Состав вулканогенных пород и эволюция магматизма шовной зоны сочленения Свекофеннского и Карельского геоблоков

Кондрашова, Наталья Ивановна

Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему
Состав вулканогенных пород и эволюция магматизма шовной зоны сочленения Свекофеннского и Карельского геоблоков
ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Состав вулканогенных пород и эволюция магматизма шовной зоны сочленения Свекофеннского и Карельского геоблоков"

На правах рукописи

в од

2 б ДЕК 2303

Кондрашова Наталья Ивановна

Состав вулканогенных пород и эволюция

магматизма шовной зоны сочленения Свекофеннского и Карельского геоблоков (Балтийский щит).

Специальность 04.00.08-петрология и вулканология

Автореферат диссертации на соискание ученой степени • кандидата геолого-минералогических наук

Москва 2000

Работа выполнена в Институте геологии Карельского Научного Центра РАН

Научный руководитель: доктор геолого-минералогических наук, профессор Фролова Т.И.

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук, профессор Попов B.C. (МГГА)

кандидат геолого-минералогическкх наук Сафонов О.Г. (ИЭМ РАН)

Ведущая организация: ГТI Карельская Геологическая Экспедиция.

Защита диссертации состоится // декабря 2000г. в 14.30 на заседании Диссертационно!о Совета К.053.05.08 по петрографии, геохимии и геохимическим методам поисков месторождений полезных ископаемых геологического факультета Московского Государственного Университета им. М.В.Ломоносова. Адрес: 119899, Москва, Воробьевы горы, МГУ, геологический факультет.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке геологического факультета МГУ (сектор "А",б этаж).

Автореферат разослан Xf ноября 2000 года.

Ученый секретарь диссертационного совета

ст.научный сотрудник Батанова A.M.

o&Oft/s )А*/р.О

о&з АО

Состав вулканогенных пород и эволюция магматизма шовной зоны сочленения Свекофеннского и Карельского геоблоков (Балтийский щит).

Актуальность темы. Земная литосфера неоднородна как в горизонтальном, так и в вертикальном направлениях. Элементами этой неоднородности являются геоблоки. По определению Л.И.Красного (1967) геоблок - это глыбовый элемент тектоносферы, характеризующий ее делимость на крупные структуры, обладающие характерными чертами литогенеза, магматизма и метаморфизма. Установлено геоблоковое строение и Балтийского щита (Дедеев, Шустова, 1976; Земная кора..,1978 ; Шустова, 1997 и др.).

Геоблоки отделены друг от друга шовными зонами. При проведении региональных геологических исследований ( Светов, Свириденко, 1991) шовные зоны раздела геоблоков были определены как линейные геологические структуры, разделяющие геоблоки с разной историей геологического развития. В диссертации рассматривается позднеархейский зеленокаменный пояс Ялонвара-Иломантси, приуроченный к зоне непосредственного сочленения двух геоблоков Балтийского щита : Свекофеннского и Карельского, который был в лопии (АК2) шовной зоной раздела названных геоблоков. Для данного зеленокаменного пояса характерны большие объемы продуктов средне-кислого магматизма, образующие комагматические ассоциации, с широким проявлением гранитоидов. В протерозойское время зона сочленения этих геоблоков оставалась проводником интрузивного магматизма. Такое длительное развитие рассматриваемой шовной зоны определяет ее высокую металлогеническую перспективность, что и определяет актуальность исследований.

Цель и задачи работы. Цель данной работы - выяснение соотношения позднеархейского (2.9 млрд. лет) зеленокаменного пояса Ялонвара-Иломантси и протерозойской Ладожско-Ботнической (Светов, Свириденко, 1991) или Раахе-Ладожской (Шульдинер и др., 1995) зоны, выявление закономерностей развития магматизма в зеленокаменном поясе. Для достижения этой цели решались следующие задачи :

-выяснение особенностей геологического строения Ялонварской структуры, являющейся частью зеленокаменного пояса , служившего в лопии (АЯ2) границей раздела Карельской гранит-зеленокаменной области с формирующейся континентальной корой и протокорой Свекофеннского геоблока,

-сравнительный анализ Ялонварской и Иломантси структур, являющихся частями единого зеленокаменного пояса и

расположенными в шовной зоне сочленения Свекофеннского и Карельского геоблоков,

-уточнение геологического строения Койкарской структуры Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса Карельской гранит-зеленокаменной области, развивающейся вне связи с шовной зоной сочленения,

-сравнительный анализ магматизма зеленокаменных структур разного структурного положения,

-определение металлогеяической специфики магматических образований структур шоыной зоны сочленения Карельского и Свекофеннского геоблоков.

Фактический материал. В основу работы положены материалы комплексных полевых (1984-1999гг.), аналитических и теоретических исследований автора в рамках плановых тем лаборатории магматизма и палеовулканологии института геологии КНЦ РАН и анализ литературных данных.

Во время полевых работ составлялись детальные планы участков выходов лопийских (АЯ2) пород, литолого-стратиграфические разрезы. Коллекция горных пород включает в себя порядка 500 образцов. С помощью поляриза-ционного микроскопа изучено 420 шлифов. Обработано 350 оригинальных химических и спектральных анализов, обобщены их результаты. Для характеристики химизма пород и минералов структуры Иломантси и частично Койкарской использовались опубликованные литературные данные, ссылка на которые приводится в тексте.

минералого-петрографических методов. Химико-аналитические исследования были выполнены в химической лаборатории ин-та геологии КНЦ РАН (силикатный, спектральный, рентгено-флюоресцентный анализы), в институте петрологии Венского Университета (редкие земли), на кафедре петрологии МГУ (микрозондовые определения минералов), в ИГФМ АН УССР (изотопы РЬ,8). Породы объединялись в группы по комплексу признаков : геологических, петрографических и петрохимических. Для названия пород применялась палеотипная номенклатура.

Научная новизна.

1). Показано, что шовная зона сочленения Карельского и Свекофеннского геоблоков в позднем архее (лопии) представляла собой длительно развивавшуюся магмоактивную структуру, заложившуюся на протоплатформе, и служившую границей раздела областей с формирующейся континентальной корой (Карельская гранит-зеленокаменная область(КГЗО)) и протокорой (территория Свекофеннского геоблока). В позднем архее шовная зона совпадала с зеленокаменным поясом Ялонвара-Иломантси.

2). Установлено,что отдельные структуры КГЗО (Ялонвара,Иломантси) являются наложенными как на Карельский геоблок, так и на шовную зону раздела геоблоков.

3). Проведенный сравнительный анализ геологического строения зеленокаменных структур шовной зоны сочленения (Ялонварской и Иломантси) и Койкарской структуры Карельской гранит-зеленокаменной области выявил их отличие в эволюции магматизма и разный источник их вещественного выполнения. Установлено, что в зеленокаменных структурах шовной зоны сочленения развит мантийно-коровый вулкано-плутонизм; вне зон сочленения, главным образом, -мантийный магматизм.

Практическая значимость работы. Результаты работы были частично использованы при написании отчетов по плановым темам (тема 128 - Центры эндогенной магматической активности Балтийского щита, тема 160 - Рудно-магматические системы гранитоидного магматизма Карелии). Помимо этого практическое значение имели исследования автора совместно с сотрудниками ин-та геологии КНЦ РАН В.И.Иващенко , О.Б.Лавровым, А.М.Ручьевым в пределах отдельных участков шовной зоны. В частности была доказана перспективность района Пякюля на благороднометальное оруденение, составлена крупномасштабная геологическая карта этого участка.

Основные защищаемые положения.

1. Шовная зона сочленения Карельского и Свекофеннского геоблоков представляет собой длительно развивавшуюся магмоактивную структуру, заложившуюся в начале позднего архея (лопий)на раннеархейской протоплатформе и разделившую ее на отдельные блоки, находившиеся на разной стадии формирования континентальной коры.

2. Сформировавшаяся в позднем архее Карельская гранит-зеленокаменная область объединяет зсленокаменные пояса, развивавшиеся как на Карельском геоблоке (Ведлозерско-

. Сегозерский зеленокаменный пояс), так и в пределах шовной зоны (пояс Ялонвара-Иломантси). Зеленокаменные пояса шовной зоны по сравнению с внутриблоковыми зеленокаменными поясами Карельского геоблока были более интенсивно вовлечены в магмообразование. Причина этого -более интенсивный тепловой поток в шовной зоне, большая возможность переработки раздробленной коры.

3. Зеленокаменный пояс Ялонвара-Иломантси, приуроченный . к шовной зоне сочленения геоблоков, характеризуется корово-мантийным магматизмом, источником которого является недеплстированная мантия и кора сиалического типа, предопределившая известково-щелочной тренд. Внутриблоковые зеленокаменные пояса характеризуются мантийным магматизмом с толеитовым трендом эволюции, с

. участием небольших объемов кислых пород, образующих контрастные формации с базитами. Деплетированность мантии под зеленокаменными поясами второй группы могла быть связана с неоднократными импульсами плавления.

4. Учитывая особенности , связанные с архейским возрастом, шовную зону сочленения Карельского и Свекофеннского геоблоков по комплексу признаков (заложение на древнем серогнейсовом (близком к сиалическому) основании, сходству разрезов, обилию продуктов корово-мантийного магматизма, К-Ка характеру известково-щелочных серий) можно рассматривать в качестве архейского аналога фанерозойских внутриконтинентальных вулкано-плутонических поясов.

(Петрозаводск, 1997), на международной конференции "Рифтогенез,магматизм, металлогения докембрия. Корреляция геологических комплексов Фенноскандии" (Петрозаводск, 1999). По теме диссертации опубликовано 11 работ.

Структура и объем диссертации. Работа состоит из введения, 7 глав и заключения общим объемом 157 страниц и включает 62 рисунка, 18 таблиц. Список литературы состоит из 182 наименований.

Благодарности. В ходе исследования отдельные вопросы, рассматриваемые в диссертации, обсуждались со специалистами ин-та геологии Карельского Научного Центра : А.П.Световым, Л.П.Свириденко, В.И.Иващенко, О.Б.Лавровым, А.М.Ручьевым и другими. Всем им автор очень признателен. Большую поддержку при написании работы оказал директор института геологии КНЦ С.И.Рыбаков. Неоценимой была помощь Хайнца Хубера (Австрия), выполнившего определения редкоземельных элементов. Особую благодарность автор выражает научному руководителю - профессору Т.И.Фроловой, постоянная поддержка и советы которой способствовали успешному завершению работы.

Содержание и структура работы.

В первой главе "Геоблоки, зеленокаменные пояса и шовные зоны Балтийского щита. Общая характеристика." обобщены основные литературные данные о строении земной коры Балтийского щита. Рассмотрены вопросы, касающиеся проблемы соотношения геоблоков и шовных зон, шовных зон и зеленокаменных поясов.

Во второй главе "Геологическая характеристика геоблоков." изложены материалы по геологическому строению геоблоков и зеленокаменных поясов Балтийского щита. Приведены данные, показывающие существование поясов, развивающихся в разной структурной обстановке :одни - в пределах области с формирующейся континентальной корой, другие - в области сочленения формирующейся континентальной коры и протокоры.

Содержание третьей главы "Геологическая характеристика шовных зон Балтийского щита." посвящено характеристике геологического строения шовных зон. Показано, что эволюция магматизма в шовных зонах сочленения геоблоков приводит к формированию континентальной сиалической коры зрелого типа, а гомодромная последовательность магматических проявлений обуславливает ее наращивание. Лопийские шовные зоны в раннем протерозое выполняют роль структурных швов, к которым, наряду с мантийным магматизмом, приурочены проявления корового вулкано-плутонизма, связанные с деструкцией коры и активизацией разломов.

