорский подвижный пояс, Балтийский щит // ДАН. 2001. Т. 377. № 2. С. 235-238.

137. Левченков О.А., Николаев А.А., Богомолов Е.С., Яковлева С.З. Уран-свинцовый возраст кислых магматитов сумия Северной Карелии // Стратиграфия. Геологические корреляции. 1994. Т. 2. № 1. С. 3-9.

138. Леонов М.Г., Колодяжный С.Ю., Зыков Д.С., Лишневский Э.Н., Сомин М.Л. Очерки постархейской геодинамики Карельского массива. М. ГЕОС. 2001. 120 с.

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

140. Лобач-Жученко С.Б., Бибикова Е.В., Другова Г.М., Беляцкий Б.В., Грачева Т.В., Амелин Ю.В., Матреничев В. А. Геохронология и петрология магматического комплекса Тупой губы Северо-Западного Беломорья // Петрология. 1993. Т. 1. № 6. С. 657-677.

141. Лобач-Жученко С.Б., Арестова Н.А., Чекулаев В.П., Левченков О.А., Крылов И.Н., Левский Л.К., Богомолов Е.С., Коваленко А.В. Эволюция Южно-Выгозерского зеленокаменного пояса Карелии // Петрология. 1999. Т. 7. № 2. С. 155-171.

142. Лобач-Жученко С.Б.,Чекулаев В.П., Степанов B.C., Слабунов А.И., Арестова Н.А. Беломорский пояс позднеархейская аккреционно-коллизионная зона Балтийского щита // ДАН. 1998. Т. 358. № 2. С. 226-229.

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

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

145. Магматические горные породы. Кислые и средние породы. Том 4. М.: Наука. 1987. 438 с.

146. Магматические горные породы. Ультраосновные породы. Том 5. М:. Наука. 1988. 508 с.

147. Магматические формации СССР. Т. 2. Л.: Недра. 1979.279 с.

148. Макеев А.Б. Минералогия альпинотипных ультрабазитов Урала.СПб. 1992.195 с.

149. Матреничев В.А. Инициальный вулканизм архейских зеленокамеиных поясов Карелии: модели происхождения и гетерогенности источников. Автореф. дисс. канд. геол.-мин.наук. СПб. 2000.24 с.

150. Металлогения Карелии. Под ред. С.И. Рыбакова, А.И. Голубева. Петрозаводск. КарНЦ РАН. 1999.340 с.

151. Метаморфизм и тектоника. Под ред. Е.В. Склярова. М. Интермет Инжиниринг. 2001. 216 с.

152. Миллер Ю.В. Структура архейских зеленокамеиных поясов. Л. Наука. 1988. 144 с.

153. Миллер Ю.В. Позднеархейская покровная структура Беломорского подвижного пояса // Веста. СПбГУ. 1997. Сер.7. Вып. 3(21). С. 28-40.

154. Миллер Ю.В. Необычные пликативные формы в покровно-складчатой структуре Беломорского подвижного пояса // Геотектоника. 1997. № 4. С. 80-89.

155. Миллер Ю.В., Милькевич Р.И. Покровно-складчатая структура Беломорской зоны и ее соотношение с Карельской гранит-зеленокаменной областью // Геотектоника. 1995. № 6. С. 80-93.

156. Миллер Ю.В., Мыскова Т.А., Милькевич Р.И. Супракрустальные образования тектонических окон краевой части Карельского кратона (Северо-западное Беломорье) // Геотектоника. 1992. № 1. С. 13-28.

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

158. Минц М.В. Архейская тектоника миниплит // Геотектоника. 1998. № 6. С. 2-22.

159. Минц М.В., Берзин Р.Г., Заможняя Н.Г., и др. Палеопротерозойские коллизионные структуры в глубинном строении коры Карельского кратона по результатам сейсмопрофилирования МОГТ // ДАН. 2002. Т. 385. № 5. С. 648-654.

160. Митрофанов Ф.П. Современные проблемы и некоторые решения докембрийской геологии кратонов // Литосфера. 2001. № 1. С. 5-14.

161. Митрофанов Ф.П., Баянова Т.Б., Балабонин Н.Л., Сорохтин Н.О., Пожиленко В.И. Кольский глубинный раннедокембрийский коллизион: новые данные по геологии, геохронологии, геодинамике и металлогении // Вестник СПб ГУ.Сер. 7. 1997. Вып.З. № 21. С. 5-18.

162. Митрофанов Ф.П., Хильтова В.Я., Вревский А.Б. Эволюция архейской литосферы // Тектоника и некоторые проблемы металлогении раннего докембрия. М. 1986. С. 135-144.

163. Моралев В.М., Глуховский М.З. Архейская и раннепротерозойская тектоника // Фундаментальные проблемы общей тектоники. М. Научный мир. 2001. С. 50-90.

164. Морозова И.М., Ризванова Н.Г., Лохова К.И., Левский Л.К. U-Pb система цирконов из пород экзоконтакта щелочно-ультраосновной интрузии // Геохимия. 1998. № 8. С. 782-790.

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

166. Мыскова Т.А. Глиноземистые гнейсы Беломорья (химический состав, происхождение, условия формирования). Автореф. дисс.канд. геол.-мин. наук. СПб. 2001.24 с.

167. Мыскова Т.А., Милькевич Р.И., Львов Ю.В., Миллер Ю.В. Происхождение чупинских гнейсов Беломорья в свете новых литолого-геохимических данных // Литология и полезные ископаемые. 2000. № 6. С. 653-665.

168. Негруца В.З. Раннепротерозойские этапы развития восточной части Балтийского щита. Л. Недра. 1984. 270 с.

169. Неелов А Н Петрохимическая классификация метаморфизованных осадочных и вулканических пород. Л. Наука. 1980. 100 с.

170. Ненахов В.М., Иванников В.В., Кузнецов Л.В., Стрик Ю.Н. Особенности изучения и геологического картирования коллизионных гранитоидов. М. Роскомнедра. 1992. 100 с.

171. Объяснительная записка к геологической карте северо-восточной части Балтийского щита масштаба 1:500000. Авт.: Радченко А.Т., Балаганский В.В., Басалаев А.А. и др. Апатиты. КНЦ РАН. 1994. 96 с.

172. Общая стратиграфическая шкала нижнего докембрия России. Объяснительная записка. Апатиты. Изд. КНЦ РАН. 2002. 13 с.

173. Павлов Н.В., Григорьева-Чупрынина И.И. Закономерности формирования хромитовых месторождений. М. 1973. 198 с.

174. Перчук А. Л. Петрология и минеральная хронометрия коровых эклогитов. Автореф.докт. геол.-мин. наук. М. 2003. 48 с.

175. Перчук J1.JI., Ушаков С.А. Термодинамический режим метаморфизма в областях поддвигания литосферных плит// Вестник МГУ. 1973. Сер. геол. № 6. С. 20-29.

176. Петров В.П. Метаморфизм раннего протерозоя Балтийского щита. Апатиты. 1999. 325 с.

177. Петров В.П., Беляев О.А., Волошина З.М., Балаганский В.В., Глазунков А.Н., Пожиленко В.И. Эндогенные режимы метаморфизма в раннем докембрии. JI. Наука. 1990. 184 с.

178. Петрографический кодекс. Магматические и метаморфические образования. СПб. ВСЕГЕИ. 1995. 128 с.

179. Петрографический словарь. Под ред. Петрова В.П., Богатикова О.А., Петрова Р.П. М. Недра. 1981.496 с.

180. Петтеджон Ф.Дж. Осадочные породы. М. 1981. 751 с

181. Плаксенко А.Н. Типоморфизм акцессорных хромшпинелидов ультрамафит-мафитовых магматических формаций // Воронеж. Изд-во ВГУ. 1989.224 с.

182. Пожиленко В.И. Строение и данные к формационной характеристике Риколатвинской зоны Беломорья // Геология и история формирования докембрийских структур Кольского полуострова. Апатиты: Изд. КФ АН СССР. 1984. С. 56-63.

183. Пожиленко В.И. Метагипербазиты Енско-Риколатвинской зоны северо-западного Беломорья // Базит-гипербазитовый магматизм главных структурно-формационных зон Кольского полуострова. Апатиты: Изд. КФ АН СССР. 1987. С. 83-87.

184. Пожиленко В.И., Гавриленко Б.В., Жиров Д.В., Жабин С.В. Геология рудных районов Мурманской области. Апатиты: Изд. КНЦ РАН. 2002. 359 с.

185. Полканов А.А. Краткий обзор дочетвертичной геологии Кольского полуострова // Межд. геолог, конгр., XVII сессия. Путеводитель северная экскурсия, Кольский п-ов. 1937.

186. Половинкина Ю.Ир. Структуры и текстуры изверженных и метаморфических горных пород. Том II. Метаморфические породы. М. Недра. 1966. 272 с.