Главы четвертая "Шовная зона,разделяющая Карельский и Свекофсннскнй (Ладожский) геоблоки." и пятая "Сравнительный анализ структур шовной зоны (ЯлонвараД)ломантси) и структуры зеленокаменного пояса (КоПкарской), расположенного вне шовной зоны сочленения." занимают основной объем работы. В четвертой главе приведены данные, обосновывающие выделение шовной зоны сочленения геоблоков в позднем архее (лопии). Рассмотрены петро-и геохимические особенности вещественных комплексов Ялонварской зеленокаменной структуры. На основе анализа петрохимических диаграмм, предложенных для интерпретации геохимических данных (Тейлор, Мак-Леннан, 1985; Кокс и др.,1982; Лобач-Жученко и др., 1991; Шульдинер и др., 1995; Фролова, Бурикова, 1997) сделаны выводы о возможных условиях формирования магматических пород структуры.

В пятой главе проведен сравнительный анализ зеленокаменных поясов , занимающих разное структурное положение. Показано, что для внутриблоковых поясов характерен в большей степени мантийный магматизм, источником которого была нормальная, либо слабо деплетированная мантия. Магматизм в зеленокаменных структурах шовной зоны сочленения был мантийно-коровым; распределение редкоземельных элементов, геохимические особенности указывают на неистощенный источник магмообразования в них.

В главе шесть "Металлогения шовной зоны сочленения Свекофенкского и Карельского геоблоков." рассматривается металлогеническая перспективность шовной зоны сочленения геоблоков. Показано, что развитие здесь зеленокаменных структур предопределило их первоначальную металлогению. Однако, являясь в отличие ' от зеленокаменных поясов длительно развивавшейся структурой, шовная зона сочленения оставалась местом проявления магматических процессов и в протерозойское время, что приводило к многоэтапному развитию метасоматических и гидротермальных процессов. Наиболее перспективна она на обнаружение Аи-месторождений, связанных с малоглубинным гранитным магматизмом.

В заключительной седьмой главе "Аналоги шовных зон." подводятся итоги всего комплекса исследований. Приводятся данные, позволяющие рассматривать шовную зону сочленения геоблоков в качестве аналога фанерозойских внутриконтинентальных вулкано-плутонических поясов.

ОБОСНОВАНИЕ ЗАЩИЩАЕМЫХ ПОЛОЖЕНИЙ.

Шовиая зона сочленения Карельского и Свекофенпского геоблоков представляет собой длительно развивавшуюся магмоактивную структуру, заложившуюся в начале позднего архея (лопий)на раннеархейской протоплатформе и разделившую ее на отдельные блоки, находившиеся на разной стадии формирования континентальной коры. Положение обосновано первой, второй и третьей главами.

Традиционно в пределах Беломорского щита выделяют (с СВ на ЮЗ) Кольский, Беломорский, Карельский, Свекофеннский и Дальсландский геоблоки (Дедеев, Шустова, 1976; Блоковая.., 1986 ; Шустова, 1997 и др.),различающиеся возрастом континентальной коры (рис.1).

Рис.1. Схема геоблокового строения Балтийского щита. Составлена с использованием данных : Дедеев, Шустова, 1976; Земная кора., 1978; Шустова, 1997.

Породные комплексы : 1-архейские, 2-раннепротерозойские, 3-позднепротерозойские, 4-кембро-силурийские. Геоблоки : 1-Кольский, 2-Беломорский, З-Карельский, 4-Свекофеннский, 5-Дальсландский. Шовные зоны : ©- Главный Беломорский шов (Гранулитовый пояс), Беломорско-Карельская зона сочленения (Северо-Карельская зона лопид), © - шовная зона раздела Карельского и Свекофеннского геоблоков, ® - зона Протоджин.

В раннем архее (саамии) на территории современного щита была сформирована стабильная структура большой площади с тоналит-трондьемитовой корой и преобладанием пород инфракомплекса. Супракрустальные образования представлены кольской серией гнейсов, амфиболитов (Кольская., 1984), отдельными толщами беломорской серии (Володичев, 1990; Другова и др., 1995), волоцкой толщей (Куликова, 1991). Наиболее древние образования Карельского геоблока, объединенные в саамский комплекс раннего архея, представлены тоналитами, гранитогнейсами районов Палой Ламбы, среднего течения рек Водлы, Выг, района Лай-ручья. 11-РЬ возраст по цирконам из тоналитов Водлозерского блока - 3166±14 млн.лет, возраст габбродиоритов, рвущих эти тоналиты (11-РВ по Ъх) равен 2987±14 млн.лет (Арестова, 1997). Бт-Нс! данные показывают, что архейские породы Карельского геоблока имеют материнские породы более древнего возраста, что доказывается положительными еШ(Т) и Т(ОМ)=3.3-3.4 для Карелии и 3.5-3.6 для Финляндии (Чекулаев, 1996). На территории современного Свекофеннского геоблока выделяются комплексы пород-тоналитов, гранитогнейсов, сопоставимых с раннеархейскими образованиями Карельского геоблока (Светов и др., 1990). К началу позднего архея (лопия) происходит дробление земной коры щита с образованием системы глубинных разломов, служивших основой для заложения зеленокаменных поясов. Начиная с лопия (АК2) области современных гсобдоков развиваются автономно, что нашло свое выражение в разных режимах метаморфизма в их пределах. В пределах Кольского геоблока проявлен гранулиговый метаморфизм при 1=550-660° и давлении (р) 5.2-6.2 кбар (Кольская сверхглубокая., 1984), в Беломорском геоблоке - высокобарический при 1=800° и р=6-8кбар (Володичев, 1990). Для Карельского геоблока характерен зональный метаморфизм разных режимов : от гранулитовой до зеленосланцевой. Р-Т-условия метаморфизма в западной Карелии, определенные по гранат-биотитовому геотермометру, составляют 550-680°, р^З-4 кбар (Металлогения., 1999). В лопии (АЯ2) на территории Карельского геоблока происходит формирование континентальной сиалической коры, которая окончательно сформировалась 2.6 млрд.лет назад после завершения ребольской складчатости, гранитизации и региональной мигматизации. Территория Свекофеннского геоблока в лоиийское время оставалась протоплатформой с тоналитовой корой. Накопление вулканогенных толщ андезибазальтового состава происходит на серогнейсовой коре в раннем протерозое. В это время здесь также откладываются туфогенно-кремнистые породы. В калевийское время (1900-1800 млн.лет) формируются молассовые образования ладожской

серии. 1880 млн.лет назад происходит внедрение интрузий норит-эндербитов. В интервале времени 1870-1860млн.лет образуются габбро-диорит-тоналитовые интрузивные комплексы (Шульдинер и др., 1998). 1860-1800 млн.лет назад происходит складчатость, гранитизация и гранитообразование. После этих событий на месте Свекофеннского геоблока была сформирована раннепротерозойская зрелая кора континентального типа.

Из изложенного видно, что формирование континентальной сиалической коры на раннеархейской протоплатформе в пределах Карельского и Свекофеннского геоблоков происходит в разное время. Таким образом, в позднем архее развивавшаяся шовная зона сочленения служила границей областей с формирующейся континентальной корой и протокорой.

Сформировавшаяся в позднем архее Карельская гранит-зеленокаменная область объединяет зелепокаменные пояса, развивавшиеся как на Карельском геоблоке (Ведлозерско-Сегозерский зеленокаменный пояс), так и в пределах шовной зоны (пояс Ялонвара-Иломантси). Зелепокаменные пояса шовной зоны по сравнению с внутриблоковыми зеленокаменными поясами Карельского геоблока были более интенсивно вовлечены в магмообразование. Причина этого -более интенсивный тепловой поток в шовной зоне, большая возможность переработки раздробленной коры.

Положение обосновывается материалами, изложенными во второй и третьей главах.

В позднем архее Карельский геоблок развивается как гранит-зеленокаменная область (КГЗО). 3.1-2.6 млрд.лет назад в результате дробления протокоры в пределах Карельского геоблока закладывается система зеленокаменных поясов, совместное развитие которых с гранитами (Чекулаев, 1996) позволяет отнести геоблок к гранит-зеленокаменной области . В пределах Карельской гранит-зеленокаменной области можно выделить две группы зеленокаменных поясов (рис.2 ). К 1-ой группе относятся пояса меридионального и северо-восточного простирания, занимающие центральную часть Карельской гранит-зеленокаменной области : Ведлозерско-

Сегозерский, Костомукшский , Суомусалми-Типасъярви. Во 2-ую группу попадают пояса, приуроченные к разломам северо-западного простирания и развивавшиеся в шовных зонах сочленения геоблоков : пояса- Ялонваара-Иломантси, Сумозерско-Кенозерский, Тикшезерско-

ОзЕИз Е^ЕГЬ ИЗ

ЕЗа [239 ш

Ри¿2. Геологическая схема «роения Карельской граиет-зеленокамгиной области (по: Мурадымов и др,1999ф).

Условные обозначения: 1-зелеиокаметше полег, 2-иитракратенные впадины, 3-реоморфизованный клтархейсгагй фундамент, 4-саамскнй амфиболит-гнейсовый комплекс, 5-Образоваяия палеозойского комплекса, 6-граница Карельской грагигг-зелендхакешюй области, 7-граниод геоблоков, 8-Свехофеннскнй геоблок, 9-мобкльно-лроницаемые зоны, контролирующие развитиезеленокаменныхпоясов, 10-номсралокальныхлопийскихструктур:!-Хаутаварская, 2-Койкары-Корбозерская, З-Совдозерская, 4-Сайо.черская, 5Паракдово-Над-воицкая, бгТунгудскдя, 7-Суомуссалми, 8-Кухмо, 9-Типасъярви, 10-Ипапи, И-Иломангси, 12-Ялонварская, 13-Косгомукшская, 14-Рыбщерская, 13-Камешоозерская, 16-Маткалах-тинская, 17-Токпшнская, 18-Пебозерская, 19-Тикшозерскдя.

Пебозерский . Зеленокаменные пояса представлены в настоящее время реликтовыми структурами.

Пояса первой группы представлены рядом локальных структур : Койкарской, Семченско-Корбозерской, Совдозерской, Паласельгской, Хедозерской, Костомукшской, Гимольской, Маньгинской, Кухмо, Суомусалми,Типасъярви. Хаутаварская структура (рис.2) занимает двойственное положение, ее южная часть развивалась в шовной зоне сочленения геоблоков, а северная -в центральной части Карельской гранит-зеленокаменной области. Разрезы структур, расположенных вне зон сочленения геоблоков, начинаются с толщ массивных, подушечных метабазальтов, сменяющихся вверх по разрезу туфами метадацитов, хемогенными и хемогенно-терригенными породами. В верхах разрезов распространены метабазальты, сменяющиеся выше терригенными отложениями. В нижней, либо в средней части разрезов среди метабазальтов картируются пачки коматиитов и коматиитовых метабазальтов. Развиты преимущественно контрастные серии. Для внутриблоковых поясов характерна общая антидромная последовательность магматизма, приводящая к деструкции коры. Разрезы зеленокаменных структур, которые наследуются шовными зонами сочленения геоблоков, начинаются с основных, основно-средних пород, сменяющихся среднекислыми и кислыми вулканитами и их туфами. Коматиитов здесь меньше, развиты преимущественно непрерывные формации. Эволюция магматизма в этих поясах -гомодромная, приводящая к наращиванию коры. Причина этого различия связана с более интенсивным поступлением тепла в шовной зоне сочленения, что в дальнейшем приводит к большей возможности переработки раздробленной коры. По геофизическим данным (Шустова, 1997) земная кора в зоне сочленения геоблоков разбита на блоки на всю толщину коры, ступенчато граничащих друг с другом. По данным глубинного сейсмического зондирования в нижней части коры здесь выделяется высокоскоростной слой со скоростями продольных волн 7.6 км./сек.

Разрез Ялонварской структуры состоит из 2-х толщ. В целом строение нижней толщи можно представить в виде чередования вулканических и вулканомиктовых пород основного и среднего состава. Породы, более кислые, чем метадациты в нижней части разреза встречаются редко. Возраст нижней толщи, определенный изохронным методом по валовым пробам, - 2.9 млрд.лет (Попов, 1991).

Верхняя голща построена довольно однообразно. Здесь можно выделить несколько пачек вулканических пород, состав которых меняется, от средних (в нижних частях пачек) к кислым (в верхней).

Количество осадочно-вулканогенного материала вверх по разрезу увеличивается, что указывает на ослабление со временем вулканической деятельности. Смена основно-средних пород кислыми происходила постепенно и проявлялась неоднократно. Кислые вулканиты максимально распространены в верхах разреза в западной части структуры. Возраст молибденитов из кислых вулканитов (Os-Re метод) равен 2772-277311 ¡мпн.лет (Mineral.., 1998). В восточной части района значительная часть кислой магмы локализовалась в виде субвулканичесих тел. Отсутствие контактовых изменений, полнокристаллические структуры свидетельствуют о незначительной глубине , их формирования. Породы ялонварской структуры метаморфизованы в условиях зеленосланцевой и эпидот-амфиболитовой фаций. По биотит-амфиболовому, амфибол-плагиоклазовому геотермометрам ЛЛ.Перчука температура их преобразования равна 475-500°С. Широко проявленный Na-метасоматоз привел к повсеместной альбитизации плагиоклаза, однако сохранившийся частично андезин не позволяет отнести породы к типичным спилитам.

Разрез структуры Иломантси выглядит следующим образом (Nurmi е.а., 1993) . Нижняя часть представлена массивными и подушечными метабазальтами, сменяющимися выше вулканогенно-осадочными породами, турбидитами, метапелитами. Спорадически среди осадков встречаются прослои метабазальтов. На турбидитах залегают полимиктовые конгломераты, граувакки, аркозы, метабазальты, метаандезиты, прослои железистых кварцитов. Возраст этой толщи -2754±6млн.лет. Среди турбидитов, залегающих выше, встречаются прослои коматиитовых подушечных базальтов. Вверх по разрезу они сменяются метапелитами, граувакками, с прослоями неотсортированных полимиктозых конгломератов, кварц-магнетитовых сланцев. Венчают разрез коматииты, кислые вулканиты, вулканогенно-осадочные горизонты. Метаморфизм достигал низких ступеней амфиболитовой фации, температура - 550±50°С (O'Brien е.а., 1993).

Последовательность магматизма в Ялонварской структуре была гомодромной, в Иломантси - более сложной: гомодромной в начальные этапы развития, и антидромная в заключительную стадию развития пояса. Антидромный магматизм, вероятно, связан с зоной разломов в СВ части структуры Иломантси.

В структурах зоны сочленения развиты породы от основно-средних до кислых. В Ялонваре преобладают породы лавовой фации, среди осадочных образований преобладают вулканокластические

породы. Метабазальты и метаандезибазальты сложены лейстовидным альбитизированным плагиоклазом (андезин-олигоклаз) и вторичным амфиболом, относящимся к группе куммингтонит-грюнерита и скорее всего своим возникновением связанного с процессами регионального метаморфизма. Встречается бледно-зеленая актинолитовая роговая обманка. По химическому составу некоторые амфиболы метаандезибазальтов относятся к группе феррочермакита. В метаандезитах появляется частично резорбированный биотит с мелкой сыпью магнетита по краям зерен. Плагиоклаз отчетливо идиоморфен, однако встречаются участки с резким идиоморфизмом темноцветных. Иногда фиксируются включения темноцветных в плагиоклазе, что показывает на присутствие в магме большого количества летучих. Метадациты состоят из вкрапленников олигоклаза в микрокристаллической основной массе олигоклаз-альбит-кварцевого состава с реликтовыми пилотакситовыми структурами. Различна направленность метаморфических изменений в разных группах пород. В основной-средней группах происходит наряду с альбитизацией плагиоклаза его деанортитизация, на что указывает обилие эпидот-цоизитовых скоплений в плагиоклазе. В кислой группе пород развита, главным образом, альбитизация, что говорит о большем влиянии летучих при образовании пород кислого состава. В Иломантси развиты, главным образом, осадочные фации (турбидиты, аркозы, метапелиты). Вулканиты представлены шаровыми метабазальтамик оматиитами, метаандезитами, метадацитами.

Интрузивные породы структур представлены диоритами, гранодиоритами, гранитами, гранит-порфирами в Ялонварской структуре, и в Иломантси - производными типичной для архея тоналит-трондьемитовой серии. Возраст гранитов Ялонвары - 2.6 млрд.лет (Попов,1991), а интрузивных пород Иломантси - 2789-2750 млн.лет (Литн е.а., 1993).

В Ялонварской структуре вулканогенные, субвулканические и интрузивные породы объединены в вулкано-плутоническую ассоциацию. Доказательства этого : временная и пространственная сопряженость, единые эволюционные тренды на петрохимических диаграммах; кислые породы также как и основно-средние характеризуются повышенными содержаниями элементов группы железа, отмечается сходный микроэлементный состав всех групп пород. Субвулканические и эффузивные породы структуры имеют одинаковый набор акцессорных минералов : магнетит, сфен, апатит, шеелит, турмалин. Однако, в субвулканических породах их содержание выше. В

7.|il,8 [7].9 [PllO

E31- Ш 2-S з CEI Î E] £ 0Î

(ZÎii (ZIlatZl^fenEis

Рис.3. Геологическая схема участка Пякюля шовной зоны сочленения Карельского и Свекофеннского геоблоков.

Условные обозначения : 1-кварцевые порфиры, 2-плагиограниты, 3-тоналиты, гранодиориты, частично кварцевые диориты, 4-габбро-диориты, 5-габбро, 6-метатерригенные породы ладожской серии (PR), 7-брекчированные породы, 8-элементарная сдвиговая дислокация : а) правосторонний сдвиг, б) левосторонний сдвиг, 9-предполагаемые границы сдвиговой зоны, 10-кварцевые жилы, 11-жилы аплитов, 12-элементы залегания плоскостей анизотропии пород, 13-предполагаемые границы пород, 14-содержания золота : а) более 1 г/т, б) 0.1-1 г/т, 15-буровая скважина._

тремолит магнезиальная роговая обманка чврмакиг

актинолит

ферроак-тинолит £ железистая роговая обманка V о* ▼ фвррочерма кит

8.0

7.5

6.5

5.5

Х-1.^2а, ▼-2 6, П-3, СХ4а, Ф-46 Рис.4. Положение амфиболов вулканогенных и субвулканических пород Ялонварской структуры на классификационной диаграмме. Условные обозначения : 1-метаандезибазальты оз.Соан, 2а-центральные части зерен минералов, 2б-их краевые части, 3-габбро-долериты участка Ремсинкорпи, 4а-центральные части зерен минералов, 4б-их краевые части.

Иломантси установлено (O'Brien е.а., 1993), что андезиты структуры являются производными базальтов.

2.6 млрдлет назад наступает стабилизация и гранитизация Карельского геоблока. Образуется кора континентального типа. В интервале 2600-2300 млнлет возникают сводовые поднятия с грабенами в осевых частях, в которых проявился дацит-риолитовый и базальт-андезибазальтовый вулканизм сумия и сариолия. Позднее формируются толщи грубообломочных пород. Орогенный этап завершают складчато-глыбовые движения с последующей пенепленизацией и химическим выветриванием. С 2300-1900 млн. лет на территории Карельского геоблока наступает платформенный этап с формированием осадочного чехла. В Свекофеннском геоблоке континентальная кора была сформирована после завершения свекокарельской складчатости, гранитообразования и региональной мигматизации около 1800 млнлет назад. Магматическую активность в это время продолжает сохранять шовная зона сочленения геоблоков. В районе пос.Алатту (Суйстамо,Харлу) вблизи шва внедряется большое число даек и малых интрузий габбро-плагиогранитного состава (рис.3). U-Pb возраст габбро ур.Пяюоля по Zr - 1885+-3, возраст гранитов - 2705+60 млнлет (Shuldiner et at., 1998). По геологическим данным граниты секут габброиды,т.е.являются более молодыми. Возможно, гранитный материал захватывал древний циркон. eNd(1.89)=-4.0-(-4.5). и для габбро и для гранитов, что указывает на контаминацию исходных магм коровым сиалическим материалом.

Вмещающими для интрузии породами служат метатерригенные отложения ладожской серии раннего протерозоя. Подобные малоглубинные гранитные интрузии характеризуются повышенной золотоносностью. Максимальные содержания золота (16.7г/т) зафиксированы в экзоконтакте субвулканического тела, в брекчированных и березитизированных метапесчаниках ладожской серии. Содержания золота в илагиогранитах, диоритах находятся в интервале 1-6г/т.

Зеленокамепиый пояс Ялонвара-Иломантси, приуроченный к шовной зоне сочленения геоблоков, характеризуется корово-мантийным магматизмом, источником которого является недететированная мантия и кора сиалического типа, предопределившая известково-щелочной тренд.

Внутриблоковые зеленокаменные пояса характеризуются мантийным магматизмом с толеитовым трендом эволюции, с участием небольших объемов кислых пород, образующих

контрастные формации с базитами. Деплетированность мантии под зеленокаменными поясами второй группы могла быть связана с неоднократными импульсами плавления. Положение обосновано на материале четвертой, пятой, шестой глав. В разрезах структур шовной зоны сочленения геоблоков выделяются производные толеитовой (Т) и известково-щелочной (ИЩ) серий: В Ялонварской структуре развиты продукты ИЩ серии (табл. 1), в Иломантси - Т и ИЩ серий. Таблица 1.

Химический состав вулканогенных и интрузивных пород Ялонварской структуры (окислы в мас.%, элементы в г/т)._

1(4) 2(9) 3(9) 4(8) 5(17) 6(13) 7(14)

БЮ2 49.27 52.90 57.96 64.66 61.88 70.32 74.52

ТЮ2 0.95 0.73 0.63 0.46 0.54 0.28 0.13

А1203 15.54 14.86 15.42 15.38 15.07 13.91 13.20

Ре203 1.38 2.65 2.12 1.68 2.70 1.42 0.88

РеО 8.15 3.07 4.72 1.89 2.66 1.27 0.63

МпО 0.164 0.17 0.11 0.06 0.08 0.03 0.03

МЙО 8.25 6.92 6.45 3.01 3.71 1.36 0.60

СаО 4.64 8.06 3.93 2.90 4.28 1.54 1.28

N320 3.04 2.95 3.12 3.54 3.93 4.04 4.46

К20 2.20 1.50 3.12 3.10 3.30 4.43 3.06

Р205 - 0.02 0.26 0.16 0.29 0.09 0.04

1л 23 101 28 31 15 11

Ш> 49 159 120 157 127 89

Сб 8 12 9 13 7 4

2п 110 106 56 83 38 90

Ва 440 801 801 1157 1217 801

Бг 440 290 290 676 290 193

Сг 334 367 70 285 156 121

N1 78 72 40 122 19 23

Со 42 90 40 39 17 32

Си 101 17 240 75 77 280

V 229 155 170 97 44 33

1-метабазальт, 2-метаандезибазальт, 3-метаандезит, 4-метадацит, 5-диорит (1 фаза), 6-гранит (2 фаза), 7-лейкогранит (3 фаза). В скобках указано число анализов, по которым рассчитывалось среднее.