187. Предовский А.А. Геохимическая реконструкция первичного состава метаморфизованных вулканогенно-осадочных образований докембрия. Апатиты. 1970. 114 с.

188. Пржиялговский Е.С. Кольцевые структуры докембрия северной Карелии -геологическое строение и связь с линеаментными зонами. Автореф. дисс. канд. геол.-мин. наук. Москва. 1991. 25 с.

189. Пухтель, И.С., Журавлев, Д.З., Куликова, В.В., Самсонов А.В., Симон А.К. Коматииты Водлозерского блока (Балтийский щит) // ДАН СССР. 1991а. Т. 317. № 1. С. 197-202.

190. Раевская М.Б., Горьковец В.Я., Светова А.И., Володичев О.И. Стратиграфия докембрия Карелии. Опорные разрезы верхнеархейских отложений. Петрозаводск. КарНЦ РАН. 1992.190 с.

191. Ранний докембрий Балтийского щита. Ред. В.А. Глебовицкий. СПб. Наука. 2003. 483 с.

192. Ризванова Н.Г., Левченков О.А., Богданова B.C., Морозова ИМ., Левский Л.К. Сопоставление методик сепарации фаз цирконов для геохронологических целей // Геохимия. 1994. № 7. С. 1076-1087.

193. Рифтовая зона хребта Рейкьянес: тектоника, магматизм и условия осадкообразования. Наука. 1990. 236 с.

194. Робонен В.И. Об объеме и строении нижнего протерозоя Карелии // Проблемы геологии нижнего протерозоя Карелии. Петрозаводск. Карелия. 1974. С. 145-156.

195. Розен О.М., Зорин Ю.М., Заячковский А.А. Обнаружение алмаза в связи с эклогитами в докембрии Кокчетавского массива // ДАН СССР. 1972. Т. 203. С. 674-676.

196. Розен О.М., Федоровский B.C. Коллизионные граниты и расслоение земной коры (примеры кайнозойских, палеозойских и протерозойских коллизионных систем). М. Научный мир. 2001. 188 с.

197. Рундквист Д.В., Дагелайский В.Б., Хильтова В.Я. Зональность и эволюцинные ряды рудоносных структур докембрия // Геология рудных месторождений. 1994. Т. 36. № 5. С.387-399.

198. Ручьев A.M. О гнейсах чупинской свиты (беломорский комплекс Балтийского щита) // Вопросы геологии и магматизма докембрия Карелии. Опер.-инфор. материалы. Петрозаводск. КарНЦ РАН. 1992. С. 3-6.

199. Ручьев A.M. О протолите гнейсов чупинской свиты (беломорский комплекс) // Геология, петрография и геохимия докембрийских образований Карелии. Опер.-инфор. материалы. Петрозаводск. КарНЦ РАН. 1997. С. 3-7.

200. Ручьев A.M. О протолите северокарельских гнейсов чупинской свиты беломорского комплекса // Геология и полезные ископаемые Карелии. Выпуск 2. Петрозаводск. КарНЦ РАН. 2000. С. 12-25.

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

202. Рыбаков С.И., Голубев А.И., Слюсарев В.Д., Лавров М.М. Докембрийский рифтогенез и современная структура Фенноскандинавского щита // Отечественная геология. 1999. № 5. С. 29-38.

203. Рыбаков С.И., Гришин А.С., Володичев О.И. О структурно-метаморфической эволюции архейских зеленокаменных поясов Карелии // Геология и метаморфизм архейских зеленокаменных поясов. Петрозаводск. КФ АН СССР. 1988. С. 6-17.

204. Рыбаков С.И., Мельянцев Н.В. Хизоваарская палеовулканическая постройка // Геология докембрия Северной Карелии. Опер.-информ. материалы. Петрозаводск. 1986. С. 16-18.

205. Савельева Т.Е., Другова Г.М. Новые данные по петрогеохимии архейских пород Северо-Западного Беломорья (Балтийский щит) // ЗВМО. 1992. № 6. CXXI. С. 44-58.

206. Светов А.П., Свириденко Л.П. Магматизм шовных зон Балтийского щита. Л. Наука. 1991. 197 с.

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

208. Светов С.А. Новые данные по геохимии древнейших (3.05-2.95 млрд. лет) андезитовых ассоциаций Восточной Фенноскандии //ДАН. 2003. Т. 388. № 5. С. 1-5.

209. Светов С.А. Эволюция магматических систем в зоне перехода океан континент в архее восточной части Фенноскандинавского щита // Автореф. дисс. док. геол.-мин.наук. СПб. 2004.43 с.

210. Светова А.И. Архейский вулканизм Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса Карелии. Петрозаводск. 1988. 148 с.

211. Свириденко Л.П. Метаморфизм и гранитообразование в раннем докембрии Западной Карелии. Л. Наука. 1974. 155 с.

212. Седова И.С., Семенов А.П., Кравцова Е.И. О природе мигматитов полиметаморфического комплекса Тупой губы оз. Ковдозера, Северо-западное Беломорье // Петрология. 1998. Т. 6. № 2. С. 197-224.

213. Сейсмогеологическая модель литосферы Северной Европы: Баренц регион. Часть 1. Кол. авт. под ред. Ф.П. Митрофанова, Н.В. Шарова. Апатиты. КарНЦ РАН. 1998. 237 с.

214. Сергеев С.А. Геология и изотопная геохронология гранит-зеленокаменных комплексов архея Центральной и Юго-Восточной Карелии. Автореф. дисс. канд. геол.-мин. наук. JI. 1989. 24 с.

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

216. Сергеев С.А., Лобач-Жученко С.Б., Арестова Н.А. К проблеме датирования основных пород // ДАН. 1999. Т. 365. № 3. С. 377-380

217. Сибелев О.С., Травин В.В., Степанова А.В. Котозерская зона тектонического меланжа (Беломорский подвижный пояс) // Геология и полезные ископаемые Карелии. Петрозаводск. КарНЦ РАН. 2002. Вып. 5. С. 27-40.

218. Скляров Е.В., Федоровский B.C., Гладкочуб Д.П., Владимиров А. Г. Синметаморфические базитовые дайки — индикаторы коллапса коллизионной структуры Западного Прибайкалья // ДАН. 2001. Т. 381. № 4. С. 1-6.

219. Скорнякова Н.И. Структура Хизоваарского участка // Вопросы геологии и петрологии докембрийских комплексов Карелии (опер.-информ. материалы). Петрозаводск. 1979. С. 37-42.

220. Соболев Н.В., Шацкий B.C. Включения минералов углерода в гранатах метаморфических пород // Геология и геофизика. 1987. № 7. С. 77-80.

221. Соболев Н.В., Шацкий B.C. Акцессорные алмазы в высокобарических метаморфических породах земной коры // Составы и процессы глубинных зон континентальной литосферы. Тезисы докладов международного симпозиума. Новосибирск. 1988. С. 77-78.

222. Соколов С.Д. Аккреционная тектоника (современное состояние проблемы) // Геотектоника. 2003. № 1. С. 3-18.

223. Слабунов А. И. Новые данные по геологии лопийского комплекса района озер Кереть-Верхнее Кумозеро Северной Карелии // Геология докембрия Северной Карелии. • Опер.-информ. материалы за 1986 г. Петрозаводск. КФАН СССР. 1986. С. 19-27.

224. Слабунов А. И. Лопийские осадочно-вулканогенные образования и их соотношение с беломорским супракрустальным комплексом в районе оз. Кереть // Докембрий Северной Карелии. Петрозаводск. КФ АН СССР. 1990а. С. 141-155.

225. Слабунов А. И. Структурно-метаморфическая эволюция лопийского супракрусталь-ного комплекса района оз. Кереть // Актуальные проблемы геологии, петрологии и геохимии Балтийского щита Петрозаводск. КФ АН СССР. 19906. С. 25-36.

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

227. Слабунов А.И. Баланс главных петрогенных элементов при амфиболитизации габброидов (на примере друзитов Северной Карелии) // Вопросы геологии докембрия Карелии. Петрозаводск. КарНЦ РАН. 19936. С. 39-53.

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

229. Слабунов А.И. Эволюция состава парагнейсов позднеархейской Керетской гранит-зеленокаменной системы // Геология и магматизм Карелии. Опер.-инф. материалы. Петрозаводск. КарНЦ РАН. 1995. С. 9-14.

230. Слабунов А.И. Вокшозерская структура Керетского зеленокаменного пояса (строение и петрогеохимические особенности супракрустальных пород) // Геология и полезные ископаемые Карелии. Петрозаводск. 2001. Вып. 4. С. 27-35.