И1Ц-тренд Ялонвары явился следствием изменения толеитового в процессе эволюции под влиянием изменения окислительного потенциала, что зафиксировано в кислых породах увеличением количества вкрапленников маг нетита.

Особенностью магматизма шовной зоны сочленения геоблоков является участие в петрогенезисе пород как мантийных, так и коровых источников. Это подтверждается изотопными составами рудных евинцов и серы. Мантийная природа рудных свинцов доказывается расположением их на графиках Кокса (Кокс и др., 1985) вблизи мантийной кривой с ц=9, а также высокими значениями тяжелых изотопов . Часть точек на ¡рафиках попадает в область нижнекоровых изотопов, и в тоже время характеризуется высокими значениями 207Pb/204 РЬ, что можно проинтерпретировать как контаминацию мантийного вещества нижнекоровым материалом. Изотопные значения S34 попадают в интервал - -0.8-(+0.1), что соответствует ювенильной сере. Данные по изотопии Sr для струкгуры Иломантси также подтверждают участие в образовании пород как мантийного вещества -Sr87/86Sr=0.70146 (тоналиты Куттила), так и присутствие в них компонента сиалической континентальной коры • Sr87/86Sr=0.711135-0.735448 (Nurmi е.а., 1993).

Петрографические особенности пород подтверждают факт усвоения первичными магмами вещества сиалической коры. В частности ,для полевых шпатов Ялонварской структуры отмечаются повышенные содержания второстепенных полевошпатовых миналов (цельзиана, слаусонита), что может быть связано с контаминацией и ассимиляцией первичными магмами вещества континентальной коры. Наличие сквозных минералов (турмалина,шеелита) во всех группах позволяет предположить явления контаминации.

Породы зоны обогащены крупноионными элементами группы К, высокозарядными и сидерофилькыми элементами, легкими лантаноидами (табл.2). Могуг быть две причины этого : 1).источником расплавов была неистощенная мантия, 2) зарождению магматических очагов предшествовал мантийный метасоматоз. Наиболее вероятно их обоюдное влияние, что подтверждается особенностями минерального состава пород. В частности, в основных породах Ялонварской структуры встречается первичный амфибол (железистая роговая обманка, феррочермакит), что указывает на кристаллизацию магмы (Yagi,Takeshita,1987) при высоком содержании летучих (воды) (рис.4).

Все графики распределения REE в магматитах Ялонвары и Иломантси (рис.5) показывают обогащеность пород обеих структур легкими землями при дефиците тяжелых, что указывает, что

Таблица 2. Средние содержания редкоземельных и других микроэлементов в магматических породах

Ялонварской структуры (в г/т).

1(1) 2(3) 3(1) 4(1) 5(3) 6(1) 7(1) 8(1) 9(2)

Ьа . 13.8 18.7 , 14.1 21.8 16.3 15.3 30.2 . 34.8 57.3

Се 26.3 39.2 27.1 42.1 36.3 30.9 60.6 51.9 111.2

N(1 14.3 23 11.6 25.7 13.3 13.9 33.1 17.8 48.8

8ш 3.15 4.55 2.2 4.25 3.19 2.75 9.35 2.74 7.15

Ей 0.78 1.29 0.59 1.08 0.83 0.64 2.4 0.54 1.8

ва 2.6 4.13 1.96 2.93 2.88 2.41 9.25 1.17 5.48

ТЬ 0.49 0.67 0.29 0.44 0.42 0.34 1.45 0.26 0.79

Оу

Тш 0.2 0.17 0.65

УЬ 0.99 1.61 0.53 1 0.98 0.73 4.59 1.09 1.45

Ьи 0.15 0.22 0.08 0.13 0.13 0.09 0.75 0.14 0.19

Сумма 62.53 93.39 58.45 99.6 74.49 67.06 152.3 110.4 234.3

Еи/Еи 0.84 0.94 0.89 0.92 0.85 0.77 0.98 0.82 0.65

ва/уь 2.6 2.6 3.4 2.9 2.9 3.3 2.0 1.1 3.8

Ьа/УЬ 13.9 11.6 26.6 21.8 16.7 21 6.6 31.9 39.5

Бг 151 234 79 380 214 88 159 312 557

ЯЬ 118 62 215 94 73 39 143 40 116

и 1.25 1.55 2.08 1.51 1.99 1.19 0.79 6.2 4.65

ТЬ 3.04 3.98 8.88 4.66 13.05 3.28 4.60 17.9 8.66

да 2.65 2.77 3.20 2.85 4.10 1.88 7.25 2.91 5.12

Бс 18.8 23.07 6.02 15.1 2.71 6.58 34.9 1.95 7.46

ть/и 2.43 2.57 4.27 3.09 6.56 2.76 5.8 2.9 1.9

1 -метаандезибазальт, 2-метаандезит, 3-метаандезидацит, 4-метадацит, 5-метариодацит, 6-метариолит, 7-габбро,

8-гранодиорит, 9-диорит.

фракционирующими фазами мог быть пироксен (и амфибол?). Незначительный Eu-min возможно связан с фракционированием плагиоклаза. Отличие редкоземельного состава магматических пород 2-х структур заключается в более фракционированном распределении редких земель в Ялонваре (La/Yb>6).

Источником магм могла служить примитивная неистощенная мантия и сиалическая кора. На неистощенный источник магмообразования указывают повышенные содержания Ва, Sr, высокие значения; изотопов Nd, для основных пород Иломантси равные 0.512305-0.513108.

Содержания К, Cs, Li, Rb, Sr слабо коррелируются с содержанием Si02, что нельзя объяснить только метаморфическими преобразованиями. Таким образом, распределение малых элементов отражает геохимическую специфику исходной магмы, указывая на неистощенный источник магмообразования.

Высокие содержания некогерентных элементов (с большим сродством к флюиду) являются индикатором обогащенности исходной магмы летучими. При подщелоченном характере пород это свидетельствует об обогащенности мантии .

Зеленокаменные структуры шовных зон сочленения отличаются от внутриблоковых структур. В качестве структуры для сравнения среди вторых была выбрана Койкарская. Возраст субвулканических дацитов, прорывающих ее нижние толщи, - 2935+20 млнлет (Бибикова и др., 1983). Анализ строения разреза, петрографическая характеристика пород указывают, что магматизм здесь был связан с разломами, по которым происходил быстрый подъем магмы. Это подтверждается однородным и недифференцированным (или слабо)дифференцированным составом эффузивов в структуре. В разрезе преобладают породы лавовой фации. Малый объем средних и кислых пород в разрезе мог быть связан с быстрым подъемом исходных магм к поверхности из области генерации, что не могло привести к значительной дифференциации. Быстрый подъем также препятствовал контаминации магм. Магматизм первоначально развивался как гомодромный, сменяясь позже антидромным. А.И.Светова (1988) отмечала также антидромный характер дифференциации метабазальтов в разрезе.

Магматические породы внутриблоковых структур и структур шовной зоны сходны по петрогенным элементам и отличаются по микроэлементному составу (в породах шовной зоны сочленения больше К, Rb, Sr, элементов группы железа). Особенно резко различия видны на графике распределения REE. В Койкарских породах - плоский характер

Се N1! Бт Са Ву Ег УЬ се Ш Бт (М Оу Ег УЪ

Се М 5т Сй 1)у Ег УЬ

, 1-0,2-», 3-Е], 5-«, 6-«, ' 7-Н, 8-8,9-0, Ю-ф» 11-Х, 12-+

Рис. ^Распределение редкоземельных элементов,норма, шпованных по хондрту, в вулканогенных (а), субвулка : нических (б) и интрузивных (в) породах Ялонварской ■структуры.

\ Условные обозначения: 1-иешндаибазгльт^-мешядезит, . 3-метадацит,4-меприош,54-рш)дацитсубвушнияеский,7-авдмнговый порфирит,8-шит,9-габбро-диабаз,10-гранодио[ 11-диори1,12-грагагт.

графиков, близкий к редкоземельному составу примитивной мантии. Отмечается слабая Еи-аномалия. По сравнению с шовной зоной породы внутриблоковой структуры обеднены легкими редкими землями. Источник .магмообразованпя во внутриблоковых структурах- либо нормальная, либо слабо деплетированная мантия. (еШ=+1.3-4.2 ) (Светов, 1997). В однотипных породах структуры Иломангси отмечается 'пиковый" характер распределения редких земель, выделяются максимумы Ьа,8г,№,8т.

Итак, для внутриблоковых поясов характерно :

1) Т и ИЩ, преимущественно контрастные серии,

2) значительный объем метабазальтов, коматиитов.

3) магматизм антидромный, преимущественно мантийный. Влияние сиалической коры незначительно.

4) источник магмообразования - слабо деплетированная

мантия.

Учитывая особенности , связанные с архейским возрастом, шовную зону сочленения Карельского и Свекофенпского геоблоков по комплексу признаков (заложение на древнем серогнейсовом (близком к сиалическому) основании, сходству разрезов, обилию продуктов корово-мантийного магматизма, К-Ш характеру известково-щелочных серий) можно рассматривать в качестве архейского аналога фанерозойских внутрикоптинентальных вулкано-плутонических поясов.

Положение обосновано на материале седьмой главы.

Наибольшее сходство шовные зоны обнаруживают с внутриплитными вулкано-плутоническими поясами (ВПП) или вторичными орогенами по В.Е.Хаину (1995). Для обеих структур отмечается резко наложенный характер по отношению к более древним образованиям. Заложение шовных зон и ВПП происходит на континентальной коре (либо на границе кор континентального и переходного типов, как установлено, например, для Корякско-Камчатского пояса (Белый, 1978). Эти две разновидности вулкано-плутонических поясов характеризуются сходным магматизмом. Для шовных зон отмечаются региональные положительные гравитационные аномалии , что также характерно и для ВПП фанерозоя. В основании Охотско-Чукотского пояса находится Тайгоносская "андезитовая" геосинклиналь (Белый, 1978). К шовной зоне Свекофеннс-кого и Карельского геоблоков Балтийского щита приурочен зеленокаменный пояс с известково-щелочным магматизмом.

Наибольшее сходство выявляется при сопоставлении магматизма двух структур. В шовной зоне инициальный магматизм представлен продуктами известково-щелочной серии, позднее сменяющийся кислым интрузивным магматизмом. Для шовных зон характерны непрерывные по кремнекислотности формации, что отмечается и для фанерозойских вулкано-плутонических поясов : Верхояно-Чукотского (Белый, 1978), Карпатского и Динарского сегментов Средиземноморского пояса (Милановский, 1991; Короновский, 1994). При этом для пород обеих структур типоморфным является калиевый характер известково-щелочных серий, высокое содержание железа, извести. Сходство шовных зон и ВПП проявляется при сравнении элементов -примесей. В породах шовной зоны выделяется отчетливый максимум крупноионных литофильных элементов (Бг, К, ЛЬ, Ва), низкие отношения КЖЬ<245, что связано с их повышенной щелочностью. Содержания легких лантаноидов выше, чем в породах островных дуг и активных континентальных окраин, и сопоставимы с таковыми в породах вулкано-плутонических поясов. По содержаниям легких лантаноидов породы шовных зон близки также к рифтогенным структурам, отличаясь отсутствием минимума по тяжелым редким землям.

Повышенное содержание элементов с высоким ионным потенциалом, крупноионных некогерентных элементов, указывает на образование пород шовной зоны из расплавов, зарождавшихся в неистощенной мантии с последующим участием корового компонента, что отмечается и для пород ВПП. Это подтверждают также изотопные характеристики Бг, N<1, приведенные выше.

При характеристике вулканитов ВПП (Фролова , Бурикова, 1997) отмечалось редкость среди них продуктов первичных магм. Доказательством этого служат : 1) низкая магнезиальность ,"М" <70 (М=М§/М§+Ре*100%, выраженное в атомных количествах), 2) низкие значения М§0<8-10%, 3) высокая железистость оливинов. Все эти признаки, за исключением 3-его из-за несохранности оливинов, отмечаются и для пород шовной зоны , в участках с максимально развитой континентальной корой. " М" в известково-щелочных вулканитах <68, содержание N^0 в метаандезибазальтах редко достигает 10%. В магматитах структуры Иломантси " М" <69, содержания М§0 в основных породах -до 11.5%, в ультраосновных вулканических породах количество Г^О достигает 32.0%, но объем этих пород в общем разрезе невелик, и не превышает 5-7%. Таким образом, можно сделать вывод о широком развитии в шовных зонах как и в вулкано-плутонических поясах фанерозоя продуктов коровых магм

при подчиненном развитии мантийных. Возможно, как и в фанерозойских ВПП (Фролова, Бурикова., 1997) роль мантийных магм заключается в прогреве литосферы и накоплении летучих компонентов в наименее проницаемых участках с мощной континентальной корой. Как и для ВПП в шовной зоае наиболее интенсивно кислый магматизм проявился в интрузивной фации с образованием малоглубинных гранитоидов, гранодиоритов и гранит-порфиров.

Заключение.

При рассмотрении геологического строения шовной зоны сочленения Карельского и Свекофеннского геоблоков Балтийского щита, показано , что шовная зона заложилась на серогнейсовой коре. Первоначально названные геоблоки разделял зеленокаменный пояс с известково-щелочным магмагизмом. В дальнейшем шовная зона сочленения развивалась как долгоживущая магмопроницаемая зона.

Вулканические, субвулканические и интрузивные породы шовной зоны сочленения геоблоков объединяются в вулкано-плутоническую ассоциацию. Особенностью магматизма шовной зоны является доминирующее развитие коровых магм и подчиненное -мантийных.

По разнообразию магматических проявлений, преобладанию продуктов непрерывной известково-щелочной серии, интрузивных кислых образований, последовательности геологических событий шовные зоны можно сопоставить с внутриконтинентальными вулкано-плутоническими поясами фанерозоя.

Как и названные пояса шовная зона является долго живущей внутриконтинентальной магматически активной зоной. Источником вещества в шовной зоне сочленения геоблоков служила неистощенная мантия и субконтинентальная литосфера.

Длительная магматическая активность, участие в формировании пород шовной зоны как неистощенной мантии, так и континентальной коры предопределяет ее металлогеническую перспективность. Подтверждением этому служат выявленные при участии автора в пределах шовной зоны рудопроявления У/,Мо (Ялонвара), Аи (Ялонвара, Алатту).

Шовные зоны возникают в местах сочленения континентальных блоков, где нет признаков присутствия океанической коры. Поэтому факт наличия продуктов известково-щелочной серии в структуре нельзя рассматривать как бесспорное доказательство существования здесь обстановки субдукции. Возможно, что ИЩ-серии гетерогенны по своему происхождению.

Известно, что эволюция магматизма отражает процессы преобразования земной коры. При антидромной последовательности магматизма разрушается континентальная кора. Разрушение континентальной коры может идти в двух направлениях (Фролова, Бурикова, 1997): 1) генерация новой океанической коры (при рассеянном рифтогенезе и спрединге), 2) замещение континентальной коры океанической, т.е.процесс океанизации.

Гомодромная направленность магматизма приводит к наращиванию земной коры. Средние и кислые породы формируют "гранитный" слой, а за счет базитовых кумулатов, комплементарных вулканитам, снизу наращивается базальтовый слой (Фролова, Злобин, 1986). В шовной зоне сочленения геоблоков магматизм имеет общую гомодромную направленность, т.е.в позднеархейское время в пределах территории современного Балтийского щита происходило наращивание континентальной коры, превращение ее в континентальную кору зрелого типа. Однако, во внутриблоковых зеленокаменных поясах проявления магматизма имеют отчетливо выраженную антидромную тенденцию. Т.е. так же как и для фанерозоя (Фролова , Бурикова, 1997) процессы образования и разрушения континентальной коры в архее могли идти одновременно.

Список публикаций автора по теме диссертации.

1. Дайковый комплекс Ялонварской структуры.//Геология и петрология. Петрозаводск, 1989, с.27-30. Соавторы Иващенко В.И., Лавров О.Б.

2. Метасоматиты и оруденение ялонварских гранитоидов.//Геология и петрология. Петрозаводск, 1989, с.27-30. Соавторы Иващенко В.И., Лавров О.Б.

3. Шеелитоносные турмалиниты Ялонварской структуры.//Вопросы стратиграфии и магматизма докембрия Карелии. Петрозаводск, 1990, с.39-44. Соавторы Иващенко В.И., Коротаевская И.К., Лавров О.Б.

4. О разрезе лопийских образований в Ялонварской структуре.//Вопросы стратиграфии и магматизма докембрия Карелии. Петрозаводск, 1990, с.30-34.

5. Эволюция лопийского вулканизма района Ялонвары.//Вопросы геологии,магматизма и рудогенеза Карелии. Петрозаводск, 1996, с.29-32.

6. Вулканогенно-осадочные комплексы Ялонвары и Иломантси -корреляция и особенности металлогении. Тез.докл., С-Пб, 1996.

7. Рудная минерализация малых интрузий Кааламского типа СевероЗападного Приладожья./ЛГеология и полезные ископаемые Карелии.

Петрозаводск, 1998, вып.1, с.51-57. Соавторы Иващенко В.И.,Лавров О.Б.

8. Вещественный состав и особенности химизма вулканогенных пород Ялонварской структуры.//Вопросы геологии и экологии Карелии. Петрозаводск, 1999, с.7-13.

9.Петрогенезис вулканитов Ялокваарской структуры (Балтийский щит) - геодинамические и металлогенические следствия. //Тез.совещания "Рифтогенез, магматизм, металлогения докембрия", Петрозаводск, 1999, с.69-71.

10. Рудогенерирующие системы гранитоидного магматизма Карелии. //Тез.совещания "Рифтогенез, магматизм, металлогения докембрия", Петрозаводск, 1999, с.59-60. Соавторы В.И.Иващенко,О.Б.Лавров.

11. Петрогенезис вулканитов Ялонварсхой структуры (Балтийский щит).//Проблемы магматической и метаморфической петрологии. Тезисы Докл., М., 2000, с. 14-15. Соавтор Х.Хубер.

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Кондрашова, Наталья Ивановна

Введение.

Глава 1. Геоблоки, зеленокаменные пояса и шовные зоны Балтийского щита. Общая характеристика.

Глава 2. Геологическая характеристика геоблоков.

2.1. Кольский геоблок.

2.2. Беломорский геоблок.

2.3. Карельский геоблок.

2.4. Свекофеннский геоблок.

2.5. Дальсландский геоблок.

Глава 3. Геологическая характеристика шовных зон Балтийского щита.

3.1. Шовная зона сочленения Кольского и Беломорского геоблоков.

3.2. Шовная зона сочленения Беломорского и Карельского геоблоков.

3.3. Шовная зона сочленения Карельского и Свекофеннского (Ладожского) геоблоков.

3.4. Шовная зона, разделяющая Свекофеннский и Дальсландский геоблоки.

Глава 4. Шовная зона, разделяющая Карельский и Свекофеннский (Ладожский ) Геоблоки.

4.1. История исследований Ялонварской структуры.

4.2. Глубинное строение структуры. Характеристика геологического строения.

4.3. Петрография магматических пород и особенности кристаллизации.

4.4. Интрузивные образования Ялонварской структуры.

4.5. Минеральный состав пород Ялонварской структуры.

4.6. Петрогеохимическая характеристика образований Ялонварской структуры.

4.6.1. Редкие земли.

4.7. Критерии генетической общности магматических пород Ялонварской структуры. Ялонварская вулкано-плутоническая ассоциация (ВПА).

4.8. Структура Иломантси. Характеристика геологического строения.

4.9. Вещественный состав выполнения структуры Иломантси, условия метаморфизма.

4.10. Интрузивные образования структуры Иломантси.

4.11. Петрогеохимическая характеристика пород структуры Иломантси.

Глава 5. Сравнительный анализ структур шовной зоны (Ялонвара,

Иломантси) и структур зеленокаменного пояса (Койкарской), расположенного вне шовной зоны.

5.1. Геофизическая характеристика Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса.

5.2. Геологическое строение Койкарской структуры.

5.3. Петрографическая характеристика пород Койкарской структуры.

5.4. Петрохимические особенности вулканогенных пород в разрезе Койкарской структуры.

Глава 6. Металлогения шовной зоны сочленения Свекофеннского и Карельского геоблоков.

Глава 7. Аналоги шовных зон.

Введение Диссертация по геологии, на тему "Состав вулканогенных пород и эволюция магматизма шовной зоны сочленения Свекофеннского и Карельского геоблоков"

Геоблоки отделены друг от друга шовными зонами. При проведении региональных геологических исследований ( Светов, Свириденко, 1991) шовные зоны раздела геоблоков были определены как линейные геологические структуры, разделяющие геоблоки с разной историей геологического развития. В диссертации рассматривается позднеархейский зеленокаменный пояс Ялонвара-Иломантси, приуроченный к зоне непосредственного сочленения двух геоблоков Балтийского щита : Свекофеннского и Карельского, который был в лопии (А!^) шовной зоной раздела названных геоблоков. Для данного зеленокаменного пояса характерны большие объемы продуктов средне-кислого магматизма, образующие комагматические ассоциации, с широким проявлением гранитоидов. В протерозойское время зона сочленения этих геоблоков оставалась проводником интрузивного магматизма. Такое длительное развитие рассматриваемой шовной зоны определяет ее высокую металлогеническую перспективность, что и определяет актуальность исследований.

-выяснение особенностей геологического строения Ялонварской структуры, являющейся частью зеленокаменного пояса , служившего в лопии (АЯг) границей раздела Карельской гранит-зеленокаменной области с формирующейся континентальной корой и протокорой Свекофеннского геоблока,

-сравнительный анализ Ялонварской и Иломантси структур, являющихся частями единого зеленокаменного пояса и расположенными в шовной зоне сочленения Свекофеннского и Карельского геоблоков,

-сравнительный анализ магматизма зеленокаменных структур разного структурного положения,

-определение металлогенической специфики магматических образований структур шовной зоны сочленения Карельского и Свекофеннского геоблоков.

Во время полевых работ составлялись детальные планы участков выходов лопийских (АИ-г) пород, литолого-стратиграфические разрезы.

Коллекция горных пород включает в себя порядка 500 образцов. С помощью поляриза-ционного микроскопа изучено 420 шлифов. Обработано 350 оригинальных химических и спектральных анализов, обобщены их результаты. Для характеристики химизма пород и минералов структуры Иломантси и частично Койкарской использовались опубликованные литературные данные, ссылка на которые приводится в тексте.

Методика исследований. Восстановление истории развития и особенностей петрохимической эволюции магматизма в докембрийских регионах представляет собой довольно сложную задачу из-за интенсивных метаморфических преобразований пород. Изучавшиеся породные комплексы испытали региональный метаморфизм зеленосланцевой и эпидот-амфиболитовой фаций низких и умеренных давлений. Это предопределило использование при диагностике пород ряда методов, включая детальные полевые наблюдения, петрографические исследования и минералого-петрологические реконструкции. Для определения фациальной принадлежности и генетических типов вулканических продуктов использовались методы палеовулканологии. Литолого-стратиграфическое изучение отдельных разрезов применялось для установления общих особенностей осадконакопления в исследовавшихся структурах. Вещественная характеристика вулканогенных, интрузивных и осадочных пород осуществлялась посредством петрохимических, геохимических и минералого-петрографических методов. Химико-аналитические исследования были выполнены в химической лаборатории ин-та геологии КНЦ РАН (силикатный, спектральный, рентгено-флюоресцентный анализы), в институте петрологии Венского Университета (редкие земли), на кафедре петрологии МГУ (микрозондовые определения минералов), в ИГФМ АН УССР (изотопы Pb,S). Породы объединялись в группы по комплексу признаков : геологических, петрографических и петрохимических. Для названия пород применялась палеотипная номенклатура.