231. Слабунов А.И., Володичев О.И., Бибикова Е.В. U-Pb геохронология, Nd систематика и петрология раннепротерозойских эклогитов Беломорского подвижного пояса

232. Балтийский щит) // Изотопная геохронология в решении проблем геодинамики и рудогенеза. Материалы II Российской конференции по изотопной геохронологии. СПб. 2003. С. 465-467.

233. Слабунов А.И., Максимычева Т.А. Геология и структура лопийских образований района оз. Верхние Кичаны // Геология и петрология: оперативно-информ. материалы за 1988 г. Петрозаводск. КФ АН СССР. 1988. С. 7-10.

234. Слабунов А.И., Степанов B.C. Ксенолиты из батолита Северной Карелии реликты вулканитов архейского зеленокаменного пояса // Геохимия. 1993. № 6. С. 841-851.

235. Словарь-справочник по тектонике литосферных плит. Составитель B.C. Колесниченко. М.: АО «Геоинформмарк». 1993. 71 с.

236. Сорохтин О.Г., Ушаков С.А. Глобальная эволюция Земли. М. Изд. МГУ. 1991.446 с.

237. Стенарь М.М. Тектоническое развитие архейского комплекса Карелии (беломориды Западного Беломорья) // Геотектоника. 1972. № 5. С. 42-52.

238. Стенарь М.М. Стратиграфия архейских образований Карелии// Ранний докембрий Карелии (геология, петрология, тектоническое строение). Петрозаводск. 1987. С. 4-18.

239. Степанов B.C. Основной магматизм докембрия Западного Беломорья. Л. 1981.216 с.

240. Степанов B.C. Ультрабазиты и амфиболиты оз. Серяк (к проблеме генезиса беломорских амфиболитов) // Петрология глубокометаморфизованных комплексов Карелии. Петрозаводск. 1983. С. 27-38.

241. Степанов B.C. Магматиты района д. Гридино (вещество, последовательность образования и некоторые черты эволюции) // Докембрий Северной Карелии. Петрозаводск. КФ АН СССР. 1990. С. 78-101.

242. Степанов B.C. Магматизм Пяозерского блока (петрохимические особенности) и последовательность образования комплексов // Докембрий Северной Карелии. Петрозаводск. Кар.НЦРАН. 1994. С. 118-170.

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

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

245. Стратиграфия докембрия Карельской АССР (архей, нижний протерозой). Отв. ред. Соколов В.А. Петрозаводск. КФ АН СССР. 1984. 115 с.

246. Строение земной коры юго-восточной части Балтийского щита по геофизическим данным. Л. Наука. 1983. 180 с.

247. Судовиков Н.Г. Материалы по петрологии Западного Беломорья (гранитизация пород Беломорья). Тр. Ленингр. геол. упр. Вып. 19а. М.-Л. ГОНТИ. 1939. 88 с.

248. Судовиков Н.Г. Магматиты, их генезис и методика изучения (по материалам исследований в Карелии) // Тр. ЛАГЕД АН СССР. 1955. Вып. 5. С. 97-174.

249. Сыстра Ю.Й. Структурная эволюция Беломорид Западного Беломорья. Л. Наука. 1978. 168 с.

250. Сыстра Ю.Й. Тектоника карельского региона. СПб. Наука. 1991. 176 с.

251. Сыстра Ю.Й. Граниты р-на озер Верхние Кичаны Нотозеро // Вопросы стратиграфии и магматизма докембрия Карелии. Операт. информ. материалы. Петрозаводск. 1990. С. 12-16.

252. Сыстра Ю.Й., Семенов А.С. Геологические образования и тектоника западного берега Пяозера// Докембрий Северной Карелии. Петрозаводск. КарНЦ РАН СССР. 1990. С. 7-29.

253. Сыстра Ю.Й., Скорнякова Н.И. Деформация лопийских образований района Хизоваара оз. Кереть (Северная Карелия) // Структурный анализ кристаллических комплексов. Тез. докладов. М. 1986. С. 70-72.

254. Терехов Е.Н. Опыт применения разномасштабных космических снимков для создания геодинамической модели эволюции Балтийского щита // Изв. Вузов. Геология и разведка. 1986. №7. С. 8-17.

255. Терехов Е.Н. Геологическое строение Лапландско-Беломорского пояса и рольпроцессов растяжения в его эволюции. Автореф. докт. .геол.-мин. наук. М. 2003.49 с.

256. Типоморфизм минералов. Справочник / Под ред. Чернышевой Л.В. М. Недра. 1989. 560 с.

257. Травин В.В., Сибелев О.С. Котозерская зона тектонического меланжа в Беломорском подвижном поясе индикатор позднеархейской коллизии // Тезисы докладов научной конференции, посвященной 10-летию РФФИ «Карелия и РФФИ». Петрозаводск. 2002. С. 70-71.

258. Травин В.В. Котозерская тектоническая зона — сместитель позднеархейских покровов Беломорского подвижного пояса // Проблемы геодинамики и минерагении Восточно-Европейской платформы. Материалы международной конференции. Воронеж. 2002. С. 100-103.

259. Тугаринов А.И., Бибикова Е.В., Горлов Н.В. О возрастном соотношении карельской и беломорской формаций // Геохимия. 1970. № 3. С. 303-308.

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

261. Туркина О.М. Модельные геохимические типы тоналит-трондъемитовых расплавов и их природные эквиваленты // Геохимия. 2000. № 7. С. 704-717.

262. Туркина О. М. Петрология докембрийских тоналит-трондьемитовых комплексов юго-западной окраины Сибирского кратона. Автореф. дисс. док. геол.-мин. наук. Новосибирск. 2002.40 с.

263. Федоровский B.C. Купольный тектогенез в коллизионной системе каледонид западного Прибайкалья // Геотектоника. 1997. № 6. С. 56-71.

264. Федоровский B.C., Владимиров А.Г., Хаин Е.В., Каргаполов С.А., Гибшер А.С., Изох А.Э. Тектоника, метаморфизм и магматизм коллизионных зон каледонид Центральной Азии // Геотектоника. 1995. № 3. С. 3-22

265. Фог Г. Основы изотопной геологии. М. Мир. 1989. 590 с.

266. Фролов В.Т. Литология. Гнига 2. Учебное пособие. М. Изо-во МГУ. 1993. 432 с.

267. Фролова Т.И., Бурикова И.А. Магматические формации современных геотектоничкских обстановок. М. Изд. МГУ. 1997.320 с.

268. Хаин В.Е. Два главных направления в современных науках о Земле: ранняя история Земли и глубинная геодинамика // Геология. Вест. МГУ. 1993. Сер. 4. № 6. С. 38-42.

269. Хаин В.Е. О взаимосвязи процессов, происходящих на границах литосферных плит // Геотектоника. 1995. № 2. С. 99-102.

270. Хаин В.Е. Крупномасштабная цикличность, ее возможные причины и общая направленность тектонической истории Земли // Фундаментальные проблемы общей тектоники. М. Научный мир. 2001. С. 403-424.

271. Хаин В.Е., Божко Н.А. Историческая геотектоника. Докембрий. М. Недра. 1988. 382 с.

272. Хизоваарское кианитовое поле (Северная Карелия). Петрозаводск: КФ АН СССР. 1988. 102 с.

273. Цветков А.А. Магмаизм и геодинамика Командорско-Алеутской островной дуги. М. Наука. 1990. 325 с.

274. Чащин В.В. Позднеархейская (лопийская) гранит-зеленокаменная ассоциация пород Северо-восточной части Беломорского подвижного пояса (Кольский полуостров, Россия) // Геохимия. 2004. № 1. С. 33-48.

275. Чащин В.В., Филиппов Н.Б., Шлайфштейн Б.А. Геохимия РЗЭ в породах северовосточной части Беломорского пояса // Беломорский подвижный пояс: геология, геодинамика, геохронология. Тезисы докладов международной конференции. Петрозаводск. 1997. С. 61-62.

276. Чекулаев В.П. Архейские гранитоиды Карелии и их роль в формировании континентальной коры Балтийского щита. Автореф. докт. .геол.-мин. наук. СПб. 1996. 32 с.

277. Чекулаев В.П., Левченков О.А., Лобач-Жученко С.Б., Сергеев С.А. Новые данные по определению возрастных рубежей формирования архейских комплексов Карелии // Общие вопросы и принципы расчленения докембрия. СПб. 1994. С. 69-86.

278. Чекулаев В.П., Лобач-Жученко С.Б., Левский Л.К. Архейские граниты Карелии как показатели состава и возраста континентальной коры // Геохимия. 1997. № 8. С. 805-816.

279. Чесноков Б.В., Попов В.А. Увеличение объема зерен кварца в эклогитах Южного Урала // Доклады АН СССР. 1965. Т. 162. С. 909-910.

280. Шарков Е.В., Богатиков О.А., Красивская И.С. Роль мантийных плюмов в тектонике раннего докембрия восточной части Балтийского щита // Геотектоника. 2000. № 2. С. 3-25.