Научная новизна.

1). Показано, что шовная зона сочленения Карельского и Свекофеннского геоблоков в позднем архее (лопии) представляла собой длительно развивавшуюся магмоактивную структуру, заложившуюся на протоплатформе, и служившую границей раздела областей с формирующейся континентальной корой (Карельская гранит-зеленокаменная область (КГЗО)) и протокорой (территория Свекофеннского геоблока). В позднем архее шовная зона совпадала с зеленокаменным поясом Ялонвара-Иломантси.

2). Установлено, что отдельные структуры КГЗО (Ялонвара, Иломантси) являются наложенными как на Карельский геоблок, так и на шовную зону раздела геоблоков.

Практическая значимость работы. Результаты работы были частично использованы при написании отчетов по плановым темам (тема 128 - Центры эндогенной магматической активности Балтийского щита, тема 160 - Рудно-магматические системы гранитоидного магматизма Карелии). Помимо этого практическое значение имели исследования автора совместно с сотрудниками ин-та геологии КНЦ РАН В.И.Иващенко , О.Б.Лавровым, A.M.Ручьевым в пределах отдельных участков шовной зоны. В частности была доказана перспективность района Пякюля на благороднометальное оруденение, составлена крупномасштабная геологическая карта этого участка.

Основные защищаемые положения.

2. Сформировавшаяся в позднем архее Карельская гранит-зеленокаменная область объединяет зеленокаменные пояса, развивавшиеся как на Карельском геоблоке (Ведлозерско-Сегозерский зеленокаменный пояс), так и в пределах шовной зоны (пояс Ялонвара-Иломантси). Зеленокаменные пояса шовной зоны по сравнению с внутриблоковыми зеленокаменными поясами Карельского геоблока были более интенсивно вовлечены в магмообразование. Причина этого - более интенсивный тепловой поток в шовной зоне, большая возможность переработки раздробленной коры.

3. Зеленокаменный пояс Ялонвара-Иломантси, приуроченный к шовной зоне сочленения геоблоков, характеризуется корово-мантийным магматизмом, источником которого является недеплетированная мантия и кора сиалического типа, предопределившая известково-щелочной тренд. Внутриблоковые зеленокаменные пояса характеризуются мантийным магматизмом с толеитовым трендом эволюции, с участием небольших объемов кислых пород, образующих контрастные формации с базитами. Деплетированность мантии под зеленокаменными поясами второй группы могла быть связана с неоднократными импульсами плавления.

4. Учитывая особенности . связанные с архейским возрастом, шовную зону сочленения Карельского и Свекофеннского геоблоков по комплексу признаков (заложение на древнем серогнейсовом (близком к сиалическому) основании, сходству разрезов, обилию продуктов корово-мантийного магматизма, К-Ыа характеру известково-щелочных серий) можно рассматривать в качестве архейского аналога фанерозойских внутриконтинентальных вулкано-плутонических поясов.

Апробация работы. Результаты исследований докладывались на 2 и 3 региональных конференциях молодых ученых и специалистов (Апатиты, 1985: Петрозаводск, 1989), на 2 молодежной конференции, посвященной вопросам геологического строения Балтийского щита (Петрозаводск, 1997), на международной конференции "Рифтогенез,магматизм, металлогения докембрия. Корреляция геологических комплексов Фенноскандии" (Петрозаводск, 1999). По теме диссертации опубликовано 11 работ.

Заключение Диссертация по теме "Петрография, вулканология", Кондрашова, Наталья Ивановна

Выводы:

1. Шовные зоны наиболее сопоставимы с вулкано-плутоническими поясами фанерозоя, типа Охотско-Чукотского.

2. Известково-щелочные серии в зеленокаменных структурах шовных зон сочленения геоблоков приурочены к сочленению блоков с континентальной корой разной степени зрелости, т.е. в данном случае их появление нельзя связывать с плавлением океанической плиты при субдукции ее под континент. Таким образом, наличие в разрезе продуктов известково-щелочного магматизма необходимое, но не достаточное условие для реконструирования обстановки субдукции.

3 Формирование шовных зон связано со временем завершения становления зрелой континентальной коры. В смежном подвижном поясе при этом происходит осадконакопление, магматизм. В терригенных отложениях преобладают континентальные фации при редуцированности морских.

Заключение.

При рассмотрении геологического строения шовной зоны сочленения Карельского и Свекофеннского геоблоков Балтийского щита, показано , что шовная зона заложилась на серогнейсовой коре. Первоначально названные геоблоки разделял зеленокаменный пояс с известково-щелочным магматизмом. В дальнейшем шовная зона сочленения развивалась как долгоживущая магмопроницаемая зона.

Длительная магматическая активность, участие в формировании пород шовной зоны как неистощенной мантии, так и континентальной коры предопределяет ее металлогеническую перспективность. Подтверждением этому служат выявленные при участии автора в пределах шовной зоны рудопроявления XV, Мо (Ялонвара), Аи (Ялонвара, Алатту).

Библиография Диссертация по геологии, кандидата геолого-минералогических наук, Кондрашова, Наталья Ивановна, Москва

1. Арестова H.A. Контаминация базитовых расплавов и возникающие в связи с этим ограничения при геодинамических реконструкциях. //Проблемы генезиса магматических и метаморфических пород. 1998, с.64-65.

2. Арестова H.A. Петрология архейской расслоенной интрузии базитов р.Лай-ручей Водлозерского блока (ЮВ Карелия).//Докембрий Северной Евразии, 1997,с.4.

3. Арестова Н.А.,Лобач-Жученко С.Б. и др. Шилосский и Костомукшский зеленокаменные пояса : пример разновозрастных внутриконтинентальных рифтов.//Рифтогенез,магматизм,металлогения докембрия. 1999, с.6-7.

4. Артамонова Н.А.,Духовский A.A. Геологическое строение и полезные ископаемые Северо-Восточного Приладожья. Отчет.Л.,1989.

5. Батиева И.Д.,Белолипецкий А.П.,Бельков И.В. и др. Вулканизм раннего докембрия Кольского полуострова. Л., 1980, с Л 60.

6. Баянова Т.Ф.,Митрофанов Ф.П. и др. Архейский возрас щелочных гранитов массива Белые тундры (Кольский полуостров).//Докл.АН РАН,1999,т.369,№6,с.806-808.

7. Белоусов В.В.Основы геотектоники. 1975,с.262.

8. Белоусов В.В. Земная кора и верхняя мантия материков. 1966, с.112.

9. Белый В.Ф. Формации и тектоника Охотско-Чукотского вулканогенного пояса.1978,с.212.

10. Ю.Беляев О.А.,Петров В.П. Основные этапы тектоно-метаморфического развития земной коры Кольского метаморфического пояса (Балтийский щит).//Докембрий Северной Евразии. 1997,с. 12.

11. Ц. Бельков И.В.,Батиева И.Д.,Ветрин В.Р. Древнейшая кора Балтийского щита : состав,возраст и генетические особенности. Докл.27 МГК,т.5,с.92-100.

12. Бибикова Е.В.,Грачева Т.В., Леин А.Ю., Макаров В.А., Муравьев К.И. Источник металлов современных гидротермальных руд на дне океана по данным изотопного анализа свинца.// Изотопное датирование эндогенных рудных формаций. 1993, с.84-92.

13. Бибикова Е.В., Богданова C.B. и др. Ранний магматизм в пределах Беломорского подвижного пояса (БПП) : изотопный возраст и первичная природа.//Докембрий Северной Евразии. 1997, с. 13.

14. Бибикова Е.В., Крылов H.H. Изотопный возраст кислых вулканитов Карелии.//ДАН СССР, 1983,т.268, №5, с. 1231-1235.

15. Бибикова Е.В., Мельников В.Ф., Авакян К.Х. Лапландские гранулиты : петрология,геохимия и абсолютный возраст.// Петрология, 1993, т. 1 ,№2, с.215-234.

16. Бибикова Е.В., Слабунов А.И. и др. U-Pb возраст цирконов из пород керетской гранит-зеленокаменной системы в зоне сочленения Карельской и Беломорской структур Балтийского щита.//Докл.АН РАН, 1995,т.343,с.517-521.

17. Блоковая тектоница и перспективы рудоносности Северо-Запада Русской платформы. Л., 1986, с. 137.

18. Богданов Л.А., Нахабцев A.C. и др. Подготовка прогнозных карт на золото м-ба 1:200000 по комплексу геофизических данных на перспективные площади Карелии. Отчет. Л., 1999.

19. Богданов Ю.Б.,Былинский Р.В.,Глебовицкий В.А.,Доливо-Добровольский A.B. Главный Беломорский шов.//Геотектоника,1980, №3, с.35-44.

20. Бондаренко Л.П., Дагелайский В.Б. Геология и метаморфизм пород архея центральной части Кольского полуострова.Л., 1968, с. 168.

21. Ветрин В.Р. Состав, время и условия образования нижней коры южной части Кольского полуострова.//Докембрий Северной Евразии, СПб., 1999, с.20-21.

22. Виноградов Jl.А.,Богданова М.Н, Ефимов М.М. Гранулитовый пояс Кольского полуострова. JL, 1980, с.208.

23. Володичев О.И. Метаморфизм докембрия Карелии.//Проблемы геологии докембрия Карелии. 1993, с.78-85.

24. Володичев О.И. Беломорский комплекс Карелии. Геология и петрология. 1990,с248.

25. Вревский А.Б. Петрология и геодинамические режимы развития архейской литосферы. Л., 1989, с. 142.

26. Вулканизм архейских зеленокаменных поясов Карелии. Л., 1981, с. 168.

27. Геология и магматизм области сочленения беломорид и карелид. Л., 1974, с. 184.

28. Геология Карелии. Л., 1987, с.231.

29. Геохронологические рубежи и геологическая эволюция Балтийского щита. Л., 1972, с.132.

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

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

32. Горьковец В.Я., Раевская М.Б., Белоусов Е.Ф., Инина К.А. Геология и металлогения Костомукшского железорудного месторождения. Петрозаводск, 1981, с. 143.

33. Грачев А.Ф. Рифтовые зоны Земли. М., 1987, с.285.

34. Глуховский М.З., Ставцев А.Л.Тектоника и основные развития Алданского щита.//Тектоника фундамента древних платформ. М., 1973, с.65-75.

35. Григорьева Л.В., Иваников В.В., Шинкарев Н.Ф. Тектоническое развитие Балтийского щита в протерозое.//Геотектоника, 1989, №1, с.37-47.

36. Гришин A.C. Геоблоки Балтийского щита. Петрозаводск, 1990, с.112.

37. Дедеев В.А., Шустова Л.Е. Геоблоки европейской части СССР. Сыктывкар, 1976, с.51.

38. Другова Г.М. Главные этапы метаморфизма чупинской толщи Беломорского складчатого пояса (Балтийский щит).//Докембрий Северной Евразии, 1997, с.31.

39. Другова Г.М., Левченков O.A., Савельева Т.Е. Гранитоиды раннего докембрия в Северо-Западном Беломорье. Записки ВМО, 1995, №1, с.35-51.

40. Зартман P.E. Pb,Sr,Nd изотопные характеристики рудных месторождений в зависимости от их геологического положения.//Металлогения и рудные месторождения. Труды 27 МГК, 1984, т. 12, с.44-56.

41. Зверев С.М., Косминская И.П. Сейсмические модели литосферы основных геоструктур территории СССР. 1980, с. 174.

42. Зеленокаменные пояса фундамента Восточно-Европейской платформы. Л., 1988, с.215. • .

43. Земная кора восточной части Балтийского щита. Л., 1978, с.232.

44. Иващенко В.И. Скарновое оруденение олова и вольфрама южной части Балтийского щита. Л., 1987, с.240.

45. Иващенко В.И., Кондрашова Н.И., Лавров О.Б. Дайковый комплекс Ялонварской структуры.//Геология и петрология: Петрозаводск, 1989, с.34-26.

46. Иващенко В.И., Лавров О.Б., Кондрашова Н.И. Метасоматиты и оруденение ялонварских гранитоидов. // Геология и петрология.Петрозаводск, 1989, с.27-30?

47. Иващенко В.И., Коротаевская И.К., Лавров О.Б., Кондрашова Н.И. Шеелитоносные турмалиниты Ялонварской структуры.//Вопросы стратиграфии и магматизма докембрия Карелии. Петрозаводск, 1990, с.39-44.

48. Иващенко В.И., Лавров О.Б. Магматогенно-рудная (Mo,W,Cu,Au) система Ялонварского вулкано-плутонического комплекса Карелии. Петрозаводск, 1994, с. 128.

49. Иващенко В.И., Лавров О.Б., Кондрашова Н.И. Рудная минерализация малых интрузий Кааламского типа Северо-Западного Приладожья.//Геология и полезные ископаемые Карелии. Петрозаводск, 1998, вып.1, с.51-57.

50. Капуста Я.С., Шулешко И.К. Цирконометрия вулканогенных пород гимольской серии ксеноновым нейтронно-активационным методом.// Проблемы изотопного датирования процессов вулканизма и осадкообразования. Киев, 1983, с.71.

51. Каулина T.B. U-Pb датирование цирконов из реперных объектов Беломоро-Лапландского пояса (северо-западное Беломорье). Автореф.дисс.канд.геол.-минер.наук. 1996, с.18.

52. Коваль П.В., Ариунбилэнг С., Либаторов Ю.И., Максимюк И.Е. Баянульское молибден-медно-порфировое проявление и его связь с магматизмом (Центральная Монголия).//Геология рудных месторождений. 1988, №3, с.24-36.

53. Кожевников В.Н. Архейские зеленокаменные пояса Карельского кратона как аккреционные орогены.Петрозаводск, 2000, с.223.

54. Козаков А.Б., Котов Ю.В., Миллер Ю.В., Глебовицкий В.А. Два типа проявления тектоно-метаморфических циклов во времени.//Региональная геология и металлогения. 1997, №6, с.22-34.

55. Козлов Н.Е., Иванов A.A., Нерович Л.И. Лапландский гранулитовый пояс -первичная природа и развитие. Апатиты, 1990, с. 170.

56. Козлов Н.Е., Иванов A.A., Нерович Л.И. Сальнотундровая зона Лапландского гранулитового пояса.//Докл. АН СССР, 1988, т.298, №6, с. 1442-1444.

57. Козлов Н.Е., Мартынов Е.В. К вопросу о первичной природе метаморфитов Лапландского гранулитового пояса (Балтийский щит).// Геохимия, 1992, №1, с. 128133.

58. Кокс К.Г., Белл Дж.Д., Панхерст Р.Дж. Интерпретация изверженных горных пород. 1982, с.414.

59. Кольская сверхглубокая. Исследования глубинного строения коры с помощью бурения Кольской сверхглубокой скважины.//Ред.Козловский А.Е. 1984, с.490.

60. Конди К. Архейские зеленокаменные пояса. 1983, с.390.

61. Кондрашова Н.И. Вещественный состав и особенности химизма вулканогенных пород Ялонварской структуры.//Вопросы геологии и геоэкологии Карелии. Петрозаводск, 1999, с.7-13.

62. Кондрашова Н.И. О разрезе лопийских образований в Ялонварской структуре.// Вопросы стратиграфии и магматизма докембрия Карелии. Петрозаводск, 1990, с.30-34.

63. Кондрашова Н.И. Эволюция лопийского вулканизма района Ялонвары.//Вопросы геологии,магматизма и рудогенеза Карелии. Петрозаводск, 1996, с.29-32.

64. Кондрашова Н.И. Вулканогенно-осадочные комплексы Ялонвары и Иломантси -корреляция и особенности металлогении. Тез.докл., С-Петербург, 1996.

65. Кондрашова Н.И., Хубер X. Петрогенезис вулканитов Ялонварской структуры (Балтийский щит).//Проблемы магматической и метаморфической петрологии. Тезисы докл.,М„ 2000, с. 14-15.

66. Конопелько Д.Л., Степанов К.И., Петров C.B., Пупков О.М. Гипабиссальный габбро-плагиогранитный комплекс Северного Приладожья.//Вестн.СП-б., сер.7, 1999, вып.4(№28), с.21-31.

67. Король Н.Е. Метаморфизм лопийских образований Койкарской структуры.// Минералогия магматических и метаморфических пород докембрия Карелии. Петрозаводск, 1994, с.120-135.

68. Короновский H.B. Геодинамические обстановки проявления позднекайнозойского вулканизма Эгейского,Анатолийского и Кавказского регионов (центральная часть Альпийского складчатого пояса).//Вест.МГУ, сер.геолог., 1994, №1, с.35-48.

69. Косминская И.П.Сейсмические модели литосферы основных геоструктур территории СССР. М., 1980, с. 184.

70. Косминская И.П.,Давыдова Н.И.Скоростные модели земной коры и структура сейсмических границ.//Кора и верхняя мантия Земли. 1975, с.86-94.7L Кратц К.О. Геология карелид Карелии. Л., 1963, с.210.

71. Крылов И.Н., Левченков O.A. и др. Гетерогенность строения и развития архейской литосферы Карельской гранит-зеленокаменной области.// Геология докембрия. Докл.27 МГК, М., 1984, т.5, с.100-106.

72. Кудряшов Н.М. Изотопный возраст пород архейского зеленокаменного пояса Колмозеро-Воронья.//Рифтогенез, магматизм, металлогения докембрия. Корреляция геологических комплексов Фенноскандинавии. Петрозаводск, 1999, с.76-78.

73. Кудряшов Н.М.,Зозуля Д.Р.,Апанасевич Е.А. Возраст и условия формирования кварцевых порфиров зеленокаменного пояса Колмозеро-Воронья (Кольский полуостров).//Проблемы генезиса магматических и метаморфических пород. 1998, с.106-106.

74. Кудряшов Н.М., Петровский М.Н. Изотопный возраст лампрофиров зеленокаменного пояса Колмозеро-Воронья.// Геология и геоэкология Фенноскандинавии, Северо-Запада и Центра России. Петрозаводск, 2000, с.36-38.

75. Куликова В.В. и др. К геологии центральной части Водлозерского блока.//Геология и петрология, 1989, с.7-10.1.-. Куликова В.В. и др. К вопросу о строении волоцкой толщи (саамий). П., 1991, с.3-7.

76. Лазарев Ю.И. Структурная и метаморфическая петрология железистых кварцитов Костомукшского месторождения Л., 1971, с. 191.

77. Левченков O.A., Лобач-Жученко С.Б. и др. Современное состояние геохронологической шкалы раннего докембрия Карелии.//Геология и геохронология докембрия Восточно-Европейской платформы. 1990, с.72-80.

78. Левченков O.A., Шульдинер В.И. и др. Новые данные изотопного датирования свекофеннских событий в Северном Приладожье.//Докембрий Северной Евразии. 1997, с.54.

79. Литвиненко И.В., Анкудинов С.А., Дворецкая Л.М. и др. Глубинный сейсмический разрез земной коры Приладожья и Юго-Западной Карелии.// Зап.ЛГУ, 1982, т.92, с.3-9.

80. Литвиненко И.В. Сейсмические границы консолидированной коры Балтийского щита.//Зап.ЛГИ.1984, т. 101, с.47-56.

81. Лобанов И.Н., Поликарпов В.И. Зона глубинного разлома между Карельским и Свекофеннским блоками (Юго-Западная Карелия).//Геотектоника, 1981, №4, с.34

82. Лобач-Жученко С.Б., Арестова H.A. Южно-Выгозерский зеленокаменный пояс-аккреционный ороген,сформированный 2.9-2.8 млрд.лет назад.//Докембрий Северной Евразии. 1997, с.55.

83. Лобач-Жученко С.Б., Глебовицкий В.А. Геология и геохронология докембрия Балтийского щита.//Геология и геохронология докембрия. Л., 1991, с.71-80.

84. Лобач-Жученко С.Б., Левченков O.A. Новые данные по геохронологии Карелии.//Изотопные методы и проблемы геологии докембрия Карелии. 1985,с.5-26.

85. Лутц Б.Г. Геохимия океанического и континентального магматизма. 1980, с.247.

86. Лутц Б.Г. Некогерентные элементы в магмах глубинного генезиса и в мантийном субстрате. Бюлл.МОИП, отд.геол., 1974, t.XLIX, вып.2, с.88-103.

87. Магматические горные породы (ред.Богатиков). 1987, т.6, с.437.

88. Магматизм и метаморфизм как индикаторы геодинамического режима островных дуг. М., 1982, С.249.

89. Маракушев A.A. Петрогенезис. 1988, с.293.

90. Маракушев A.A., Тарарин И.А. О минералогических критериях щелочности гранитоидов.//Изв.АН СССР, сер.геология, 1965, №3, с.20-38.

91. Мартынова В.П. О вулканитах сортавальсой серии (Северное Приладожье).Докл. АН СССР, 1983, Т.271, №4, с.944-947.

92. Металлогеническая эволюция архейских зеленокаменных поясов Карелии.Часть 1.: Вулканизм, седиментогенез,метаморфизм и металлогения. 1993, с.208.

93. Милановский Е.Е. Рифтогенез в истории Земли. М., 1987, с.279.

94. Милановский Е.Е.Рифтогенез и его роль в тектоническом строении Земли и ее мезокайнозойской геодинамике.//Геотектоника, 1991, №1, с.3-20.

95. Митрофанов Ф.П., Балаганский В.В. и др. U-Pb возраст габбро-анортозитов Кольского полуострова.//Докл.РАН, 1993, т.331, №1, с.95-98.

96. Мурадымов Г.Ш., Полякова Е.И. , Руссу И.А. Анализ перспектив территории Карелии на Cu-Ni руды и выделение объектов для постановки работ. Отчет,СП-б, 1999.

97. Мыскова Т.А., Милькевич Р.И., Львов А.Б., Миллер Ю.В. Первичный состав чупинских гнейсов Беломорья и тенденция его изменения при мигматизации.//Докембрий Северной Евразии. Тезисы докл., СПб, 1997, с.72.

98. Нагибина М.С. Магматические формации и палеогеодинамические реконструкции.//Изв.Вузов,сер.геология и разведка, 1992, №5, с. 16-20.

99. Павленкова . Развитие представлений о сейсмических моделях земной коры. //Геофизика. 1996, №4.

100. Патнис А., Мак-Коннел Дж. Основные черты поведения минералов. 1983, с.304.

101. Перчук Л.Л. Базификация как магматическое замещение./Ючерки физико-химической петрологии. Вып. 14, М., 1987, с.39-64.

102. Перчук Л.Л. Магматизм,метаморфизм и геодинамика. М., 1993, с. 188.

103. Перчук Л.Л./Рябчиков И.Д. Фазовые соответствия в минеральных системах. М., 1976, с.287.

104. Попов В.Е. Генезис вулканогенно-осадочных месторождений и их прогнозная оценка. Л., 1991, С.287.