281. Шемякин В.М. Чарнокитоиды раннего докембрия. Л. Наука. 1976. 179 с.

282. Шинкарёв Н.Ф., Григорьева JI.B. Граиитоидные серии коллизионных зон (петролого-геохимические особенности и вопросы генезиса // Вестник Санкт-Петербургского университета. Серия 7(геология, география). 1995. № 28. С. 4-11.

283. Шуркин К.А. К вопросу о классификации ультраметаморфических пород вообще и мигматитов в частности (по материалам исследования Западного Беломорья) // Труды ЛАГЕД АН СССР. 1957. Вып. 7. С. 74-108.

284. Шуркин К.А. Горлов Н.В., Салье М.Е., Дук В.Л., Никитин Ю.В. Беломорский комплекс северной Карелии и юго-запада Кольского п-ва. М.-Л. АН СССР. 1962. 306 с.

285. Щербакова Т.Ф. Амфиболиты беломорского комплекса и их гранитизация. М. Наука. 1988.149 с.

286. Щербакова Т.Ф., Куклей Л.Н. Древнейшие интрузивные образования Беломорид (на примере Нигрозерского массива) // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1984. № 12. С. 62-70.

287. Щипцова Н.И. Структурный анализ докембрийских образований района озер Пяозеро-Топозеро // Отчет «Основные закономерности эволюции магматизма в раннем докембрии Северной Карелии». 1997ф. С. 14-90.

288. Юдович Я.Э., Кетрис М.П. Проблемы литохимии (доклад на заседании Ученого Совета Института геологии УО Коми НЦ РАН). Сыктывкар. Геопринт. 1986. 26 с.

289. Abbot D.H., Hagstrum J.T. Strategies for finding the record of early precambrian impact events // The precambrian Earth: tempos and events. Eds.: Eriksson P.G., Altermann W., Nelson D.R., Mueller W.U., Catuneanu O. Amsterdam: Elsevier. 2004. P. 45-62.

290. Abbott D., Mooney W., Isley A. Some remaining mysteries of Archean tectonics and Earth evolution. // 4th Iternational Archaean Symposium. Extended Abstracts. Eds. Cassidy K.F., Dunphy J.M., Van Kranendonk M.J. Perth, Australia. 2001. P. 3-4.

291. Ahrens T.J., Schubert G. Gabbro-eclogite reaction rate and its geophysical significance // Review of Geophys. and Spase. Phys. 1975. Vol. 13. P. 383-400.

292. Ai Y. A revision of the garnet-clinopyroxene Fe2+-Mg exchange geothermometer // Contrib. Mineral and Petrol. 1994. Vol. 115. №. 4. P. 467-473.

293. Anonymous. Penrose field conference on ophiolites // Geotimes. 1972. Vol. 17. № 12. P. 24-25.

294. Alderman A.R. Eclogites from the vicinity of Glenelg, Jnverness-shire // Q. J. Geol. Soc. London. 1936. 92. P. 488-533.

295. Alexejev N., Zinger Т., Belyatsky В., Balagansky V.V. Age of crystallization and metamorphism of the Pezhostrov gabbro-anorthosites, northern Karelia, Russia // 5-th SVEKALAPKO Workshop. Abstracts. Lammi. Finland. 2000. P. 3.

296. Arai S. Characterization of spinel peridotites by olivine-spinel compositional relationships: review and interpretation // Chemical Geology. 1994. Vol. 113. P. 347-354.

297. Arestova N.A., Lobach-Zhuchenko S.B., Chekulaev V.P., Gus'kova E.G. Early Precambrian mafic rocks of the Fennoscandian Shield as a reflaction of plume magmatism: geochemicaltypes and formation stages // Russ. Jour. Earth Sci. 2003. Vol. 5. P. 145-163.

298. Arestova N.A., Lobach-Zhuchenko S.B., Chekulaev V.P. The Karelian greenstone belts: their setting in the Archaean domains // SVEKOLAPKO. An EUROPROBE project. 4th Workshop. Abstracts.University of Oulu. 1999. P. 4.

299. Arndt N.T., Albarede F., Nisbet E.G. Mafic and ultramafic magmatism // Greenstone belts. Eds : de Wit M. and Ashwal L.D. Oxford Monograpths on Geology and Geophysics 35. 1997. P. 233-254.

300. Arth J.G., Hanson G.N. Quartz diorite derived by partial melting of eclogite or amphibolite at mantle depths // Contribution to Mineralogy and Petrology. 1972. Vol. 37. P. 161-174.

301. Austrheim H. Eclogite formation and dynamics of crustal roots under continental collision zones // Terra Nova. 1991. Vol. 3. P. 492-499.

302. Baer A.J. Speculations on the evolution of the lithosphere // Precambrian Research. 1977. Vol. 5. № 3. p. 249-260.

303. Balaganskiy V.V., Kozlova N.E. A short outline of the main structural features of Archean rocks in the Shirokaya Salma area, the Kola Peninsula. Apatity: Kola Science Centre. 1992. 9 P

304. Batchelor R.A., Bowden P. Petrogenetic interpretation of granitoid rock series using multicationic parameters // Chemical Geology. 1985. Vol. 48. P. 43-55.

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

306. Barbarin B. Granitoids: main petrogenetic classifications in relation to origin and tectonic setting // Geol. J. 1990. Vol. 25. P. 227-238.

307. Barbarin В. A review of the relationships between granitoid types, their origins and their geodynamic environments // Lithos. 1999. Vol. 46. P. 605-626.

308. Beccaluva L., Ohnenstetter D., Ohnenstetter M. Geocheraical discrimination between ocean floor and island-arc tholeiites application to some ohiolites // Can. Joura. Earth Sci. 1979. Vol. 16. № 9. P. 1874-1882.

309. Bedard J.H. A new projection scheme and differentiation index for Cr-spinels // Lithos. 1997. Vol. 42. P. 37-45.

310. Bibikova E.V., Skiold Т., Claesson S., Bogdanova S. NORDSIM ages on provenance and metamorphic zircon material in Belomorian metasediments of the Baltic Shield // Abstract Supplement № Д- TerraNova. 1999. Vol. 9. P. 129 130.

311. Bhatia M.R. Plate tectonics and geochemical compositions of sandstones // J. Geology. 1983. Vol. 91. P. 611-627.

312. Bhatia M.R., Crook K.A.W. Trace element characteristics of grauwackes and tectonic setting discrimination of sedementary basins // Contribution to Mineralogy and Petrology. 1986. Vol. 92. P. 181-193.

313. Blundy J.D., Holland T.J.B. Calcic amphibole equilibria and a new amphibole-plagioclase geothermometer // Contribution to Mineralogy and Petrology. 1990. Vol. 104. № 2. P. 208-224.

314. Bogdanova S.V., Bibikova E.V. The «Saamian» of the Belomorian Mobile Belt: new geochronological constrains // Precambrian Research. 1993. № 64. P. 131-152.

315. Bogdanova S.V., Bibikova E.V., Skold T. The Belomorian mobile belt: history of the archaean and palaeproterozoic deep crast in the earstern Baltic shield // Precambrian Research. Abstracts. Montreal. 1995. P. 234.

316. Borisova E.Yu., Bibikova E.V., Lvov A.B., Miller Yu.V. U-Pb and nature of magmatic complex of Seryak mafic zone (The Belomorian mobile belt) Baltic Shield // Tera Nova. Abstract Supplement. 1997. Vol. 9. № 1. P. 132.

317. Cameron W.E. Petrology and origin of primitive lavas from the Troodos ophiolite, Cyprus // Contribution to Mineralogy and Petrology. 1985. Vol. 89. P. 239-255.

318. Cameron W.E., Nisbet E.G., Dietrich V.J. Boninites, komatiites and ophiolitic basalts // Nature. 1979. Vol. 280. P. 550-553.

319. Card K.D. A review of the Superior Province of the Canadian Shield, a product of Archean accretion // Precembrian Research. 1990. Vol. 48. № 1/2. P. 99-156.

320. Chappell B.W., White A.J.R. Two contrasting granite types // Pacific Geol. 1974. Vol. 8. P. 173-174.

321. Chappell B.W. Aluminium saturation in I- and S-type granites and the characterization of fractionated haplogranites // Lithos. 1999. Vol. 46. P. 535-551.

322. Chekulaev V.P., Lobach-Zhuchenko S.B., Arestova N.A., Kovalenko A.V. Archaean terranes of Karelia: evidence from geological and isotope-geochemical data // SVEKOLAPKO. An EUROPROBE project. 4th Workshop. Abstracts.University of Oulu. 1999. P. 16.

323. Chemenda A.I., Mattauer M., Bokun A.N. Continental subduction and a mechanism for exhumation of high-pressure metamorphic rocks: new modeling and field data from Oman // Earth and Planetary Science Letters. 1996. Vol. 143. P. 173-182.

324. Chemenda A.I., Matte P., Sokolov V. A model of Paleozoic obduction and exhumation of high-pressure/low-temperature rocks in the southern Urals // Tectonophysics. 1997. Vol. 276. P. 217-227.

325. Chen S.F., Wyche S. Archaean granite-greenstones of the central Yilgarn craton Western Australia a field guide. Perth. Geological Survey of W. Australia. 2001. 76 p.

326. Chopin C. Coesite and pure pyrope in high-grade blueschists of the Western Alps: first record and some concequences // Contribution to Mineralogy and Petrology. 1984. Vol. 86. P. 107-118.

327. Claesson S., Bibikova E., Skiold Т., Glebovitsky V. The evolution of the Belomorian mobile belt based on U-Pb microanalysis of zircon // 24 Nordiske Geologiske Vintermote. Abstracts. Trondheim. 2000. P. 50-51.

328. Cloos M. Flow melanges: numerical modelling and geologic constraints on their origin in the Fransiscan subduction complex, California // Geol. Soc. Amer. Bull. 1982. Vol. 93. P. 330-345.

329. Cloos M. Litospheric buoyancy and collisional orogenesis: subduction of oceanic plateaus, continental margins, island areas, spreading ridges and seamounts // Geol. Soc. Amer. Bull. 1993. Vol. 105. № 6. P. 715-737.

330. Coleman R.G., Lee D.E., Beatty L.B., Brannock W.W. Eclogites and eclogites: their differences and similarities. Geol. Soc. Amer. Bull. 1965. Vol. 76. P. 483-508.

331. Collerson K.D., Campbell L.M., Weaver B.L., Palacz Z.A. Evidence for extreme mantle fractionation in early Archaean ultramafic rocks from northern Labrador // Nature. 1991. Vol. 349. P. 209-214

332. Condie K. Episodic continental growth models: afterthoughs and extensions. // Tectonophysics. 2000. Vol. 322. P. 153-162.

333. Crawford A.J., Fallon T.J., Green D.H. Classification, petrogenesis and tectonic setting of boninites. // Boninites. Ed.: A.J. Crawford. Unwin Hyman, London. 1989. P. 2-44.

334. Daly J. S., Mitrofanov F.P., Morozova L.N. Late Archaean Sm-Nd model ages from the Voche-Lambina area: implications for the age distribution of Archaean crust in the Kola Peninsula, Russia// Precambrian Research. 1993. Vol. 64. P. 189-195.

335. Defant M.J., Drummond M.S. Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere //Nature. 1990. Vol. 347. P. 662-665.

336. Defant M.J., Drummond M.S. Mount St. Helens: potential exampele of partial melting of subducted lithosphere in a volcanic arc // Geology. 1993. Vol. 21. P. 547-550.

337. De Jong K., Guise P.G., Timmerman M.J., Daly J.S. The Paleoproterozoic Lapland Kola Orogen: the importance thermal resetting and the existence of tectonic phases, shown by 40Ar/39Ar mineral ages // 3-rd SVEKALAPKO workshop Abs. Repino. 1998. P. 16-17.

338. DePaolo D.J. A neodimium and strontium isotopic study of the Mesozoic calc-alkaline granite batholiths of Sierra Nevada and Penninsular Ranges, California // Journal of Geophysical Research. 1981. Vol. 86. P. 10470-10488.

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

340. DePaolo D.J. Trace element and isotopic effects of combined wallrock assimilation and fractional crystallization // Earth and Planetary Science Letters. 1981. Vol. 53. P. 189-202.

341. DePaolo D.J. Neodymium isotope geochemistry: an introduction. New York. Springer Verlag. 1988. 187 p.

342. Dewey J.F. Extentional collapse of orogens // Tectonics. 1988. Vol. 7. P. 1123-1139.

343. De Wit M.J. On Archean granites, greenstones, cratons and tectonics: does the evidence demand a verdict? // Precambrian Research. 1998. Vol. 91. P. 181-226.

344. De Wit M.J. Archaean tectonics: Wading through a mine-field of controversies // 4th Itemational Archaean Symposium. Extended Abstracts. Eds. Cassidy K.F., Dunphy J.M., Van Kranendonk M.J. Perth, Australia. 2001. P. 4-6.

345. Dobretsov N.L. Blueschists and eclogites: a possible plate tectonic mechanism for their emplacement from the upper mantle // Tectonophysics. 1991. Vol. 186. P. 253 -268.

346. Drummond M.S., Defant M.J. A model for trondhjemite-to-nalite-dacite genesis and crustal growth via slab melting: Archean to modem comparisons // Journal of Geophysical Res. 1990. Vol. 95. P. 21503-21521.

347. Drummond M.S., Defant M.J., Kepezhinskas P.K. Petrogenesis of slab-derived trondhjemite-tonalite-dacite/adakite magmas // Transations of the Royal Society of Edinburgh. Earth Sci. 1996. Vol. 87. P. 205-215.

348. Eckert J.O., Newton R.C., Kleppa O.J. The ДН of reaction and recalibration of garnet-pyroxene-plagioclase-quartz geobarometers in the CMAS system by solution calorimetry // Amer. Mineral. 1991. Vol. 76. № 1/2. P. 148-160.

349. Elo S. Geophisical features indicating deep fractures in the Kuusamo area // Deep fracture in the Paanajari-Kuusamo-Kuolajarvi area. Ed. Silvennoinen A. Geological Survey of Finland. Special Paper 13. 1992. P. 27-37.

350. Ernst W.G. Do mineral paragenesis reflect unusually high pressure conditions of Franciscan metamorphism? // Am. J. Sci. 1971. P. 81-108.

351. Ernst W.G Metamorphism, partial preservation and exhumation of ultrahigh pressure, belts //The Island Arc. 1999. Vol. 8. P. 125-153.

352. Ernst W. G., Peacock S.A. A thermotectonic model for preservation of UHP phases // Geophys. Monogr. 96. 1996. P. 171-178.

353. Evans B.W., Frost B.R. Chrome-spinel in progressive metamorphism a preliminary analysis // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1975. Vol. 39. P. 959-972.

354. Evins P.M., Mansfeld J., Laajoki K. Geology and geochronology of the Suomujarvi complex: a new Archaean gneiss region in the NE Baltic Shield, Finland // Precambrian Research. 2002. Vol. 116. P. 285-306.

355. Gaal G., Gorbatschev R. An outline of the Precambrian evolution of the Baltic Shield // Precambrian Research. 1987. Vol. 35. P. 15-52.

356. Geology of the Kola Peninsula (Baltic Shield). Ed. Mitrofanov F.P. Apatity. 1995. 145 p.

357. Geology of Ontario. Ontario geological survey. Spec. Part 2. 1992. Vol. 4. P. 714-1525.

358. Glebovitsky V.A. The Early Precambrian of Russia. Harwood: Acad. Publ. 1997.261 p.

359. Glossary of Geology. Third Edition. American Geological Institute. Eds. R. L. Bates and J. A. Jackson. American Geological Institute Alexandria, Virginia. 1995.

360. Godard G. Eclogites and their geodynamic interpretation: a history // Journal of Geodynamics. 2001. № 32. P. 165-203.

361. Gradstein F.M., Ogg J.G., Smith A.G., Bleeker W., Lourens L.J. A new Geologic Time Scale, with specal reference to Precambrian and Neogene // Episodes. 2004. Vol. 27. № 2. P. 83-100.

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

363. Hanson В. B. Hydrodynamics of regional metamorphism due to continental collision // Economic Geology. 1997. Vol. 92. P. 880-891.

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

365. Harris N.B.W., Pearce J.A., Tindle A. G. Geochemical characteristics of collision zone magmatism // Collision tectonics. Eds.: Coward M.P., Ries A.C. Geol. Soc. London. Spes. Publ. 19. 1987. P. 67-81.

366. Hickey R.L., Frey F.A. Geochemical characteristics of boninite series volcanics: Implications for their source // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1982. Vol. 46. P. 2099-2115.

367. Holland T.J.B. The reaction albite=jadeite+quartz determined experimentally in the range 600-1200 grad. С //Amer. Mineral. 1980. Vol. 65. P. 129-134.

368. Holland T.J.B., Blundy J.D. Non-ideal interactions in calcic amphiboles and their bearing on amphibole-plagioclase thermometry // Contribution to Mineralogy and Petrology. 1994. Vol. 116. P. 433-447.

369. Holtta P. Geochemical characteristics of granulite facies rocks in the Archean Varpaisjarvi area, central Fennoscandian Shield//Lithos. 1997. Vol. 40. P. 31-53.

370. Holtta P., Huhma H., Manttari I. and Paavola J. P-T-t development of Archaean granulites in Varpaisjarvi, central Finland. II. Dating of high-grade metamorphism with the U-Pb and Sm-Nd methods // Lithos. 2000a. Vol. 50. P. 121-136.

371. Holtta P., Huhma H., Manttari I. Petrology and geochemistry of mafic granulite xenoliths from the Lahtojoki kimberlite pipe, eastern Finland // Lithos. 2000b. Vol. 51. P. 109-133.

372. Holtta P., Paavola J. P T -1 development of Archaean granulites in Varpaisjarvi, Central Finland. I. Effects of miltiple metamorphism on the reaction history of mafic rocks // Lithos. 2000c. Vol. 50. P. 97-120.

373. Huhma H., Kontinen A., Laajoki K. Age of the metavolcanic-sedimentary units of the Central Puolanka Group, Kainuu schist belt, Finland // 24 Nordiske Geologiske Vintermote, Trondheim. Geonytt 1. Ed.: Eide E. 2000. P. 87-88.

374. Irvine T.N., Barager W.R.A. A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks // Canadian Journal of Earth Sciences. 1971. Vol. 8. P. 523-548.

375. Jacobson S.B., Quick J.E., Wasserburg G.J. Nd and Sr isotopic study of the Trinity peridotite implications for mantle evolution // Earth and Planetary Science Letters. 1984. Vol. 68. P. 361-378.

376. Jahn В., Vidal P., Kroner A. Multi-chronometric ages and origin of Archaean tonalitic gneisses in Finnish Lapland a case for long crustal residence time // Contribution to Mineralogy and Petrology. 1984. Vol. 86. P. 398-408.

377. Jensen L.S. A New Cation Plot for Classifying Subalkalic Volcanic Rocks, Ontario Division of Mines. MP 66. 1976.22 p.

378. Joanny V., van Roermund H., Lardeaux J.M. The clinopyroxene/plagioclase symplectite in retrograde eclogites: a potential geothermobarometer // Geologische Rundschau. 1991. Vol. 80. №2. P. 303-320.

379. Juopperi H., Veki A. The Archaean Tuntsa Supergroup in the Nuolusvaara area, northeastern Finland // Archaean geology of the Fennoscandian Shield (Ed. Marttila E.). Geological Survey of Finland. Special Paper 4. 1988. P. 145-149.

380. Kay R.W. Aleutian magnesium andesites: melts from subducted Pacific oceanic crust // J. Volcanol and Geotherm. Research. 1978. Vol. 4. P. 117-132.

381. Kerr A.C., Marriner G.F., Amdt N.T., Tarney J., Nivia A., Saunders A.D., Duncan R.A. // The pedogenesis of Gorgona komatiites, picrites and basalts: new field, petrographic and geochemical constraints // Lithos. 1996. Vol. 37. P. 245-260.

382. Kerrich R., Wyman D., Fan J., Bleeker W. Boninite series: low Ti-tholeiite associations from the 2.7 Ga Abitibi greenstone belt // Earth and Planetary Science Letters. 1998. Vol. 164. P. 303-316.

383. Kohn M.Y., Spear F.S. Two new geobarometers for garnet amphibolites, with applications to southeastern Vermont // Amer. Mineral. 1990. Vol. 75. № 1/2. P. 89-96.

384. Konilov A.N., Shchipansky A.A. Metamorphism of boninites: a case study from the Khizovaara structure, North Karelian greenstone bel // SVECOLAPKO. 6th Workshop. Abstracts. Univ. Oulu, Finland. Dep. Geoph. Rep. 2001. № 24. P. 29.

385. Konilov A.N., Shchipansky A., Mints M.V., Volodichev O.I. Petrology of eclogites of the Belomorian province // 32 nd International Geological Congress. Scientific Sessions: abstracts (part 1). 2004. P. 108.

386. Kontinen A. An early Proterozoic ophiolite the Jormua mafic-ultramafic complex, northeastern Finland// Precambrian Research. 1987. Vol. 35. P. 313-341.

387. Kontinen A. Evidence for a significant paragneiss component within the late Archean Nurmes gneiss complex, eastern Finland // Geological Survey of Finland, Esppo. Special Paper 12.1991. P. 17-19.

388. Kopperoinen Т., Tuokko I. The Ala-Luoma and Taivaljarvi Zn-Pb-Ag-Au deposits, eastern Finland // Archaean geology of the Fennoscandian Shield. Ed.: Marttila E. Geological Survey of Finland, Esppo. Special Paper 4.1988. P. 131-144.

389. Korsman K., Koistinen Т., Kohonen J., Wennerstrom M., Ekdahl E., Honkamo M, Idman H., Pekkala Y. Bedrock map of Finland, 1:1 000 000. Gelogical Survey og Finland. Esspo. 1997.

390. Kozhevnikov V.N., Slabunov A.I., Systra Y.Y. Guidebook of the geological excursion on the Archaean of Northern Karelia. Karelian Research Centre, Russian Academy of Science, Institute of Geology. Pertozavodsk. 1992. 64 p.

391. Кгбпег A. Precambrian plat tectonics // Precambrian Plat tectonics. Amsterdam: Elsevier. 1981. P. 67-90.

392. Kumazawa W., Maruyama Sh. Whole Earth tectonics // J. Geol. Soc. Japan. 1994. Vol. 100. № 1. P. 81-102.

393. Kusky T.M., Li J.-H., Tucker R.D. The Archean Dongwanzi ophiolite complex, North China Craton: 2,505-Billion-Year-Old oceanic crust and mantle // Science. 2001. Vol. 292. P. 1142-1145.

394. La Fleche M. R., Camire G. Geochemistry and provenance of metasedimentary rocks from the Archean Golden Pond sequence (Casa Berardi mining district, Abitibi subprovince) // Canadian Journal of Earth Sciences. 1996. Vol. 33. P. 676-690.

395. Laubscher H. Mountain building // Tectonophysics. 1969. Vol. 7. P. 551-563.

396. Le Maitre R.W. (ed.). A Classification of Igneous Rocks and Glossary of Terms. Blackwell, Oxford. 1989. 193 p.

397. Lobach-Zhuchenko S.B., Chekulaev V.P., Sergeev S.A., Levchenkov O.A., Krylov I.N. Archaean rocks from southeastern Karelia (Karelian granite-greenstone terrain) // Precambrian Research. 1993. Vol. 62. P. 375-388.

398. Luukkonen E. The structure and stratigraphy of the late Archean Kuhmo greenstone belt, Eastern Finland // Geological Survey of Finland. Special Paper. 1988. Vol. 4. P. 71-96.

399. Luukkonen E. Late Archaean and Early Proterozoic Structural Evolution in the Kuhmo-Suomussalmi Terrain, Eastern Finland. Annales Universitatis Turkuensis Series 78. 1992. 37 P

400. Mahoney J.J., Storey M., Duncan R.A., Spencer K.J., Pringle M. Geochemistry and age of the Ontong Java Plateau // The Mesozoic Pasific: Geology, Tectonics and Volcanism. Geophysical Monograph 77. 1993. P. 233-261.

401. Maniar P.D., Piccoli P.M. Tectonic discrimination of granitoids // Geological Society of America Bulletin. 1989. Vol. 101. P. 635-643.

402. Manttari I., Holtta P. U-Pb dating of zircons and monazites from Archean granulites in Varpaisjarvi, Central Finland // Precambrian Research. 2002. Vol. 118. P. 101-131.

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

404. Martin H. The Archaean grey gneisses and the genesis of the continental crust // The Archaean Crustal Evolution. Ed.: Condie. K.C. Elsevier. 1995. P. 205-259.

405. Martin H. Adakitic magmas: modem analogues of archaean granitoids // Litos. 1999. Vol. 46. P. 411-429.

406. Martin H., Chauvel C., Jahn B.M., Vidal Ph. Rb-Sr and Sm-Nd and isotopic geochemisttry of Archaean granodioritic rocks from eastern Finland // Precambrian Research. 1983. Vol. 21. P. 159-180.

407. Masamichi M., Hi.T. Prediction of crystal structures of minerals under extremal conditions by methods of energy minimization// J. Miner. Soc. Japan. 1983. Vol. 16. P. 21-7221.

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

409. Meffre S., Aitchison J.C., and Crawford A.J. Ceochemical evolution and tectonic significance of boninites and tholeiites from the Koh ophiolite, New Caledinia // Tectonics. 1996. Vol. 15. P. 67-83.

410. Mitrofanov F.P., Balagansky V.V., Balashov Yu.A., Dokuchaeva V.S., Gannibal L.F., Nerovich L.I., Radchenko M.K., Ryungenen G.I. U-Pb age of gabbro-anorthosite massifs in the Lapland Granulite Belt//Nor. Geol. Unders. Spec. Publ. 7. 1995. P. 179-183

411. Miyashiro A. Metamorphism and Metamorphic Belts. J. Wiley and Sons. New York. 1973. 493 p.

412. Miyashiro A.Volcanic rock series in island arcs and active continental margins // American Journal of Science. 1974. Vol. 274. P.321-355.

413. Mori Т., Green D. II. Laboratory duplication of phase equilibria observed in natural garnet Iherzolites // J. Geol. 1978. Vol. 86. P. 83-97.

414. Mutanen Т., H. Huhma. The 3,5 Ga Siurua trondhjemite gneiss in the Archaean Pudasjarvi Granulite Belt, northern Finland // Bulletin of the Geological Society of Finland. 2003. Vol. 75. № 1-2. P. 51-68.

415. Neal C.R., Mahoney J.J., Kroenke L.W., Duncan R.A., Petterson M.G. The Ontong Java Plateau // Large Igneous Provinces: Continental, Oceanic, and Planetary Flood Volcanism. Eds.: Mahoney J.J., Coffin M. AGU Geophysical Monograph 100. 1997. P. 183-216.

416. Neogi S., Dasgupta S., Fukuoka M. High P-T polymetamorphism, dehydration melting and generation of migmatites and granites in the Higher Himalayan Grystalline Complex, Sikkim, India//Journal of Petrology. 1998. Vol. 39. № 1. P. 61-99.

417. Nesbit R.W., Jahn B.M., Purvis A.C. Komatiites: an early Precambrian phenomenon // J. Vole. Geotherm. Res. 1982. Vol. 14. P. 31-45.

418. Nesbit R.W., Sun S.S. Geochemistry of Archaean spenifex-tetured peridotites and magnesianand low-magnesian tholeiites // Earth and Planetary Science Letters. 1976. Vol. 31. P. 433-453.

419. O'Connor J. Т. A classification of quartz rich igneous rock based on feldspar ratios // US Geol. Surv. Prof. Paper. 552B. 1965. P. 79-84.

420. Odette J.B. Jadeate: shock induced formation from oligoclase: Ries crater, Germany // Science. 1969. Vol. 165. P. 1005-1008.

421. Okay A.I. An exotic eclogite/blueschist slice in the Barrovian-style metamorphic terrain , Alanya Nappes, Southern Turkey//Journal of Petrology. 1989. Vol. 30. P. 107-132.

422. Paavola J. A communication of the U-Pb and K-Ar age relation of the Lapinlahti-Varpaisjarvi area, central Finland // Geological Survey of Finland. Bull. 1986. Vol. 339. P. 7-15.

423. Peacock S. M. The importance of blueschist-eclogite dehydration reactions in subducting oceanic crust // Geol. Soc. Amer. Bull. 1993. Vol. 105. № 5. P. 684-694.

424. Pearce J.A. Basalt geochemistry used to investigate past tectonic environments on Cyprus. // Tectonophysics. 1975. Vol. 25. P. 41-67.

425. Pearce J.A. Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins // Continental Basalts and Mantle Xenoliths. Eds.: Hawkesworth C.J., Norry M.J. Shiva Publishing Limited. 1983. P. 230-249.

426. Pearce J.A., Cann J.R. Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analyses // Earth and Planetary Science Letters. 1973. Vol. 19. P. 290-300.

427. Pearce J.A., Harris N.B.W., Tindle A.G. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks // Journal of Petrology. 1984.Vol. 25. P. 956-983.

428. Pearce J.A., Kempton P.D., Nowell G.M., Noble S.R. Hf-Nd element and isotope perspective on the nature and provenance of mantle and subduction components in Western Pacific arc-basin systems. // Journal of Petrology. 1999. Vol. 40. P. 1579-1611.

429. Pearce J.A., Lippart S.J., Roberts S. Characteristics and tectonic significance of suprasubbuction zone ophiolites. // Marginal basin geology. Eds.: Kokellar B.P., Howell M.F. Geol. Soc. Lond. Spec. Publ. 16. 1984. P. 77-94.

430. Pearce J.A., Norry M.J. Petrogenetic Implications of Ti, Zr, Y, and Nb Variations in Volcanic Rocks // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1979. Vol. 69. P. 33-47.

431. Peltonen P., Kinnunen K.A., Huhma H. Petrology of two diamondiferous eclogite xenoliths from the Lahtojoki kimberlite pipe, eastern Finland // Lithos. 2002. Vol. 63. P. 151-164.

432. Peltonen P., Kontinen A., Huhma H. Petrology and geochemistry of Metabasalts from the 1.95 Ga Jormua ophiolite, Northeastern Finland // Journal of Petrology. 1996. Vol. 37. № 6. P.1359-1383.

433. Peltonen P., Kontinen A., Huhma H. Petrogenesis of the mantle sequence of the Jormua ophiolite (Finland): melt migration in the upper mantal during palaeoproterozoic continental break-up // Journal of Petrology. 1998. Vol. 39. № 2. P. 297-329.

434. Pettijohn F. J., Potter P. E., Siever R. Sand and sandstone. N Y.: Springer-Verlag. 1973. 618 p.

435. Percival J.A. Archean high-grade metamorphism // Archean Crustal Evolution. Development in Precambrian Geology. Elsevier Publishing. New York. 1994. P. 357-410.

436. Perkins D.III, Newton R.C. Charnockite geobarometers based on coexisting garnet-pyroxene-plagioclase-quartz//Nature. 1981. Vol. 292. № 9. P. 144-146.

437. Piirainen T. The geology of the Archaean greenstone-granitoid terrain in Kuhmo, eastern Finland // Archaean geology of the Fennoscandian Shield. Ed.: Marttila, E. Geological Survey of Finland Special Paper 4. 1988. P. 39-51.

438. Pilipenko V.N., Pavlenkova N.I., Luosto U. Wide-angle reflection migration technique with an example from the POLAR profile (northern Scandinavia) // Tectonophysics. 1999. Vol. 308. P. 445-457.

439. Piatt J. Dunamics of orogenic wedges and the uplift of high pressure metamorphic rocks. Geol. Soc. Am. Bull. 1986. Vol. 57. P. 1037-1053.

440. Potlvin P. Ni-Mg partitioning between synthetic olivines and orthopyroxenes: applications to geothermometry// Am. Mineral. 1982. Vol. 73. № 3/4. P. 274-280.

441. Powell R. Regression diagnostics and robust regression in geothermometer/geobarometer calibration: the garnet-clinopyroxene geothermometer revised // J. Metamorph. Geol. 1985. Vol. 3. № 3. P. 231-243.

442. Prouteau G., Maury R.C., Sajona F.G. et al. Behavior of niobium, tantalum and other high field strength elements in adakites and related lavas from the Philippines // The Island Arc. 2000. Vol. 9. P. 487-498.

443. Prinzhofer A., Allegre C.J. Residual peridotites and the mechanisms of partial melting // Earth and Planetary Science Letters. 1985. Vol. 74. № 2/3. P. 67-83.

444. Puchtel I.S., Hofmann A.W., Johum K.P., Mezger K., Shchipansky A.A., Samsonov A.V. The Kostomuksha greenstone belt, NW Baltic Shield: remnant of a late Archaean oceanic plateau? // Terra Nova. 1997. № 9. P. 87-90.

445. Paavola J. A communication of the U-Pb and K-Ar age relation of the Lapinlahti-Varpaisjarvi area, central Finland // Geological Survey of Finland. Bull. 1986. Vol. 339. P. 7-15.

446. Rapp R.B., Watson E.B., Miller C.F. Partial melting of amphibolite/eclogite and the origin of Archean trondhjemites and tonalities // Precambrian Research. 1991. Vol. 51. P. 1-25.

447. Rapp P.P., Watson E.B. Dehydration melting of metabasalt at 8-32 kbars: Implications for continental growth and crust-mantle recycling // Journal of Petrology. 1995. Vol. 36. P. 891-931. •

448. Ringwood A.E., Green D.H. Experimental investigations of the gabbro-eclogite transformation and some geophusical implications // Tectonophysics. 1966. Vol. 3. P. 383— 427.

449. Rey P.F., Philippot P., Thebaud N. Contribution of mantle plumes, crustal thickening and greenstone blanketing to the 2,75-2,65 Ga global crisis // Precambrian Research. 2003. Vol. 127. P. 43-60.

450. Ruotoistenmaki T. A schematic model of the plate tectonic evolution of Finnish bedrock. Espoo. Geological Survey of Finland, Report of Investigation 133. 1996. 23 p.

451. Sajona F.G., Maury R.C., Prouteau G. et al. Slab melt as metasomatic agent in island arc magma mantle sources, Negros and Batan, (Philippines) // The Island Arc. 2000. Vol. 9. P. 472-486.

452. Samsonov A.V., Puchtel I.S., Shchipansky A. A., Bibikova E.V. 2,72 Ga sanukitoids of the Kostomuksha greenstone belt: petrology and tectonic application // SVEKOLAPKO. An EUROPROBE project. 4th Workshop. Abstracts.University of Oulu. 1999. P. 58.

453. Saveliev A.A., Sharaskin A. Ja., D'Orazio M. Plutonic to volcanic rocks of the Voykar ophiolite massif (Polar Urals): structural and geochamical constraints on their origin // Ofioliti. 1999. Vol. 24. № 1. P. 2-130.

454. Scott D.J., Helmstaedt H., Bickle M.J. Purtunig ophiolite, Cape Smith Belt, northern Quebec, Canada: a reconstructed section of Early Proterozoic oceanic crust // Geology. 1992. Vol. 20. P. 173-176.

455. Searle M.P., Rex A.J. Thermal model for the Zanskar Himalaya // J. Metamor. Geology. 1989. Vol. 7. P. 127-134.

456. SVEKOLAPKO. An EUROPROBE project. 5th Workshop. Lammi, Finland. Abstracts. University of Oulu, report № 23. 2000. P. 67.

457. Shirey S.B., Hanson G.N. Mantal-derived Archaean monozodiorites and trachyandesites // Nature. 1984. Vol. 310. P. 222-224.

458. Shervais J.W. Ti-V plots and the petrogenesis of modern and ophiolitic lavas // Earth and Planetary Science Letters. 1982. Vol. 59. P. 101-118.

459. Slabunov A.I. The boundary between the Karelian Archaean Craton and the Belomorian mobile belt (Fennoscandian/Baltic Shield) through time // Abstracts European Union of Geosciences XI, Strasburg, France. 2001. P. 357.

460. Slabunov A.I., Volodichev O.I., Bibikova E.V., Shchipansky A.A., Stepanov V.S., Konilov A.N. Archaean ophiolites, eclogites and arc-related volcanics in the Fennoscandian

461. Shield: new data // European Lithosphere dynamics (ELD) symposium. Abstracts. Stockholm: Royal Swedish Academy of Sciences. 2002. P. 47.

462. Sleep N.H., Windley B.F. Archaean plate tectonics: Constraints and inferences // J. Geology. 1982. Vol. 90. P. 363-380.

463. Smit C.A. Petrochemistry and tectonic significance of a chromite-bearmg ultramafic suite of rocks in the Limpopo Metamorphic Complex, South Africa // Trans. Geol. Soc. S. Afr. 1984. Vol. 87. P. 303-314.

464. Smith D.C. Coesite in clinopyroxene in the Caledonides and implications for geodynamics //Nature. 1984. Vol. 310. P. 641-644

465. Smithies R.H., Champion D.C. The Archaean high-Mg diorite suite: links to tonalite-trondhjemite-granodiorite magmatism and implications for early archaean crustal growth // Journal of Petrology. 2000. Vol. 41. № 12. P. 1653-1671.

466. Smithies R.H., Champion D.C., Cassidy K.F. Formathion of Earth's early Archaean continental crust//Precambrian Research. 2003. Vol. 127. P. 89-101.

467. Sobolev N.V., Shatsky V.S. Diamond inclusions in garnets from metamorphic rocks: a new environment for diamond formations // Nature. 1990. Vol. 343. P. 742-746.

468. Soijonen-Ward P., Nironen M., Luukkonen E. Greenstone associations. in Finland // Greenstone belts. Eds.: de Wit M. and Ashwal L.D. Oxford Monograpths on Geology and Geophysics 35. 1997. P. 677-698.

469. Sorjonen-Ward P., Luukkonen E. Archean rocks in Finland. 2004 (в печати)

470. Stern C.R., Kilian R. Role of the subducted slab, mantle wedge and continental crust in the generation of adakites from the Andean Austral volcanic zone // Contribution to Mineralogy and Petrology. 1996. Vol. 123. P. 263-281

471. Stern M., Hoffman A.W. Manle plumes and episodic crustal growth // Nature. 1994. Vol. 372. P. 63-68.

472. Stern R.A., Hanson G.N., Shirey S.B. Petrogenesis of mantal-derived, LILE-enriched Archaean monzodiorites and trachyandesites (sanukitoids) in southwestern Superior Province // Can. J. Earth Sci. 1989. Vol. 26. P. 1688-1712.

473. Stern R.A., Hanson G.N. Archaean high-Mg granodiorite: a derivative of light rare earth element-enriched monzodiorite of mantle origin // Journal of Petrology. Part 1. 1991. Vol. 32. P. 201-238.

474. Stenar M.M. Stratigraphy of Archaean deposits in Soviet Karelia // Archaean geology of the Fennoscandian Shield. Ed.: Marttila E. Geological Survey of Finland. Special Paper. 4. 1988. P.145-149.

475. Stevenson R., Henry P., Gariepy C. Assimilation-fractional crystallization origion of Archean sanukitoid suites: western Superior Province, Canada // Precambrian Research. 1999. Vol. 96. P. 83-99.

476. Stott G.M. The Superior Province, Canada // Greenstone belts. Eds.: De Wit M., Ashwal L.D. Oxford Monographs on Geology and Geophysics 35. 1998. P. 481-507.

477. Storey C.D., Brewer T.S., Parrish R.R. Grenvillian age decompression of eclogites in the Glenelg-Attadale Inlier, NW Scotland // Geophysical Research Abstracts. 2003. Vol. 5. P. 06080.

478. Sun S.S. Chemical composition and origin of the Earth's primitive mantle // Geochim. Cosmochim. Acta.1982. Vol. 46. P. 179-192.

479. Sylvester P.J., Harper G.D., Byerly G.D., Thurston P.S. Volcanic aspects // Greenstone belts. Eds.: De Wit M., Ashwal L.D. Oxford Monographs on Geology and Geophysics 35. 1998. P. 55-90.

480. Timmerman M.J., Daly S. Sm-Nd evidence for late Archaean crust formation in the Lapland-Kola mobile belt, Kola Penninsula, Russia and Norway // Precambrian Research. 1995. Vol. 72. P. 97-107.

481. The Limpopo Belt. A Field Workshop on Granulites and Deep Crustal Tectonics. Eds. van Reenen D.D., Roering С. 1990. 290 p.

482. Thurston P. C., Ayres L.D. Archaean and proterozoic greenstone belts: setting and evolution // Eds.: Eriksson P.G., Altermann W., Nelson D.R., Mueller W.U., Catvmeanu O. The Precambrian Earth: tempos and events. Amsterdam. Elsevier. 2004. P. 311-333.

483. Thurston P.C., Kozhevnikov V.N. An Archean quartz arenite — andesite association in the eastern Baltic Shield, Russia: implications for assemblage types and shied history // Precambrian Research. 2000. Vol. 101. P. 313-340.

484. Tulenheimo T. Kuhmon Kellojarven kerroksellinen ultramafinen muodostuma. Pro Gradu tutkielma Turun yliopisto Geologian laitos. 1999. 199 p. (на финском).

485. Volodichev O., Slabunov A., Bibikova E., Konilov A. Archean eclogites from the Belomorian Mobile Belt in the Fennoscandian/Baltic Shield, Russia // The Alice Wain Memorial Western Norway Eclogite Symposium. Abstracts volume. 2003. P. 157-158.

486. Vuollo J., Piiranen T. Mineralogical evidence for an ophiolite from the Outokumpu serpentinites in North Karelia, Finland // Geological Society of Finland. Bull. 61. 1989. Vol. 61. P. 95-112.

487. Wang X., Liou G., Mao H.K. Coesite-bearing eclogites from the Dabie Mountins in central China// Geology. 1989. Vol. 17. P. 1985-1088.

488. Wilde S. A. Jimperding and Chittering Metamorphic Belts, southwestern Yilgarn Craton, Western Australia a field guide. Perth. Geological Survey of W. Australia. 2001.24 p.

489. Wilson J. T. Did the Atlantic close and then reopen? // Natural. 1966. Vol. 211. P. 676-681.

490. Windley B.F. The evolving continents. L. etc. John Wiley & Sons. 1977. 526 p.

491. Williams H., Hoffman P.F., Lewry J.F., Monger J.W.H., Rivers T. Anatomy of North America: thematic geologic portrayals of the continent // Tectonophysics. 1991. Vol. 187. №12. P. 117-134.

492. Xu S., Okay A., Ji S., Sengor A.M.C., Su W., Jiang L. Diamond from the Dabie Shan metamorphic rocks and its implication for the tectonic setting // Science. 1992. Vol. 256. P. 80-82.

493. Yogodzinski G.M., Kay R.W., Volynets O.N., Loloskov A.V., Kay S.M. Magnesian andesite in the western Aleutian Komandorsky region: implications for slab melting and processes in the mantle wedge // Geol. Soc. American Bull. 1995. Vol. 107. P. 505-519.