105. Попов В.Е., Робонен В.И., Стромов В.А., Торицын А.Н. Золотоносность южной части зеленокаменного пояса Иломантси.//Проблемы золотоносности и алмазаносности севера европейской части России. 1997, с.41-44.

106. Потрубович Л.Н., Анищенкова О.Н. Промежуточный отчет Янисъярвинской геолого-поисковой партии за 1953-54гг.//Отчет.Фонды ПГО"Севзапгеология", Л., 1956.

107. Предовский A.A., Петров В.П., Беляев O.A. Геохимия рудных элементов метаморфических серий докембрия (на примере Северного Приладожья). Л., 1967, с.139.

108. Прияткина Л.А., Шарков Е.В. Геология Лапландского глубинного разлома. Л., 1979, с.128.

109. Пушкарев Ю.Д., Кравченко Э.В., Шестаков Т.П. Геохронологические реперы докембрия Кольского полуострова. Л., 1978, с. 136.

110. Решения 2-го Всесоюзного совещания. Уфа. 1990.

111. Рундквист И.Н., Руссу И.А., ГескинаЕ.М. Ревизионно-опробовательские работы в полосе развития зеленокаменных образований лопия./Ютчет, фонды ПГО"Сев-запгеология", Л., 1982.

112. Рыбаков С.И. Метаморфизм осадочно-вулканногенных формаций раннего докембрия Карелии. Л., 1980, с. 134.

113. Рыбаков С.И. Колчеданное рудообразование в раннем докембрии Балтийского щита. Л., 1987, с.269.

114. Салоп Л.И. Геологическое развитие Земли в докембрии. Л., 1982, с.345.

115. Светов А.П., Свириденко Л.П. Магматизм шовных зон Балтийского щита. 1991, с.200.

116. Светов А.П., Свириденко Л.П., Иващенко В.И. Вулкано-плутонизм свекокарелид Балтийского щита. Петрозаводск, 1990, с.321.

117. Светов С.А. Коматиит-толеитовые ассоциации Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса центральной Карелии. 1997, с. 172.

118. Светова А.И. Архейский вулканизм Ведлозеско-Сегозерского зеленокаменного пояса Карелии. 1988, с.148.

119. Свириденко Л.П. Гранитообразование и проблемы формирования докембрийской земной коры (на примере Карелии). Л., 1980, с.216.

120. Сергеев С.А. Геология и изотопная геохронология гранит-зеленокаменных комплексов архея Центральной и Юго-Восточной Карелии. Автореф.дисс.канд.геол.-минерал.наук. 1989, с.21.

121. Серноколчеданные месторождения Карелии.//Робонен В.П.,Рыбаков С.И. и др. Л., 1978, с.192. •

122. Слабунов А.И. Верхнеархейская керетская гранит-зеленокаменная система Карелии.//Геотектоника, 1993, №5, с.61-73.

123. Степанов B.C. Магматизм и раннепротерозойский рифтогенез восточной части Балтийского щита (Северная Карелия).//Проблемы генезиса магматических и метаморфических пород. 1998, с. 138.

124. Степанов B.C. Основной магматизм докембрия Западного Беломорья. Л., 1981, с.216.

125. Степанов B.C., Слабунов А.И. Амфиболиты и раннние базит-ультрабазиты докембрия Северной Карелии. Л., 1989, с. 177.

126. Стратиграфия докембрия Карельской АСССР. Петрозаводск, 1984, с. 115.

127. Стратиграфия докембрия Карелии. Петрозаводск, 1992, с.190.

128. Судовиков Н.Г., Предовский A.A. Геологическое развитие глубинных зон подвижных поясов. 1970, с.228.

129. Таусон Л.В., Гундобин Г.М., Зорина Л.Д. Геохимические поля рудно-магматических систем. Новосибирск, 1987, с.202.

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

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

132. Турченко С.И., Шустова Л.Е. Рифтогенез Фенноскандии от архея до квартера: глубинное строение , металлогения докембрия. 1999, с. 163-164.

133. Федотов Ж.А. Эволюция протерозойского вулканизма восточной части Печенгско-Варзугского пояса. 1985, с.117.

134. Фролова Т.И. Гомодромная и антидромная последовательность магматизма и земная кора. Вестн.МГУ, сер.геол., 1991, №1, с.3-20.

135. Фролова Т.И., Бурикова И.А. Магматические формации современных геотектонических обстановок. М., 1997, с.320.

136. Фролова Т.Н., Бурикова И.А., Гущин A.B., Фролов В.Т., Сывороткин B.JI. Происхождение вулканических серий островных дуг. М., 1985, с.260.

137. Фролова Т.И., Перчук Л.Л., Бурикова И.А. Магматизм и преобразование земной коры активных окраин. М., 1989, с.260.

138. Хаин В.Е. Региональная геотектоника. 1979, с.356.

139. Хаин В.Е., Божко H.A. Историческая геотектоника. Докембрий. М., 1988, с.382.

140. Хаин В.Е., Ломизе М.Г. Геотектоника с основами геодинамики. 1995, с.480.

141. Харитонов Л.Я. Структура и стратиграфия карелид восточной части Балтийского щита.//Материалы по геологии и полезным ископаемым северо-запада РСФСР. 1966, вып.8, с.360.

142. Чекулаев В.П. Архейские гранитоиды Карелии и их роль в формировании континентальной коры Балтийского щита.//Автореферат дисс.доктора геол,-минер.наук. СП-б, 1996, с.42.

143. Чекулаев В.П. Субщелочные гранитоиды 2740 млн. завершение формирования Карельской плиты.//Докембрий Северной Евразии. 1997, с. 112.

144. Чернов В.М., Горьковец В.Я., Инина К.А., Раевская М.Б. Основные геолого-структурнные элементы и закономерности развития докембрия восточной части Балтийского щита.//Петрозаводск, отчет. 1972.

145. Чупров В.В. Шовные долгоживущие глубинные зоны как главные рудоносные структуры докембрия.//Металлогения раннего докембрия СССР. 1984, с.46-57.

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

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

148. Шарков Е.В., Ляхович В.В., Леднева Г.В. Петрология раннеархейского друзитового комплекса Беломорья,о-в Пежостров,Северная Карелия. // Петрология, 1994, т.2, №5, с.511-531.

149. Шарков Е.В., Смолькин В.Ф., Красивская И.С. Раннепротерозойская магматическая провинция высокомагнезиальных бонинитоподобных пород в восточной части Балтийского щита.//Геотектоника, 1997, с.503-521.

150. Шульдинер В.И., Козырева И.Б., Балтыбаев Ш.К., Поваркова A.B., Хрестенков С.А. Плутоно-метаморфическая эволюция Западного Приладожья (новая модель).//Региональная геология и металлогения. 1995, №4, с.52-62.

151. Шульдинер В.И., Козырева И.В. Формирование континентальной коры в тыловодужной зоне Свекофеннского пояса (по материалам Северного Приладожья).//Тектоника и геодинамика : общие и региональные аспекты. 1998, т.2, с.285-287.

152. Шустова Л.Е. Особенности строения земной коры основных тектонотипов Балтийского щита.//Региональная геология и металлогения. 1997, №6, с.54-63.

153. Шустова Л.Е., Дедеев В.А., Кратц К.О. Глубинная структура земной коры Балтийского щита. 1973, с.67.

154. Щеглов А.Д. Вулканические пояса Востока Азии. М., 1984, с.503.

155. Щеглов А.Д., Москалева В.Н., Марковский Б.А. Роль процессов рифтогенеза в формировании структур восточной части Балтийского щита.//Регион.геол. о металлогении. 1994, №2, с.5-12.

156. Щербак Н.П., Чернышев Н.М., Пономаренко А.Н. Уран-свинцовый возраст сингенетического циркона древнейших траппов юга Восточно-Европейской платформы.//Докл.АН УССР,сер.Б,геол.,хим. и биол. науки, 1990, №8, с.27-30.

157. Эволюция докембрийского магматизма (на примере Карелии). JL, 1985, с.253.

158. Bogdanova S.V., Bibikova E.V. The "Saamian" of the Belomorian mobile belt : new • geochronological constraints.//Pres.Res.l993, vol.64, p.131-152.

159. Bornhorst Т.Е. et al. Geochemical character of lithologic units in the late Archean Hattu shist belt,Ilomantsi,eastern Finland.Geological Survey of Finland, Special Paper 17, Espoo, p. 133-146.

160. Gaal G., Gorbatschev R. An outline of the Precambrian evolution of the Baltic Shield.//Precambrian Res., 1987, vol.35, p. 15-52.

161. Gaal G., Mikkola A., Soderholm B. Evolution of the Archean crust in Finland.//Precambrian Res.,1978<vol.6, p.199-215.

162. Gorokhov I.M., Kutyavin E.P. et al. Rb-Sr system in polimetamorphic rocks of west coats of the White Sea.//ECOG.III, Abstracts.Oxford, 1973, p.37-38.

163. Irvine T.M., Baragar W.R. A Quide to chemical classification of the common volcanic rocks.//Canad.Journ.Earth.Sci. 1971, vol.8, №5, p.523-547.

164. A.Hartikainen, P.A.Nurmi. Till geochemistry in gold exploration in the late Archean Hattu schist belt, Ilomantsi, eastern Finland.// Geological Survey of Finland, special paper 17, Espoo, 1993, p.323-352.

165. Henkel H., Eriksson L. Regional aeromagnetic and gravity studies in Scandinavia.//Precambrian res., 1987, Vol.35, p. 169-181.

166. K.Kojonen, B.Johanson, H.E.O'Brien, L.Pakkanen. Mineralogy of gold occurrences in the late Archean Hattu schist belt, Ilomantsi, eastern Finland.// Geological Survey of Finland, Special paper 17, Espoo, 1993, p.233-271.

167. Luukkonen E.J. The structure and stratigraphy of the Northern part of the late Archaean Kuhmo Greenstone belt,eastern Finland.//Geological Survey of Finland, Special Paper 4 ,1988, p.71-96.

168. Lundberg B. Aspects of the geology of the Skellefte field,northern Sweden.//GFF., 1980, vol.102, p.156-166.

169. Lundqvist T. The precambrian of Sweden.SGU, 1979, vol.C768, p. 1-87.

170. Mineralium Deposita. 1998, v.33, №3.

171. O'Brien H.E., H.Huhma, P.Sorjonen-Ward. Petrogenesis of the late Archean Hattu schist belt, Ilomantsi, eastern Finland : geochemistry and Sr, Nd isotopic composition.// Geological Survey of Finland, Special paper 17, Espoo, 1993, p.147-184.

172. Pearce J.A., Harris N.V., Tindle A.G. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks.//Journal of petrology, 1984, vol.25, №4, p.956-983.

173. Piirainen J.The Geology of the Archaean Greenstone Granitoid terrain in Kuhmo,eastern Finland.//Geological Survey of Finland,Special Paper4, 1988, p.39-51.

174. Shuldiner V.I., Levchenkov O.A. et al. Current isotopic research in the N.Ladoga Region. 1998, p.139.

175. Simonen A. The Pre-Cambrian in Finland.//Geol.Surv.Finl.Bull, №304, 1980, p.58.

176. Siedlecka A., Krill A.G., Often M. et al. Litostratigraphy and correlation of the Archean and Proterozoic rocks of Finnmarksvidda and Sorvaranger district.//NGU Bull., 1985, №403, p.7-36.

Информация о работе

Кондрашова, Наталья Ивановна
кандидата геолого-минералогических наук
Москва, 2000
ВАК 04.00.08

Диссертация

Состав вулканогенных пород и эволюция магматизма шовной зоны сочленения Свекофеннского и Карельского геоблоков - тема диссертации по геологии, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы