Структурно-кинематическая эволюция Карельского массива и Беломорско-Лапландского пояса в палеопротерозое

Колодяжный, Сергей Юрьевич

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Структурно-кинематическая эволюция Карельского массива и Беломорско-Лапландского пояса в палеопротерозое
ВАК РФ 25.00.03, Геотектоника и геодинамика

Автореферат диссертации по теме "Структурно-кинематическая эволюция Карельского массива и Беломорско-Лапландского пояса в палеопротерозое"

Российская академия наук Геологический институт

На правах рукописи

Колодяжный Сергей Юрьевич

СТРУКТУРНО-КИНЕМАТИЧЕСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ КАРЕЛЬСКОГО МАССИВА И БЕЛОМОРСКО-ЛАПЛАНДСКОГО ПОЯСА

В ПАЛЕОПРОТЕРОЗОЕ (БАЛТИЙСКИЙ ЩИТ)

Специальность: 25.00.03 -геотектоника и геодинамика

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Москва 2004

Работа выполнена в Геологическом институте РАН, г.Москва.

Научный консультант:

доктор геолого-минералогических наук Леонов Михаил Георгиевич

(Геологический институт РАН, г. Москва)

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук Минц Михаил Вениаминович

(Геологический институт РАН, г. Москва)

доктор геолого-минералогических наук Талицкий Василий Георгиевич

(Геологический факультет МГУ, г. Москва)

доктор геолого-минералогических наук Мазукабзов Анатолий Муталибович

(Институт Земной коры СО РАН, г. Иркутск)

Ведущая организация:

Институт геологии Карельского научного центра РАН, г. Петрозаводск

Защита состоится // ноября 2004 г. в 14м часов на заседании

диссертационного совета Д 002.215.01 по общей и региональной геологии, геотектонике и геодинамике при Геологическом институте РАН. Адрес: 119017 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., д. 35. ИГЕМ РАН.

Автореферат разослан сентября 2004 г.

Ученый секретарь

диссертационного совета Д 002.215.01

кандидат геолого-минералогических наук

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность темы диссертации. Реконструкция условий тектонической эволюции литосферы в раннем докембрии является одной из наиболее сложных задач современной геологии. Появление новых геофизических, радиоизотопных и геохимических данных позволило использовать актуалистический подход для геодинамических построений в архее и палеопротерозое. Вместе с тем, одни и те же первичные материалы интерпретируются с разных позиций: теории тектоники плит, внутриплитных моделей эволюции коры и представлений о механизмах формирования мантийных плюмов. В связи с этим актуальным становится применение методов, дающих дополнительную информацию для решения спорных вопросов. В частности, привлечение данных структурно-кинематического анализа, отражающих характер и направления тектонических перемещений геомасс, существенно дополняет иные геологические материалы и позволяет, строить более адекватные геодинамические модели. Актуальность данного исследования состоит в том, что на основе оригинальных материалов автора, полученных с помощью современных методов структурно-вещественного и кинематического анализов, предпринята попытка реконструировать эволюцию южной части Карело-Кольской провинции Балтийского щита в палеопротерозое.

Цель и задачи исследования. Главная цель работы состоит в построении для палеопротерозойского этапа структурно-кинематической модели эволюции двух крупнейших геоструктур Балтийского щита: Карельского массива (КМ) и Беломорско-Лапландского пояса (БЛП). Цели второго порядка: изучение характера сопряженного развития Карельской гранит-зеленокаменной области и Беломорско-Лапландского гранулито-гнейсового пояса, выявление механизмов эксгумации глубинных метаморфических комплексов, а также особенностей эволюции структурно-вещественных парагенезов разных глубинных уровней континентальной коры. Для достижения поставленных целей решались следующие задачи: 1) изучение структурно-вещественных парагенезов и структур - кинематических индикаторов в пределах различных тектонических зон; 2) детальное картирование ключевых участков; 3) анализ характера тектонического размещения магматических и вулканогенно-осадочных комплексов; 4) выявление особенностей метаморфических преобразований; 5) анализ геофизических, литостратиграфических, геохимических и радиоизотопных данных.

Фактический материал и методы исследований. В основу работы положен фактический материал, собранный автором в процессе работ на Балтийском щите за период с 1993 по 2003 год. Работы проводились в рамках исследований лаборатории Тектоники консолидированной коры ГИН РАН (рук. М.Г.Леонов), а также по тематике проектов, поддержанных РФФИ (гранты: 93-05-9125, 96-0564412; 99-05-65366; 01-05-64281; научная школа: 96-04243, 00-15-98531) и 6-м конкурсом-экспертизой проектов молодых исследователей (грант № 303). Фактический материал получен в 1500 точках наблюдений, в пределах которых проводились структурно-кинематические исследования. Составлялись также петроструктурные разрезы с отбором и изучением прозрачных шлифов (350 шт). В лаборатории Радиоизотопных исследований ГИН РАН (рук. В.И.Виноградов) были изучены 20 проб и получены К-Аг и Rb-Sr изотопные возраста вторичных преобразований в тектонитах ряда сдвиговых зон. Для 10 ключевых участков Карело-Кольского региона составлены оригинальные геолого-структурные карты в масштабе 1:25000, 1:50000 и 1:200000. При составлении карт использовались методы дешифрирования аэро-космоснимк " ослойной"

компьютерной систематизации геолого-съем ч?й® НОДфорАЛЦНЛЯ базе

библиотека

1 , . осэп£Г из1

программы CorelDraw11. Все картографические материалы дополнены детальными схемами и зарисовками обнажений, разрезами и стереографическими проекциями статистической обработки структурных данных. Описание глубинного строения территории основано на использовании сейсмопрофилей (MOB ОРТ) 1-ЕВ и 4В. Составлены обобщающие структурно-кинематические схемы КМ и юго-восточной части БЛП.

Личный вклад автора, В работе отражены авторские результаты структурно-кинематических исследований для обширных территорий: КМ и БЛП. Обобщающие геодинамические модели данной области построены с использованием данных других исследователей (В.В.Балаганский, Е.В.Бибикова, О.И.Володичев, В.А.Глебовицкий, К.О.Кратц, В.С.Куликов, С.Б.Лобач-Жученко, М.Г.Леонов, Ю.В.Миллер, М.В.Минц, Ю.А.Морозов, В.З.Негруца, А.И.Слабунов,. А.П.Светов, В.А.Соколов, В.С.Степанов, Ю.Й.Сыстра, Е.Н.Терехов, В.В.Травин, Е.В.Шарков и мн. др.), но практически вся кинематическая информация в этих реконструкциях является оригинальной. Существенный; вклад автора состоит также в детальной характеристике структурно-вещественных парагенезов Карело-Кольского региона и в выявлении структурных ансамблей зон сдвиговых дислокаций и покровно-надвиговых систем.

Научная новизна. Разработана оригинальная геодинамическая модель эволюции КМ и БЛП в палеопротерозое, основанная на совокупном рассмотрении структурно-кинематических, геолого-геофизических и радиоизотопных данных. Модель позволяет судить о характере перемещений геомасс в пределах данной территории и отражает многообразие форм тектогенеза, свойственных активизированным внутриплитным областям древних платформ. Подробная характеристика структурно-вещественных парагенезов, связанных с различными тектоническими обстановками внутриплитных областей, выявление динамических особенностей и геологических следствий взаимодействия различных уровней земной коры составляют существенный вклад в теорию внутриплитной тектоники. Важными: результатами являются обоснование ротационно-сдвигового и вихревого характера перемещений в пределах КМ, а также выявление субгоризонтальной протрузии в юго-восточной части БЛП.

Публикации и апробация результатов работы. Результаты исследований автора в пределах Карело-Кольского региона отражены в 36 публикациях (3 коллективных монографии, 27 статей в рецензируемых журналах и сборниках). Помимо этого, более 15 работ посвящено методическим аспектам и апробации методик структурно-вещественного и кинематического анализов. Материалы работы докладывались на тектонических коллоквиумах ГИН РАН (1995; 1998, 2004), а также на Всероссийских и Международных совещаниях: "XXXII, XXXIII, XXXV, XXXVI Тектонические совещания" (Москва, 1999, 2000, 2002, 2003); "Тектоника и метаморфизм" (Москва, 1994); "Тектоника фундамента"' (Потсдам, Германия, 1994); "Корреляция геологических комплексов Фенноскандии" (Санкт-Петербург, 1996); "Протерозойская эволюция Северной Атлантики" (Лабрадор, США, 1996); "Структурные парагенезы и их ансамбли"' (Москва,. 1997); "Геологическое развитие протерозойских перикратонных и палеоокеанических структур северной Евразии" (Москва - Санкт-Петербург, 1999); "Ранний докембрий: генезис и эволюция континентальной коры" (Москва, 1999); "Геология, геохимия и геофизика на рубеже XX и XXI веков" (Москва, 2002); "Глубинное строение и геодинамика Фенноскандии, окраинных и внутриплатформенных транзитных зон" (Петрозаводск, 2002).

Практическое значение. Геолого-структурные карты, составленные автором,

и сведения о структурно-вещественных и кинематических парагенезах могут быть использованы при крупно- и мелкомасштабном геологическом картировании, а также при поисках полезных ископаемых. Выявленные в пределах КМ зоны сдвиговых дислокаций (их компрессионно-декомпрессионные сегменты) могут рассматриваться как перспективные участки для концентрации руд метасоматического и магматического генезиса. Предложенная структурно-кинематическая модель эволюции Карело-Кольского региона, отражающая высокую подвижность геомасс, может быть осмыслена с позиций динамически обусловленных перемещений рудонесущих флюидных потоков.

Объем и структура работы. Работа имеет объем 305 страниц текста (Введение, 5 глав, Заключение), 148 рисунков, 3 таблицы. Список литературы включает 488 источников. В 1-ой главе рассмотрена методика структурно-кинематического анализа метаморфических комплексов. Во 2-ой главе приведены сведения о тектоническом районировании Балтийского щита и некоторые современные представления о геодинамике Карело-Кольского региона. В главах 3 и 4, составляющих 70% объема работы, содержится фактический материал по геологическому строению БЛП и КМ, рассмотрены структурно-вещественные и кинематические парагенезы различных тектонических зон, для которых предложены частные геодинамические модели. В главе 5 имеющиеся данные обобщены в виде единой системы и итоговой модели эволюции КМ и БЛП. В "Заключении" сформулированы основные выводы и обсуждаются ключевые положения работы.

Основные защищаемые положения. На основании структурно-кинематических исследований предложена модель сопряженного развития Карельского массива и Беломорско-Лапландского пояса в палеопротерозое. Она представлена в виде серии палеотектонических схем, а ее ключевые моменты отражены в следующих защищаемых положениях.

1. Палеопротерозойские структурные парагенезы верхнекорового слоя Карельского массива формировались в связи с процессами эволюции зон сдвиговых дислокаций на фоне следующих палеотектонических обстановок. (1)Рассеянный рифтогенез (селецкий цикл - 2,5 - 2,0 млрд. лет): формирование транстенсионных сдвигов, контролировавших накопление вулканогенно-осадочных комплексов в структурах типа пулл-апарт, в областях веерообразной виргации сдвиговых зон и развития листрических сбросо-сдвигов. (2) Внутриплитная коллизия (свекофеннский цикл ~ 1,95-1,7 млрд. лет): становление зон транспрессионных сдвигов, в пределах которых палеопротерозойские бассейны испытали неравномерные деформации и приобрели морфологию пальмовых структур.

2. Структурно-кинематические данные показывают, что зоны сдвиговых дислокаций Карельского массива образуют вихревую мегаструктуру, формирование которой было связано с дифференцированным вращением разноранговых доменов по часовой стрелке. Ротационные эффекты проявились с наибольшей интенсивностью в процессе свекофеннских коллизионных событий. Они обусловили развитие левосдвиговых перемещений в краевых частях массива, а также способствовали сегментации сдвиговых зон на комплементарные области продольного выжимания и нагнетания в результате ротационно-инденторного воздействия доменов, испытавших вращение.

(1) Общее растяжение и объемное течение глубинных слоев коры (селецкий цикл): формирование зон субгоризонтального течения и тектонической деламинации, складок продольного течения и систем пологих сбросов. Эти явления в соответствии с моделью простого сдвига способствовали формированию в верхней коре листрических сдвиго-сбросов и рифтогенных впадин.

(2)Внутриплитная коллизия (свекофеннский цикл): развитие Колвицко-Умбинской субгоризонтальной протрузии в результате транспрессионного выдавливания в верхние уровни коры глубинных метаморфических комплексов.

Благодарности. Неоценимую теоретическую и моральную поддержку, без которой данная работа была бы просто невозможна, оказал М.Г.Леонов, который творчески способствовал этим исследованиям на протяжении 1993 - 2004 гг. Автор благодарит за помощь в исследованиях своих коллег и соратников по полевым работам: Д.С.Зыкова, В.И.Виноградова, М.Л.Сомина, В.В.Травина, АИ.Ивлиева, А.В.Полещука, С.Ю.Орлова, Э.Н.Лишневского, Р.М.Юркову, И.И.Бабарину. Глубокую признательность за консультации автор выражает сотрудникам ОИФЗ РАН - М.Л.Сомину, Ю.А.Морозову, В.В.Эзу; ИГГД РАН - Ю.В.Миллеру, С.Б.Лобач-Жученко, ГИН РАН -АВ.Лукьянову, М.Л.Коппу, Ю.Г.Леонову, М.В.Минцу, В.С.Федоровскому, Н.П.Чамову, АИ.Ивлиеву, Е.Н.Терехову, С.Д.Соколову, А.В.Романько, М.И.Буякайте; МГУ - Н.А Божко, В.Г.Талицкому; Геологической службы Австралии - Р.Рутланду. Автор благодарит сотрудников ГИ КарНЦ РАН за первые вводные экскурсии по Карелии и последующие консультации: Ю.Й.Сыстру, АИ.Светову, С.АСветова, |А.Д.Лукашева^ В.С.Куликова, В.В.Травина, О.И.Володичева, Л.В.Кулишевич.

Глава 1. Методика структурно-кинематического анализа

В основе структурно-кинематического метода исследований лежат основные положения теории деформации твердых тел (Гзовский, 1975; Лукьянов, 1980, 1991; Riedal, 1929 и др.), сведения о структурах -кинематических индикаторах (Ramsay etal., 1970,1983,1987;Hanmer etal, 1991; Ramberg, 1975; Cobbold etal., 1980,1987;Passcher, 1987;Shimamoto, 1989 и др.), экспериментальные и эмпирические исследования в области учения о структурных парагенезах и рисунках (Лукьянов, 1965, 1980, 1991; Паталаха, 1985;Бондаренко, 1991;Буртман и др., 1963; Казаков, 1976; Копп, 1987; Леонов, 1988, 1993; Милеев, 1978; Морозов и др., 1997; Расцветаев, 1987; Талицкий, 1994, 1998, 1999, 2002; Тевелев, 2002 и др.). В работе в систематизированном виде рассматриваются базовые понятия структурно-кинематического анализа, а также ряд структур- кинематических индикаторов, использованных автором в процессе исследований (рис.1).

О ^ШИЬ;0 О®- структуры асимметричные будинаж-структуры с обоатным воашением

—^

миломпы "' ""-Цщшшт'/ ^"С" .ПЛОСКОСТИ микроструктура "слюдяные рыбки' серицит^

Асимметричные сдвиговые зонки

"рыбообразная" сланцеватость ^ струк^ра "домино" ^Достой сдвиг

сколы "Риделя"

С ^^^^

"квартерные"

} включение

"мостиковые" структуры жила Ляш,

. чкинк-зоны плоскость

^^ 4 "серповидные" жилы инициально* фибры кварца тп.ш «ы^ош. (карбоната)

^^/асимметричные и /^»«С колчановидные складки

линейность Диагональные складки

структуры вращения лорфирокласт: •4 у<7 - образные —— 8 - образные

Рис. 1. Некоторые примеры структур - кинематических индикаторов.

При изучении структурно-кинематических парагенезов большое значение имеет их связь с синкинематическими вещественными преобразованиями, датированными радиоизотопными методами. При наличии такой связи правомерно говорить о едином структурно-вещественном парагенезе, имеющем обоснованные пространственно-временные характеристики. Порода, обладающая определенным структурно-вещественным парагенезом деформационного происхождения, рассматривается в этой работе как тектонит. Изучение структур тектонитов в конкретных точках позволяет выявлять направления тектонических перемещений, выносить их на карты и составлять структурно-кинематические схемы, служащие основой для геодинамических реконструкций.

Глава 2. Тектоническое районирование раннедокембрийской коры

восточной части Балтийского щита

В строении центральной и восточной части Балтийского щита принято выделять две провинции: Карело-Кольскую и Свекофеннскую.

Карело-Кольская провинция состоит из ряда тектонических элементов, крупнейшими из которых являются Карельский гранит-зеленокаменный и Кольский гранулито-гнеисовый массивы, а также разделяющий их Беломорско-Лапландский гранулито-гнейсовый пояс. Данная область была кратонизирована в конце архея (2,7 - 2,6 млрд. лет) в результате коллизионных событий, обусловивших формирование первого в истории Земли суперконтинента Пангеи-0 (Минц и др., 1996;Рундквист и др., 1999). Сформировавшаяся при этом континентальная кора явилась фундаментом для палеопротерозойских комплексов (карелиды), которые с несогласием и глубоким размывом в основании перекрыли кристаллический цоколь. Карельский и Кольский массивы состоят из ряда доменов и поясов, имевших самостоятельное тектоническое значение преимущественно в архее; в палеопротерозое, согласно данным палеомагнитных исследований, они не были существенно разобщены (Арестова и др., 1997; Мег1апепега1., 1999).

Свекофеннская провинция в настоящее время рассматривается в качестве палеоокеанической структуры, испытавшей кратонизацию в результате аккреционно-коллизионных процессов в конце палеопротерозоя. В ее строении участвуют ювенильные вулканогенно-осадочные комплексы, формировавшиеся в условиях островных дуг и задуговых бассейнов в интервале времени 2,2 - 1,75 млрд. лет при максимальной вулканической активности в период 1,9 - 1,87 млрд. лет (ваа1 е! а1., 1987; вогЬа18сЬеу е! а1., 1993; Мгопеп е! а1., 1997). В процессе свекофеннской орогении (1,9 - 1,7 млрд. лет) островодужные комплексы были аккретированы и надвинуты на окраину Карело-Кольского протократона.

Глава 3. Тектоника Беломорско-Лапландского пояса (БЛП)

3.1. Основные черты геологического строения

БЛП представляет собой одну из важнейших структурных зон Балтийского щита, по поводу строения которой существует немало различных мнений (Балаганский,2002;Володичев, 1990;Глебовицкий и др., 1996; Миллер и др., 1995, 2002; Минц и др., 1996; Терехов, 2003). Он расположен между Кольским и Карельским кратонами и имеет северо-западное простирание. По характеру структурно-вещественных преобразований БЛП сильно отличается от смежных тектонических областей и представляет собой классический пример гранулито-гнейсового пояса, тектонически активного на протяжении длительного времени. В его составе обособлены две тектонические единицы: Беломорский амфиболито-гнейсовый и Лапландско-Колвицкий гранулитовый пояса.

Лапландско-Колвиикий гранулитовый пояс (ЛКП) состоит из двух сегментов: Лапландского и Колвицко-Умбинского. Согласно геолого-геофизическим данным он имеет покровно-надвиговое строение; для его северозападной части - Лапландского покрова - устанавливается перемещение в ЮЮЗ направлении не менее, чем на 100 км. Время формирования покровов оценивается по возрасту синкинематического метаморфизма (1,95 - 1,91 млрд. лет) (Кислицин, 2001; Минц и др., 1996; Прияткина и др., 1979; О^Ьоуйзку е! а1., 2001). В строении пояса принимают участие основные и кислые гранулиты, эндербиты, тоналиты и чарнокиты. Данные изотопного датирования модельным и и-РЬ изохронным методами показали, что в составе ЛКП

преобладают палеопротерозойские породы, субстрат которых формировался в интервале времени 2,28 - 1,95 млрд. лет (Бибикова и др., 1993; Balagansky et al., 2001; Daly et al., 2001; Glebovitsky et al., 2001). Модельные Sm-Nd возраста и положительные значения eNd(T) гранулитов показывают, что они содержат доминирующий ювенильный компонент. Этот факт, а также геохимические особенности гранулитов позволяют предполагать, что их протолит образовался в процессе субдукции, обусловившей формирование островодужных вулканических и плутонических серий, а также продуктов их перемыва и отложения в междуговых бассейнах (Козлов и др., 1990; Barbey et al., 1984, 1990; Bernard-Griffiths etal., 1984; Daly etal., 2001; Glebovitsky etal., 2001).

В поднадвиговой зоне гранулитовых аллохтонов залегают крупные пластины метагаббро-анортозитов и подстилающие их комплексы пород Танаэл-Кандалакшской зоны (рис. 2). Изотопные данные свидетельствуют о длительной эволюции пород поднадвиговой области: от 2,5 млрд. лет до 1,9 - 1,85 млрд. лет (Митрофанов и др., 1993; Bernard-Griffiths et al., 1984). Структурно ниже залегают неоархейские гнейсы и амфиболиты беломорской серии.

Термобарометрические исследования различных членов "разреза" гранулитов позволили выявить "однородность теплового поля" данной области метаморфизма, чем она резко отличается от зональных метаморфических комплексов в обрамлении БЛП (Минц и др., 1996). При изучении метаморфических процессов в гранулитах были выявлены регрессивные реакционные структуры, отражающие следующие обстановки: 1) декомпрессионное охлаждение (Гр + Кв - Крд + ОПр), 2) субизобарическое охлаждение и 3) реакции гидратации - диафтореза

(Glebovitsky et al., 2001; Perchuk et al., 2000). Реакции субизобарического охлаждения характерны только для краевых частей гранулитовых покровов. В поднадвиговой области гранулитов в пределах Танаэлв-Кандалакшской зоны отмечается опрокинутая метаморфическая зональность и реконструируются Р-Т-t- траектории, образующие узкие петли, организованные по часовой стрелке. Это позволило предположить, что породы Танаэлв-Кандалакшской зоны были пододвинуты под гранулиты, которые, вступив в контакт с "холодными" геомассами, подверглись изобарическому охлаждению. Эти события проходили при 600-700°С на глубинах порядка 20 км (Perchuketal.,2000).

Беломорский пояс (БП) сложен преимущественно неоархейскими супра- и инфракомплексами, имеющими черты сходства с гранит-зеленокаменными ассоциациями КМ (Володичев, 1990; Зеленокаменные..., 1988). Удачным решением вопросов геологии беломорид являются разработки сотрудников ИГТД РАН (Глебовицкий и др., 1996; Миллер и др., 1995, 2002), согласно которым БП состоит из серии сложно смятых тектонических пластин (рис. 2). Среди них выделены следующие покровы (комплексы): 1) Ковдозерский - биотитовые тоналитогнейсы, гнейсограниты, вулканиты Тикшозерского зеленокаменного пояса, составляющие краевую часть КМ; 2) Чупинский - глиноземистые гнейсы различного минерально-структурного типа; 3) Хетоламбинский - амфиболовые тоналитогнейсы, крупные скиалиты ортоамфиболитов, реликтовые "мафическими зоны" (метабазиты и ультрабазиты); 4) Керетский покров -биотитовые тоналитогнейсы; 6) Ориярвинский покров - биотит-амфиболовые тоналитогнейсы; 5) Риколатвинский покров - биотитовые и амфиболовые тоналитогнейсами с пластовыми телами ортоамфиболитов.

На основании структурных, литолого-геохимических и изотопных исследований была предложена субдукционно-коллизионная модель эволюции

Рис. 2. Схема геологического строения юго-восточной части Беломорско-Лапландского пояса.

Составлено с использованием данных (Балаганский и др., 1986; Володичев, 1990; Глебовицкий и др., 1996; Миллер и др., 1995,2002; Пожиленко и др., 2002; Слабуноа, 1993; Терехов, 2003; Фондовые и авторские материалы).

1 - 7 - неоархейские образования Беломорского пояса: 1 - Ковдозерский покров; 2 - Ориярвинс-кий покров, 3 - Чупинский покров, 4-Хетоламбинский покров, 5 - Керетский локров, 6 • "мафические зоны", 7 - Риколатвинский локров, 8 -14 - палеопротерозойские образования Колвицко-Умбинского пояса: 8 -Танаэлв-Кандалакшская зона, 9 - порьегубский комплекс, 10 - зона меланжа, 11 -умбинский комплекс, 12-терский комплекс, 13-эндербит-чарнокиты, 14-порфировид-ные граниты; 15 -18 - интрузивные образования: 15 - эндербит-чарнокиты (неоархей - 2,4 млрд. лет), 16 - габбро-анортозиты (2,45 - 2,46 млрд. лет), 17 - массивы мафит-ультрамафитоа (в том числе друзиты: 2,45 - 2,35 млрд. лет), 18 - субщелочные граниты (2,3 -1,9 млрд. лет?); 19 -20 -неоархейские образования фундамента Карельского массива: 19 - гранитогнейсы, 20-зелено-каменные комплексы; 21 • палеопротерозойские вулканогенно-осадочные образования; 22 -рифейский осадочный чехол; 23 -разрывы: крутопадающие (а) и пологие (б).

беломорид в неоархее (Миллер и др., 2002). На субдукционной стадии развивались процессы поддвига океанической плиты (Хетоламбинский покров) и перекрывающих ее осадков (чупинские гнейсы) под аккреционно -островодужную окраину Карельской гранит-зеленокаменной области (Ковдозерский покров). Время проявления субдукции принимается в соответствии с возрастом островодужных комплексов Тикшозерского зеленокаменного пояса и раннего метаморфизма (2880 - 2820 млн. лет) (Бибикова и др., 1999, 2003; Щипанский и др., 2001). Последующая коллизия обусловила опрокидывание ранних систем покровов и их обдукцию на краевую часть Карельской аккреционной области, что сопровождалось высокобарическим метаморфизмом и формированием поздних тоналитов (2740 - 2690 млн. лет) (Глебовицкий и др., 1996, 2000; Лобач-Жученко и др., 1993; Миллер, 2002; Володичев, 2002). Коллизия завершилась развитием разноориентированных складок и мигматит-гранитных куполов. В результате к концу архея оформился коллизионный ороген, сочленявший Карельский и Кольский кратоны.

Раннепалеопротерозойские магматические образования в пределах восточной части Балтийского щита составляют единую колонну (сверху вниз): сумийские вулканиты - расслоенные интрузии мафит-ультрамафитов-комплекс друзитов - габбро-анортозиты. Из этой вертикальной последовательности Беломорско-Лапландскому поясу соответствует комплекс друзитов (лерцолит-габбронориты, диориты, гранатовые габбро, габбро-анортозиты), с которым генетически связаны чарнокитоидные граниты. Данные образования слагают мелкие интрузивные тела с возрастом 2,45 - 2,35 млрд. лет (Володичев, 1990; Слабунов и др., 2001; Степанов, 1981; Терехов, 2003; Bogdanova, 1996). Характерная черта этих пород - наличие коронарных (друзитовых) структур, формирование которых отражает глубинную кристаллизацию расплавов (при Р = 6 — 12 кбар) и последующие процессы высокобарического метаморфизма (Володичев, 1990; Слабунов и др., 2001; Степанов, 1981; Bogdanova, 1996;ЬоЬасЬ-/ЬисЬепко е! а1., 1998). Среди друзитов наиболее распространен комплекс лерцолит-габброноритов. По особенностям геохимического состава данные образования сходны с одновозрастными вулканитами рифтовых трогов и расслоенными интрузиями краевых частей Карельского и Кольского массивов (Слабунов и др., 2001; Степанов, 1981; Шарков и др., 1997). По высокому содержанию 8Ю2 и' МцО данные породы сопоставимы с бонинитами, но существенно отличаются от них отношениями А1205 и М§0 и более низким содержанием Изотопный состав кислорода друзитов указывает на их

кристаллизацию из "сухой" магмы, что вместе с обогащением данных образований ЛРЗЭ и высоким содержанием N1 противоречит бонинитовой модели их формирования. В целом состав мафит-ультрамафитовых пород комплекса друзитов наилучшим образом объясняется моделью ассимиляционно-фракционной кристаллизации (ЬоЬасЬ-/ЬисЬепко е! а1., 1998). Среди образований комплекса друзитов встречаются габбро-анортозиты, участвующие в строении расслоенных массивов и образующие отдельные пластинообразные тела. Согласно данным (Терехов и др., 2002), эти породы являются индикатором процессов растяжения и развития пологих сбросов.

В целом совокупность раннепалеопротерозойских магматических пород БЛП составляет бимодальную серию мафит-ультрамафитовых и гранитоидных образований, характеризующих особенности проявления континентального рифтогенеза в нижних уровнях коры. Данный магматизм был связан с процессами

формирования мантийного диапира, осевая часть которого проецировалась на Беломорскую провинцию (Рыбаков и др., 2000; Слабунов и др., 2001; Терехов, 2003; Шарков и др., 2000; Lobach-Zhuchenko et а1., 1998).

Особенности метаморфических преобразований в пределах БЛП наряду со структурными данными характеризуют важный информативный элемент геодинамики этой области - тектоно-метаморфический цикл. Основываясь на ряде публикаций (Володичев, 1990; Глебовицкий и др., 1996; Миллер и др., 2002; Пожиленко и др., 2002) в работе предлагается следующая последовательность тектоно-метаморфических циклов: 1) ребольский цикл, представленный субдукционной (2,88-2,82 млрд. лет) и коллизионной (2,74 - 2,53 млрд. лет) стадиями, 2) селецкий цикл, связанный с рифтогенезом (2,45 - 2,35 млрд. лет), 3)свекофеннский коллизионный цикл (1,94-1,75 млрд. лет).

Ребольский цикл предопределил главные особенности метаморфических комплексов беломорид и становление метаморфической зональности, отражающей нарастание степени метаморфизма от окраины КМ к северо-востоку (Глебовицкий и др., 1996).

Селецкий рифтогенный цикл охарактеризован син- и постмагматическими минеральными реакциями в породах комплекса друзитов (2,45 - 2,35 млрд. лет). Ранние метаморфические процессы обусловили развитие на границах оливина и плагиоклаза кайм орто- и клинопироксена (результат субсолидусной реакции: Ол + Пл = ОПр + КПр ± Шп при Р > 8 кбар, Т = 700 - 800°С). Позднее проявились гранатсодержащие и амфиболовые каймы (Слабунов и др., 2001; Степанов, 1981). В друзитах отмечены минеральные парагенезисы, формировавшиеся при Р = 7 -9; 11-12 кбар, Т=570-620°С; 700-710°С (Володичев,2002;ВоБёалоуа, 1996).

Свекофеннский коллизионный цикл обусловил формирование зональности, в пределах которой степень и интенсивность метаморфических преобразований в целом нарастает в северо-восточном направлении к осевой части БЛП (Глебовицкий, 1996). В пределах большей части Беломорского пояса свекофеннский метаморфизм проявился неравномерно вдоль зон пластических деформаций в условиях кианит-мусковитовой субфации фации альмандиновых амфиболитов (Т = 590 -630°С, 620 - 720°С; Р = 5,8 - 7,5 кбар) (Глебовицкий и др., 1996; Ручьев, 1998, 2001; Седова и др., 1996). Области относительно равномерно проявленного метаморфизма пространственно сближены с аллохтонными гранулитами ЛКП. Они отделены от них узкими зонами высокоградиентного метаморфизма, рассмотренными выше на примере Танаэлв-Кандалакшского пояса. Свекофеннские метаморфические преобразования имели регрессивную направленность и проходили на фоне снижения температуры и давлений до 4,5 -3,6 кбар (Володичев, 1990; Пожиленко, 2002). В пределах БЛП отмечается последовательный ряд зон метаморфизма с различными и-РЬ возрастами титанита: 1) область однородного метаморфизма, охватывающая гранулитовые аллохтоны и беломорские комплексы поднадвиговой зоны, - 1940 - 1870 млн. лет; 2) область дискретного метаморфизма, занимающая центральную часть БП, -1870 - 1815 млн. лет; 3) область зонального метаморфизма, развитая вдоль границы КМ и БП, -1780 - 1750 млн. лет (ВШкоуа et а1., 2001). Это закономерное омоложение зон метаморфизма можно было бы объяснить последовательным перемещением "горячих" гранулитовых аллохтонов с северо-востока на юго-запад. Однако возможен и другой вариант. И-РЬ возраст титанита характеризует время закрытия его изотопной системы при остывании пород ниже 600°С.

U-Pb возраст метаморфогенного циркона чаще показывает более древние цифры, а датировки относительно "низкотемпературного" рутила (450°С) оказываются наиболее молодыми (Bibikova et al., 2001). Другими словами, датированные минералы отражают регрессивную последовательность метаморфических процессов. Следовательно, эти возрастные интервалы характеризуют не прогрессивные, а регрессивные стадии метаморфизма и должны рассматриваться в связи с эксгумацией и перемещением глубинных пород в более низкотемпературные уровни коры.

Геофизические данные. Материалы по субмеридиональному профилю 1-ЕВ (MOB ОГТ) характеризуют продольное сечение БП. Анализ данного профиля позволил выделить три слоя (сверху вниз): А - слой с сильно дифференцированным волновым полем и интенсивными отражениями (мощность 6-14 км); Б - слой слабых отражений (мощность 11 - 22 км); В - слой отражений средней интенсивности, рассматриваемый как коромантийная смесь (кровля слоя расположена на глубинах 25 - 27 км) (Андреев и др., 1999). Структурный разрез МДС по профилю 1-ЕВ отражает полого расслоенный рисунок волнового поля (рис. 3). На фоне расслоенных доменов обособлены сейсмически "прозрачные" объемы, которые, по-видимому, соответствуют ядрам мигматит-гранитных куполов, связанных с коллизионной стадией ребольского цикла. Геолого-структурные данные указывают на тектоническое происхождение пологих отражений и позволяют сопоставлять их с покровно-надвиговыми структурами неоархея. Нарушения, секущие системы тонких отражений и "прозрачные купола", вероятно, имеют палеопротерозойский возраст. Для иллюстрации пространственной позиции палеопротерозойского ансамбля структур приводится блок-диаграмма, составленная на основе интерпретаций профиля 1-ЕВ и геологического картирования (рис. 3). Она отражает структурно неоднородное (сегментированное) строение БП, а также отсутствие единой моновергентной системы свекофеннских покровов. Вместо последних наблюдается сочетание различно ориентированных чешуйчатых надвигов и относительно линейных систем нарушений. При этом весь ансамбль структур обнаруживает некоторую закономерность размещения по отношению к аллохтонным пластинам Колвицко-Умбинских гранулитов. Вдоль профиля 1 -ЕВ были проведены структурно-кинематические исследования, позволившие отметить закономерную связь свекофеннских структур с рисунком волновых полей глубинных частей разреза (рис.3).

3.2. Палеопротерозойские структурно-кинематические парагенезы

В процессе структурно-кинематических исследований в области БЛП основное внимание уделялось изучению палеопротерозойских тектонитов и связанных с ними структурных парагенезов.

Структурные парагенезы ребольского цикла представлены покровно-складчатыми ансамблями общего северо-западного простирания: зонами надвигообразования, лежачими и покровными складками, тектоно-метаморфической расслоенностью, наложенными складками с крутопадающими осевыми плоскостями (Глебовицкий и др., 1996; Миллер, 2002; Миллер и др., 1995, 2002). Данные структуры сопоставляются с субдукционной и коллизионной стадиями ребольского цикла. На завершающем этапе коллизии проявились купольные структуры, разноориентированные складки и разрывы.

замеры направлении ,, _ __ перемещений по

Колвицко-Умбинская протрузия _^гранулиты PR, сввкофениским

'' ' ' ^ ^ ■ ** структурам

динамодиафторитоп:

первой генерации

^ второй генерации

неоархеи

Коадозерский -*" комплекс (покров) ^ ^ Чупикский покров Хетопамвикский Ц1 покроя СЭкврвтский покров — ^ 'мафические зоны"

палеопротерозой

Таиаэла. мГ^а Кандалакшская аома

^ " V ^ I Поръ* губе кий комгтаа

Г.^Г^^З (покрое)

.« .^зона меланжа Умбииогий комплекс

_'(покров)

Дщ(габВро-аиортозиты друзиты

Рис. 3. Вверху: блок-диаграммы, иллюстрирующие покровно-складчатое строение юго-восточной части Беломорско-Лапландского пояса. Внизу: струкугрный разрез по профилю 1-Е В (MOB ОГТ), составленный ло методике дифференцированного суммирования (MQC).

Структурно-кинематические парагенезы селецкого цикла распознаются на основании анализа их соотношений с синкинематическими интрузиями друзитов и гранитоидов (2,45 - 2,35 млрд. лет). Ранее по этому признаку были выявлены системы складок селецкого возраста (Миллер, Львов и др., 1995). Характер размещения гранитоидных и друзитовых массивов показывает, что они образуют цепочки и составляют линейные и извилистые зоны, которые маркируют осевые плоскости селецких складок и связанные с ними разрывы. В большинстве случаев зоны селецких складчато-разрывных дислокаций имеют субмеридиональную ориентировку, но по мере приближения к гранулитовым покровам ЛКП данные зоны испытывают постепенное переориентирование, приобретая северо-западное простирание. Это происходит на фоне увеличения интенсивности свекофеннских тектоно-метаморфических преобразований. В пределах зон складчато-разрывных дислокаций массивы друзитов нередко размещаются в структурах замкового отслаивания. Наложенные складчато-надвиговые дислокации часто приводят к фрагментированию этих структур, в результате чего обособляются разрозненные массивы, образующие цепи.

В схематизированном виде характер размещения селецких интрузий отражен на блок-диаграмме, где приведены примеры синкинематического формирования друзитов в зонах пологих сбросов, в замках складок с горизонтальными и вертикальными осевыми плоскостями (рис. 4, А). Встречаются будины мафитового состава, образующие крупномасштабную линейность транспорта, а также структуры типа "магматических дуплексов" (по [Тевелев и др., 1997]). Для связанных с друзитами гранитоидов характерно развитие агрегатов КПш, образующих синкинематическую линейность транспорта (рис. 4, А). Граниты постепенными переходами связаны со "струйчатыми" мигматитами, имеющими сходные линейно-структурные элементы. Магматические породы селецкого цикла имеют признаки становления в синкинематических условиях. Динамические параметры при этом определялись вертикально направленным сжатием (формирование лежачих складок) и субгоризонтальным растяжением, проявившимся в виде пологих сбросов и зон горизонтального течения, складок продольного течения и будинаж-структур. Траектории перемещения обозначены линейными зонами складчато-разрывных дислокаций субмеридионального простирания. Линейность транспорта, выраженная в палеопротерозойских породах, маркирующих эти зоны, имеет сходную тектоническую ориентировку. По отношению к селецким складкам продольного течения она представляет собой линейность типа "В". Такие соотношения характерны для зон пластических деформаций, где оси складчатых структур и параллельная им линейность ориентированы в направлении тектонического течения геомасс.

Структурно-кинематические парагенезы свекофеннского цикла идентифицируются по характерным тектонитам - метаморфическим породам, отражающим регрессивные динамотермальные преобразования (динамодиафториты). В обобщенном виде совокупность свекофеннских структур - кинематических индикаторов, выявленных в пределах БЛП, отражена на блок-диаграмме (рис. 4, Б). В целом они составляют единый парагенез: мелкомасштабные асимметричные и колчановидные складки, асимметричные будинаж-структуры, дуплексы сжатия и растяжения, асимметрично построенные жильные образования. Элементами этого ряда являются С-Б-структуры, минеральная линейность, дельта- и сигмобразные структуры

направление тектонического транспорта

Рслч

структуры замкового отслаивания

магматические тела друзитов

линеиность транспорта 1_сл

граниты, "струйчатые' мигматиты

складка продольного течения (Рсл) линейностью типа "В"

магматические дуплексы"

пологие сбросы

составляющая сдвига в горизонтальной плоскости

С-Б-структурь]

результирующим вектор

тектонического транспорта 1

шарниры складок - В

асимметричнь складки - Р "

кулисные минеральные ориентировки

"серповидные' жилы и стадии их развития от 1 к 5

асимметричные будинаж-структуры с обратным вращением'

структуры "домино" (дуплексы растяжения)

кинк-зоны

дуплексы сжатия ~~

линеиность транспорта - и

ротационная линейность - и

составляющая надвига в вертикальной плоскости

С 8 - образные структуры вращения порфиробласт

"гарпуновидные** и эшелонированные кулисные жилы

мостиковые структуры

колчановидные и .телескопические складки - Р

Рис. 4. Палеопротерозойские структурно-кинематические парагенезы Беломорско-Лапландского пояса: А - селецкого цикла (характер размещения синкинематических интрузий (2,45 - 2,35 млрд. лет.)); Б - свекофеннского цила.

вращения порфиробласт, кулисно построенные минеральные ориентировки. Для выявления направлений перемещения эти структуры изучались в различных срезах обнажений, в которых устанавливались составляющие смещений, после чего путем векторного сложения реконструировался результирующий вектор тектонического транспорта (рис. 4, Б). При пологих залеганиях полученный таким путем вектор отражает направление перемещения висячего литона (блока) по отношению к лежачему.

Для С-Б-структур отмечается прямая связь с регрессивными вещественными преобразованиями свекофеннского цикла. Минеральные ассоциации, составляющие свекофеннские динамодиафториты, собственно и образуют данные структуры. Слоистые силикаты (Бт, Мус, Хл) размещаются вдоль зонок микросдигов С, маркируют сигмоидально изогнутые поверхности Б, которые и показывают составляющую сдвига. Регрессивный характер развития этих ассоциаций проявлен в последовательных замещениях: темно-коричневый Бт -зеленый Бт - Хл + Мус + рутил; Гр - Бт + Кв -Хл + Бт + Кв; Рог - Акт + Хл. На поздних стадиях регрессивных преобразований часто формируются бластокатаклазиты с С-Б-структурами, характеризующими хрупко-пластическую стадию деформаций. Нередко отмечаются случаи срезания ранних С-Б-структур более поздними, что позволяет выделять их разные генерации. О времени проявления С-Б-структур удается судить по их соотношению с пегматитами мусковитовой формации (1,90 - 1,85 млрд. лет), обнаруживающими признаки полистадийного формирования. Жилы ранних генераций несут четкие признаки проявления С-Б-структур, а более поздние -почти полностью их лишены и секут данные структуры. На основании этих наблюдений сделан вывод о субсинхронном проявлении С-Б-структур и пегматитов мусковитовой формации. Прочие структуры, составляющие этот парагенез, также идентифицируются на основании их пространственных соотношений со свекофеннскими динамодиафторитами. Данный структурно-вещественный парагенез развит во всех архейских и палеопротерозойских комплексах БЛП, что позволяет реконструировать кинематику тектонических процессов данной провинции на основании площадных наблюдений.

3.3. Структурно-кинематические парагенезы различных

сегментов Беломорско-Лапландского пояса (БЛП)

БЛП обладает поперечной и продольной структурно-вещественной зональностью. Вдоль его простирания обособлен ряд сегментов, обладающих некоторой спецификой тектонического строения. Лапландско-Колвицкий гранулитовый пояс составлен из Лапландского и Колвицко-Умбинского сегментов (поясов). БП состоит из Ёнского, Серяк-Ковдозерского, Чупинского и Энгозерского сегментов (рис.3; 2).

Колвиико-Умбинский пояс хорошо изучен в геологическом отношении (Балаганский и др., 1998; Богданова и др., 1976; 1984; Виноградов и др., 1980; Кислицин, 2001; Прияткина и др., 1979; Тугаринов и др., 1980; Валашку е! а1., 2001; G1ebovitsky е! а1., 2001; Мйхо1атэт е! а1., 1995). В его строении принимают участие в основном палеопротерозойские комплексы, залегающие со срывом в основании на гнейсах беломорской серии (рис. 5). Они слагают систему тектонических пластин, образующих следующую вертикальную последовательность (снизу вверх): 1) гранатовые и мономинеральные амфиболиты (Танаэлв-Кандалакшская зона), соответствующие по химическому составу толеитовым базальтам и известково-щелочным андезитобазальтам (2,50

-2,46 млрд. лет); 2) пластинообразное тело тектонизированных габбро-анортозитов Колвицкого массива (2,45 - 2,46 млрд. лет); 3) двупироксеновые и гранат-пироксеновые основные гранулиты порьегубского комплекса (метаморфизованные толеиты и андезиты (2,5 - 2,4 млрд. лет)); 4) зона тектоно-метаморфического меланжа, включающая фрагменты разрезов смежных комплексов; 5) кислые гранат-силлиманитовые гранулиты умбинского комплекса (метатерригенные осадки, накопление которых началось не ранее, чем 2,1 млрд. лет назад) (Glebovitsky et а1., 2001). Кислые гранулиты умбинского комплекса прорываются интрузиями гранитоидов, составляющими умбинский магматический комплекс, в составе которого выделяется три фазы: эндербиты (1944 млн. лет), чарнокиты (1912 млн. лет) и поздние порфировидные граниты (Кислицин, 2001; Glebovitsky et а1., 2001). В основании тектонической пластины умбинскнх гранулитов (в зоне меланжа) отмечаются признаки изобарического охлаждения, а в ее центральной части - декомпрессии и охлаждения. Эти обстановки сосуществовали на ранних стадиях свекофеннской коллизии (1,95 - 1,91 млрд. лет) (Алексеев, 1997; Тугаринов и др., 1980; Glebovitsky et а1., 2001). Несколько позже проявились процессы анатектоидного плавления и динамодиафтореза.

Свекофеннские структурно-кинематические парагенезы макро-мегауровня представлены системой крупных тектонических покровов и чешуйчатых надвигов, образующих подковообразные в плане структуры, которые в целом имеют фестончатый структурный рисунок (рис. 5). Тектонические пластины образуют синформы и в целом полого погружаются в восточных румбах. В их вертикальной последовательности отмечается обращенная метаморфическая зональность, развиты зоны бластомилонитов и тектонического меланжа, образующие центриклинальные замыкания. Для областей замыканий синформ характерны надвиговые перемещения, тогда как в их бортах отмечаются сдвиго-надвиги и сдвиги (рис. 5). Во фронте подковообразных надвигов развиты структуры тектонического нагнетания (системы складчато-надвигового торошения), ориентированные поперек общего простирания пояса. Процессы надвигания в зоне тектоно-метаморфического меланжа контролируют пространственную позицию тектонических чешуй в нижележащих образованиях, что отражается также в сходных ориентировках сланцеватости и линейности транспорта. Устанавливается несколько генераций складок, наиболее ранними из которых являются лежачие и опрокинутые складки-надвиги. Более поздние системы складок имеют различную ориентировку, цилиндрическую или коническую морфологию (рис. 5, II). Шарниры мелких складок и линейность транспорта испытывают рассеивание по дуге большого круга, что предполагает их вращение вокруг субвертикалыюй оси (рис. 5,1, III).

Свекофеннские структурно-кинематические парагенезы макро-микроуровня образуют последовательный регрессивный ряд: 1) структуры субслойной и объемной пластической деформации, синхронные проявлению метаморфизма амфиболитовой - гранулитовой фации; 2) структуры пластической деформации, связанные с формированием динамодиафторитов первой генерации в условиях эпидот-амфиболитовой фации; 3) структуры хрупко-пластической деформации с динамодиафторитами второй генерации преимущественно зеленосланцевой фации. Структуры первого типа в кинематическом отношении мало информативны, так как они не имеют признаков асимметрии и существенно затушеваны более поздними деформациями. Кинематически значимые структуры,

нвоархей (бвлоиориды)

Ковдозерский комплекс! ¡(покров)

интрузии ря,

Ш габбро-анортозиты

Чупинский покров Хетоламбинский покров Керетский покров

пруэиты

эндербит-|чарнокиты

граниты

разрывные нарушения

заморы направлений поромвщвни ПО Свв1ГОф-М

структуртлл:

, "1 динвиодивф-е|

^ у. I первой

^ I генерации

1динамодивф-е\ второй генерации

Рис. 5. Структурно-кинематическая схема Колвицко-Умбинского пояса.

связанные с формированием динамодиафторитов первой и второй генераций, рассматриваются в качестве соответствующих генераций структурно-кинематических парагенезов. Парагенезы первой генерации имеют "объемный" характер развития и представлены С-8-структурами, структурами вращения порфиробласт, кулисными минеральными ориентировками, линейностью транспорта и др. (рис. 4, Б). Соотношения этих структур с гранитоидами умбинского комплекса свидетельствуют о том, что они формировались на позднемагматической стадии развития чарнокитов (1912 млн. лет), но до внедрения порфировидных гранитов. Структуры второй генерации локальны и пронизывают поздние интрузии гранитоидов.

На основании изучения структурно-кинематических парагенезов разных генераций были получены векторы тектонических перемещений, вынесенные на геолого-структурную схему (рис. 5). В разных сегментах Колвицко-Умбинского пояса кинематические парагенезы отражают некоторые вариации динамических обстановок, что подробно рассматривается в работе при описании ключевых участков. В целом можно отметить следующие закономерности. В крыльях синформных структур направления ранних тектонических перемещений ориентированы симметрично относительно их оси и отражают "косые" сдвиго-надвиговые перемещения. Это свидетельствует об отсутствии моновергентной системы покровов. При этом на основании анализа структур первой генерации реконструируется общее тектоническое перемещение горных масс в северозападном направлении, в результате чего формировались телескопированные системы тектонических пластин. Эта кинематическая ситуация отражает процесс продольного тектонического надвигания и формирования Колвицко-Умбинской субгоризонтальной протрузии. Вместе с тем, в пределах верхней пластины (умбинские гранулиты) структуры динамодиафторитов первой генерации связаны с развитием относительных перемещений в противоположном направлении по отношению к нижележащим покровам (рис. 5). Следовательно, поддвиго-надвиговые процессы развивались неравномерно и пластина умбинских гранулитов выдвигалась к поверхности с меньшими скоростями относительно подстилающих ее комплексов. Структурно-кинематические парагенезы второй генерации отражают в целом аналогичную тенденцию: продолжался общий тектонический транспорт к северо-западу. При этом во фронте протрузии обособилась область нагнетания, в пределах которой произошло сдваивание пояса и имело место развитие структур выдавливания горных масс от сегмента вклинивания главной протрузии (рис.5; 6).

Юго-восточная часть Беломорского пояса (БП) состоит из ряда сегментов: Серяк-Ковдозерского, Чупинского и Энгозерского. Структурно-кинематические исследования показали, что свекофеннские дислокации в этих сегментах динамически были связаны с развитием Колвицко-Умбинской субгоризонтальной протрузии.

Серяк-Ковдозерский сегмент беломорид в кинематическом отношении подчинен фронтальной области протрузии. Свекофеннские тектонические перемещения развивались здесь по системе желобообразных пологих нарушений, образующих фестончатый структурный рисунок (рис. 6; 3). Система данных структур образует в плане дугу, плавно описывающую фронтальную область протрузии. На ранних стадиях эти нарушения развивались как телескопированные надвиги. В дальнейшем многие из них трансформировались в пологие сбросы.

л г;

Енский сагмтт I

(подкадвиговая ▼ зона Лапландских

покровов)^ у

\Кол виц кО'Умб и иска я х^ га^Ьмой^. гсубгоризонтальная

Рис. 6. Структурно-кинематическая схема юго-восточной части Беломорско-Лапландского пояса и Колвицко-Умбинской субгоризонтальной протрузии (свекофеннский цикл).

I - 3 - центральная часть протрузии; 4 - фронтальная часть протрузии; 5 - 6 - фланговые области протрузии; 7 - Энгозерская вихревая структура; 8 - гнейсово-купольная зона; 9 -11 - направления тектонических перемещений свекофеннского цикла (по замерам структур динамодиафторитов первой (а) и второй (б) генераций): 9 - перемещения "висячего блока" вдоль пологих поверхностей, 10 - сдвиговые перемещения,

II - ротационные перемещения; 12 - разрывы крутопадающие (а) и пологие (б).

Итоговый структурный парагенез Серяк-Ковдозерского сегмента составляют пологие сместители с надвиговой и сбросовой кинематикой, зоны сдвига, складки продольного тектонического течения, линейность транспорта типа "В".

Чупинский сегмент беломорид располагается во фланговой области протрузии (рис. 6; 3). Здесь также отмечается система свекофеннских пологих нарушений, прошедших последовательные стадии развития от надвигов к сбросам. Развитие данных структур было сопряжено с формированием субширотных сдвигов и разноориентированных складок. Итоговый структурный ансамбль может быть охарактеризован как сдвиго-надвиговый и сдвиго-сбросовый, построенный из крупных доменов скольжения, ограниченных сдвигами. Сдвиговые перемещения были подчинены продольному транспорту Колвицко-Умбинской протрузии.

Энгозерский сегмент по отношению к Колвицко-Умбинской протрузии может рассматриваться как фланговая или тыловая область. В свекофеннское время здесь сформировалась крупная вихревая структура, что было обусловлено процессами вращения горных масс вокруг вертикальной оси (рис.6).

3.4. Геодинамические реконструкции

Результаты структурно-кинематических исследований показаны на схеме, отражающей направления тектонических перемещений свекофеннского цикла, а также характер динамической сегментации юго-восточной части БЛП (рис. 6). Анализ этой схемы позволяет сделать следующие выводы. В пределах данной области отсутствует моновергентная система свекофеннских покровов, что отражается в различной ориентировке векторов тектонического транспорта, характеризующих неравномерные процессы тектонического течения. Генеральную позицию здесь занимает Колвицко-Умбинская субгоризонтальная протрузия. В ее строении обособлены тыловая декомпрессионная область, зона главной протрузии с телескопированными системами надвигов, фронтальная область тектонического нагнетания и фланговые сегменты с надвиго-сдвиговыми, либо ротационно-вихревыми перемещениями (рис. 6). Эволюцию данной структуры характеризуют следующие особенности. (1) Структурно-кинематические парагенезы свекофеннского цикла отражают дискретно проявленные в пространстве сопряженные обстановки горизонтально-продольного течения и нагнетания, сжатия и декомпрессии, транспрессии и транстенсии. (2) Развитие протрузии сопровождалось тектоно-метаморфическими процессами регрессивной направленности. (3) Синкинематические процессы метаморфизма обусловили формирование зональности, отражающей последовательное омоложение И-РЬ возрастов титанита и рутила с северо-востока на юго-запад, что должно рассматриваться в связи с эксгумацией глубинных пород. (4) Отмечается последовательная трансформация надвиговых структур в пологие сбросы. Рассмотренные выше данные позволяют предложить следующую эволюционную структурно-кинематическую модель юго-восточной части БЛП (рис.7).

Ребольский субдукционно-коллизионный цикл. Для данной стадии эволюции БЛП в неоархее предлагается использовать субдукционно-коллизионную модель (Миллер и др., 2002). Для последующих построений существенно то, что к концу архея в области БП оформился коллизионный ороген, а собственно беломорские комплексы разместились в его основании (рис. 7, А). Вследствие тектонического скучивания гетерогенных комплексов в области орогена сформировалась неравновесная система, подверженная гравитационному коллапсу.

Селеикий рифтогенный цикл проявился в широком развитии бимодальных магматических комплексов палеопротерозойского возраста (2,5 -2,35 млрд. лет). Находящиеся на уровне нижней - средней коры беломорские комплексы были пронизаны "распыленными" по разрезу интрузиями друзитов и анорогенных гранитов, формировавшихся в синкинематических условиях. Динамические параметры при этом определялись вертикально направленным сжатием (гравитационный коллапс) и субгоризонтальным растяжением, что привело к формированию пологих листрических сбросов и зон горизонтального тектонического течения (рис. 7, Б). Траектории горизонтальных перемещений геомасс обозначились в линейных и слабо извилистых зонах складчато-разрывных дислокаций субмеридионального простирания (в современных координатах). Зоны пологих сбросов и складчато-разрывных дислокаций, структуры замкового отслаивания и горизонтального течения контролировали процессы магматического размещения интрузий. Эти явления сопровождались тектонической деламинацией и частичной эксгумацией глубинных геомасс за счет соскальзывания верхнекоровых пластин по системе пологих сбросов (модель простого сдвига [Wernicke, 1985]). Почти одновременно или с некоторым запаздыванием происходило компенсационное воздымание и формирование комплекса "метаморфических ядер" (по модели [Lister, Davis, 1989]) (рис. 7, В). Предполагается, что эти процессы были во многом связаны с развитием мантийных диапиров (Рыбаков и др., 2000; Слабунов и др., 2001; Терехов, 2003).

Последующие досвекофеннские тектонические события (2,3 - 1,95 млрд. лет) гипотетичны. В связи с эволюцией двух мантийных диапиров, которые проецировались на краевые части БЛП, в их апикальных зонах имело место максимальное растяжение и утонение корового слоя (рис. 7, Г). В области рифтовой системы Имандра-Варзуга в результате этого произошел разрыв континентальной коры и сформировался микроокеан красноморского типа (Минц и др., 1996). Нисходящие ветви адвективных потоков в апикальных частях мантийных диапиров, направленные навстречу друг другу, могли обеспечить поддвиго-надвиговые процессы в области их взаимодействия. Вулканогенно-осадочные комплексы Танаэлв-Кандалакшского рифта и подстилающие их образования испытывали поддвиг вдоль поверхностей более ранних пологих сбросов (рис. 7, Д). В области микроокеана Имандра-Варзуга имела место ограниченная субдукция океанической плиты. Связанные с этим процессом островодужные вулканиты в настоящее время представлены продуктами их размыва (кислые гранулиты умбинского комплекса), а также чарнокит-эндербитами корневых частей островных дуг (Daly et al., 2001; Glebovitsky et al., 2001). Субдукция океанической плиты должна была быстро прекратиться в виду ее малых латеральных размеров. Однако процессы адвекции в области мантийных диапиров продолжались и затягивали в зону поддвига островодужные комплексы (рис. 7, Д, Е). Дальнейшее развитие этой ситуации обусловило появление двух систем коровых пластин, погружающихся навстречу друг другу. Это привело к ситуации "замковой субдукции" (по [Леонов, 1996]) с заклиниванием пододвигаемых пластин в основании корового слоя (рис. 7, Е). В области такого "замка" оказались затянутые на глубину терригенные осадки умбинского комплекса, испытавшие в процессе погружения дегидратацию и гранулитовый метаморфизм.

Свекофеннский коллизионный цикл реконструируется более достоверно. Глубинная конвергенция пластин продолжалась в результате действия адвективных потоков. В области "замковой субдукции" и высокой компрессии

-2,74-2,65 млрд. лет

2,50-2,45 млрд. лет

"^Л.-"-—-2,45-2,35 млрд. лет

-2,25-1,95 млрд. лет

И1 ЙЬгЩз ППШ4

Рис. 7. Модель формирования юго-восточной части Беломорско-Лапландского пояса.

1 • литосферная (а) и астеносферная (б) мантия; 2 - нижня - средняя (а) и верхняя (б) кора; 3 -мигматит-гранитные купола; 4 - океаническая кора; 5 - рифтогенные образования (а) и осадочные породы (б); 6 • терригенные осадки - гранулиты умбинского комплекса; 7 ■ габбро-анортозиты (а) и мафит-ультрамафиты (б); 8 - разломы; 9 - мантийные конвективные потоки; 10 - флюидно-тер-мальные (водные) потоки; 11 • коровые адвективные потоки; 12 - направления перемещений. Буквенные обозначения: КМ - Карельский массив; КЛМ - Кольский массив; рифтогенные пояса: ВК -Восточно-Карельский, ТК - Таназлв-Кандалакшский, ИВ - Имандра-Варзугский; структурно-вещественные комплексы: Чп - чупинский, Хт - хетоламбинский, Ук -умбинский; КМЯ -"метаморфических ядер".

сформировался своеобразный структурный "желоб", контролировавший размещение пластифицированных гранулитов (рис. 7, Е). Система "деформируемая среда - включенное в нее менее вязкое тело" не является равновесной: в более текучем теле возникает избыточное давление, направленное на прорыв среды (Леонов, 2001). В подобной ситуации наиболее энергетически выгодным способом релаксации тектонических нагрузок является перетекание пластичных геомасс в области геодинамических убежищ (вязкостная инверсия). При наличии условий транспрессии (косой конвергенции), которые всегда приводят к динамической сегментации зон, проявляются процессы горизонтально-продольного течения масс из областей повышенных нагрузок в области относительной декомпрессии. Именно такую транспрессионную ситуацию, связанную с "косым" поддвигом пластин, следует предполагать в области рассматриваемой "замковой субдукции". Она была ответственна за появления горизонтальной составляющей перемещений пластифицированных масс гранулитов. Другой динамический фактор релаксации напряжений - выдавливание глубинных образований в верхние уровни коры. Суммарное действие этих условий порождает результирующие процессы тектонического течения в виде полого восходящего потока - субгоризонтальной протрузии, прорывающейся в верхние уровни коры.

В результате транспрессионного выжимания начала формироваться Колвицко-Умбинская протрузия. Процессы поддвига рифтогенных комплексов Танаэлв-Кандалакшской зоны под гранулиты умбинского комплекса проявились в характерных метаморфических реакциях. Находясь на уровне нижней коры, "массив" умбинских гранулитов, вступив в контакт с относительно холодными пододвинутыми геомассами, испытал изобарическое охлаждение в краевых частях. В области контакта сформировалась зона тектоно-метаморфического меланжа. Пластины, испытавшие поддвиг, захватили фронтальную часть "массива" умбинских гранулитов и на некоторое время "застопорились" на глубине, испытав высокобарический метаморфизм. В то же время центральные части гранулитового "массива" испытывали декомпрессию и анатектическое плавление, обусловленные перемещением гранулитов в верхние уровни коры (рис. 7, Е). В последующем декомпрессия охватила и погребенные комплексы, что было связано с их выдвиганием к поверхности, опережающим темпы воздымания главной массы умбинских гранулитов (рис. 7, Ж). Эти перемещения проходили в форме полого-восходящего потока - субгоризонтальной протрузии. Относительно медленно выдвигаемые умбинские гранулиты составляли тыловую область протрузии, в пределах которой формировались системы пологих сбросов и проявилась обстановка декомпрессии - анатектоидного плавления и формирования чарнокитов (1912 млн. лет).

Проявления гранулитового метаморфизма в основном завершились 1910 млн. лет назад, но на смену им пришли процессы динамодиафтореза с полным спектром регрессивных преобразований. При этом продолжала развиваться Колвицко-Умбинская протрузия с быстрым выдвиганием в верхние уровни коры пластифицированных тектонических пластин, подстилающих умбинские гранулиты. Выдвигание происходило в виде линейно направленного потока в северо-западном направлении. Оно сопровождалось явлениями тектонического телескопирования, в результате чего формировались фестончатые вложенные друг в друга чешуи и пластины (рис. 7, 3). В дальнейшем во фронте протрузии обособилась область нагнетания и телескопирования более высокого ранга, что отразилось в структурном сдваивании пояса, а также в тектоническом растекании

горных масс от сегмента вклинивания протрузии (рис. 7, 3). Амплитуда горизонтально-продольных перемещений в северо-западном направлении составила не менее 150 км. Выдвигание умбинских гранулитов, по-прежнему, происходило с меньшими скоростями, что способствовало развитию пологих сбросов и формированию крупного Умбинского массива порфировидных гранитов в тылу протрузии.

Развитие Колвицко-Умбинской протрузии оказало мощное влияние на обширные ареалы юго-восточной части БЛП. В ее обрамлении обособились динамически сопряженные фронтальная и фланговая области, зона тыловой декомпрессии и связанная с ней вихревая структура. Широкое развитие получили надвиговые структуры, испытавшие последовательную трансформацию в пологие сбросы. Развитие надвигов начиналось в осевой части горизонтальной протрузии и постепенно распространялось в ее фронтальные и фланговые области. В процессе выдвигания метаморфические породы попадали в верхние уровни коры и испытывали декомпрессионное остывание. Последовательные генерации надвиговых чешуй выдавливалась из-под более ранних покровов и также попадали в регрессивные условия метаморфизма. В тылу выдвигаемых активных пластин развивались сопряженные с надвигами системы пологих сбросов, отчасти наследующих сместители надвигов ранних генераций (рис. 7, Ж, 3). Их развитие предопределяло процессы тектонической эксгумации глубинных частей разреза в результате соскальзывания пластин. Подобного рода механизм был предложен Ю.А.Морозовым (2002) на основании экспериментальных и полевых наблюдений. В целом такие сопряженные перемещения отражают "бимодальный надвиго-сбросовый" кинематический эффект, который может рассматриваться как эффективный механизм тектонической эксгумации глубинных комплексов. Этот механизм предполагает дискретное распределение динамических режимов по разрезу. В нижних срезах коры, по-видимому, должна была доминировать обстановка сжатия, обусловливающая выжимание геомасс. В верхней коре следует ожидать преобладание режима растяжения либо комбинированные условия. Если это так, то получается, что коллизионные процессы в пределах БЛП развивались преимущественно в глубинных условиях за счет скучивания пластифицированных нижне-среднекоровых геомасс. Верхняя кора реагировала на эти процессы "анорогенными" явлениями, обусловливающими ее общее утонение и тектоническую эрозию.

Глава 4. Палеопротерозойская тектоника Карельского массива (КМ)

4.1. Основные черты геологического строения

КМ представляет собой гранит-зеленокаменную область, в строении которой преобладают породы тоналит-трондьемит-гранодиоритовой серии (ТТГ) с неправильной сетью неоархейских (лопийских) зеленокаменных поясов. Архейские гранит-зеленокаменные ассоциации выступают в роли фундамента по отношению к палеопротерозойским вулканогенно-осадочным комплексам. В составе фундамента КМ обособлены три главных домена: Водлозерский и Западно-Карельский, сложенные древнейшими гранито-гнейсами, а также разделяющий их Центрально-Карельский домен, в строении которого участвуют более молодые гранит-зеленокаменные комплексы (Лобач-Жученко и др., 2000). Границы доменов и зеленокаменные пояса имеют чаще субмеридиональное простирание, дискордантное к зонам обрамления КМ (рис. 8, А).

Гранит-зеленокаменные комплексы фундамента КМ с угловым несогласием и глубоким размывом перекрыты палеопротерозойскими вулканогенно-осадочными комплексами (карелиды). До недавнего времени данные образования рассматривались как фрагменты эпиплатформенного чехла, сохранившегося в ядрах синклиналей (Гилярова, 1974; Кратц, 1963; Сыстра, 1991; Харитонов, 1966). В настоящее время появились представления о первичном размещении палеопротерозойских комплексов в пределах структур типа пулл-апарт или полуграбенов (Морозов, 1999, 2002; Терехов, 2003; Колодяжный, 2001, 2003). Альтернативными являются мнения об эволюции данных образований в рамках моделей тектоники плит. Это предполагает существование палеопротерозойских вулканогенно-осадочных поясов шовного типа ("палеоокеанические сутуры"), имеющих чешуйчато-надвиговое строение (Минц и др., 1996, 2004).

В диссертационной работе приводится материал, позволяющий полагать, что первичное размещение и последующая эволюция карелид была во многом связана с зонами сдвигов. Нарушения этого типа густо пронизывают весь массив и образуют системы овально-концентрических и диагональных к общему простиранию структур сдвиговых зон. К первой из них относятся сдвиговые структуры краевых частей КМ, образующие полузамкнутый Циркум-Карельский пояс: Восточно-Карельская (ВКЗ), Северо-Карельская (СКЗ), Гирвасковская, Раутаваарская зоны, а также сдвиговая сутура Ладога-Раахе (рис. 8, А). В центральной части кратона фрагмент овально-концентрической системы сдвигов составляют Центрально-Карельская (ЦКЗ) и Олуярвинская зоны. Диагональные сдвига представлены Койкарско-Выгозерской, Хаутоваарской и рядом других зон, обнаруживающих признаки сопряженного развития с овально-концентрическими системами нарушений.

Палеопротерозойские комплексы слагают относительно протяженные пояса и разрозненные синклинальные структуры, пространственно связанные с зонами сдвига. Выдержанные по латерали пояса наиболее характерны для краевых частей КМ, в пределах которых выходы карелид маркируют Циркум-Карельский сдвиговый пояс. В его состав входят следующие протерозойские структуры: Ветреный Пояс, Лехтинская и Шомбозерская синклинали в ВКЗ, структуры СКЗ, пояса Кайнуу и Саво-Ладожский (рис. 8. А). В центральной части КМ палеопротерозойские толщи слагают узкосжатые синклинали и относительно пологие, но сложно складчатые мульдообразные структуры. Среди последних наиболее крупными являются Онежская, Янгозерская и Сегозерская мульды. Сжатые складки имеют линейную конфигурацию в плане и прослеживаются на многие десятки километров. По простиранию они нередко постепенно раскрываются, трансформируясь в мульдообразные структуры. Реконструируются синклинали с пережатыми килевидными днищами, испытывающие раскрытие по восстанию наподобие пальмового дерева. Практически все палеопротерозойские структуры размещаются в пределах зон сдвиговых дислокаций или в областях их динамического влияния. Их тектоническая форма в плане и в разрезе зависит от характера размещения сдвигов и режимов сдвиговых деформаций. Например, Онежская и Сегозерская мульдообразные структуры размещаются в области транстенсионного веера Центрально-Карельской зоны сдвига (ЦКЗ). Лехтинская и Шомбозерская синклинали приурочены к сегментам изгиба сдвиговых зон (рис. 8. А).

(составлено с использование данных (Кратц,1963: Лобач-Жученко и др., 2000; Миллер, 1988; Сыстра. 1991; Харитонов, 1966; Кагк1е1а1., 1995; Фондовые материалы; дешифрирование АФС). 1 - 3 - архейские комплексы Карельского массива. 1 • 2 - гнейсы, гнейсограниты с модельным Бтма возрастом > 3 млрд. лет (1) и < 3 млрд. лет (2); 3 - зеленокаменные пояса; 4 -палеопротерозойские вулканогенно-осадочные комплексы; 5 - 6 - раннелалеопротерозойс-кие интрузии: гранитоиды (5) и мафит-ультрамафиты (6); 7 - 8 - комплексы Беломорско-Лапландского пояса: 7 • архейские амфиболито-гнейсовые ассоциации, 8- палеопротерозойские амбиболиты и гранулиты; 9 -10 - палеопротерозойские комплексы Свекофеннского пояса: 9•вулканогенно-осадочные; 10 - гранитоиды; 11 - граниты рапакиви; 12 -рифей • фанерозойский чехол; 13 - зоны вязких нарушений с преимущественно сдвиговой (а) и взбро-со-надвиговой (б) кинематикой; 14-линиисейсмопрофилей1-ЕВ и 4В. Буквы на схеме. Нвоархейские домены: ВД - Водлозерский, ЗКД - Западно-Карельский, ЦКД- Центрально-Карельский. Подвижные пояса: СП • Свекофеннский, БП - Беломорский, КУП - Колвицко-Умбинский. Вулканогенно-осадочные пояса: ВП - Ветренный пояс, СЛ - Са-во-Ладожский, КН - Кайнуу, ИВП - Имандра-Варзуга. Протерозойские синклинали: Он • Онежская, С • Сегозерская, Ян - Янгозерская, Л - Лехтинская, Ш - Шомбозерская, Кл - Куоло-ярвинская. Зоны сдвиговых дислокаций: ЦК - Центрально-Карельская, КВ - Койкарско-Выгозерская, Хт • Хаутоваарская, Км - Кумсинская, ВК - Восточно-Карельская, СК • Северо-Карельская, ЛР - Ладога-Раахе, Рт - Раутаваарская, Ол - Олуярвинская, Гр - Гирвасковская.

В целом палеопротерозойские структурные ансамбли КМ отражают его гетерогенное строение. В иерархии тектонических единиц данной области предлагается выделять следующие структуры первого порядка: 1) широкие и протяженные зоны сдвига, 2) крупные куполообразные и линзообразные домены, ограниченные сдвигами, 3) долгоживущие тектонические прогибы и 4) связанные с ними кристаллические выступы фундамента.

Особенности глубинной тектоники КМ отражены в данных сейсмопрофилирования МОВ-ОГТ (Глубинное ..., 2001, 2004). Эти исследования были выполнены ФГУ ГНПП "Спецгеофизика" вдоль субмеридионального профиля 1-ЕВ и субширотной рассечки 4В (рис. 8, Б, В). Анализ волнового поля этих профилей позволил выявить ряд закономерностей. В сейсмических разрезах КМ обособлено четыре субгоризонтальных, но сильно тектонически нарушенных слоя с различными отражающими свойствами: 1) верхнекоровый слой с отражениями средней - слабой интенсивности; 2) среднекоровый слой с сильно дифференцированным волновым полем и интенсивными отражениями; 3) средне-нижнекоровый сейсмически "прозрачный" слой; 4) нижнекоровый слой с интенсивными субпараллельными отражениями (рис. 8, Б, В). На профиле 4В общая конфигурация этих слоев во многом сопоставима со скоростной субгоризонтальной расслоенностью, выявленной методом ГСЗ (Берзин и др., 2001). Рассчитанные по гравиметрическим данным плотности пород показывают, что эти слои состоят из гетерогенных пластин, но в целом их плотность возрастает с глубиной (Житникова и др., 2001).

Выделенные слои составлены из гетерогенных и разновозрастных объемов пород, но их региональная обособленность позволяет

рассматривать их как единые тела, обособившиеся в палеопротерозое. Можно предполагать, что эти слои отражают элементы термодинамической и, как следствие, реологической и тектоно-метаморфической расслоенности раннедокембрийской коры. Вероятно, что данная расслоенность была наложена на архейские покровно-надвиговые ансамбли и формировалась преимущественно на протяжении раннего палеопротерозоя. Сведения о динамике беломорских комплексов в этот период времени показывают, что в нижних слоях коры активно развивались процессы субгоризонтального течения. В результате этого конфигурация слоев менялась: развивались пережимы и раздувы, поднятия и прогибы, области оттока и нагнетания. Последующие свекофеннские коллизионные события обусловили интенсивные деформации и окончательно нарушили первичную субгоризонтальную расслоенность; в частности, среднекоровый слой (2) испытал тектоническую эксгумацию в области беломорид (рис. 8, Б, В). Данный слой отличается высокой тектонической расслоенностью, дисгармоничной по отношению к структурам смежных слоев. Крутопадающие разрывы верхней коры (1) в его пределах листрически выполаживаются. Подошва этого слоя, расположенная на глубинах 15-20км, по ряду признаков является зоной регионального срыва.

Палеопротерозойские структурно-вещественные комплексы КМ представлены интрузивными и вулканогенно-осадочными образованиями. Среди последних принято выделять следующие надгоризонты: сумийский (2,5 - 2,4млрд. лет) - рифтогенные вулканиты и осадки; сариолийский (2,4 - 2,3 млрд. лет) -преимущественно грубообломочные отложения; ятулийский (2,3 -2,1 млрд. лет) -терригенные, карбонатно-терригенныс отложения и трапповые базальты протоплатформенного чехла; людиковийский (2,1 - 1,95 млрд. лет) -преимущественно шунгитовые сланцы, базальты и пикробазальты; калевийский и вепсийский (1,95 - 1,65 млрд. лет) - флишоидные и молассоидные осадки (Коросов, 1991; Корреляция..., 1987; Соколов и др., 1970; Харитонов, 1966).

Накопление палеопротерозойских толщ происходило на коре континентального типа. Сплошной чехол в пределах большей части КМ составляли осадочные толщи ятулия. Большинство исследователей рассматривает данные образования в качестве протоплатформенного чехла, формировавшегося в условиях обширного внутриконтинентального бассейна (Кратц, 1963; Макарихин и др., 1995; Негруца, 1984; Светов, 1979; Соколов и др., 1970; Харитонов, 1966). Толщи ятулия с угловым несогласием "запечатывают" локальные грабенообразные впадины сумия - сариолия. Признаков ярко выраженной доятулийской складчатости не наблюдается (Сыстра, 1991), а угловые несогласия в подошве ятулия свидетельствуют о конседиментационном "проседании и наклонении" сумийско-сариолийских толщ в результате перемещений по листрическим сбросо-сдвигам. Данные нарушения в период накопления вулканитов и осадков сумия - сариолия были выражены крутыми уступами, в подножье которых накапливались коллювиальные глыбовые и микститоподобные отложения (Колодяжный, 2003; Леонов и др., 1998). Ятулийские трапповые базальты формировались в пределах локальных вулканических структур, размещавшихся в области обширного ятулийского бассейна и в континентальной обстановке (Светов, 1979; Соколов и др., 1970). Эти вулканические "узлы" были широко распространены на территории КМ, о чем свидетельствуют многочисленные рои ятулийских даек габбро-долеритов, прорывающих

архейский фундамент. Дайки людиковийского возраста, а соответственно и подводящие каналы лавовых покровов, в пределах большей части территории Карелии отсутствуют. Это позволяет предположить, что вулканиты людиковия формировались только в пределах локальных плато Онежской и Куолоярвинской структур (Куликов и др., 1999). Флишоидные и молассоидные осадки калевия -вепсия содержат обломки всех нижележащих комплексов. Это свидетельствует об их локальном накоплении в пределах Онежского бассейна и вдоль западной окраины КМ в период общей инверсии бассейнов центральных частей кратона (ЬаШпеп,2000).

4.2. Палеопротерозойские структурно-кинематическиепарагенезы

центральной части Карельского массива (КМ)

В центральной части КМ генеральную структурную позицию занимает система сдвиговых зон северо-западного и субмеридионального простирания: Центрально-Карельская, Койкарско-Выгозерская, Хаутоваарская (рис. 8, А). В пространственной ассоциации с этими зонами находятся крупные мульдообразные структуры: Онежская, Сегозерская и Янгозерская. Межсдвиговые структуры представлены Западно-Карельским доменом и серией крупных линзовидных тел, составляющих Центрально-Карельский и Водлозерский домены.

4.2.1. Центрально-Карельская зона сдвига (ЦКЗ)

ЦКЗ диагонально рассекает одноименный домен в центральной части КМ (рис. 8, А). Имея ширину от 5 до 50 км, она прослеживается от Онежского озера в северо-западном направлении более, чем на 400 км. Зона сдвига трассируется системой сжатых и мульдообразных протерозойских синклиналей. По направлению с северо-запада на юго-восток она постепенно расширяется и испытывает виргацию, образуя транстенсионный веер в районе Онежского озера. В соответствии с этим меняется и морфология протерозойских синклиналей. Узкосжатые структуры по простиранию к юго-востоку плавно раскрываются и трансформируются в мульдообразные складки. В этой области сдвиги, составляющие транстенсионный веер, пронизывают палеопротерозойские толщи, слагающие Сегозерскую и Онежскую мульды (рис. 8, А).

Структурно-кинематические парагенезы в пределах архейских и палеопротерозойских комплексов, слагающих данную зону, отличаются по ряду характеристик. Но при этом имеются "сквозные" структуры, позволяющие проводить корреляцию процессов деформации в породах фундамента и проточехла (Колодяжный, 2002).

Мегаструктуры архейского фундамента представлены складчатыми ансамблями зеленокаменных поясов, окаймляющих мигматит-гранитные купола. Последние подвержены интенсивным наложенным деформациям, в результате которых сформировались тектонические мегалинзы, образующие системы сдвиговых дуплексов и сигмоидальных структур вращения. Они обнаруживают признаки длительного формирования: в одних случаях мегалинзы "запечатаны" ятулийским чехлом, в других - "дислоцируют" эти образования.

Мезо-микроструктуры в гнейсогранитах фундамента представлены различными формами, ряд из которых имеет постятулийский возраст, так как характеризуется "сквозным" развитием по отношения к толщам ятулийского чехла. Это прежде всего С^-структуры, кливаж скалывания, вторичные сдвиги Риделя ^ и и кинк-зоны. Поверхности сдвигов часто маркируются

динамодиафторитами зеленосланцевой фации, а также характерной актинолит-эпидот-хлоритовой минерализацией. Аналогичные тектониты характерны и для палеопротерозойских образований. Было выявлено две генерации палеопротерозойских структур: 1) левосдвиговые структуры хрупко-пластической деформации, 2) правосдвиговые структуры преимущественно хрупкой деформации.

Структурно-кинематические парагенезы палеопротерозойских комплексов хорошо коррелируются с рассмотренными выше структурами пород фундамента. В зонах сдвига вулканиты и осадки часто трансформируются в тектониты зеленосланцевой фации: динамосланцы, бластомилониты и катаклазиты. Структурные особенности тектонитов отражают преимущественно сдвиговую кинематику. Характерны диагонально построенные системы рассланцевания и разлинзования пород, сдвиговые дуплексы, асимметричные будинаж-структуры и кулисные системы жильных образований, С^-структуры, вторичные сдвиги Риделя, кинк-зоны и асимметричные складки, а также различные структуры вращения.

Изотопное датирование (КЬ-8г изохронный метод) тектонитов данной зоны позволило выявить несколько этапов деформаций (Виноградов, Буякайте, Колодяжный, Леонов, Орлов, 2001): 1) тектониты заключительных стадий ребольского цикла (левосдвиговая пластическая деформация на фоне процессов мигматизации) - 2710 ± 70 млн. лет; 2) присдвиговые бластомилониты и бластокатаклазиты свекофеннского цикла (левосдвиговая пластическая и хрупко-пластическая деформация) - 2010 ± 80 и 1870 ± 90 млн. лет; 3) позднесвекофеннские тектониты хрупкого разрушения (правосдвиговые дислокации)- не датированы.

В целом данная зона представляет собой транспрессионную структуру первого порядка, составленную из "вторичных" сдвиговых зон. Структурные парагенезы палеопротерозойских комплексов позволяют выделить латерально-продольную зональность ЦКЗ (Колодяжный, 2002). Северо-западная ее часть соответствует области транспрессии и латерально-продольного выжимания горных масс. Несколько южнее, в северной части Сегозерской структуры, отмечается комбинированная обстановка латерально-продольного выжимания и продольного нагнетания. В юго-восточной части зоны отмечается область относительной декомпрессии с развитием структур продольного нагнетания. Большую часть периода своего развития зона характеризовалась левосдвиговыми перемещениями. Лишь в конце свекофеннского цикла проявились правосторонние дислокации. Отмеченные в ее пределах вариации режимов деформаций позволяют отнести ее к категории трансферов (по [Тевелев, 2000,2002]): синкинематических нарушений, компенсирующих локальные различия скоростей растяжения -сжатия в неоднородной деформационной области.

4.2.2. Кумсинскаязона сдвига

Кумсинская зона входит в систему сдвиговых дислокаций ЦКЗ в области ее веерообразной виргации (рис. 8, А). Особенности ее тектоники рассматриваются в (Колодяжный, 2002). Данная структура пространственно совпадает с узкосжатой синклиналью, пронизанной транспрессионными зонами сдвига. Изотопное датирование тектонитов из этих зон показало следующие результаты: К-Аг-1830± 10 млн. лет; КЬ-8г - 1670 ± 60 млн. лет (Колодяжный и др., 2000). Структурно-кинематические исследования позволили выявить две стадии деформаций

свекофеннского цикла: 1) ранние левосдвиговые перемещения, связанные с этапом хрупко-пластического течения; 2) более поздние хрупкие деформации, характеризующие в целом обстановку транспрессии - сплющивания. В целом Кумсинская структура может быть охарактеризована как зона сплющивания, сформировавшаяся в условиях тангенциального сжатия палеопротерозойских толщ. На ранних стадиях свекофеннского цикла данная зона представляла собой юго-восточное окончание ЦКЗ и развивалась в сходных с ней условиях объемных левосдвиговых перемещений. В дальнейшем она обособилась в результате поперечного выдвигания крупного кристаллического массива к юго-западу. Изотопный возраст тектонитов (1830 и 1670 млн. лет) позволяют полагать, что процессы деформации в Кумсинской зоне развивались с некоторым запаздыванием по отношению к Сегозерскому сегменту ЦКЗ.

4.2.3. Койкарско-Выгозерская зона сдвига

Койкарско-Выгозерская зона нарушений имеет в целом крутое залегание и субмеридиональное простирание. Она прослеживается вдоль границы Центрально-Карельского и Водлозерского доменов на протяжении более 400 км и пересекает либо плавно вливается в сопряженные с ней сдвиговые системы северо-западного простирания (ЦКЗ и ВКЗ) (рис. 8, А). Результаты структурно-кинематических исследований в пределах этой зоны отражены в (Колодяжный, 1999, 2002). Было установлено, что данная зона сдвига представляет собой долгоживущую структуру, которая развивалась в несколько стадий (Колодяжный и др., 2000).

В конце архея в пределах зоны сформировались складки северо-восточной ориентировки. Последующее развитие ребольских левосдвиговых дислокаций привело к формированию асимметричных складок, транспрессионных диагональных и продольных сдвигов. К началу палеопротерозоя гсодинамическая ситуация меняется. Характер размещения рифтогенных сумийско-сариолийских комплексов указывает на то, что их формирование происходило в режиме левосдвиговой транстенсии в пределах локальных грабенообразных впадин, образующих кулисную систему структур типа пулл-апарт. Ятулийский этап характеризовался относительно спокойным тектоническим режимом, в результате которого сформировался вулканогенно-осадочный чехол, "запечатавший" рифтогенные впадины. Свекофеннские структурные преобразования развивались в обстановке правосдвиговой транспрессии. Результатом взаимодействия сдвиговой тектоники фундамента и чехла явилось формирование сопряженных диагональных и продольных складок, а также купольно-сдвиговых структур, образующих кулисную систему. В дальнейшем в пределах чехла проявились вязкие "сквозные" сдвиги, наследующие простирания нарушений фундамента.

4.2.4. Тектоническое строение Онежской мульды

Со сдвиговыми зонами КМ динамически сопряжены тектонические депрессии, сохранившиеся в современном эрозионном срезе в виде мульдообразных структур. Наиболее ярким примером таких форм является Онежская мульда. Особенности ее тектоники были рассмотрены нами в серии работ, где, помимо наших оригинальных данных, приводятся материалы других исследователей (Леонов, Колодяжный и др., 2001,2003).

Результаты литостратиграфических исследований позволяют полагать, что Онежский бассейн обособился в позднем ятулии и в дальнейшем испытывал

постепенную миграцию в южном направлении (Макарихин и др., 1995; Светов, 1979; Соколов и др., 1970). В современной структуре Онежская мульда имеет сложное внутреннее строение. Она размещается в области транстенсионного веера ЦКЗ, которая в области мульды расщепляется на ряд сдвиговых зон высокого порядка. Последние, проникая в палеопротерозойские толщи Онежской структуры, приводят к формированию гребневидной складчатости. При этом зоны сдвига контролируют узкие диапироподобные (гребневидные) антиклинали, между которыми располагаются широкие корытообразные синклинали, в ядрах которых породы не деформированы. На основании этого был сделан вывод о том, что внутренние дислокации Онежской структуры не связаны со "сквозным" тангенциальным сжатием, а обусловлены субгоризонтальным течением пластичных горизонтов в основании и внутри толщи карелид. Это подтверждается и результатами тектоно-физического моделирования (8сЬи^е1а1.,2002).

Для характеристики глубинного строения области были использованы материалы сейсмопрофилирования МОВ ОГТ (профиль 1-ЕВ). Они показывают, что в основании Онежской структуры развиты системы глубинных ("слепых") надвигов, с которыми связаны системы нагнетания (надвиговые дуплексы). Последние располагаются в краевых частях депрессии и выражены на поверхности системами куполообразных поднятий, обрамляющими Онежскую мульду. В верхних уровнях коры при этом дешифрируются системы пологих ступенчатых сбросов, которые выходят на поверхность в пределах Онежской структуры в области развития базитовых силлов ятулийского и людиковийского возраста.

Особенности эволюции Центрально-Карельской зоны (ЦКЗ) и сопряженной с ней Онежской депрессии отражены на палеотектонических разрезах и блок-диаграмме (рис. 9). Данная модель предполагает сопряженное проявления двух динамических факторов. (1) Вращение по часовой стрелке крупного массива пород, расположенного к западу от рассматриваемой системы дислокаций. Это обусловило ножницеобразные перемещения, результатом которых явилось раскрытие транстенсионного веера, контролировавшего формирование Онежской депрессии. В свекофеннское время аналогичные "ротационно-инденторные" дислокации обусловили сегментацию ЦКЗ на комплементарные области продольного выжимания и нагнетания (рис. 9, Е). (2) Формирование Онежской депрессии было также связано с развитием глубинных надвигов и зон горизонтального оттока - нагнетания вещества в глубинных слоях коры. Это отразилось в растяжении верхнекорового слоя и развитии системы пологих дилатансионных сбросов. Динамика последних предопределяла особенности формирования и миграции бассейнов Онежской структуры (по модели простого сдвига), явления магматизма и силлогенеза (рис. 9, А - Б). Предполагается, что отток глубинных масс из-под области депрессии был обусловлен локальным воздействием астеносферного диапира, развитие которого, в свою очередь, подчинялось принципам пассивного рифтогенеза. Другими словами, аттрактором мантийного диапиризма явились процессы интенсивного растяжения коры в области транстенсионного веера ЦКЗ, а, следовательно, и фактор вращения крупного домена.

Рис. 9. А - Б - Стадии формирования Онежской тектонической депрессии. В • модель Онежской мульды (пояснения см. текст).

1 - 2 - архейская континентальная кора: верхняя (1), средняя (2); 3 - раннеятулийские терриген-ные осадки и вулканиты; 4 - позднеятулийские карбонатно-терригенные отложения; 5 • людико-вийские пелитовые осадки и вулканиты; 6 • калевийские терригенные осадки; 7 - вепсийские песчаники; 8 - силлы габбро-долеритов; 9 - пологие сбросы; 10 - разрывы; 11 - направления перемещений.

4.3.1. Восточно-Карельская зона сдвига (ВКЗ)

ВКЗ издавна рассматривалась в качестве мощного глубинного разлома,

развитого вдоль границы КМ и БЛП (Харитонов, 1966; Шуркин и др., 1974).

Зона прослеживается в виде широкой (до 50 км) полосы рассредоточенных

сдвиговых дислокаций и маркируется системой сильно сжатых либо

относительно пологих мульдообразных протерозойских синклиналей

(Шомбозерская, Лехтинская) (рис. 8, А). Радиоизотопное датирование К-Аг

методом бластомилонитов сдвиговых зон, показывает, что их возраст

соответствует интервалу времени 2000-1750 млн. лет (Шуркин, 1974). U-Pb

возраст титанита метаморфических комг' "

млн. лет (Bibikovaetal.,2001). ( БИБЛИОТЕКА

С-ПгггрОург |

оэ его rzr f

■I

Лехтинская и Шомбозерская синклинали занимают значительную часть рассматриваемой территории и представляют собой сложноскладчатые мульдообразные структуры, осложненные сдвигами и оперяющими их надвигами, совокупность которых образует транспрессионные пальмовые структуры. Вдоль внешнего края ВКЗ развиты тоналитогнейсы БП, вмещающие массивы палеопротерозойских чарнокитоидных гранитов и мелкие интрузии друзитов (2,45 - 2,35 млрд. лет), формировавшихся на глубинах более 20 км (Бибикова и др., 1993; Слабунов, 1990; Степанов, 1981; Терехов, 2003). Эта ассоциация пород развита в пределах широкой полосы, разделяющей гранит-зеленокаменные комплексы КМ и аллохтонные пластины БП (Чупинский и Хетоламбинский покровы) (рис. 2). Структурные особенности этой области отражают процессы интенсивного субгоризонтального течения пород и широкого развития купольных структур. Вдоль границы карельских и беломорских комплексов располагается Керетско-Тикшозерский зеленокаменный пояс, сложенный лопийскими вулканогенно-осадочными толщами (Слабунов, 1990, 1993). Зеленокаменные толщи либо смяты в крутопадающие изоклинали и подвержены сдвиговым дислокациям, что свойственно "карельскому борту" лопийского трога, либо участвуют в строении куполообразных структур и образуют поперечные простиранию пояса складки и протяженные "заливы" в область беломорид (рис. 2). На основании соотношений с палеопротерозойскими синкинематическими интрузиями (2,45 - 2,35 млрд. лет) поперечные складки интерпретируются в качестве селецких структур.

Данные сейсмопрофилирования MOB ОГТ вдоль геотраверсов 1-ЕВ и 4В, пересекающих ВКЗ, позволяют рассматривать ее в качестве палеопротерозойской покровно-надвиговой сутуры (Минц и др., 2001,2004), либо как систему деформированных рифтогенных бассейнов (Самсонов и др., 2001). В основании Шомбозерской синклинали дешифрируются полого падающие на северо-восток нарушения, которые прослеживаются до глубин 15-20 км, где они сливаются с зоной срыва в подошве среднекорового слоя (2) (рис. 8, Б). Характер смещений тонких отражений вдоль этих разрывов указывает на их сбросовую кинематику. С этими нарушениями пространственно связаны сейсмически прозрачные объемы, образующие линзовидные структуры типа дуплексов растяжения. Предполагается, что они соответствуют мелким массивам гранитоидов, которые выходят на поверхность в области беломорид в ядрах куполообразных структур. Последние хорошо дешифрируются и на сейсмопрофилях, что вполне согласуется с "гнейсово-купольной" природой западной краевой части БП. Системы пологих нарушений и тонких отражений пересекаются крутопадающими и пологими разрывами, образующими в целом пальмовые структуры (рис. 8, Б, В). На поверхности они соответствуют свекофеннским зонам бластомилонитов, а на глубинах порядка 10 км - чаще выполаживаются и теряются в системах пологих отражений. Эти данные позволяют полагать, что синклинали ВКЗ представляет собой дислоцированные рифтогенные структуры, формирование которых было связано с развитием листрических сбросов.

Структурно-кинематические парагенезы ВКЗ связаны с проявлениями тектонических событий селецкого и свекофеннского циклов. В восточном борту Лехтинской структуры был изучен разрез, характеризующий

соотношения верхней коры и среднекорового слоя, выходящего на поверхность в области беломорид (Колодяжный, 2001 - 2003). Селецкие структурно-вещественные ассоциации образуют здесь единую вертикальную зональность, отражающую сопряженные тектонические преобразования на различных уровнях палеопротерозойской коры: а) процессы растяжения и хрупкого разрушения верхней коры (формирование листрических сбросов и связанных с ними асимметричных рифтогенных впадин, выполненных вулканитами, осадками и микститоподобными образованиями); б) явления хрупко-пластического субгоризонтального течения в подстилающих рифтогенные структуры комплексах (формирование катаклазитов, бластомилонитов, метасоматитов и складок продольного течения); в) процессы субгоризонтального объемного пластического течения среднекорового слоя в условиях высокой магматической активности и флюидно-термального потока (формирование "струйчатых" мигматитов, метасоматитов, чарнокитоидов и друзитов). Развитие листрических и пологих сбросов по модели простого сдвига обусловило существенное утонение верхней коры, что в дальнейшем способствовало тектонической эксгумации среднекорового слоя в области БП.

Свекофеннские структурно-кинематические парагенезы ВКЗ формировались в условиях левосдвиговой транспрессии и представлены системами сдвигов и сопряженными с ними дивергентными надвигами, диагональными и коническими складками, а также комплексом микроструктур сдвигового происхождения (Колодяжный, 2003). В результате этих преобразований рифтогенные впадины трансформировались в пальмовые структуры, которые отражают синхронное проявление эффектов поперечного сплющивания и дивергентного выдавливания толщ в борта структур, сдвига и асимметричного смятия слоев.

4.3.2. Северо-Карельскаязона сдвига (СКЗ)

СКЗ прослеживается в виде дугообразного пояса в северной части КМ вдоль его границы с БП (рис. 8, А). Она маркируется выходами сильно дислоцированных и метаморфизованных палеопротерозойских вулканогенно-осадочных и интрузивных образований, образующих разобщенные структуры. Наиболее крупные из них представлены сложно складчатыми синклиналями: Кукасозерской, Ханкусъярвинской и Панаярвинской. В пределах рассматриваемой зоны развиты три генерации свекофеннских тектонитов и связанных с ними структур: 1) структуры пластической деформации и динамометаморфиты раннего метаморфизма (1950 - 1850 млн. лет); 2) структуры хрупко-пластической деформации и динамодиафториты (1800 -1600 млн. лет); 3) структуры хрупкого разрушения и низкотемпературные гидротермальные проявления (изотопные данные по (Воинов и др., 1987; Геохронологические..., 1972; Сыстра, 1991)).

Результаты геолого-структурных исследований в пределах СКЗ отражены в серии работ (Колодяжный, 1997, 1998,1999; Леонов и др., 1998,2001,2002). Они позволяют предложить следующую модель эволюции данной структуры.

В сумийско-сариолийское время Панаярвинская и Кукасозерская структуры представляли собой изолированные рифтогенные впадины, сочлененные зонами сдвигов. Развитие впадин контролировалось сбросами, которые сейчас маркируются выходами микститоподобных образований, дайками и силлами габбро-ультрабазитов. Механизмы формирования раннекарельских впадин были

во многом аналогичны рифтогенным процессам в ВКЗ. Раннесвекофеннские коллизионные события (1950 - 1850 млн. лет) привели к инверсии и "схлопыванию" рифтогенных впадин в условиях левосдвиговой транспрессии. В результате сформировались узко сжатые синклинали, имеющие облик пальмовых структур, запрокинутых к северу. Частичное "сшивание" бортов синклиналей обусловило развитие в их приосевых частях мощных зон тектоно-метаморфического меланжа с транспрессионными структурными парагенезами. В бортах этих шовных сдвигов перемещения носили объемный ламинарно-вихревой характер: развивались сопряженные со сдвигами пластичные покровы и надвиги, крупные колчановидные и диагональные складки, сдвиговые дуплексы и купольно-сдвиговые структуры. Развитие диагональных складок сопровождалось одновременным их вращением к плоскости сдвига, а на месте их первоначальной позиции развивались новые системы диагональных складок, сминавших своих предшественников. Позднесвекофеннские события (1800 - 1600 млн. лет) были связаны с формированием Северо-Карельской дуги в результате поперечного выдвигания выступа КМ к северо-востоку. Это проявилось в развитии правосдвиговых и левосдвиговых перемещений соответственно в восточном и западном крыльях рассматриваемой дуги.

Раннесвекофеннские метаморфические преобразования обусловили становление высокоградиентной метаморфической зональности СКЗ (Колодяжный, 1999). В этом она существенно отличается от БП. Изограды метаморфизма имеют согласно-секущий характер по отношению к стратиграфическим поверхностям, из чего следует, что метаморфические преобразования не были связаны с погружением палеопротерозойских толщ в результате сдваивания коры. Эти особенности, а также мозаично-петельчатый характер метаморфической зональности наилучшим образом объясняются факторами деформации и флюидной проницаемости толщ.

4.3.3. Системы сдвигов западной части Карельского массива (КМ)

Результаты структурно-кинематических исследований в пределах западной части КМ отражены в серии публикаций (Морозов, 1999; КагМ й а1., 1993, 1995). Они позволяют сделать следующие выводы. Тектонические особенности данной области во многом связаны с эволюцией транспрессионной шовной зоны Ладога-Раахе, разделяющей свекофеннские и карельские комплексы. Ранние тектонические события свекофеннского цикла (1,9 - 1,86 млрд. лет) в пределах этой зоны отражают условия левосдвиговой транспрессии. Аналогичная кинематика в этот период времени была свойственна Раутоваарской и Гирвасковской сдвиговым зонам, из которых последняя является юго-западным продолжением СКЗ (рис. 8, А). Раннесвекофеннские структурно-вещественные и кинематические парагенезы этих зон коррелируются с одновозрастными образованиями (1,95-1,85 млрд. лет) СКЗ и ВКЗ.

Глава5. Структурно-кинематическая модель эволюции

Карельского массива (КМ) и его обрамления в палеопротерозое

Результаты структурно-кинематических исследований в обобщенном виде отражены на схеме (рис. 10). Они показывают, что в процессе палео-протерозойского (в основном свекофеннского) этапа развития КМ оформились системы сдвиговых зон, образующие овально-концентрические

направления перемещений горных масс для свекофеннского цикла.

1 - вязкие разрывные нарушения: а - преимущественно сдвиги, б - надвиги; 2 - 3 - направления сдвиговых перемещений ранней (2) и поздней (3) стадий свекофеннского цикла; 4 - 5 - направления тангенциальных перемещений ранней (4) и поздней (5) стадий свекофеннского цикла; 6 - направления вращения. Содержание геологических контуров и буквы на схеме си. рис. 8, А.

пояса и диагональные к общему простиранию структур сдвиги. Характерной особенностью системы овально-концентрических сдвиговых зон является выдержанный и устойчивый характер левосдвиговых перемещений, фиксируемых для ранней и наиболее интенсивной стадии свекофеннских преобразований (рис. 10). Эту особенность можно объяснить процессами вращения по часовой стрелкекрупныхдоменов, составляющихКМ. С таким дифференцированным вращением согласуется модель эволюции Центрально-Карельской зоны (ЦКЗ) и сопряженной с ней Онежской депрессии (рис. 9). Признаками вращения карельских структур являются также диагональное простирание зеленокаменных поясов и инверсия знака сдвиговых дислокаций, свойственная, в первую очередь, диагональным системам нарушений.

Данные структурно-кинематических исследований позволяют предложить следующую группу условий, имеющих первостепенное значение для построения динамической модели рассмотренного региона. (1) Общая кинематика КМв палеопротерозое может быть рассмотрена как эволюция системы сдвиговых зон, организованных по принципу крупной вихревой мегаструктуры, отражающей дифференцированное, но согласованное вращение крупных доменов по часовой стрелке. (2) Особенности тектонического размещения палеопротерозойских вулканогенно-осадочных комплексов связаны с морфологией и пространственной позицией сдвиговых зон. (3) Геолого-геофизические данные позволяют предполагать, что наблюдаемые на поверхности крутопадающие зоны сдвиговых дислокаций КМ листрически выполаживаются и сливаются с зонами субгоризонтального течения на уровне палеопротерозойской средней коры, выходящей на поверхность в пределах БП (рис. 8, Б, В). (4) КМ и БЛП представляют собой разноглубинные и дисгармонично построенные уровни корового слоя, составлявшие в палеопротерозое единую геодинамическую систему.

На основании структурно-кинематических данных, анализа особенностей осадконакопления и магматизма была составлена динамическая модель КМ в палеопротерозое (рис. 11). Она была построена в последовательности от современной структуры к древней, в процессе чего снимались деформационные эффекты различных этапов. Однако логика изложения требует рассматривать ее в прямой исторической последовательности.

Поздний неоархей — (2. 7 — 2.5млрд. лет) (ребольский цикл). Характер современного положения лопийских зеленокаменных поясов, с учетом последующих тектонических перемещений и вращения крупных доменов КМ, позволяет предположить, что к концу архея они имели преимущественно северо-западную ориентировку (в современных координатах), соответствующую простиранию ребольских структур БП. К концу архея Карельская гранит-зеленокаменная область представляла собой реологически неоднородную систему, построенную из разновозрастных доменов, мигматит-гранитных куполов и обрамляющих их зеленокаменных поясов, вытянутых в северо-западном направлении. На позднеколлизионной стадии начали формироваться левосдвиговые зоны, магистрали которых приспосабливались к ослабленным в реологическом отношении зеленокаменным "швам" (Колодяжный, 1999, 2002). Результатом коллизионных преобразований ребольского цикла явилось формирование континентальной коры Карельской гранит-зеленокаменной области.

^□'И'ЕЭ'И'Е]'®7 и »[¡а

Рис. 11. Структурно-кинематическая модель эволюции Карельского массива и Беломорско-Лалландского пояса в палеопротерозое.

1 - 2 - архейские гранит-зеленокаменные комплексы; 3 - вулканогенно-осадочные бассейны; 4 • вулканогенные депрессии и пояса; 5 - палеопротерозойские комплексы (бассейны испытавшие инверсию); 6 - эксгумированные высокометамор-физованные образования (окончательно достигли эрозионного уровня в рифее); 7 - расслоенные интрузии (2.5 - 2,4 млрд. лет); 8 - листрические сбросы; 9 - под-двиго-надвиговые системы (зоны субдукции и поддвига, островные дуги, надвиги); 10 - взбросо-сдвиги; 11 - направления сдвиговых (а), тангенциальных (б), ротационных (в) перемещений; 12 - направления: а - растяжения (области транстен-сии), б - сжатия (области транспрессии); 13 - врез, иллюстрирующий тектонические процессы в нижней - средней коре (таектории течения и купола комплекса "метаморфических ядер"). Буквы на схеме см. рис 8, А.

Сумий - сариолий (2.5 - 2.3 млрд. лет) (селецкий цикл). Начало

протерозоя в регионе ознаменовалось широким проявлением бимодального вулканизма сумийского времени, развитием даек, становлением расслоенных мафит-ультрамафитовых интрузий и массивов гранитов в условиях верхней части континентальной коры. Магматическая активность проявлялась в условиях левосдвиговой транстенсии (сдвига и рассеянного рифтогенеза) и контролировалась разрывами, которые заложились в конце ребольского цикла. Накопление вулканогенно-осадочных комплексов происходило в грабенообразных впадинах, нередко образующих структуры типа пулл-апарт (рис. 11, А). Вдоль восточной окраины КМ формирование рифтогенных впадин было связано с развитием листрических сбросов. Они составляли динамическую систему, развивавшуюся по модели простого сдвига. Классическим тектонотипом данной обстановки является провинция Бассейнов и Хребтов Северо-Американских Кордильер (Lister, Davis, 1989; Wernicke, 1985). Сбросовые перемещения в верхней коре были сопряжены с процессами глубинного горизонтального течения на уровне средней коры, а также с развитием комплекса "метаморфических ядер" в западной части БП (рис. 11, А). При этом направления тектонического транспорта в среднекоровом слое обозначились в системах селецких складок продольного течения (в беломоридах), имевших субмеридиональную ориентировку. Эти направленные глубинные потоки были динамически согласованы с режимом левосдвиговой транстенсии верхнекорового слоя КМ (рис. 11, А). Одновременно начали проявляться ротационные эффекты, связанные с дифференцированным вращением по часовой стрелке крупных доменов КМ. Этот процесс развивался на протяжении всего палеопротерозоя с наибольшей, интенсивностью в свекофеннское время. В сумии - сариолий слабое вращение Западно-Карельского домена по часовой стрелке контролировало за счет ножницеобразных перемещений раскрытие транстенсионного веера южной части ЦКЗ (рис. 11, А).

Ятулий (2.3 -2.1 млрд. лет). В раннем и среднем ятулии значительная часть КМ представляла собой внутриконтинентальный мелководный бассейн, в пределах которого накапливались терригенные осадки протоплатформенного чехла и происходило периодическое излияние трапповых базальтов. Области интенсивного вулканизма были локализованы в присдвиговых структурах, в частности, в пределах транстенсионного веера ЦКЗ. Повышенная проницаемость коры в этой области была обусловлена вращением по часовой стрелке Западно-Карельского домена, что способствовало веерному раскрытию Сегозерско-Онежского бассейна. Аналогичные механизмы, возможно, имели место в районе Куолоярвинской структуры и в пределах Ветренного пояса. В позднем ятулии осадконакопление происходило в локальных остаточных бассейнах и вдоль западной пассивной окраины кратона. В динамической связи с транстенсионным веером ЦКЗ начал формироваться Онежский бассейн с мелководным карбонатно-терригенным осадконакоплением.

Людиковий (2.1 - 1.95 млрд. лет). К началу людиковия осадочные бассейны большей части КМ испытали инверсию. Во второй половине людиковия (2,05 - 1,95 млрд. лет) имела место структурно локализованная, но высокая магматическая активность, связанная с формированием астеносферных мантийных диапиров(Куликовидр., 1999;PuchteletaL, 1999).

Происходило внедрение силлов и излияние пикробазальтов, сформировавших вулканические плато в пределах Онежского и Куолоярвинского бассейнов (рис. 11, Б). В Онежской впадине в связи с локальным воздействием мантийного диапира начали развиваться процессы глубинного горизонтального течения, обусловившие отток геомасс из-под области депрессии к ее бортам. В результате этого формировались "слепые" надвиги глубинных горизонтов коры и зоны нагнетания - воздымания в обрамлении мульды. В верхнекоровых уровнях комплементарно этому процессу в обстановке растяжения развивались пологие дилатансионные сбросы и зоны транстенсии - подводящие каналы пикробазальтовых эффузивов (рис. 9). Отток глубинных геомасс к краям депрессии и смещение верхних пластин коры в южном направлении по системе пологих сбросов контролировали юго-направленную миграцию Онежского бассейна в соответствии с принципами механизма простого сдвига. Эти процессы развивались и в дальнейшем, вплоть до завершения свекофеннской коллизии.

Синхронно с излиянием лав пикробазальтов Онежской впадины северные сегменты ЦКЗ находились в условиях левосдвиговой транспрессии (тектониты с возрастом 2010 ± 80 млн. лет). Транспрессионная область постепенно мигрировала в южных румбах, что обеспечивало инверсию областей осадконакопления и соответствующий "откат" Онежского бассейна, который размещался в области транстенсионного веера ЦКЗ (рис. 11, Б). Таким образом, на фоне левосдвиговых перемещений по простиранию ЦКЗ комплементарно сосуществовали обстановки транспрессии и транстенсии, а соответствующие им области, охваченные инверсией, либо наоборот тектоническим прогибанием, испытывали сопряженную миграцию в южных румбах. Эти динамические особенности можно объяснить вращением по часовой стрелке Западно-Карельского домена, что оказывало "ротационно-инденторное" воздействие на ансамбль структур Центрально-Карельской зоны (ЦКЗ) и Онежской депрессии.

На рубеже людиковия и калевия начались процессы постепенной эксгумации гранулитовых комплексов Колвицко-Умбинского пояса. Они были связаны с транспрессионным выдавливанием глубинных геомасс из зоны "замковой субдукции" в виде субгоризонтальной протрузии (рис. 11, Б).

Калевий - вепсий (1.95- 1.65млрд. лет) (свекофеннский коллизионный цикл). Интенсивность тектонических преобразований на этом этапе резко увеличилась: практически весь Карело-Кольский регион был охвачен процессами внутриплитной коллизии. В отличие от межплитных коллизионных явлений, в данном случае не имели место столкновения крупных континентальных плит и закрытия обширных океанических бассейнов. Коллизионные процессы были рассредоточены на огромной территории и проявлялись в форме транспрессионного раздавливания внутриконтинентальных рифтогенных бассейнов и микроокеанических структур. Эти события были обусловлены внешним коллизионным воздействием, в частности, связанным с аккрецией и надвиганием свекофеннских островодужных террейнов на западную окраину Карельского кратона. Факт отсутствия признаков "сквозного" тангенциального сжатия позволяет полагать, что деформации во внутриплитной области были связаны с субгоризонтальным течением пластичных горизонтов, которые являлись "аттракторами и проводниками" деформационных процессов.

В общекоровом масштабе в качестве главного концентратора деформаций может рассматриваться слой средней коры КМ. Процессы субгоризонтального течения в его пределах контролировали системы листрических разрывов, пронизывающих верхнюю кору и образующих на поверхности транспрессионные пальмовые структуры. При этом, как это видно на сейсмопрофилях, этот слой (2) и сам испытывал существенные внутренние деформации в виде глубинных надвигов и дуплексов, структур сшивания и нагнетания, пережима и раздува (рис. 8, Б, В). В пределах БЛП в результате коллизионных процессов среднекоровый слой испытал скучивание и тектоническую эксгумацию.

На ранних этапах свекофеннских преобразований транспрессионная обстановка в пределах КМ сочеталась с локальной транстенсией и формированием прогибов. В калевии Онежский бассейн, по-прежнему, испытывал миграцию к югу. В область молассоидного осадконакопления поступали обломки людиковийских сланцев из северной части прогиба, испытавшей инверсию. Поверхности ранних сбросов в северной части Онежской мульды последовательно отмирали и испытывали деформации. Южнее зарождались новые пологие системы сбрасывания и соответствующие им транстенсионные бассейны, которых постигала участь предшественников в процессе латерального наращивания области транспрессии - инверсии. Такого рода явления, отражающие развитие сдвигов и сопряженных систем "сбрасывания и сбрасывания", характерны для многих зон дислокаций с латерально-продольным течением геомасс (Frisch et al., 2000; Mancktelow et al., 1994). В рассматриваемом случае процессы латеральной экструзии и сопряженной миграции областей транспрессии - транстенсии развивались по простиранию ЦКЗ. Они были связаны с "ротационно-инденторным" воздействием Западно-Карельского домена; в соответствии с моментом его вращения происходило выдавливание геомасс из северных сегментов данной зоны в юго-восточном направлении (рис. 11, В).

При развитии пологих сбросов в области Онежской структуры верхние пластины коры смещались к югу сопряженно с правосдвиговыми дислокациями в Койкарско-Выгозерской зоне. Эта зона сдвига в ранние периоды своего развития имела северо-западное (в современных координатах) простирание и характеризовалась левосторонними перемещениями, но на протяжении палеопротерозоя она испытала инверсию знака сдвиговых смещений (рис. 11, А-Г). Это было связано с ее вращением в составе крупного домена, в результате чего она заняла позицию, благоприятную для правого сдвига. Этот и подобные ему диагональные сдвиги часто наследовали лопийские зеленокаменные "швы" и испытали дифференцированное вращение вместе с ними.

Вращение крупных доменов КМ привело к развитию объемных левосдвиговых дислокаций по всему периметру Циркум-Карельского пояса (рис. 11, В). Данные перемещения контролировали процессы формирования крупных пальмовых структур и связанных с ними покровно-складчатых ансамблей.

На более поздних стадиях свекофеннского цикла конфигурация и кинематика сдвиговых зон усложнилась за счет дифференцированных перемещений различных блоков (рис. 11, Г). На этом этапе Западно-Карельский домен испытал общее расплющивание и удлинение по линии север - юг. В связи с этими перемещениями сформировались Кукасозерская дуга Северо-Карельской зоны, дугообразные сдвиги к востоку от Онежской мульды, а также ряд более мелких структур поперечного выдвигания. В целом динамическая ситуация носила коллажно-блоковый характер. Бассейновая обстановка в этот период времени сохранялась лишь на юге КМ, где накапливались красноцветные терригенные осадки вепсия. Данные отложения "запечатали" крутопадающие зоны сдвиговых дислокаций, обозначив рубеж завершения интенсивного свекофеннского тектогенеза.

В целом свекофеннский этап развития КМ был во многом связан с акреционно-коллизионными процессами на границе со свекофеннидами и "эксгумационно-коллизионными" событиями в БЛП. В области свеко-феннид вдоль шовной зоны Ладога-Раахе островодужные террейны и образования континентальной окраины взаимодействовали в условиях левосдвиговой транспрессии и косого надвигания свекофеннид в область карелид (рис. 11, В, Г). Синхронно с этими событиями в пределах БЛП развивалась обстановка внутриплитной коллизии, которая обусловила транспрессионное выдавливание из зоны "замковой субдукции" Колвицко-Умбинской субгоризонтальной протрузии (рис. 11, Б - Г; 7, Ж, 3). Латерально-продольные перемещения протрузии сопровождались сопряженным формированием систем телескопического нагнетания и крупных вихревых структур, что отражало ламинарно-вихревой характер глубинного течения. Есть основания рассматривать данные формы тектогенеза как отражение процессов тектонического течения всего среднекорового слоя рассмотренной внутриплитной области.

Таким образом, КМ и БЛП составляли в палеопротерозое единую внутриплитную геодинамическую систему. Важным фактором ее развития являлись процессы субгоризонтального тектонического течения геомасс в нижне-среднекоровых слоях, которые контролировали структурно-вещественные преобразования в верхней коре. В рассмотренном случае глубинное тектоническое течение должно было иметь ламинарно-вихревой характер. Иначе, при линейном способе организации тектонических потоков, структурные ансамбли верхней коры имели бы преимущественно содвиговую или раздвиговую составляющую перемещений, а сдвиговые и ротационные эффекты были бы редуцированы.

Второй вариант полностью не исключает первого, но в качестве главных факторов эволюции данной внутриплитной системы могут рассматриваться механизмы тектоники плит, в частности, условия внешнего коллизионного воздействия на Карело-Кольскую провинцию. При этом релаксация напряжений проявлялась, прежде всего, в слоях пониженной вязкости нижних и средних уровней земной коры. Если предположить, что внешнее коллизионное воздействие имело косой или клинообразный характер, то, вероятно, это должно было проявиться в нелинейных и вихревых тектонических потоках в глубинных слоях коры.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Главным результатом работы является структурно-кинематическая модель эволюции КМ и БЛП в палеопротерозое. Она позволяет сделать ряд выводов, представленных в качестве защищаемых положений (см. введение). Предложенная модель отражает высокую объемную подвижность кратонизированной области в процессе внутриплитных рифтогенных и коллизионных преобразований. Иллюстрируются многообразные механизмы тектогенеза. Они выражены в структурных парагенезах, образующих транстенсионные и транспрессионные системы дислокаций, зоны глубинного горизонтального течения с областями оттока и нагнетания масс, разноранговые ротационные ансамбли и гигантские кристаллические протрузии. Модель отражает дисгармоничные, но при этом динамически сопряженные процессы структурообразования на разных уровнях корового слоя. Это иллюстрируется соотношениями верхнекоровых структурных ансамблей КМ и глубинных тектонических форм БЛП. Рассмотренная модель позволяет полагать, что важным фактором эволюции внутриплитных областей являются процессы неоднородного субгоризонтального пластического течения на уровне средней - нижней коры, контролирующие тектогенез верхнекорового слоя. Этот вывод согласуется с материалами, полученными для ряда других регионов (Леонов Ю., 1991, 1993, 2001; Суворов, 2000; Мог1еу,2002).

Многообразие форм тектогенеза рассмотренной внутриплитной области отражает суммарное действие внешних и внутренних факторов ее развития: воздействие мантийных плюмов и коллизионных процессов, проявление неоднородного горизонтального течения в глубинных слоях коры и сопряженных ротационно-сдвиговых эффектов в верхней коре, появление локальных сил, связанных с перераспределением напряжений и дискретным характером деформаций в реологически неоднородной раннедокембрийской коре. Взаимозависимое действие этих факторов, вероятно, было подчинено принципам нелинейной геодинамики, суть которых в данном случае сводится к самоорганизации независимых и хаотичных процессов течения масс в литосфере в упорядоченные системы.

В целом проведенное исследование является одной из первых попыток геодинамических реконструкций обширной территории восточной части Балтийского щита на основе последовательного использования методики структурно-кинематического анализа. Осознавая многие недостатки этой работы, автор не ставит точки в этих исследованиях и предполагает, что они будут продолжены в направлении детализации и расширения ареалов наблюдений.

Список основных работ по теме диссертации.

Колодяжный С.Ю. Структурно-вещественные парагенезы Кукасозерского сегмента Северо-Карельской зоны (Балтийский щит) // Геотектоника, 1998. № 6. С. 7289.

Колодяжный С.Ю. Структурные парагенезы и кинематика Койкарской зоны сдвиговых деформаций Карельского массива // Геотектоника, 1999. № 6. С. 29-44.

Колодяжный С.Ю. Процессы вертикальной аккреции в Северо-Карельской зоне Балтийского щита// Бюлл.МОИП. Отд. геол., 1999. Т. 74. Вып. 1. С. 14-29.

Колодяжный С.Ю. Зоны сдвигового тектонического течения Карельского массива (Балтийский щит) // Общие вопросы тектоники. Тектоника России. Материалы ХХХШ тектонического совещания. М.:ГЕОС,2000. С. 218-220.

Колодяжный С.Ю. Структурно-кинематические аспекты эволюции Карельского массива в палеопротерозое//ДАН,2001.Т.381.№ 1.С.97-102.

Колодяжный С.Ю. Структурные парагенезы и кинематика Центрально-Карельской зоны сдвиговых деформаций (Балтийский щит) // Геотектоника, 2002. № 2. С.59-79.

Колодяжный С.Ю. Кинематическая модель эволюции Карельского массива в палеопротерозое // Тектоника и геофизика литосферы. Материалы XXXV тектонического совещания. Т. 1. М.: ГЕОС, 2002. С. 253 - 256.

Колодяжный С.Ю. К вопросу о генезисе рифейских рифтогенных структур Восточно-Европейской платформы//ДАН, 2003. Т. 389.№ 6. С. 781 - 785.

Колодяжный С.Ю.Долгоживущие транстенсионные структуры северо-восточной части Балтийского щита // Тектоника и геодинамика континентальной литосферы. Материалы XXXVI Тектонического совещания. Т. 1. М.: ГЕОС, 2003. С. 275 - 278.

Колодяжный С.Ю: Анализ кинематики Карельского массива в палеопротерозое // Геотектоника,2003.№З.С.22-41.

Колодяжный С.Ю. Структурные парагенезы Павловского выступа Воронежской антеклизы // Бюлл. МОИП. Отд. геол., 2003. Т. 78. Вып. 4. С. 23 - 34.

Колодяжный С.Ю. Структурно-вещественные парагенезы Кукасозерского сегмента Северо-Карельской зоны // Структурные парагенезы и их ансамбли. Материалы соещания. М.: ГЕОС, 1997. С. 64 - 66.

Колодяжный- С.Ю. Тектоника Восточно-Карельской зоны сдвиговых деформаций. Глубинное строение и геодинамика Фенноскандии, окраинных и внутриплатформенных транзитных зон // Материалы восьмой международной конференции. Петрозаводск: КНЦ РАН.2002. С. 124-125.

Колодяжный С.Ю. Тектоника рифтогенных структур Карельского массива в палеопротерозое // Материалы Всероссийской научной конференции "Геология, Геофизика на рубеже XX и XXI веков". Т. 1. "Тектоника, стратиграфия, литология". М. ООО "Связь-Принт", 2002. С. 48-49.

Колодяжный СЮ. Особенности структурных преобразований в Койкарской зоне сдвиговых деформаций Карельского массива // Геологическое развитие протерозойских перикратонных и палеоокеанических структур северной Евразии. Материалы совещания. СПБ.: "Тема". 1999. С. 55-57.

Колодяжный С.Ю, Зыков Д.С., Леонов М.Г. и др. Особенности эволюции купольно-сдвиговых структур северо-западного Прионежья (Карельский массив) // Российский журнал наук о Земле, 2000. Т. 2. № 2. С. 11 -27.

Виноградов В.И., Буякайте М.И., Колодяжный С.Ю. и др. Этапы вещественных преобразований архей-протерозойских пород Центрально-Карельского домена // ДАН. 2001. Т.380.№6. С. 795-799.

Вертикальная аккреция земной коры: факторы и механизмы // Огв. ред. М.Г.Леонов. М: Наука, 2002.461 с. (Тр. ГИН РАН: Вып. 542)

Леонов М.Г., Зыков Д.С., Колодяжный С.Ю. О признаках тектонического течения горных масс фундамента в постледниковое время (Северо-Карельская зона Балтийского щита) // Геотектоника, 1998. № 3. С. 71 -79.

Леонов М.Г., Колодяжный СЮ. Зыков Д.С. и др. Геодинамика и структурно-вещественная эволюция докембрийских масс в контексте внутриплатной тектоники // Тектоника, геодинамика и процессы магматизма и метаморфизма. Материалы XXXII Тектонического совещания. Т. 1. М: ГЕОС, 1999. С. 357 - 361.

Леонов М.Г., Колодяжный С.Ю., Зыков Д. С и др. Тектоника Онежской мульды. Статья I: особенности геологического строения // Известия Вузов. Геология и разведка, 2003. № 1. С.3-11.

ЛеоновМ.Г., Колодяжный С.Ю., Зыков Д.С. и др. Тектоника Онежской мульды. Статья И: глубинное строение, неотектоника и геодинамика // Известия Вузов. Геология и разведка, 2003.№2.C.3-12.

Леонов М.Г., Колодяжный СЮ., Зыков Д.С. и др. Очерки постархейской геодинамики Карельского массива.-М.: ГЕОС, 2001.120с.(Тр.ГИН РАН: Вып. 536).

Леонов М.Г., Колодяжный СЮ., Петрова В.В. О характере взаимоотношений архейского фундамента и ятулийского проточехла Карельского массива (на примере района оз.Сегозеро) // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 1999. Т. 74. Вып. 2. С. 3-14.

Леонов М.Г., Колодяжный СЮ., Кунина Н.М. Вертикальная аккреция земной коры: структурно-вещественный аспект//М.: ГЕОС, 2000.202 с. (Тр. ГИН РАН; Вып. 521).

ЛеоновМ.Г., Колодяжный СЮ., СоловьевА.Ю. О природе преобразований горных пород в зонах плоскостного тектонического течения. Нелинейная геодинамика. М.: Наука, 1994. С. 104-126.

Леонов М.Г., Колодяжный СЮ., Соловьев А.Ю. Пластическая деформация и метаморфизм // Геотектоника, 1995. № 2. С. 29-48.

Леонов Ы.Г., Колодяжный СЮ., Сомин М.Л. Структуры тектонического течения в отложениях протоплатформенного чехла Карельского массива (Балтийский щит) // Бюлл. МОИП, Отд. геол. 1995. Т. 70. Вып. 3. С. 20-32.

Леонов М.Г., Колодяжный С.Ю., Саиин М.Л. О тектонической подвижности кристаллических пород фундамента в ядрах антиклинальных структур Северного Прионежья (Балтийский щит) // Геотектоника, 1996. №1. С. 1-11.

Леонов М.Г., Колодяжный СЮ. Вертикальная аккреция земной коры: суть проблемы и ее структурно-тектонические аспекты // Тектоника и геодинамика: общие и региональные аспекты. Материалы XXXI Тектонического совещания. Т. 1. М.: ГЕОС, 1998. С. 299-303.

Леонов МП. Колодяжный СЮ., Саиин М.Л. Некоторые особенности строения и генезис глыбовых конгломератов района оз. Паанаярви //ДАН, 1998. Т. 363, № 6. С. 793 -796.

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

Леонов М.Г., Колодяжный СЮ., Сомин М.Л. и др. Особенности тектонической структуры и постархейской геодинамики Северо-Карельской зоны Балтийского щита // Корреляция геологических комплексов Фенноскандии. С.-Петербург: издание "Минерал", 1996. С. 42-43.

Kolodiazhnyi S. Yu.. Leonov M.G. Some Post-Archean tectonic features of Karelian massif (Baltic shield) and inner divisibility of ancient platform basement // Early Precambrin: genesis and evolution of the continental crust (Geodynamics, petrology, geochronology, regional geology). International conference 9-11 September 1999. Abstracts! Moscow: GEOS, 1999. P. 79-82.

Leonov M.G, Kolodyazhny S.Yr., Somin M.L Tectonic flow structures in basement and protoplatform cover // Abstracts 11th Intern, conf.on Basement Tectonics'94. Geoforschungzentrum. Potsdam, Germany, 1994. p.84.

Leonov M.G. Kolodiazhny S. Yr, Somin M.L. et al. The structure and some peculiarities of Post-Archean tectonic evolution of the North-Karelia collisional zone (The Baltic Shield) // Abstracts. Proterozoic evolution in the North Atlantic Realm. International conference. 1996, Goose Bay, Labrador. P. 111-112.

Icq 1 7 2 54

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Колодяжный, Сергей Юрьевич

ВВЕДЕНИЕ.

Глава 1. МЕТОДИКА СТРУКТУРНО-КИНЕМАТИЧЕСКОГО АНАЛИЗА.

1.1. Базовые понятия структурно-кинематического анализа.

1.2. Структуры - кинематические индикаторы.

1.2.1. Плоскостные и линейные структуры.

1.2.2. Структуры вращения.

1.2.3. Складчатые и другие структуры изгиба.

1.3. Резюме.

Глава 2. ТЕКТОНИЧЕСКОЕ РАЙОНИРОВАНИЕ ВОСТОЧНОЙ

ЧАСТИ БАЛТИЙСКОГО ЩИТА.

2.1. Свекофеннская провинция.

2.2. Карело-Кольская провинция.

2.3. Существующие геодинамические модели Карело-Кольской провинции.

Глава 3. ПАЛЕОПРОТЕРОЗОЙСКАЯ ТЕКТОНИКА БЕЛОМОРСКО-ЛАПЛАНДСКОГО

ПОЯСА.

3.1. Основные черты геологического строения.

3.1.1. Лапландско-Колвицкий гранулитовый пояс.

Общие представления о тектонике.

Структурно-вещественные комплексы.

Радиоизотопные дынные.

Особенности метаморфизма и его зональности.

Тектоническая позиция и генезис габбро-анортозитов.

3.1.2. Беломорский амфиболито-гнейсовый пояс.

Общие представления о тектонике.

Неоархейские структурно-вещественные комплексы.

Палеопротерозойские магматические образования.

Особенности метаморфизма и его зональности.

Некоторые сведения о глубинном строении.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Структурно-кинематическая эволюция Карельского массива и Беломорско-Лапландского пояса в палеопротерозое"

Актуальность темы диссертации

Реконструкция условий тектонической эволюции литосферы в раннем докембрии является одной из наиболее сложных и актуальных задач современной геологии. Согласно эволюционным представлениям, в этот период тектогенез имел специфический характер, не имеющий аналогов в современной геодинамике. Появление новых геолого-геофизических, радиоизотопных и петрохимических данных позволило усомниться в этом положении и использовать актуалистический подход для палеотектонических построений. В частности, для геодинамических реконструкций стали активно использоваться механизмы тектоники плит и представления о формировании мантийных плюмов.

Большинство исследователей сходится во мнении, что к началу протерозоя имела место глобальная смена геодинамических режимов, что было связано с формированием первого в истории Земли суперконтинента Пангеи-0 (Минц и др., 1996; Рундквист и др., 1999; Хаин, Божко, 1988). Предполагается, что появление крупного сегмента с корой континентального типа способствовало экранированию мантийной энергии и зарождению восходящего потока -мантийного суперплюма, - головная часть которого располагалась и испытывала растекание под суперкратоном (Бобров, Трубицин, 1997; Рундквист и др., 1999; Шарков и др., 2000). Следствием этого явились процессы растяжения и деструкции Пангеи-0. Но до какой степени проявился ее распад, был ли он вообще, и какими геодинамическими эффектами сопровождался коллапс громадного континента? Однозначного ответа на этот вопрос в настоящее время не существует.

Архейские комплексы Карело-Кольской провинции Балтийского щита к началу протерозоя входили в состав су пер континента Пангеи-0 (Минц и др., 1996; Рундквист и др., 1999). Согласно одной из точек зрения, палеопротерозойские процессы растяжения древней коры достигли в этой области стадии формирования океанов с последующим проявлением полных циклов Вилсона. По одной из версий предполагается развитие обширных океанических бассейнов, закрытие которых в конце палеопротерозоя привело к формированию коллизионных поясов альпийско-гималайского типа (Балаганский, 2002; Глебовицкий и др., 1996; Daly et al., 2001; Glebovitsky et al., 2001). Однако данные палеомагнитных исследований показывают, что составные элементы Карело-Кольской провинции в палеопротерозое не были существенно разобщены (Арестова и др., 1997; Mertanen et al., 1999). Учитывая этот факт, были предложены модели, допускающие существование микроокеанов красноморского типа, которые в результате последующих коллизионных событий трансформировались в шовные вулканогенно-осадочные пояса (Минц и др., 1996, 2004; Рундквист и др., 1999). Нужно отметить, что в настоящее время находки полно развитых офиолитовых ассоциаций в пределах восточной части Балтийского щита единичны. По мнению сторонников плитно-тектонических моделей, это является следствием глубокого эрозионного среза коллизионных орогенов и, в этом случае, для плитных реконструкций достаточно иметь лишь некоторые члены разреза офиолитов: то-леитовые базальты типа MORB, альпинотипные ультрабазиты или известково-щелочные вулканиты островодужного типа и др. (Daly et al., 2001). Однако для сторонников иных геодинамических моделей эти доводы не убедительны.

Согласно моделям внутриллитной тектоники, деструкция архейской континентальной коры в пределах Карело-Кольского региона не достигла океанической стадии. В этих геодинамических реконструкциях рассматриваются процессы рассеянного континентального риф-тогенеза в надплюмовой области и формирования внутриплитных коллизионных гранулито-гнейсовых поясов в межплюмовых зонах (Морозов, 2002; Шарков и др., 2000). Для обоснования плюм-тектонических моделей используются петрохимические данные (Куликов и др., 1999; Пухтель и др., 1995; Слабунов и др., 2001; Шарков и др., 2000; Puchtel et al., 1999), общие сведения о зональности протерозойского магматизма (Рыбаков и др., 2000), а также материалы структурных исследований (Терехов, 2003; Колодяжный, 2001, 2003) и результаты тектонофизического моделирования (Морозов, 2002). Вместе с тем в рамках этих представлений существуют некоторые разногласия по поводу конкретных механизмов проявления мантийных плюмов, их пространственной позиции и геодинамики надплюмовых областей.

Итак, существуют, по крайней мере, две альтернативные концепции по поводу геодинамики Карело-Кольского региона в палеопротерозое. Противопоставляемые в данном случае законы проявления тектоники плит и внутриплитных процессов, возможно, имеют родственные геодинамические причины. Однако формы их проявления существенно отличаются в структурно-вещественных механизмах формирования и эволюции континентальной коры, расшифровка которых составляет одну их актуальных проблем современной геотектоники.

Не менее актуальная проблема касается особенностей сопряженной эволюции кра-тонизированных гранит-зеленокаменных областей и подвижных гранулито-гнейсовых поясов, что активно обсуждается в современной литературе (Божко, 1995; Минц и др., 1996; Рундквист и др., 1999; Терехов, 2003; Шарков и др., 2000 и др.). Карело-Кольская провинция и "рассекающий" ее Беломорско-Лапландский пояс являются классическими представителями геодинамических систем такого рода. Механизмам развития данных образований и способам эксгумации глубоко метаморфизованных комплексов в данной работе отводится особое внимание.

В настоящее время для изучения Карело-Кольской провинции используются новейшие методы геологических наблюдений, стремительно нарастает база данных петрологических, геохимических и радиоизотопных исследований, появляются новые сведения о глубинном строении региона на основе интерпретаций сейсмопрофилей MOB ОГТ. Вместе с тем, одни и те же фактические материалы интерпретируются совершенно по-разному. Например, геохимические особенности толеитовых базальтов, коматиитов и бонинитоподобных вулканических пород, широко развитых в данном регионе, позволяют рассматривать их и как океанические (островодужные) образования, и как результат внутриплитного магматизма с проявлением эффектов коровой контаминации мантийных плюмов (Минц и др., 1996; Терехов, 2003; Шарков и др., 2000). Интерпретации геофизических данных, выполненные разными авторами, в некоторых принципиальных моментах существенно отличаются (Глубинное ., 2001, 2004).

Геолого-структурные исследования, направленные на выявление крупных тектонических форм, в условиях плохой обнаженности Карело-Кольского региона и почти полного отсутствия глубоких эрозионных врезов дают весьма неоднозначные результаты.

В связи с этим актуальным становится использование новейших методик геологических исследований, дающих дополнительную информацию для решения спорных вопросов. В частности, привлечение данных структурно-кинематического анализа, отражающих характер и направления тектонических перемещений геомасс, существенно дополняет геологические, геохимические и геофизические материалы. Их комплексное использование позволяет строить более адекватные геодинамические модели. Актуальность данного исследования состоит в том, что на основе современных методов структурно-вещественного и кинематического анализов предпринимается попытка реконструировать эволюцию Карельского массива и Беломорско-Лапландского пояса в палеопротерозое, выявить характер их сопряженного развития и предложить способ эксгумации глубоко ме-таморфизованных комплексов.

Цель и задачи исследования

Главная цель работы состоит в построении для палеопротерозойского этапа структурно-кинематической модели эволюции двух крупнейших геоструктур Балтийского щита: Карельского массива и Беломорско-Лапландского пояса. Цели второго порядка: изучение характера сопряженного развития Карельской гранит-зеленокаменной области и Беломорско-Лапландского гранулито-гнейсового пояса, выявление механизмов эксгумации глубинных метаморфических комплексов, а также особенностей эволюции структурно-вещественных пара-генезов разных глубинных уровней континентальной коры.

Для достижения поставленных целей решались следующие основные задачи: 1) выявление структурно-вещественных парагенезов различных тектонических зон и оценка условий их формирования; 2) изучение структур - кинематических индикаторов и составление структурно-кинематических схем; 3) детальное картирование ключевых участков с использованием методов дешифрирования дистанционных материалов; 4) анализ характера тектонического размещения магматических и вулканогенно-осадочных комплексов и реконструкция условий их формирования; 5) изучение особенностей метаморфических преобразований и выявление их связей с процессами деформаций; 6) анализ материалов геофизических, лито-стратиграфических, геохимических и радиоизотопных исследований.

Фактический материал и методы исследований

В основу работы положен фактический материал, собранный автором в процессе работ на Балтийском щите за период с 1993 по 2003 год. Работы проводились в рамках исследований лаборатории Тектоники консолидированной коры ГИН РАН (рук. М.Г.Леонов), а также по тематике проектов, поддержанных РФФИ (гранты: 93-05-9125, 96-05-64412; 99-05-65366; 01-05-64281; научная школа: 96-04243, 00-15-98531) и 6-м конкурсом-экспертизой проектов молодых исследователей (грант № 303). Фактический материал получен в 1500 точках наблюдений, в пределах которых проводились структурно-кинематические исследования. Составлялись также петроструктурные разрезы с отбором и изучением прозрачных шлифов (350 шт). В лаборатории Радиоизотопных исследований ГИН РАН (рук. В.И.Виноградов) были изучены 20 проб и получены K-Ar и Rb-Sr изотопные возраста вторичных преобразований в тек-тонитах ряда сдвиговых зон. Результатом собственных полевых исследований и анализа фондовых и опубликованных материалов явилась серия оригинальных структурно-геологических карт ряда участков: Восточно-Карельской и Северо-Карельской зон, Сегозер-ского сегмента центральной Карелии, Онежской структуры, Койкарской и Кумсинской зон, а также пяти ключевых участков в юго-восточной части Беломорско-Лапландского пояса. При составлении карт использовались методы дешифрирования аэро-космоснимков и способы "послойной" компьютерной систематизации геолого-съемочной информации на базе программы CorelDraw11. Большинство карт составлено в электронном варианте на топографической основе масштаба 1:25000, 1:50000 и 1:200000. Все картографические материалы дополнены детальными схемами и зарисовками обнажений, разрезами и стереографическими проекциями статистической обработки структурных данных. Описание глубинного строения территории основано на использовании сейсмопрофилей (MOB ОГТ) 1-ЕВ и 4В. В качестве обобщающих материалов составлены структурно-кинематические схемы Карельского массива и Беломорско-Лапландского пояса, а также серия палеотектонических схем, отражающих динамические условия развития региона для различных временных интервалов.

Личный вклад автора

В работе отражены авторские результаты структурно-кинематических исследований для обширных территорий Карельского массива и Беломорско-Лапландского пояса. Обобщающие геодинамические модели данной области построены с использованием данных других исследователей, но практически вся кинематическая информация в этих реконструкциях является оригинальной. Существенный вклад автора состоит также в детальной характеристике структурно-вещественных парагенезов Карело-Кольского региона и в выявлении структурных ансамблей зон сдвиговых дислокаций и покровно-надвиговых систем.

Научная новизна

Разработана оригинальная геодинамическая модель эволюции Карельского массива и Беломорско-Лапландского пояса в палеопротерозое, основанная на совокупном рассмотрении структурно-кинематических, геолого-геофизических и радиоизотопных данных. Модель позволяет судить о характере перемещений геомасс в пределах данной территории и отражает многообразие форм тектогенеза, свойственных активизированным внутриплитным областям древних платформ. Подробная характеристика структурно-вещественных парагенезов, связанных с различными тектоническими обстановками внутриплитных областей, выявление динамических особенностей и геологических следствий взаимодействия различных уровней земной коры составляют существенный вклад в теорию внутриплитной тектоники. Важными результатами являются обоснование ротационно-сдвигового и вихревого характера перемещений в пределах Карельского массива, а также выявление гигантской субгоризонтальной протрузии в юго-восточной части Беломорско-Лапландского пояса.

Публикации и апробация результатов работы

Результаты исследований автора в пределах Карело-Кольского региона отражены в 36 публикациях (3 коллективных монографии, 27 статей в рецензируемых журналах и сборниках). Помимо этого, более 15 работ посвящено методическим аспектам и апробации методик структурно-вещественного и кинематического анализа. Материалы работы докладывались на тектонических коллоквиумах ГИН РАН (1995, 1998, 2004), а также на Всероссийских и Международных совещаниях: "XXXII, XXXIII, XXXV, XXXVI Тектонические совещания" (Москва, 1999, 2000, 2002, 2003); "Тектоника и метаморфизм" (Москва, 1994); "Тектоника фундамента" (Потсдам, Германия, 1994); "Корреляция геологических комплексов Фенноскандии" (Санкт-Петербург, 1996); "Протерозойская эволюция Северной Атлантики" (Лабрадор, США, 1996); "Структурные парагенезы и их ансамбли" (Москва, 1997); "Геологическое развитие протерозойских перикратонных и палеоокеанических структур северной Евразии" (Москва - Санкт-Петербург, 1999); "Ранний докембрий: генезис и эволюция континентальной коры" (Москва, 1999); "Геология, геохимия и геофизика на рубеже XX и XXI веков" (Москва, 2002); "Глубинное строение и геодинамика Фенноскандии, окраинных и внутриплатформенных транзитных зон" (Петрозаводск, 2002).

Практическое значение

Геолого-структурные карты, составленные автором, и сведения о структурно-вещественных и кинематических парагенезах могут быть использованы при крупно- и мелкомасштабном геологическом картировании, а также при поисковых тематических исследованиях в регионе. Выявленные в пределах Карельского массива зоны сдвиговых дислокаций, их компрессионно-декомпрессионные сегменты могут рассматриваться как перспективные участки для концентрации полезных ископаемых метасоматического и магматического генезиса. В частности, большое значение для генерации руд могут иметь процессы мегаметаморфичес-кой дифференциации, установленные в Кукасозерской структуре Северо-Карельской зоны. Структурные ансамбли Беломорско-Лапландского пояса, отражающие процессы субгоризонтального тектонического течения и контролирующие ряд магматических тел, должны учитываться при поисках полезных ископаемых. Предложенная структурно-кинематическая модель эволюции Карело-Кольского региона, отражающая высокую подвижность геомасс, может быть осмыслена с позиций динамически обусловленных перемещений рудонесущих флюидных потоков.

Объем и структура работы

Работа имеет объем 305 страниц текста (Введение, 5 глав, Заключение), 148 рисунков, 3 таблицы и список литературы из 346 отечественных и 142 зарубежных источников. В 1-ой главе рассмотрена методика структурно-кинематического анализа метаморфических комплексов. Во 2-ой главе приведены сведения о тектоническом районировании Балтийского щита и некоторые современные представления о геодинамике Карело-Кольского региона. В главах 3 и 4, составляющих 70% объема работы, содержится фактический материал по геологическому строению Беломорско-Лапландского пояса и Карельского массива, рассмотрены структурно-вещественные и кинематические парагенезы различных тектонических зон, для которых предложены частные геодинамические модели. В главе 5 имеющиеся данные обобщены в виде единой системы и итоговой модели эволюции Карельского массива и Беломорско-Лапландского пояса. В "Заключении" сформулированы основные выводы и обсуждаются ключевые положения работы.

Основные защищаемые положения

На основании структурно-кинематических исследований предложена модель сопряженного развития Карельского массива и Беломорско-Лапландского пояса в палеопротерозое. Она представлена в виде серии палеотектонических схем, а ее ключевые моменты отражены в следующих защищаемых положениях.

1. Палеопротерозойские структурные парагенезы верхнекорового слоя Карельского массива формировались в связи с процессами эволюции зон сдвиговых дислокаций на фоне следующих палеотектонических обстановок. (1) Рассеянный рифтогенез (селецкий цикл ~ 2,5 - 2,0 млрд. лет): формирование транстенсионных сдвигов, контролировавших накопление вул-каногенно-осадочных комплексов в структурах типа пулл-апарт, в областях веерообразной виргации сдвиговых зон и развития листрических сбросо-сдвигов. (2) Внутриплитная коллизия (свекофеннский цикл ~ 1,95 - 1,7 млрд. лет): становление зон транспрессионных сдвигов, в пределах которых палеопротерозойские бассейны испытали неравномерные деформации и приобрели морфологию пальмовых структур.

Более подробно эти положения развернуты в форме выводов (см. Заключение). Благодарности

Неоценимую теоретическую и моральную поддержку, без которой данная работа была бы просто невозможна, оказал М.Г.Леонов, который творчески руководил этими исследованиями на протяжении 1993 - 2004 гг. Автор благодарит за помощь в исследованиях своих коллег и соратников по полевым работам: Д.С.Зыкова, В.И.Виноградова, М.Л.Сомина, В.В.Травина, А.И.Ивлиева, А.В.Полещука, С.Ю.Орлова, Э.Н.Лишневского, Р.М.Юркову, И.И.Бабарину. Глубокую признательность за консультации автор выражает сотрудникам ОИФЗ РАН -М.Л.Сомину, Ю.А.Морозову, В.В.Эзу; ИГГД РАН - Ю.В.Миллеру, С.Б.Лобач-Жученко, ГИН РАН - А.В.Лукьянову, М.Л.Коппу, Ю.Г.Леонову, М.В.Минцу, В.С.Федоровскому, Н.П.Чамову,

A.И.Ивлиеву, Е.Н.Терехову, С.Д.Соколову, А.В.Романько, М.И.Буякайте; МГУ - H.A. Божко,

B.Г.Талицкому; Геологической службы Австралии - Р.Рутланду. Автор благодарит сотрудников ГИ КарНЦ РАН за первые вводные экскурсии по Карелии и последующие консультации: Ю.Й.Сыстру, А.И.Светову, С.А.Светова, А.Д.Лукашева, В.С.Куликова, В.В.Травина, О.И.Володичева, Л.В.Кулишевич.

Гпава 1

МЕТОДИКА СТРУКТУРНО-КИНЕМАТИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

Любые структурные исследования и геодинамические построения могут остаться сугубо статичными и описательными без четкого понимания динамики перемещения и взаимодействия геологических тел в пространстве и времени. Геологические наблюдения дают нам лишь некий "застывший" структурный образ, тогда как история его формирования остается за рамками непосредственного наблюдения. Механо-физические и экспериментальные подходы, призванные восполнить этот пробел и создать некий набор кинематически осознанных структурных форм и их сочетаний (парагенезов), составляют теоретическую основу структурно-кинематического анализа. Однако принятые в практике кинематические индикаторы далеко не всегда были получены экспериментально, а появились из эмпирического опыта. С другой стороны, не все лабораторные модели отражают реальные условия геологической среды. Поэтому геологи вот уже несколько десятилетий занимаются разработкой теории кинематических индикаторов, но до сих пор существуют разногласия в интерпретации конкретных структур. В настоящее время методика структурно-кинематического анализа продолжает развиваться, чему способствует появление новых фактических и экспериментальных данных, уточняющих и расширяющих этот метод познания геологических процессов.

В этой главе на основе анализа опубликованных данных будут рассмотрены базовые положения теории структурно-кинематического анализа, а также некоторые наиболее распространенные структурные формы, которые использовались автором при изучении докембрий-ских тектонических процессов в пределах Балтийского щита.

Заключение Диссертация по теме "Геотектоника и геодинамика", Колодяжный, Сергей Юрьевич

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Главным результатом этой работы является структурно-кинематическая модель эволюции Карельского массива и Беломорско-Лапландского пояса в палеопротерозое. Она отражает высокую объемную подвижность кратонизированной области в процессе внутриплитных рифтогенных и коллизионных преобразований. Иллюстрируются многообразные механизмы тектогенеза. Они выражены в структурных парагенезах, образующих транстенсионные и транспрессионные системы дислокаций, зоны глубинного субгоризонтального течения с областями оттока и нагнетания масс, разноранговые ротационные ансамбли и гигантские кристаллические протрузии. Модель отражает дисгармоничные, но при этом динамически сопряженные процессы структурообразования на разных уровнях корового слоя. Это иллюстрируется соотношениями верхнекоровых структурных ансамблей Карельского массива и глубинных тектонических форм Беломорско-Лапландского пояса. Данная модель позволяет полагать, что важным фактором эволюции внутриплитных областей являются процессы неоднородного субгоризонтального пластического течения на уровне средней - нижней коры, контролирующие тектогенез верхнекорового слоя. В рассмотренном случае глубинное тектоническое течение должно было иметь ламинарно-вихревой характер. Иначе, при линейном способе организации тектонических потоков, структурные ансамбли верхней коры имели бы преимущественно содвиговую или раздвиговую составляющую перемещений, а сдвиговые и ротационные эффекты были бы редуцированы.

Ниже приводятся главные выводы, которые более подробно и в расширенной форме отражают суть защищаемых положений.

Главные выводы

1. Палеопротерозойские структурные парагенезы верхнекорового слоя Карельского массива формировались в связи с процессами эволюции зон сдвиговых дислокаций на фоне следующих палеотектонических обстановок. (1) Рассеянный рифтогенез (селецкий цикл ~ 2,5 -2,0 млрд. лет): формирование транстенсионных сдвигов, контролировавших накопление вул-каногенно-осадочных комплексов в структурах типа пулл-апарт, в областях веерообразной виргации сдвиговых зон и развития листрических сбросо-сдвигов. (2) Внутриплитная коллизия (свекофеннский цикл ~ 1,95 - 1,7 млрд. лет): становление зон транспрессионных сдвигов, в пределах которых палеопротерозойские бассейны испытали неравномерные деформации и приобрели морфологию пальмовых структур. Характерными элементами структурных параге-незов в данном случае явились сопряженные со сдвигами системы диагональных складок и надвигов, купольно-сдвиговые и разноранговые ротационные структуры, сдвиговые дуплексы и асимметрично построенные системы разрывов высокого порядка.

2. Палеопротерозойские зоны сдвиговых дислокаций Карельского массива образуют овально-концентрические пояса и диагональные к общему простиранию структур сдвиги. Данные структурно-кинематического анализа показывают, что эти системы сдвигов организованы по принципу крупной вихревой мегаструктуры, отражающей дифференцированное, но согласованное вращение разноранговых доменов по часовой стрелке. Эффекты вращения, проявившиеся с наибольшей интенсивностью в процессе свекофеннских коллизионных событий, обусловили развитие левосдвиговых перемещений в краевых частях Карельского массива. Ротационно-инденторные и веерообразные перемещения способствовали также сегментации сдвиговых зон на комплементарные области повышенной компрессии и декомпрессии, продольного выжимания и нагнетания.

Характер структурно-метаморфической зональности в краевых частях Карельского массива и геофизические данные, свидетельствуют о тектонической расслоенности континентальной коры данного кратона. Крутопадающие верхнекоровые зоны сдвиговых дислокаций на уровне средней коры листрически выполаживаются и сливаются с зонами субгоризонтального тектонического течения. Весьма вероятно, что формирование ротационно-сдвиговых ансамблей в верхней коре явилось пассивной реакцией на процессы глубинного неравномерного (вихревого) тектонического течения. Другими словами, вращение крупных доменов Карельского массива и сдвиговые перемещения во многом предопределялись вихревыми потоками в нижних слоях коры. Зоны горизонтального оттока и нагнетания среднекоровых масс контролировали развитие некоторых тектонических депрессий и сопряженных поднятий.

3. Палеопротерозойские структурные парагенезы Беломорско-Лапландского пояса отражают процессы тектонической эксгумации нижних и средних уровней земной коры в связи со следующими палеотектоническими обстановками. (1) Общее растяжение и объемное течение глубинных слоев коры (селецкий цикл - 2,45 - 2,3 -. млрд. лет): формирование зон субгоризонтального течения и тектонической деламинации, развитие структурной линейности типа "В", складок продольного течения и систем пологих сбросов (детачментов), контролировавших размещение синкинематических интрузий комплекса друзитов и чарнокитоидных гранитов. Эти явления в соответствии с моделью простого сдвига способствовали формированию в верхней коре листрических сдвиго-сбросов и рифтогенных впадин. (2) Внутриплитная коллизия (свекофеннский цикл - 1,95 - 1,7 млрд. лет): развитие структурных ансамблей, связанных с тектонической эксгумацией глубинных метаморфических комплексов в результате формирования Колвицко-Умбинской субгоризонтальной протрузии. Ее развитие сопровождалось многократным телескопированием тектонических чешуй и было связано с транспрессионным выжиманием пластифицированных нижне - среднекоровых масс к поверхности в виде полого восходящего тектонического потока, направленного к северо-западу (в современных координатах). При этом действовал "бимодальный надвиго-сбросовый" кинематический эффект: выдвигание глубинных комплексов сопровождалось субсинхронной тектонической эрозией с удалением верхних частей разреза за счет развития пологих сбросов.

4. Карельский массив и Беломорско-Лапландский пояс составляли в палеопротерозое единую геодинамическую систему - внутриплитную область с тектонически расслоенной корой континентального типа. Важными элементами ее кинематической эволюции являлись процессы неоднородного горизонтального течения на уровне нижней - средней коры, которые контролировали объемные сдвиговые дислокации верхнекорового слоя, сохранившегося в пределах Карельского массива. Многообразие форм тектогенеза рассмотренной внутриплит-ной области отражает суммарное действие внешних и внутренних факторов ее развития: воздействие мантийных плюмов и коллизионных процессов, проявление неоднородного горизонтального течения в глубинных слоях коры и сопряженных ротационно-сдвиговых эффектов в верхней коре, появление локальных сил, связанных с перераспределением напряжений и дискретным характером деформаций в реологически неоднородной раннедокембрийской коре. Взаимозависимое действие этих факторов, вероятно, было подчинено принципам нелинейной геодинамики, суть которых в данном случае сводится к самоорганизации независимых и хаотичных процессов течения масс в литосфере в упорядоченные системы.

По поводу причин и характера процессов тектонического течения глубинных слоев земной коры в диссертации обсуждаются два варианта. Согласно первому из них, в нижне -среднекоровых слоях формировались вихревые тектонические потоки, связанные с общим оттоком среднекорового вещества из-под области Карельского массива и его комплементарным нагнетанием - выдавливанием в пределах Беломорско-Лапландского пояса. В качестве внешних геодинамических факторов, контролировавших развитие коровых процессов, в данном случае могут рассматриваться механизмы плюмовой тектоники и многоярусной мантийной конвекции, организованной по принципу хаотичных систем. Второй вариант полностью не исключает первого, но в качестве главных факторов эволюции данной внутриплитной системы могут рассматриваться механизмы тектоники плит, в частности, условия внешнего коллизионного воздействия на Карело-Кольскую провинцию. При этом релаксация напряжений проявлялась, прежде всего, в слоях пониженной вязкости нижних и средних уровней земной коры. Если предположить, что внешнее коллизионное воздействие имело косой или клинообразный характер, то, вероятно, это должно было проявиться в нелинейных и вихревых тектонических потоках в глубинных слоях коры.

Степень новизны

Во всех выводах косвенно или в прямой форме присутствует утверждение о тектонической расслоенности континентальной коры Карело-Кольского региона, что неоднократно подчеркивалось и другими исследователями, но с несколько другими акцентами (Миллер, 1988; Минц и др., 1996, 2004; Леонов и др., 2001). Действительно, полученные материалы и выводы полностью укладываются в концепцию тектонической расслоенности литосферы, которая появилась в 60-е - начале 80-х годов XX века в результате исследований сотрудников Геологического института АН СССР и продолжает активно развиваться вплоть до настоящего времени (Тектоническая расслоенность., 1980; Лукьянов, 1991; Розен, Федоровский, 2001; Соколов, 1990). Если вначале данная концепция базировалась преимущественно на обобщении материалов по складчатым поясам, то в последние годы она активно используется в области внутриплитной тектоники (Леонов Ю., 1991, 1993, 1997; Леонов М., 1993; Суворов, 2000). На основании анализа материалов глубинного сейсмопрофилирования и изучения выходов фрагментов нижней коры на поверхность Ю.Г.Леоновым (1991, 1993, 2001) был сделан вывод о том, что тектонически наиболее активным слоем континентальной литосферы является пластичная нижняя кора, которая в геодинамическом и структурном отношениях служит базовым уровнем срыва и дисгармонии для некоторых категорий платформенных элементов. Многочисленные геолого-структурные примеры, отражающие процессы формирования глубинных диапиров и протрузий, структур оттока и нагнетания геомасс, были рассмотрены М.Г.Леоновым (1994, 2001) в связи с явлениями тектонического течения нижне-коровых образований.

Таким образом, предложенная в работе структурно-кинематическая модель не является принципиально новой в концептуальном отношении. Вместе с тем в региональном плане она во многом оригинальна и отражает детально изученный пример внутриплитной эволюции кратонизированной области. Ряд аспектов существенно дополняет теорию о тектонической расслоенности литосферы. В частности, здесь можно отметить представления о вихревом (турбулентном?) характере тектонического течения в нижних слоях континентальной коры и, что особенно важно, связь этих явлений со сдвиговыми и ротационными эффектами в верхне-коровом слое. На примере конкретных структур было показано, что процессы вращения крупных массивов пород могут влиять на особенности формирования тектонических депрессий и характер размещения магматических комплексов. При этом включаются в действие различные механизмы структурообразования: выжимания и нагнетания геомасс, развитие сдвигов и систем пологих сбросов, формирование глубинных надвигов и "слепых" областей скучивания тектонических пластин. Во многом оригинальным является вывод о возможности тектонической эксгумации нижнекоровых масс в форме субгоризонтальной протрузии. Для структуры подобного рода проиллюстрированы особенности структурно-метаморфической зональности и характер организации структурно-кинематических парагенезов. Предложенные в работе фактические материалы и модели формирования частных структур отражают большое разнообразие процессов структурообразования и различных геодинамических факторов. Их взаимозависимое действие в разных сочетаниях предопределяет огромное множество конкретных форм тектогенеза, для которых единого механизма эволюции, по-видимому, просто не существует.

Нерешенные задачи и планы на будущее

Существенным недостатком данной работы является малое количество актуалистиче-ских примеров, позволяющих проводить аналогии между древнейшими и современными (кайнозойскими) геодинамическими обстановками. Разработку этого направления автор планировал, но в процессе написания диссертации оказалось, что это представляет собой самостоятельную задачу, которая потребует совершенно иного способа изложения материалов. Тем не менее, в процессе исследований накапливались сравнительные материалы для получения "живой" картины геодинамики Карело-Кольского региона в палеопротерозое. В качестве аналогов предполагалось выбрать различные тектонические области: провинцию Бассейнов и Хребтов Северо-Американских Кордильер, геодинамическую систему, включающую Аравийскую плиту, рифт Красного моря и системы сдвиговых зон Анатолии. Рассматривались структурные ансамбли Альпийско-Гималайского пояса. Но во всех этих случаях имелась лишь часть необходимого набора тектонических элементов. В плане многообразия геодинамических режимов весьма привлекательным выглядит Центрально-Азиатский пояс альпийской вну-триплитной активизации. Следует отметить также удивительные структурно-кинематические аналогии в сравнении с протерозойской тектоникой Карело-Кольского региона, выявленные в Юго-Восточной Азии (Morley, 2002). Эта область включает в себя крупные континентальные массивы (Индосинийский, Борнео), эликонтинентальные и микроокеанические бассейны, развивающиеся по принципу структур pull-apart и за счет ножницеобразных перемещений (бассейны Натуна, Малайские, Южно-Китайский и др.), а также системы мощных и протяженных сдвиговых зон (сдвиг Красной реки, Мае Пинг и др.), кинематика которых связана со значительными латеральными перемещениями геомасс и вращением крупных блоков. Эти зоны сдвиговых дислокаций контролируют тектоническое размещение "комплексов метаморфических ядер", испытывающих тектоническую эксгумацию и в настоящее время. Данный регион хорошо изучен геологическими, геофизическими и палеомагнитными методами и предполагается в качестве возможного сравнительного полигона.

Чрезвычайно интересные открытия ждут исследователей при изучении процессов унаследованного развития структурных ансамблей раннего докембрия в последующей геодинамической эволюции внутриплитных областей. На этот феномен обращали внимание многие исследователи. В частности, известно, что гранулито-гнейсовые пояса, представляющие собой зоны многократной тектоно-термальной переработки, по каким-то причинам контролируют многие процессы фанерозойского, в том числе, новейшего тектогенеза (Божко, 1995). Их позиция предопределяет характер тектонического размещения более поздних рифтогенных структур, локализацию кольцевых щелочных интрузий, трубок взрыва и дайковых роев (Балуев и др., 2000; Божко, 1978; Колодяжный, 2003в). Эти аспекты показывают, что структурные исследования раннедокембрийских комплексов имеют большое значение для металлогении, а также геодинамики фанерозоя и неотектонического районирования.

Для Карело-Кольского региона большие перспективы исследований заключаются в геохронологическом датировании различных структурно-вещественных комплексов, в том числе пород - тектонитов различного возраста. В высоко метаморфизованных образованиях данные работы необходимо проводить в комплексе со структурно-кинематическими наблюдениями и термобарическими исследованиями, позволяющими строить объективные PT-t кривые эволюции метаморфизма. Существующее в настоящее время малое количество данных в этой области сильно осложняет геодинамические реконструкции, в результате чего приходится иметь дело с ограниченной геологической летописью, что, несомненно, сказалось на детальности и степени обоснованности предложенной в этой работе геодинамической модели. Это в первую очередь касается гранулитовых комплексов Лапландско-Колвицкого пояса, о ранних этапах формирования которых, по-прежнему, остается немало загадок. Также является низким уровень геохронологической и петрохимической корреляции магматических комплексов Карельского массива и Беломорско-Лапландского пояса. Появление новых данных в этой области может существенно изменить (или подтвердить) представления о единой вертикальной зональности магматических образований сумия - сариолия в пределах этих провинций.

Ареал структурно-кинематических наблюдений следует последовательно расширять, так как рассмотренная область является лишь малой частью огромной Восточно-Европейской провинции, составленной из динамически взаимосвязанных тектонических элементов раннего докембрия. Такие исследования необходимо провести в пределах Кольского массива, Воронежской антеклизы и на Украинском щите. Работы в этом направлении уже ведутся и некоторые результаты структурно-кинематических наблюдений отражены в публикациях (Балаган-ский и др., 1998; Кислицин, 2001; Колодяжный, 20036 и др.). Однако данных еще очень мало. С учетом того, что значительные части Восточно-Европейской платформы перекрыты фане-розойским чехлом, при исследованиях придется опираться на детально отработанные участки и методы анализа структурных рисунков, выявленных по геофизическим полям. Комплексные, в том числе структурно-кинематические, данные должны быть положены в основу геодинамической модели данного региона.

В целом проведенное исследование является одной из первых попыток геодинамических реконструкций обширной территории восточной части Балтийского щита на основе последовательного использования методики структурно-кинематического анализа. Осознавая многие недостатки этой работы, в частности, по датированию тектоно-метаморфических и магматических событий, автор не ставит точки в этих исследованиях и предполагает, что они будут продолжены.

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Колодяжный, Сергей Юрьевич, Москва

1. Андреев В.II. Влияние исходного состава пород на особенности метаморфизма фапулитового комплекса // Проблемы осадочной геологии докембрия. Вып. 5. М.: Паука, 1979. С. 157 170.

2. Андреев B.II., Суханов M.K. Анортозиты Сальных Тундр (Лапландский фанулитовый пояс Кольского полуострова) // Изв. АН СССР, сер. Геол., № 3. 1982. С. 14 26.

3. Андреев C.II., Миллер Ю.В. Продольный сейсмический профиль Беломорского подвижного пояса (сопоставление геофизической и геологической информации // Отечественная геология. 1999. № 2. С. 46 50.

4. Афанасьева E.H. Степень соответствия ятулийского структурного плана архейскому как показатель интенсивности свекофеннских деформаций // Структурный анализ кристаллических комплексов и геологическое картирование. Ч. 1. Киев: Наук, думка, 1990. С. 30-31.

5. Афанасьева E.H. Парагенезис фебневидной складчатости: стадии развития и рудоносность (на примере Онежского прогиба). // Структурные парагенезы и их ансамбли Материалы совещания. М.: ГТЮС, 1997. С. 6-8.

6. Бабарина II.II. Коллизионные деформации кукасозерского сегмента Северо-Карельского пояса Балтийского щита. Автореферат канд. диссертации. М.: ГИН PAII, 1999. 28 е.

7. Бапаганский В.В. Главные этапы тектонического развития северо-востока Балтийского щита в палепрогсрепое: Автореф. дис. докг. геол. мин. наук - СПб., 2002.32 с.

8. Бапаганский В.В. Богданова М.Н., Козлова Н.Е. Структурно-метаморфическая эволюция Северо-Западного Беломорья// Апатиты: изд-во Кольского ФАН СССР. 1986. 100с.

9. Балаганский В.В., Бибикова Е.В., Богданова С.В. и др. U-Pb геохронология беломорид района Тупой губы оз. Ковдозера (Северная Карелия) // Изв. АН СССР. Сер. Геол. 1990. № 6. С. 40 51.

10. Бапаганский В.В., Богданова В.М., Козлова Н.Е. Строение и структурная эволюция беломорид СевероЗападного Беломорья // Геология и история формирования докембрийских структур Кольского полуострова. Апатиты: Кол. ФАН СССР, 1984 б. С. 63 72.

11. Бапаганский В.В., Глазнев В.Н., Осипенко Л.Г. Раннепротерозойская эволюция Северо-Востока Балтийского щита: террейновый анализ//Геотектоника. 1998. №2. С. 16-28.

12. Бачаганский В.В. Козлова Н.Е. Структурная эволюция глиноземистых пород северо-западной части Беломорского комплекса //Геология докембрия Кольского полуострова. Апатиты: изд-во Кольского ФА11 СССР, 1984. С . 4- 19.

13. Бачаганский В.В., Когпова II.E. Дайковый комплекс базитов мыса Кочиниый н его место в истории развития Колвицкой зоны // Базит-гипербазитовый магматизм главных структурпо-формационных зон Кольского полуострова. Апатиты: Кол. ФАП СССР, 1987. С. 55-62.

14. Бачаганский В.В., Кудряшов Н.М., Балашов IO.A. и др. О возрасте друзитового массива Жемчужный, северозападное Беломорье: U-Pb изотопные данные и геологические следствия // Геохимия. 1997. № 2. С. 158 — 168.

15. Баюганский В.В., ТшшерчанМЯ., Кислицын Р.В. и др. Изотопный возраст пород Колвицкого пояса и Умбипского блока (юго-восточная ветвь Лапландского i pai i)"ii нового пояса), Коп .скип i imy острой // Вест. МГ1У. 1998. -T.l,№3. -С.19-32.

16. Балуев A.C., Моралев U.M., Глуховский М.З., Пржиялговский Е.С., Терехов E.H. Тектоническая эволюция и магматизм Беломорской рифтовой системы //Геотектоника. 2000. № 5. С. 30 -43.

17. Вельская П.Б. Сейсмические модели и геологическая эволюция верхней части земной коры зон карел ил восточной части Балтийского щита // Геодинамика и глубинное строение советской части Балтийского щита. Апатиты: Кольек. НЦ РАН, 1992. С. 127-133.

18. МОВ-ОГТ "I-ЕВ" (Кемь Лодсйное Поле - Переславль-Залесский//Тектоника и 1^ео<.шзика литосферы. Т. 1. - М.: ПЮС, 2002. С. 59-62.

19. Бибикова Е.В. Геохронология Беломорского подвижного пояса // Беломорский подвижный пояс: геология, геодинамика, геохронология: Тезисы Международной конференции. Петрозаводск: ИГ Кар. НЦ РАН, 1997. С. 18.

20. Бибикова Е.В., Кирнозова Т.Н., Лазарев IO.II. и др. U РЬ изотопный возраст вепсия Карелии // ДАП СССР, 1990. Т. 310,№ 1. С. 189-191.

21. Бибикова B.D., Мельников Б.Ф., Авакян К.Х. Лапландские гранулиты: петрология, геохимия и абсолютный возраст // Петрология. 1993. Т. 1, № 2. С. 215 234.

22. Бибикова E.D., Слабунов A.II., Богданова C.D., Шелд Т., Степанов B.C., Борисова ILIO. Ранний машатизм Беломорского подвижного пояса, Балтийских щит: латеральная зональность и изотопный возраст // Петрология. 1999. Т. 7. № 2. С. 115 140.

23. Бибикова E.D., Шельд Т., Богданова C.B. Другова Г.М., Лобач-Жученко С.Б. Геохронология беломорид: интерпретация многостадийной геологической истории//Геохимия. 1993. № 10. С. 1393 1412.

24. Бобров A.M., Трубгщин В.П. Происхождение и эволюция мантийных неодпородностей под континентами // Структура верхней мантии Земли. М.: ГЕОС, 1997. С. 88 -89.

25. Богданов Ю.Б., Воинов A.C. О конгломератах протерозоя северной Карелии. Известия ВУЗов. Геология и разведка, 1964. №6. С. 25 -35.

26. Богданова М.Н., Ефимов М.М. Геологическое строение Кандалакшско-Колвицкой структурно-формационной зоны // Геология докембрия Кольского полуострова. Апатиты: Кол. ФАН СССР, 1984. С. 19 -27.

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

28. Богданова М.Н., Ефимов М.М. Эволюция вулканизма и осадконакоиления в Кандалакшско-Колвицкой зоне грапулитов // Геохимическая эволюция метаморфических комплексов докембрия Кольского полуострова. Апатиты: Кол. ФАН СССР, 1976. С. 63 76.

29. Богданова М.Н., Ефимов М.М. Эволюция метаморфических процессов в юго-восточной части Главного Беломорского шва // Проблемы метаморфизма докембрия. Апатиты: Кол. ФАН СССР, 1979. С. 81 94.

30. Божко H.A. Историко-геологическое изучение субстрата континентальных рифтовых зон и предопределенность рифтогенеза // Тектоника и сейсмичность континентальных рифтовых зон. M.: Наука, 1978. С. 33 40.

31. Божко H.A. Тектоно-термальная переработка характерный эндогенный режим докембрия // Геотектоника. 1995. №2. С. 61-74.

32. Бондаренко U.M. Моделирование полей напряжений, прогноз дислокаций в сдвиговых зонах и их систематика // Сдвиговые тектонические нарушения и их роль в образовании месторождений полезных ископаемых. М.: Наука, 1991. С. 37-52.

33. Буршман B.C., Лукьянов A.B., Не нее A.B., Ружепцев C.B. Горизонтальные перемещения по разломам и некоторые методы их изучения // Разломи и горизонтальные движения земной коры. М.: изд-во АН СССР, 1963. С. 5-34. (Тр. П11 IAH СССР; Вып. 80).

34. Былинский Р.В., Глебовицкий В.А., Болгурцев H.H., Завинская Г.А. Морфология разделов Мохоровичнча и Конрада восточной части Балтийского щита // Геотектоника. 1982. № 2. С. 24-31.

35. Баньян Л.Л. Электропроводность как индикатор флюидов в континентальной коре // Тектоника и геодинамика: общие и региональные вопросы. Материалы XXXI Тектонического совещания. T. I. М.: ГЕОС, 1998. С. 85-87.

36. Вертикальная аккреция земной коры: факторы и механизмы // Отв. ред. М.Г. Леонов. М.: Паука, 2002. 461 с. (Тр. ГИН РАН: Вып. 542)

37. Ветрин В.Р. Дайки и трубки взрыва северо-западной части Кандалакшского залива // Путеводитель геологических экскурсий Международного симпозиума "Мантийные плюмы и металлогения". Петрозаводск Апатиты: изд-во ИГ Кар.НЦ РАН, 2002. С. 42 - 46.

38. Виноградов B.II., Буякайте М.П., Колодяжный С.Ю., Леонов М.Г., Орлов C.IO. Этапы вещественных преобразований архей-протерозойских пород Центрально-Карельского домена //ДАН. 2001. Т. 380. № 6. С. 795 -799.

39. Виноградов Л.А., Богданова M.II., Ефимов М.М. Гранулитовый пояс Кольского полуострова. Л.: Наука, 1980. 208 с.

40. Воинов A.C., Полеховский Ю.С. Стратиграфия нижнего протерозоя IIaiia-Куолоярвинской структурной зоны (Северная Карелия) // Стратиграфия нижнего докембрия Карело-Кольского региона. Л.: нзд-во ВСПГЕИ, 1985. С. % 106.

41. Воинов A.C., Полеховский Ю.С., Пагайцев Ю.В. Метаморфизм Ссвсро-Карельской зоны Карелнд (Папа-Куолоярвинекии прогиб) // Строение и метаморфическая эволюция структурных зон Балтийского щита. Апатиты, 1987. С. 68-75.

42. Войтович B.C. О природе Койкарекой зоны дислокаций Балтийского щита // Геотектоника. 1971. № 1. С. 3342.

43. Войтович B.C. Надвиги и блоковые структуры северо-восточной Карелии // Геотектоника. 1975. № 2. С. 2036.

44. BavxhmУЛ.ДокемГршМ\.тмапскшоблает-Мат.лао.run.докемфияAIIСССР.Ип.AíIСССР.Вьп 1.2 1954. С.72-109.

45. Во.юдичев O.II. Метаморфизма фации дистеновых гнейсов. Л.: Наука, 1975. 170 с.

46. Во.юдичев О.II. Беломорский комплекс Карелии (геология и петрология) // Л.: Наука, 1990. 248 с.

47. Галдобина Л.П., Хейсканен K.II., Голубев A.II. Агломераты сумийско-сариолийского вулканогенно-осадочного комплекса Карелии //Изв. АН СССР. Сер. геол., 1974. №7. С. 70-77.

48. Геология Карелии (под. ред. В.А. Соколова). Л.: Наука, Ии-т Карельского фил. АН СССР, 1987. 231 с.

49. Геохронологические рубежи и геологическая эволюция Балтийского щита. Л.: Наука, 1972. 132 с.

50. Гювский М.В. Основы тектонофизики. М.: Наука, 1975.536 с.

51. ГчляроваМ.А. Стратиграфия и структуры докембрия Карелии и Кольского полуострова. Л.: Недра, 1974. 218 с.

52. Глебовицкий В.А. Проблемы эволюции метаморфических процессов в подвижных областях // Л.: Наука, 1973. 127 с.

53. Глебовицкий В.А. Свекофеннский метаморфический пояс // Восточная часть Балтийского щита, геология и глубинное строение. Л.: Наука, 1975. С. 24 -43.

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

55. Глебовицкий В.А., Зингер Т.Ф., Беляцкий Б.В. О возрасте гранулитов Западно-Беломорского пояса и покрово-образования в нем //Докл. АН. 2000. Т. 371, № 1. С. 63 -66.

56. Глебовицкий В.А., Миллер Ю.В., Другова Г.М., Милькевич P.П., Вревский А.Б. Структура и метаморфизм Ве-ломорско-Лапландской коллизионной зоны // Геотектоника. 1996. № 1. С. 63-75.

57. Глубинное строение и эволюция земной коры восточной части Фенноекандинавского щита: профиль Кемь — Калевала, (отв. редактор Шаров Н.В.) Петрозаводск: Кар. НЦ РАН, 2001. 194 с.

58. Глубинное строение и сейсмичность Карельского региона и его обрамления / Под ред. II.В.Шарова. Петрозаводск: Кар. НЦ РАН, 2004. 353 с.

59. Голод M.II., Гришин A.C., Кищеико И.Т. и др. Строение земной коры юго-восточной части Балтийского щита по геофизическим данным. Л.: Наука, 1983. С. 180.

60. Горлов II.B. Структура бсломорид (северо-западное Беломорье). Л.: Наука, 1967. 112 с.

61. Григорьева Л.В. Протерозойские геологические формации Севсро-Карельской зоны Карсллд // Сов. геол. 1967. №8. С. 78-88.

62. Григорьева Л.В. Паанаярвинская и Куолоярвинская зоны глубинных разломов в Северной Карелии // Сов. геол. 1968. № 5. С. 35-45.

63. Григорьева Л.В. Особенности протерозойского эффузивного магматизма Северной Карелии // Известия АН СССР. Сер. геол. 1969. № 3. С 42-55.

64. Гродницикий Л.Л., Крохин А.II. О метаморфизме умеренных давлений в глиноземистых гнейсах Беломорского подвижного пояса (Юго-запад Кольского полуострова) //Геология и петрология: Опер.-информ. Материалы. Петрозаводск: Кар НЦ РАН, 1989. С. 30 -33.

65. Гродницкий Л.Л. Гранитные пегматиты Балтийского щита. Л.: Наука, 1982. 295 с.

66. Гродницкий Л.Л. Рудогенерирующие пегматитовые системы Кольской части Беломорского пояса. Петрозаводск: Кар. НЦ РАН, 1991. 175 с.

67. Гродницкий Л.Л. Закономерности размещения свекофеннских диафторитов в Беломорском подвижном поясе // Геолог ия и полезные ископаемые Карелии. Вып.1. Петрозаводск: Кар. НЦ РАН. 1998. С. 88 95.

68. Гродницкий JIJI., Ручьев A.M., Крохин А.II. Лоушское пегматитовое поле (структурное развитие, полиметаморфизм, гранито- и пегматитообразование). Петрозаводск: Кар. 1 ГЦ РАН, 1985. 176 с.

69. Демидов Н.Ф., Крапщ К.О. Стратиграфия и тектоника Кукасозерско-Тикшезерской зоны карелид северной Карелии// Проблемы геологии нижнего протерозоя Карелии. Карелия", Петроз., 1974. с. 95-116.

70. Демидов П.Ф., Мельяицев H.B. Новые данные по сгратшрафни протерозоя оз. Кукасочсро (Северная Карелия)// Геология и полезные ископаемые. Петрозаводск, 1976. с. 17 22.

71. Добрецов H.A., Ревердатто В.В., Соболев B.C., Соболев II.В., Хлестов В.В. Фации метаморфизма. М.: Недра, 1970.432 с.

72. Добрженецкая Л.Ф. Деформации магматических пород в условиях глубинного тектогенеза. М: Наука. 1989. 287 с.

73. Другова Г.М., Турченко С.П., Шустова Л.Е. Зоны сочленения гнейсо-гранулитовых и ipanirr-зеленокаменных областей докембрия на примере Балтийского и Алданского щитов // Геотектоника. 1990. № 4 . С. 17-23.

74. Дубровский В.А., Сергеев В.Н. Тектонические кольцевые структуры // Общие вопросы тектоники. Тектоника России. Материалы XXXIII тектонического совещания. М.: 1"НОС, 2000. С. 167-171.

75. Дук В.Л. Складки зоны ультраметаморфизма (северная часть северо-западного Беломорья). JL: Паука, 1967. 84 с.

76. Еии .í.C. Дайки базитов северо-западной Карелии // Интрузивные базиты и гипербазиты Карелин. Петрозаводск: Кар. филиал АН СССР, 1984. С. 30-41.

77. Елисеев H.A. Основы структурной петрологиии. JL: Наука, 1967. 258 с.

78. Жариков В.А. Проблемы гранитообразования//Вести. МГУ. Сер.4, геология. 1987. С. 25-36.

79. Забродин В.Ю. Зоны смятия. М.: "Наука". 1977. 108 с.

80. Загородный В.Г., Радченко А.Т. Тектоника карелид северо-восточной части Балтийского щига. JI.: Наука, 1988. 111с.

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

82. Зеленокаменные пояса фундамента Восточно-Европейской платформы (геология и петрология вулканитов) Л., 1988. 215 с.

83. Земная кора восточной части балтийского щита //Под ред. В.А. Глебовицкого. Л.: Наука, 1978. 228 с.

84. ЗыковД.С. Новейшая геодинамика Северо-Карельской зоны (Балтийский щит). М.: Г'ЕОС, 2001. 146 е. (Тр. ГИНРАП; вып. 534).

85. Казаков А.И. Деформации и наложенная складчатость в метаморфических комплексах. Л.: Недра, 1976. 238 с.

86. КазаковА.Н. Динамический анализ микроструктурных ориентировок минералов. М.: Наука, 1987. 272 с.

87. Казаков А.Н. Тектонотип ареальной раннедокембрийской складчатости // Структурные исследования в областях раннего докембрия. Л.: Наука, 1989. с.7-20.

88. Каулипа T.B. U-Pb датирование цирконов из реперных объектов Беломорско-Лапландского пояса (северозападное Беломорье) // Автореф. дис. канд. геол.-мин. наук. Спб.: ИГГД, 1996. 18 с.

89. Каулипа Т.В. Результаты U-Pb- анализа цирконов из пород пояса Танаэлв // Геология и полезные ископаемые северо-запада и центра России.-Апатиты: Изд. Поишраф, 1999. С.51 -61.

90. Кислицын Р.В. Возраст и кинематика тектонических движений в ядре раннепротерозойского Лаплапдско-Кольского орогеиа // Автореферат дис. на соискание ученой степени канд. геол.-мин. наук. Санкт-Петербург, 2001. 22 с.

91. Кожевников В.Н. Архейские зеленокаменные пояса Карельского кратона как аккреционные орогепы. Петрозаводск: Кар. НЦ РАН, 2000. 223 с.

92. Копов ¡I.E., Иванов A.A., Нерович M.II. Лапландский грапулнтовый пояс первичная природа и развитие// Апатиты: ГИ Кол. ФАН СССР, 1990. 168 с.

93. Колодяжный С.Ю. Структурно-вещественная эволюция палеозойских метаморфических образований гор Южные Нуратау (Кызылкумы)// Бюл. Моск. О-ва Испытателей природы. Отд. Геол. 1996. Т. 71. Вып. 1, с. 37 54.

94. Колодяжнын С.Ю. Структурно-вещественные парагенезы Кукасозерского сегмента Северокарсльской зоны// Структурные парагенезы и их ансамбли. Материалы совещания. М.: ГПОС, 1997, с. 64 66.

95. Колодяжнын С.Ю. Структурно-вещественные парагенезы Кукасозерского сегмента Северокарельской зоны (Балтийский щит) // Геотектоника. 1998. № 6. С. 72-89.

96. Колодяжнын С.Ю. Структурные парагенезы и кинематика Койкарской зоны сдвиговых деформаций Карельского массива // Геотектоника. 1999а. № 6. С. 29-44 .

97. Колодяжный С.Ю. Процессы вертикальной аккреции в Северокарельской зоне Балтийского щита// Бюлл. Моск. О-ва Испытателей Природы. Отд. геол., 19996. Т. 74. Вып. 1. С. 14 29.

98. Колодяжный С.Ю. Структурно-кинематические аспекты эволюции Карельского массива в иалеопротеро-зое// Докл. Академии Наук, 2001. Т. 381. № 1. С. 97-102.

99. Колодяжный С.Ю. Структурные парагенезы и кинематика Центрально-Карельской зоны сдвиговых деформаций (Балтийский щит) // Геотектоника. 2002. № 2. С. 59 79.

100. Колодяжный CAO. Кинематическая модель эволюции Карельского массива в иалсопротерозос// Тектоника и геофизика литосферы. Материалы XXXV тектонического совещания. Том. 1. М.: ГЕОС, 2002. С. 253 - 256.

101. Колодяжный CAO. Анализ кинематики Карельского массива в палеопротсрозое // Геотектоника. 2003а. № 3. С. 22-41.

102. Колодяжный CAO. Структурные парагенезы Павловского выступа Воронежской антеклизы //Бюл. Моск. О-ва Испытателей Природы. Отд. геол. 20036. Т. 78. Вып. 4, с. 23 34.

103. Колодяжный С.Ю. К вопросу о генезисе рифейских рифтогенных структур Восточно-Европейской платформы //Доклады Академии Наук, 2003в. Т. 389. №6. С. 781 -785.

104. Колодяжный CAO., Зыков Д.С., Леонов М.Г., Орлов CAO. Особенности эволюции купольно-сдвиговых структур северо-западного Прионсжья (Карельский масеив). // Российский журнал наук о Земле, 2000. Том 2. №2.'С. 11-27.

105. Конелиовнч A.B., Симанович ILM. I 1остседимснтационные преобразования пород иогнийской формации Прионсжья// Проблемы осадочной геологии докембрия. М.: Наука, 1966. С. 61-79.

106. КоппМ.Л. Структуры латерального выжимания в Алышйско-Гималайском коллизионном поясе. -М.: Научный Мир, 1997* -314 с. (Тр. ГИН РАН; Вып. 506).

107. Коросов BAI. Геология доятулийского протерозоя восточной части Балтийского щита (сумий, сариолий). Петрозаводск: КНЦ АН СССР, 1991. 118 с.

108. Корреляция докембрия западной части Восточно-Европейской платформы. Апатиты: Изд-ие Кольского филиала АН СССР, 1987.95 с.

109. Корякин A.C. Некоторые итоги изучения протерозойских кор выветривания Карелии //Изв. АН СССР. Сер. геол. 1970. №9. С. 10-108.

110. Краснова А.Ф., Гуськова Е.Г. Палеомагнетизм раппепротерозойских баэитовых интрузий в районе северозападного Беломорья: 1. Габбро-поритовая интрузия полуострова Толстик // Физика Земли. 1997. № 8. С. 31 37.

111. Кратц КО. Геология карелид Карелии. М.- Л.: Изд-во АН СССР, 1963. 230 с.

112. Кратц К.О., Глебовицкий В.А., Былинский Р.В. и др. Земная кора восточной части Балтийского щита. Л.: Наука, 1978. 232 е.

113. Кратц К.О. Лазарев Ю.П. Основные черты тектонических структур ятулия Карелии // Проблемы геологии Карелии и Кольского полуострова. Мурманск: изд-во Карельск. и Кольск. фил. АН СССР, 1961. С. 43-57.

114. Кудряшов U.M. U-Pb геохронология друзигового массива Жемчужный // Беломорский подвижный пояс: icojioi им. геодинамика, геохронология. Пегргааводск: Кар HI I PAR 1997. 39 с.

115. Кудряшов ИМ. Геохронология парагнейсов, гранитогнейсов и метадиоритов района оз. Сенное (северо-западное Бе-ломорье). Автореф. дис. кавд. наук. СПб., 19%. 28 с.

116. Куликов B.C., Куликова В.В., Лавров Б.С., Писаревский С.А., ПухтельП.С., Соколов С.Я. Суйсарский пикрит-базальтовый комплекс палеопротерозоя Карелии (опорный разрез и петрология). Петрозаводск: Кар. НЦ РАН, 1999. 96 с.

117. Куликов B.C., Слюсарев В.Д., Кочнев-Первухов B.II. Специфика базит-ультрабазитового магмовыделения в Северной Карелии //Изв. АН СССР. Сер. геол. 1974. № 12. С. 160 164.

118. Лавров М.М., Свиридеико Л.П. О сочленении карелид и беломорид в Северной Карелии // Этапы тектонического развития докембрия Карелии. Л.: Наука, 1973. С. 103-107.

119. Левченков O.A., Зингер Т.Ф.,Дук В.Л. и др. U-Pb возраст цирконов гииерстеновых диоритов и граподиоритов о. Попьгом-Наволок (Балтийский щит, Беломорская тектоническая зона) //ДАН. 1996. Т. 349. № 1. С. 90 -92.

120. Левченков O.A., Николаев A.A., Богомолов Е.С., Яковлев С.З. Уран свинцовый возраст кислых магматитов сумия Северной Карелии // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 1994. Т 2, № 1. С. 3 - 10.

121. Леонов М.Г. Олистостромы в структуре складчатых областей. М.: Наука, 1980. 173 с.

122. Леонов MГ. Зслспосланцевый метаморфизм опыт геодинамического анализа. М.: Наука, 1988. 134 е. (Тр. ГИН; Вып. 433).

123. Леонов М.Г. Внутренняя подвижность фундамента и тектогенез активизированных платформ // Геотектоника. 1993. №5. С.16-33.

124. ЛеоновМ.Г. Структурные ансамбли покровно-складчатых зон. М.: Наука, 1993. 150 с. (Тр. 1TIH РАН; Выи. 486).

125. Леонов М.Г. Протрузии кристалического фундамента (факт существования, структура, механизм формирования) // Бюлл. МОИП. отд. геол., 1994. Т.69. Вып.2. стр.3-18.

126. Леонов М.Г. Тектоническая подвижность фундамента и внутриплатформенный тектогенез в свете представлений о нелинейности геологических процессов//Нелинейная геодинамика. М.: Наука, 1994. стр.79-103.

127. Леонов М.Г. Интрабасссйновые (внутриплатные) коллизионные швы и самоблокирующаяся субдукция // ДАН. 1996. Т. 350. № 1. С. 97 100.

128. Леонов М.Г. Тектоника континентального фундамента и вертикальная аккреция консолидированной земной коры // Фундаментальные проблемы общей тектоники. -М.: Научный Мир, 2001. С. 91 154.

129. Леонов М.Г., Зыков Д.С., Колодяжный С.Ю. О признаках тектонического течения горных масс фундамента в постледниковое время (Северо-Карельская зона Балтийского щита)// Геотектоника, 1998, № 3. С. 71 79.

130. Леонов М.Г., Ко.юдяжный C.IO. Структурно-кинематические ансамбли и некоторые особенности постархейской геодинамики Карельского массива (Балтийский щит) // Геотектоника. 2002. № 5. С. 19 44.

131. Леонов М.Г., Ко.юдяжный С. 10., Зыков J (.С., Лишневский ЭЛ., Сомин MJI. Очерки постархсйской геодинамики Карельского массива. M.: ГЕОС, 2001. 120 с. (Тр. ГИН РАН: Выи. 536).

132. Леонов М.Г., Ко.юдяжный С.10., Зыков Д.С., Полещук A.B. Тектоника Онежской мульды. Статья I: особенности геологического строения//Известия высших учебных заведений. Геология и разведка. 2003, № 1. С. 3 11.

133. Леонов М.Г., Ко.юдяжный С.Ю., Зыков Д.С., Полещук A.B. Тектоника Онежской мульды. Статья II: глубинное строение, псотектоника и геодинамика // Известия высших учебных заведений. Геология и разведка. 2003, № 2. С.

134. Леонов М.Г., Колодяжныи С.Ю., Кунина U.M. Вертикальная аккреция земной коры: структурно-всщссгве. аспект. М.: ГНОС, 2000. - 202 с. (Тр. ГИН РАИ; Вып. 521). ISBN 5-89118-157-6

135. Леонов М.Г., Колодяжныи С.Ю., Петрова В.В. О характере взаимоотношений архейского фундамента и ягулииского проточехла Карельского массива (на примере района оз.Сегозеро // Бюлл. МОИ11. Отд. геол. 1999. Т. 74. Вып. 2. С. 3-14.

136. Леонов М.Г., Колодяжныи С.Ю., Соловьев А.Ю. Пластическая деформация и метаморфизм// Геотектоника, 1995, №2, с. 29-48.

137. Леонов М.Г., Колодяжныи С.Ю., Сомин МЛ. Структуры тектонического течения в отложениях протоплаг-форменпого чехла Карельского массива //Бюлл. МОИП. Отд. геол. 1995. 'Г. 70. Вып. 3. С. 20-32.

138. Леонов М.Г., Колодяжныи С.Ю., Сомин М.Л. О тектонической подвижности кристаллических пород фундамента в ядрах антиклинальных складок Северного Прионежья (Балтийский щит) // Геотектоника. 1996. № 1. С. 22-32.

139. Леонов М.Г., Ко.юдяжный С.Ю„ Сомин M.JI. Некоторые особенности строения и генезис глыбовых конгломератов района оз.Паапаярви (Севсрокарсльская зона Балтийского щита) // Докл. АН. 1998. Т. 363. № 6. С. 793-796.

140. Леонов Ю.Г. Платформенная тектоника в свете представлений о тектонической расслоенности земной коры // Геотектоника. 1991. № 6. С. 3 20.

141. Леонов Ю.Г. Тектонические критерии интерпретации сейсмически отражающих горизонтов в нижней коре континентов // Геотектоника. 1993. № 5. С. 4 15.

142. Леонов Ю.Г. Тектоническая подвижность коры платформ на разных глубинных уровнях // Геотектоника. 1997. №4. С. 3-23.

143. Леонов Ю.Г. Континентальный рифтогенез: современные представления, проблемы и решения // Геотектоника. 2001. №2. С. 3-16.

144. Летников Ф.А. Большее С.О., .Пашкевич В.В. Взаимосвязь процессов гранитизации, метаморфизма и тектоники // Геотектоника. 2000. №1. С. 3 22.

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

146. Лишневский D.II. Региональные структурно-нлотностные неоднородности архейского фундамента Карелии в свете 1равиметрических данных // Геотектоника. 1998. № 3. С. 55-68.

147. Лишневский D.II. Раннедокембрийские ipainiTu: трехмерные фигуры и положение в структуре земной коры (на примере Карелии) // Геотектоника, 2000. № 1. С. 23 32.

148. Ловач-Жученко С.Б., Бибикова Е.В., Другова Г.М. и др. Геохронология и петрология магматического комплекса Тупой губы Северо-Западного Бсломорья // Петрология. 1993. Т. 1. № 6. С. 657 677.

149. Лобач-Жученко С.Б., Чекулаев В.П., Арестова H.A., Левский Л.К., Коваленко A.B. Архейские террейны Карелии; их геологическое и изотоино-гсохимическое обоснование// Геотектоника. 2000. № 6. С. 26 42.

150. Лобач-Жученко С.Б., Чекулаев В.II., Степанов B.C., Слабунов А.II. и др. Беломорский пояс ноздпеархей-ская аккреционно-коллизионная зона Балтийского щита// ДА11. 1998. Т. 358. № 2. С. 226 - 229.

151. Лукьянов A.B. Горизонтальные движения по разломам, происходящие при современных катастрофических землетрясениях // Разломы и горизонтальные движения земной коры. М.: Изд-во АН СССР, 1663. С. 34 -113 (Труды ГИН, выи. 80).

152. Лукьянов A.B. Структурные проявления горизонтальных движений земной коры // Тр. ГИН АН СССР, вып. 136, М.: Наука, 1965. 212 с.

153. Лукьянов A.B. Пластические деформации и тектоническое течение горных пород литосферы // Тектоническая расслоенность литосферы. М.: Наука, 1980. С. 105 - 146. (Тр. ГИН АН СССР, вып. 343).

154. Лукьянов A.B. Методические проблемы структурных исследований кристаллических комплексов// Структурные иссследования в областях раннего докембрия. Л.: Наука, 1989. С. 35 52.

155. Лукьянов A.B. Пластические деформации и тектоническое течение в литосфере. М.: Наука, 1991. 144 с.

156. Лукьянов A.B., Лукьянова В.Т. Стресс-метаморфизм в фанерозойских толщах Памира и ТяньШаня. Проблемы структурной геологии и физики тектонических процессов. Ч. II. М.: ГИН АН СССР, 1987. С. 121 172.

157. Макарихин B.D., Медведев IJ.В., Сацук 10.II. Расчленение и корреляция ятулия стратогииичсской местности (нижний протерозой Карелии) // Очерки геологии докембрия Карелии. Петрозаводск: Ип-т. геол. КПЦ РАН, 1995. С. 72-83.

158. Мигматизация и гранитообразованис в различных термодинамических условиях // H.A. Глсбовнцкий, Т.Ф. Зингер, И.К. Козаков и др. Л.: Наука, 1985. 310 с.

159. Милеев B.C. Структурный парагенезис основа корреляции структурных форм, сформированных в единых динамо-кинематических условиях// Принципы и методы изучения структурной эволюции метаморфических комплексов. J1.: Наука, 1978. С. 44 - 55.

160. Миллер Ю.В. Структура архейских зеленокаменных поясов. Л.: Наука, 1988. 144 е.

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

162. Миллер Ю.В. Тектоника области сочленения Беломорского подвижного пояса и Карельского кратопа // Геотектоника. 2002. № 4 . С. 14-25.

163. Миллер Ю.В., Львов А.Б., Мыскова Т.А., Милькевич P.II. Позиция рапненротерозойских друзитов в покровно-екладчатой структуре Беломорского подвижного пояса // Вестник СПбГУ. Сер. 7. 1995. Выи. 4 (№ 28). С. 63-71.

164. Миллер 10.В., Милькевич P.II. Покровно-складчатая структура Беломорской зоны и се соотношение е Карельской гранит-зеленокаменной областью //Геотектоника, 1995. №6. С. 80-92.

165. Миллер Ю.В., Мыскова Т.А., Милькевич P.if. Супракрустальные образования тектонических окон краевой части Карельского кратона (Северо-Западное Беломорье) // Геотектоника, 2002. № 1. С. 13 28.

166. Минц М.В. Палеотектонические реконструкции раннего докембрия восточной части Балтийского щита. I. Ранний протерозой // Геотектоника. 1993. № 1. С. 39 56.

167. Минц М.В. Архейская тектоника миниплит//Геотектоника, 1998, №6. С. 3 -22.

168. Минц М.В., Глазнев В.Н., Конилов А.II. и др. Ранний докембрий северо-востока Балтийского щита: палеогео-динамика, строение, эволюция континентальной коры. М.: Научный мир, 1996. 277 с.

169. Митрофанов Ф.П., Балаганскин В.В., Балашев Ю.А., Ганнибал Л.Ф. и др. U-Pb возраст габбро-анортозитов Кольского полуострова // Докл. РАН. 1993. Т. 331. № 1. С. 95 98.

170. Мтцхх\квюв ФЛ., Баянова ТЛ., Баюбонин ПЛ., Copoxmitu II.O., Пажикнко B1I. Капский глубинный раннедокембрпй-ский кашгзиоп: новые данные по пхпопш, геохроншопш, ихщшамике и металлогении // Всепшк СПб ГУ, Сср.7. Вып.З, №21. -1997. -С.5-18.

171. Mumpwjxmoe ФЛ., Хилынова ВЯ„ Вревский АБ. Состав, ефуктура и процессы архейской литосферы//Тектоника и вопросы метаткташиранжшдокаифия.-М: Наука, 1986. С. 134-144.

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

173. Морозов Ю.А. Об "обратном" кинематическом эффекте при надвигообразовапии и его структурных и тектонических следствиях // Доклады Академии Наук. 2002а. Т. 384. № 3. С. 368 371.

174. Морозов Ю.А. Структурообразующая роль транспрессии и гранстенсии // Геотектоника. 20026. № 6. С. 3 -24.

175. Морозов /O.A., ГафтДЕ. С) природе фанито-гпейсовых куполов Северного Приладожья // Структура и пстро-лоп1Я докембрийских комплексов. M.: ИФЗ ЛН СССР, 1985. С. 3-120.

176. Морозов /O.A., Гетпнер Т.М. Сопоставление природных и экспериментально воспроизведенных структурных ансамблей, сформированных в условиях трапспрессии и трапстспсии// Проблемы эволюции тсктоно-сфсры. М.: ОИФЗ РАН, 1997. С. 219-258.

177. Московченко H.H. Тектоническое строение унаследованных прогибов Северо-Ладожской и Севсро-Карсльской зон. Ссверо-Карельская зона (восточная часть) // Этапы тектонического развития докембрия Карелии. Л.: Паука, 1973. С. 96-102.

178. Московченко П.If., Гурченко С.П. Метаморфизм кианит-силлиманитового типа и сульфидное орудинение. Л.: Наука, 1975. 138 с.

179. Мыскова Т.Л., Милькевич P.II., Львов Л.К, Миллер Ю.В. Происхождение чунинских гнейсов Беломорья в свете новых литолого-геохимических данных // Литология и полезные ископаемые. 2000. № 6. С. 653 664.

180. Негруца В.З. Опыт фациалыюго изучения протерозойских (ягулийских) отложений Центральной Карелии // Сов. геология. 1963. № 7. С. 52-76.

181. Негруца Ii.3. Рапнепротерозойские этапы развития восточной части Балтийского щита. Л.: Наука, 1984. 270 с.

182. Негруца В.3., Полеховский Ю.С. Заонежско-суйсарская глобальная перестройка докембрийской системы кора-мантия // Главиейшие рубежи геологической эволюции Земли в докембрии и их изотопно-геохронологическое обоснование. СПб: ИГГД РАН, 1995. С. 48-49.

183. ПенаховВ.М. Геодинамические особенности раннего архея //Геотектоника, 2001. № 1. С. 3 15.

184. HepwwiJl.lI. Петрология и геохронология анортозитов Лапландского гранулитового пояса. Аигсреф. кавд. дне. Апатиты: Игг КНЦ PAR 1999. 23 а

185. Николаев A.A. Ручьев A.M., Левченков O.A. К геохронолог ии гнейсов чуиинской свиты беломорского комплекса // Геология и магматизм докембрия Карелии: Опср.-информ. Материалы за 1992 г. Петрозаводск: ИГ Кар.НЦ РАН, 1993. С. 55-60.

186. Николаев В.Г. Папионский бассейн (строение осадочного чехла и развитие). М.: Наука, 1986. 104 с. (Тр. ГИ11 АН СССР; Вып. 406).

187. Николаевский В.Н. Механика пористых и трещиноватых сред. М.: Недра, 1984. 232 с.

188. Новикова A.C. Зоны метабазитов в фундаменте Восточно-Европейской платформы. М.: Наука, 1975.152 с.

189. Новикова A.C., Чахмачев В.Г. К вопросу о происхождении Онежско-Сегозерской системы дислокаций // Геотектоника. 1967. №4. С. 22-31.

190. Отчет Центрально-Карельской экспедиции № 32 о результатах поисковых и поисково-оценочных работ в 1988 1990 г. на Заонежской и Уницкой площадях. Министерство Северо-Западной геологии, концерн "Союзгеологоразведка", Чебино, 1991 г.

191. Очерки геологии докембрия Карелии. Петрозаводск: КНЦ РАН, 1995. 194 с.

192. Панасенко Г.Д. Сейсмические особенности северо-востока Балтийского щита. JI.: Наука, 1969. 185 с.

193. Паталаха E.H. Тектоно-фациальный анализ складчатых сооружений фанерозоя. М.: Недра, 1985. 167 с.

194. Паш ai ах a EJI. Тектонический поток типа "торнадо" в геологических структурах: Бразильский щит, Средиземноморье, Черное море // Минеральные ресурсы Украины. 2000. № 1. С. 38 39.

195. Паталаха E.H., Гончар В.В., Трофименко ГЛ. Лагранжева турбулентность и структурообразование тектоно-сферы // Тектоника неогея: общие и региональные аспекты. Т. 2. Материалы XXXIV тектонического совещания. М.: ПЮС, 2001. С. 101 105.

196. Перчук Л.Л. Гсотермобаромстрия и перемещение кристаллических пород в коре и верхней мантии Земли // Соросов-ский образовательный журнал. 1997. № 7. С. 64 - 72.

197. Петров В.П., Волошина З.М. К характеристике метаморфической истории Северо-Карельского пояса каре-лид// Строение и метаморфическая эволюция главных структурных зон Балтийского щита. Апатиты, 1987. е.75-83.

198. Пожчлеико В.II. Строение и данные к формациопиой характеристике Риколатвинской зоны Беломорья // Геология и история формирования докембрийских структур Кольского полуострова. Апатиты: Кол. ФАН СССР, 1984. С. 56-63.

199. Пажтепко BJL, БашиовЮА., Ганнибал Л.Ф., Кощеев OA. Возраст эндогенных процессов Енского самента Беломорья // Главнейшие рубежи гсилопнеской эволюции Земли в докембрии и их шогошю-гагфопаюпиеское обоснование. CI 16., 1995. С. 53-54.

200. Пожиленко В.IL, Гавриленко Б.В., Жиров Д.В., Жабин C.B. Геология рудных районов Мурманской области. Апатиты: Изд. Кольского научного центра РАН, 2002. 359 с.

201. Полканов A.A. Дочетвертичная геология Кольского полуострова и Карелии или наиболее восточной части Фенноскандинавского кристаллического щита // Тр. XVII сес. МГК. М., 1939. T -2. С. 27 58.

202. Прчяткина Л.А., Глебовчцкии В.А., Шлаифштейн Б.А. О ранних стадиях развития Беломорско-Лапландского метаморфического пояса // Восточная часть Балтийского щита, геология и глубинное строение. Л.: Наука, 1975. С. 59-69.

203. Прчяткина Л.А. Шарков Е.В. Геология Лапландского глубинного разлома (Балтийский щит). Л.: Наука, 1979.127 с.

204. Проскуряков В.В., Гаскельберг В.Г., Пилацкий В.Э. и др. Глубинное строение, геодинамика и магматизм восточной части Балтийского щита // Геология северо-запада Российской федерации. СПб.: Сев.-зап. Региональный геол. центр, 1993. С. 4-26.

205. Путеводитель геологических экскурсий по Карелии. Петрозаводск: Ип-т гсологии КПЦ РАИ, 1987. 92 с.

206. Нушкарев 10.Д., Кравченко Э.В., Шесшаков Г.11. Геохронометрические реперы докембрия Кольского полуострова. Л.: Наука, 1978. 136 с.

207. Рагеи Э. Геология гранита. М.: Недра, 1979. 327 е.

208. Расцветаев Л.А/. Парагенетический метод структурного анализа дизъюнктивных тектонических нарушений// Проблемы структурной геологии и физики тектонических процессов. Часть 2. М.: ГИП All СССР, 1987. С. 173-235.

209. Реииек Г.-Э., Счнгх Н.В. Обстановки терригенного осадкоиаконления. М.: Недра, 1981. 439 е.

210. Peiiuep M. Деформация и течение. Введение в реологию. М.: Гос. Науч.- техн. изд-во нефтяной н горпотоп-лнвной лит., 1963. 381 с.

211. Ринконен O.A. Основной вопрос стратшрафии протерозоя центральной Карелии //Проблемы геологии Карелии и Кольского полуострова. Мурманск: изд-во Карельск. и Кольск. фил. АН СССР, 1961. С. 84 89.

212. Робонеи B.II., Рыбаков C.II. Вулканизм в протерозое Карелии. Лопийскнй этап. Вулканические постройки протерозоя Карелии. J1.: Наука, 1978. С. 15-18.

213. Розен О.М., Федоровский B.C. Коллизионные 1раниты и расслоенность земеой коры (примеры кайнозойских, палеозойских и протерозойских коллизионных систем). M.: Научный мир, 2001. 188 с. *Тр. ГТ1Н РАН; Вып. 545).

214. Рундквист Д.В., Минц М.В., Ларин A.M., Пенахов В.М., Рыцк Е.Ю., Гурченко C.II., Чернышев Н.М. Металлогения рядов гсодинамических обстановок раннего докембрия. М.: МПР РФ, РАН, Геокарт. РосГео, 1999. 399 с.

215. Рухин Л.Б. Основы общей палеогеофафии. Л.: Гостоптехиздат, 1962. 628 с.

216. Ручьев A.M. О некоторых особенностях парагнейсов чупинской свиты (беломорский комплекс) // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 1. Петрозаводск: Кар. НЦ РАН. 1998. С. 73 81.

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

218. Ручьев A.M. О протолите северокарельских гнейсов чупинской свиты беломорского комплекса // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып.2. Петрозаводск: Кар. НЦРАН. 2000. С. 12 25.

219. Рыка В., Малшиевская А. Петрофафический словарь: перевод с польского. Москва: Недра, 1989. 590 с.

220. Салоп Д.П. Гнейсо-фанулитовый комплекс фундамент карелид в 11риладож1>е и свекофеннид па юге Финляндии // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1979. Т. 54. Выи. 5. С. 3-1-7.

221. Салье М.Е., Бутузов С.С., Душейко C.II, и др. Геология и пегматитоиоспость беломорид. Л.: Наука, 1985. 251с.

222. СсешовА.П. Платформенный базхпьтовый вулканизм карелид Карелии. Л.: Наука, 1979. 208 с.

223. Свешова А.II. Койкарская вулканическая постройка. Вулканические постройки Карелии. Л.: Наука, 1978. С. 75-82.

224. Свириденко Л.П. Гранитобразование и проблемы формирования докембрийской земной коры (на примере Карелии). Л.: Наука, 1980. 216 с.

225. Седова U.C., Глебовицкий В.А., Семенов А.П. Эволюция метаморфизма позднеархейского периода района Тупой губы оз. Ковдозера, Северо-Западное Беломорье // Петрология. 1996. Т. 4. № 2. С. 150 -170.

226. Сейсмическая модель литосферы Северной Европы. Лапландско-Печенгский район. Авторы: Шаров Н.В., Винофадов А.Н., Галдин Н.Е. и др. Апатиты: ГИ Кол. ФАН, 1997. 226 с.

227. Сергеев С.А., Бибикова E.H., Левченков O.A. и др. Изотопная геохронология гнейсового комплекса Водла // Геохимия. 1990. № 1. С. 73 -83.

228. Сибелев О.С. Особенности тектоно-метаморфичсской эволюции всрхнеархсйского комплекса ссвсро-восточисш части Лсхтинской структуры И Геология и полезные ископаемые Карелии. Вын.З. Петрозаводск: Кар. 11Ц РАН. 2001. С. 54-65.

229. Скляров Е.В., Мачукабюв A.M., Мельников А.II. Комплексы метаморфических ядер кордильерского типа. 11овосибирск: СО РАН, НИЦ ОИГМ, 1997. 182 с.

230. Слабупов А.II. Вер.хнеар.хейская Керстекая гранит-зеленокаменная система Карелии. //Геотектоника. 1993. №5.С. 61 -74.

231. Слабупов A.II. Керетская позднеархейская 1рапит-зелснокаменная система Карелии: Автореф. дис. .канд. геол.-мин. наук. М.: ГИН ЛИ СССР, 1990. 24 е.

232. Соколов В.А. История геологического развития среднего протерозоя Карелии // Геотектоника. 1972. № 5. С. 61-72.

233. Соколов ¡i.A., Галдобина Л.П., Рылеев A.B., Сацук IO.IL, Светов A.II., Хейсканен K.II. Геология, литология и палеогеография ятулия центральной Карелии. Петрозаводск: изд-во "Карелия", 1970. 366 с.

234. Соколов С.Л Концепция тектонической расслоенное™ литосферы: история создания и основные положения // Геотектоника. 1990. № 6. С. 3 19.

235. Сомин М.Л. Доюрское основание Главного хребта и Южного склона Большого Кавказа. М.: Наука, 1971. С. 246.

236. Сомин М.Л., Видяпин Ю.П. Соотношения фундамент-чехол и проблема происхождения альпийской складчатости Большого Кавказа // Геология и полезные ископаемые Большого Кавказа. М.: Наука, 1987. С. 62-69.

237. Сомин М.Л., Травин В.В. О сумийских кварцитах и природе Кукасозерской стр\ кгуры Балтийского шита // ДАН, 2002. Т. 382. № 1. С. 92 96.

238. Степанов B.C. Основной магматизм докембрия Западного Бсломорья. JI.: Наука, 1981. 216 с.

239. Степанов B.C. Ультрабазиты и амфиболиты оз. Серяк (к проблеме генезиса беломорских амфиболитов) // Пегрология глубоко метаморфизованных комплексов Карелии. Петрозаводск: Кар. ФАН СССР. 1983. С. 27 -38.

240. Степанов B.C., Слабупов A.II. Амфиболиты и ранние базит-ультрабазиты докембрия Северной Карелии. JI.: Наука, 1989. 176 с.'

241. Стратиграфия докембрия Карельской АССР (архей, нижний протерозой). Петрозаводск: Кар. филиал All СССР, 1984. 115 с.

242. Строение земной коры юго-восточной части Балтийского шита. Авторы: Голод М.И., Степарь М.М., Гришин A.C. и др. Л.: Наука, 1983. 179 с.

243. Строение литосферы Балтийского щита. М.: Производственно-издательский комбинат ВИНИТИ, 1993. 166 с.

244. Структура лииеамептных зон стресс-метаморфизма. Новосибирск: Наука, 1990. 216 с.

245. Суворов A.II. Главные разломы Казахстана и Средней Азии // Разломы и горизонтальные движения земной коры. М.: Изд-во АН СССР, 1963. С. 173 -237.

246. Суворов A.II. Тектоническая расслоеипость и тектонические движения и континентальной литосфере // Геотектоника. 2000. №6. С. 15 25.

247. Сыстра Ю.П. Структурная эволюция беломорид Западного Бсломорья. Л.: Паука, 1978. 168 с.

248. Сыстра 10.II. Тектоника карельского региона. Санкт-Петербург: Наука, 1991. 176 с.

249. Сыстра Ю.П. Глубинные разломы Северной Карелии //Докембрий Северной Карелии. Петрозаводск: Инс-т. Геол. КНЦ РАН, 1994. С. 202-213.

250. Сыстра Ю.П. Складчатость центральной части Беломорской струкгурной зоны // Беломорский струкгуриый пояс: Геология, геодинамика, геохронология. Петрозаводск: ИГ Кар. НЦ, 1997. С. 4 -18.

251. Сыстра К).II., Скорнякова H.H. Конические складки в древних сложноскладчатых образованиях Северной Карелии //Геотектоника. 1980. № 1. С. 30-42.

252. Талицкий В.Г. Генетические тины структурных парагенезов // Вестн. МГУ. Сер. 4. Геология. 1994. № 4. С. 65 -72.

253. Татцкий В.Г. Некоторые механизмы и следствия деформационных объемных эффектов в неоднородной сред с// Геотектоника , 1998, № 2, с. 93-105.

254. Тапщкий В.Г. Структурные парагепезы как результат процессов самоорганизации и деформируемом геологической среде // Геотектоника , 1999, № 2, с. 80 -93.

255. Таищкий В.Г. Проблемы моделирования тектонических деформаций и модель структурообразовапия в геологической среде // Вестн. МГУ. Сер. 4. Геология. 2002. № 4. С. 3 12.

256. Тевелев A.B. Кинематика классических сдвигов // Общие вопросы тектоники. Тектоника России. Материалы XXXIII Тектонического совещания. М.: ГЕОС, 2000. С. 514 518.

257. Тевелев A.B. Тектоника и кинематика сдвиговых зон. Афтореферат докторской диссерт. М.: МГУ, 2002. 50 е.

258. Тевелев Ал.В., Тевелев Арк.В. Эволюция структурных марагенезов при формировании магматических комплексов // Структурные парагенезы и их анасамбли: Материалы совещания. М.: ГЕОС, 1997. С. 175 177.

259. Тектоническая расслоенность литосферы. М.: Наука, 1980. 215 с. (Тр. ГИН All СССР, вып. 343).

260. Терехов E.H. Строение зон сочленения 1рапулитовых и грапитогнсйсовых комплексов восточной части Балтийского щита. Автореферат канд. диссертации. 1984. 17 с.

261. Терехов E.H. Лежачие складки беломорского комплекса как индикаторы обстановки растяжения // Общие вопросы тектоники. Тектоника России. Материалы XXXIII Тектонического совещания. М.: ГЕОС, 2000. С. 518-521.

262. Терехов E.H. Геологическое строение Лапландско-Беломорского пояса и роль процессов растяжения в его эволюции. Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геол.-мин. наук. Москва: изд-во "Пробел -2000", 2003. 49 с.

263. Терехов E.H., Левицкий В.II. Субщелочные граниты основания Лапландских гранулитовых покровов как геохимические аналоги гранитов рапакиви // Геохимия. 1995. № 2. С. 147 187.

264. Тимофеев В.М. Геологическая карта Карелии // М.; Л., 1935. 44 с.

265. Травин В.В. О гранитоидах фундамента Карелид Северной Карелии // Вопросы геологии докембрия Карелии. Петрозаводск: Инс-т. Геол. КНЦ, 1993. С. 4-24.

266. Травин В.В. Формирование структуры Северо-Карельской синклипорной зоны. Автореферат канд. диссертации. Москва, 1996. 20 с.

267. Травин В.В. К проблеме формирования сложноскладчатой структуры Кукасозерского синклинория (Северная Карелия) // Геотектоника. 2000. № 1. С. 33-45.

268. Тугаринов A.II., Бибикова Е.В. Геохронология Балтийского щита по данным цирконометрии. М.: Наука, 1980.130 с.

269. Тугаринов A.II. Бибикова Е.В., Горлов Н.В. О возрастном взаимоотношении карельской и беломорской формаций // Геохимия. 1970. № 3. С. 303 308.

270. Условия древнего осадконаконлсния и их распознавание. М.: Мир, 1974. 326 с.

271. Фации метаморфизма восточной части Балтийского щита . Беляев O.A., Бушмин С.А., Володичсв и др. Л.: Наука, 1990. 144 с.

272. Федоровский B.C. Гпсйсово-купольный тектоге-нез как индикатор коллизии // Земная кора и мантия. Иркутск: Наука, 1995. С. 105-106.

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

274. Ф> патова В.Т. Геодинамика подмма пижнекоровых пород при формировании Лапландского гранулитового пояса (Кольский полуостров)//Российский геофизический журнал, 1994. -№ 3-4. -С.41-46.

275. Филатова В.Т. Особенности формирования Лапландскот гранулитового пояса: внутри коровам обдукция и образование коллизионной структуры при отсутствии явлений орогенеза // Отечественная геология. 2002. № 1. С. 63-68.

276. Филатова В.Т., Виноградов А.Н. Метаморфизм и геодинамика Лапландско-Кольекого-Кольского коллизиона: математическое моделирование и оценка роли термомеханических процессов // Отечественная ¡теология, 2(ХХ), №6. С. 58-63.

277. Филиппов М.М., Клабуков Б.11. Геофизические признаки шунгитоносных купольных структур// Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 2. Петрозаводск: Кар. НЦ РАН. 2000. С. 80 88.

278. Фонарев B.II., Графчиков A.A., KouiLnoeA.il. Экспериментальные исследования равновесий с минералами переменного состава и геологическая термобарометрия // Экспериментальные проблемы геологии. M.: Наука, 1994. С. 323-355.

279. Фриш Т., Джексон Г.Д., Глебовицкий В.А., Ефимов M.М., Богданова М.Н., Пэрршч P.P. U- РЬ геохронология Колвицкого габбро-анортозитового комплекса, южная часть Кольского полуострова, Россия // Петрология. 1995. Т. 3, № 3. С. 248-254.

280. Ханн В.Е. Региональная геотектоника: Альпийский Средиземноморский пояс. М.: Недра, 1984. 344 с.

281. Ханн В.Е., Божко II.A. Историческая геотектоника. Докембрий. М.: Недра, 1988. 382 с.

282. Харитонов Л.Я. Типы разрезов, стратиграфия и некоторые вопросы структуры и машатизма Карелии // Сон. геол. 1963. №4. С. 24-53.

283. Харитонов Л.Я. Структура и стратиграфия карел ид восточной части Балтийского щита. M.: Паука, 1966. 360 с.

284. Хейсканен K.II. Карельская геосинклиналь. JI.: Паука, 1980. 165 с.

285. Хейсканен К.II. Палеогеография Балтийского щита в карельское время. Петрозаводск: КНЦ АН СССР. 1990. 126 е.

286. Хейсканен K.II. Коррляция карельских образований Балтийского щита // Очерки геологии докембрия Карелии. Петрозаводск: Ин-т. геол. КНЦ РАН, 1995. С. 3-21.

287. Хейсканен K.II. Раннепротерозойские седиментационные бассейны Балтийского щита (корреляция разрезов, реконструкции, эволюция). Автореферат докторской диссертации. СПб-Петрозаводск: КНЦ РАН. 1996.64 с.

288. Цьонь О.В. Изотопы свинца в чарнокитах Северной Карелии // Изотопные методы и проблемы геологии докембрия Карелии. Петрозаводск: Кар. НЦ РАН, 1985. С. 41 54.

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

290. Чередниченко А.II. Тектоснофизические условия минеральных преобразований в твердых горных породах. Киев: Наукова думка, 1964. 183 с.

291. Шарков Е.В. Континентальный рифтовый магматизм нижнего протерозоя Карело-Кольского региона // Геотектоника. 1984. № 2. С. 37-50.

292. Шарое Н.В. Литосфера Балтийского щита по сейсмическим данным. Апатиты: Изд-во Кольского НЦ РАН, 1993. 145 с.

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

294. Шарков Е.В., Смолкин В.Ф., Красивская II.C. Раннепротерозойская магматическая провинция высокомагнезиальных бонинитоподобных пород // Петрология. 1997. Т. 5. С. 503 522.

295. Шатский Г.В., Горощенко Г.Л. Минерагения ятулийских образований Северо-Карельской зоны на примере Кукасозерского синклинория // Литол. и полезные ископаемые. 1991. № 6. С. 107-120.

296. Ш\'льдинер B.II. Геотермальные серии и фациальные типы метаморфических комплексов // Докл. РАН 1992. Т. 327, N 46. С. 551 -558.

297. Шуркин К.А., Горлов Н.В., Салье М.Е., и др. Беломорский комплекс Северной Карелии и юго-запада Кольского полуострова (Геология и пегматитопосиость). М.; Л.: изд-во АН СССР, 1962. 306 с.

298. Шуркин К.А., Шемякин В.М. Пушкарев Ю.Д. и др. Геология и магматизм области сочленения беломорнд и карелид (Бсломорско-Карельскин глубинный разлом). Л.: Паука, 1974. 134 е.

299. Щипцова H.H. Наложенные деформации района озер Верхнее и Нижнее Кумозеро (Северная Карелия) // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып.2. Петрозаводск: Кар. НЦ РАН. 2000. С. 26 34.

300. Щипцова II.II. Свекофеинская складчатость в гранитоидах юго-восточного берега Кукасозера (Тайболъярв-минский домен)//Докембрий Северной Карелии. Петрозаводск: Инс-т. Геол. КНЦ, 1994а. С. 191-201.

301. Щипцова H.H. Свекофснпская складчатость в гранитоидах северо-восточной части Пьяозсрского блока // Докембрий Северной Карелии. Петрозаводск: Инс-т. Геол. КНЦ, 19946. С. 202-213.

302. Э? В.В. Особенности структуры метаморфических толщ //Очерки структурной геологии сложно дислоцированных толщ. М.: Недра, 1970. С. 192-258.

303. Di В.В. Складкообразование в земной коре. М.: Недра, 1985. 240 с.

304. Эскола II. Докембрий Финляндии // Докембрий Скандинавии. М.: Мир, 1967. С. 154-261.

305. Этапы тектонического развития докембрия Карелии. Л.: Наука, 1973. 175 с. (Тр. ИГ Кар. фил. АН СССР. Вып. 18).

306. Allertoii S. Geometry and kinematics of vertical-axis rotations in fold and thrust bells // Tectonopliysics, 1998. Vol. 299. P. 15 30.

307. Amelia Yii.V., Hearman L.M., Semenov V.5. U-Pb geochronology of layered mafic intrusions in the eastern Baltic Shield: implications for the timing and duration of Paleoproterozoic continental rifting // Precambrian Research, 1995. Vol. 75. P. 31 -46.

308. Balagansky V.V., Timmcrman M.J., Kislilsyn R.V. 2.5-1.9 Ga magmatism, mctamorphism and deformation in the southeastern branch of the Lapland granulitc belt, Kola Peninsula, Russia // Terra Nova 6 (Suppl 2). 1994. 1'. 2.

309. Barbcy P., Raiili M. The granulitc belt of Lapland // Granulites and crustal evolution. Kluwer Acad. Publ., Netherlands, 1990. P. 111 132.

310. Beard A.D., Downcs II, Vetrin V., Kempton P.O., Mahiski H. Pedogenesis of Devonian Iamprophyre and carbonatite minor intrusions, Kandalaksha (Kola Peninsula, Russia) // lithos, 1996. N 39. P. 93 -119.

311. Bchrmann J.II. A precautionary note on shear bands as kinematic indicators // Journal of Structural Geology, 1987. Vol. 9, No. 5/6, pp. 659-666.

312. Bell Т.Н. Deformation partitioning and porphyroblast rotation in mctamorphic rocks: a radical reinterpretation// Journal of metamorphic Geology, 1985, v. 3, pp. 109- 118.

313. Bernard-Griffiths J., Peucat J.J., Postaire В., Vidal Ph., Convert J., Moreau B. Isotopie data (U-Pb, Rb-Sr, Pb-Pb and Sm-Nd) on mafic granulites from Finnish I^pland // Precambrian Res. 1984. Vol. 23. P. 325-348.

314. Berlhe I)., Brim J. P. Involution of folds during progressive shear in the South Armorican shear zone, France// Journal of Structural Geology, 1980, Vol. 2, No. 1/2, pp. 127-133.

315. Berthe IX, Choukroune P., Jegouzo P. Orthogneiss, mylonite and non-coaxial deformation of granites; example of South Armoricain shear zone// Journal of Structural Geology, 1979, v. 1, pp. 31 -42.

316. Blumenfeld P., Bouchez J.L. Shear criteria in granite and migmatite deformed in the magmatic and solid states// Journal of Structural Geology, 1988, v. 10, pp. 361 -372.

317. Bogdanova S.V., Bibikova E.V. The "Saamian" of the Belomorian Mobile Belt: new geochronological constrains // Precambrian Res. 1993. N 64. P. 131 152.

318. Bogdanova S.V., Pashkevich I.K., Gorbatchev R., Orlyuk M.I. Riphean rifting and major Palaeproterozoic crustal boundaries in the basement of the East European Craton: geology and geopliisics // Tectonophysics, 268, 1996. P. 1 -21.

319. Bowes D.R., Halden N.M., Koistinen TJ., Park A.F. Structural features of basement and cover rocks in the eastern Sveeokarelides, Finland //Precambrean Tectonics Illustrated. Stuttgart: Springcr-Verlag, 1984. P. 147-171.

320. Brunei M. Quartz fabrics in shear-zone mylonite: evidence for major imprint due to late strain increments// Tectonophysics, 1980, v. 64, pp. T33 T44.

321. Carey S.W. Genesis of the Himalayan System from Turkey to Burma //Geol. Surv. India Misc. Publ. 1982. N 41, pt. 3. P. 401 -416.

322. Carey S.W. The orocline concept in gcotcctonics // The papers and proceedings of the Royal Society of Tasmania. 1955. Vol. 89. P. 255-288.

323. Chen P., MolnarP. The depth distribution of intracontinental and intraplate earthquakes and its implications for the thermal and meehanical properties of the lithosphere // Journal of geophysics, 1983. Res. 88. P. 4183 4214.

324. Choukroune P., Gapais D., Merle O. Shear criteria and structural symmetry // Journal of Structural Geology, 1987, Vol. 9, No. 5/6, pp. 525-530.

325. Cobbold P. R., Quinquis H. Development of sheath fold in shear regimes// Journal of Structural Geology, 1980. V.2. N '/=, pp. 119-126.

326. Cobbold P.R., Gapais D. Shear criteria in rocks: an introductory review// Journal of Structural Geology, 1987, Vol. 9, No. 5/6, pp. 521-523.

327. Cox S.F. Antitaxial crack-seal vein microstructures and their relationship to displacement path. //Journal of Structural Geology. 1987. V. 9, pp. 779-787.

328. Dewey J.F. Nature and origin of kink bands.//Tectonophysics, 1965, v. 1, pp. 459 494.

329. EkdahlE. Early proterozoic Karelian and Svecokarelian formations and the evolution of the Raahe-I^doga Ore Zone, based on the Pielavcsi area, central Finland // Geol. Survey of Finland. Bull. 1993. V. 373.137 p.

330. Escola P. The problem of mantled gneiss domes // Quart. Journal Geol. Soc. London. 1949. V. 104. Pt. 4. p. 461-476.

331. Etchecopar A., Malavieille J. Computer models of pressure shadows: a method for strain measurement and shear-sense determination// Journal of Structural Geology, 1987, v. 9, No. 5/6, pp. 667 677.

332. Etchecopar A., Vasseur G. A 3-D kinematic model of fabric development in polycrystallinc aggregates: comparisons with experimental and natural examples// Journal of Structural Geology, 1987, Vol. 9, No. 5/6, pp. 705-717.

333. Fe nil ID., Morris A.P. Dilational normal faults//Journal of Structural Geology, 2003, Vol. 25. P.183 196.

334. Fletcher R. C. Three-dimensional folding of an embedded viscous layer in pure shear// Journal of Structural Geology, 1991, Vol. 13, No. 1, pp. 87-96.

335. Frisch T., Jackson G.D., Glebovitsky VA., Yefunov M.M., Bogdanova M.N., Parrish R.R. U-Pb ages of zircon from the Kolvitsa gabbro-anorthosite complex, southern Kola peninsula, //Russia. Petrology 3, 1995. P. 219-225.

336. Frisch W., Dunkl J., Kuhlemann J. Post-collisional orogen-parallel large-scale extension ill the Eastern Alps // Tectonophysics. 2000. Vol. 327. P. 239 265.

337. Goal G., Gorbatchev R. An outline of the Precambrian evolution of the Baltic Shield // Precambrian Res., 1987. Vol. 35. N 1 -2. P. 15-72.

338. Gamoiid J.F. Bridge structures as sense of displacement criteria in brittle fault zones// Journal of Structural Geology, 1987, Vol. 9, No. 5/6, pp. 609 620.

339. Gapais D., Bale P., Choukroune P., Cobbold P.R., Manjoub Y., Marquer D. Balk kinematics from shear zone patterns: some field examples// Journal of Structural Geology, 1987, Vol. 9, No. 5/6, pp. 635 646.

340. Ghosh S.K., Ramberg II. Reorientation of inclusions by combination of pure shear and simple shear// Tectonophisics, 1976, v. 34, pp. 1 -70.

341. Giuseppe Cello, Stefano Mazzoli. Extensional processes driven by large-scale duplexing in collisional regimes // Journal of Structural Geology, 1996, Vol. 18, N 10. P. 1275 1279.

342. Glebovitsky V.A. Tectonics and Metamorphism of Early Precambrian: the Eastern Baltic shield. In: //Regionalnaya Geologia I Metallogeniya. 1993. vol. N 1. P. 7-27.

343. Glebovitsky, V.A. Early Precambrian of Russia. Harwood Acad. Publishers, 1997. 261 p.

344. Gorbatsclicv R., Bogdanova S. Frontiers in the Baltic Shield // Prec. Res. 1993. V. 64. P. 3 21.

345. Gosli S.K. The problem of shearing along axial plane foliations// Journal of Structural Geology, 1982, v. 4, pp. 63 -68.

346. HanmerS. Asymmetrical pull-aparts and foliation fish as kinematic indicators// Journal of Structural Geology. 1986. v. 8, pp. 111 122.

347. HanmerS., Passchier C. Shear-sense indicators: a review. //Ottawa, Geological survey of Canada, 1991, Paper 9017, 72 p.

348. Harland W.B. Tectonic transpression in calidonian Spitsbergen// Geological Magazine, v. 108, 1971, pp. 27 42.

349. Harris L.B., Koyi tl.A. Centrifuge modelling of folding in high-grade rocks during rifting // Journal of Structural Geology, 2003, Vol. 25. P. 291 305.

350. Ilobbs B.E., Means W.D., Williams P.F. An outline of structural geology. Wiley and Sons, 1976,571 p.

351. Hoist B.T., Foote G.R. Joint orientation in Devonian rocks in the northern portion of the lower peninsula of Michigan // Geol. Soc. Amer. Bull. Part 1. Vol. 92. P. 85-93.

352. Huh ma II. Sm-Nd, U-Pb and Pb-Pb isotopic evidence fot the origin of the Early Proterozoic Svecokarelian crust in Finland // Geol. Surv. Finll. Bull. 1986. V. 337. 48 p.

353. Ivanov S.N. Ivanov K.S. Hydrodynamic zoning of Earth's crust and its significance // J. Geodynamics. 1993. V. 17. N4. P. 155- 180.

354. Jegouzo P. The South Armorican shear zone// Journal of Structural Geology, 1980, Vol. 2. No. 1/2. P. 39 47.

355. Jones R.R., Tanner P.G. Strain partitioning in transpression zones// Journal of Structural Geology, 1995, v. 17, No. 6, pp. 793 802.

356. Jordan P.G. The deformation behavior of bimineralic limestone-halite aggregates. //Tectonophysics, 1987. v. 135, pp. 185- 197.

357. Karki A., Laajoki K. An interlinked system of folds and ductile shear zones late stage Svecokarelian deformation in the central Fennoscandian Shield//J. Structural Geology. 1995. Vol. 17. P. 1233-1247.

358. Karki A., Laajoki K., Lunkas J. Major Paleoproterozoic shear zones of the Central Fennoscandian Sield // Precambrian Rasearch. 1993. Vol. 64. P. 207 224.

359. Koistinen T. Structural evolution of an early Protcrozoic strata-bound Cu-Co-Zn deposit, Finland // Transaction of the Royal Society of Edinburg. 1981. Vol.72. P. 115- 158.

360. KontinenA. An early proterozoic ophiolite the Jormua mafic-ultramafic complex, northeastern Finland// Prec. Res. 1987. Vol.35, N.I. P313-341.

361. Koyi ¡¡A., Skclton A. Centrifuge modelling of the evolution of low-angle detachment faults from high-angle normal faults // Journal of Structural Geology, 2001. Vol. 23. P. 1179 1185.

362. KrillA.G. Svecokarelian thrusting with thermal inversion in the Karasjok-Ixvajok area of the northern Baltic Shield //Nor. Geol. Unders. 1985. Vol. 403. P. 89- 101.

363. Lacassin R. Kinematics of ductile shearing from outcrop to crustal scale in the Monte Rosa nappe, Western Alps// Tectonics, 1987, v. 6, pp. 67 88.

364. Lalitineii R. Arehaean-Protero/.oic transition: geochemistry, provenance and tectonic setting of metasedimentary rocks in central Fennoscandian Shield, Finland // Precambrian Research, 2000. Vol. 104. P. 147 174.

365. Leonov M.G., Kolodyazhny S.Yr., Somin M.L. Tectonic flow structures in basement and protoplatform cover// Abstracts 11th Intern, conf. on Basement Tectonics' 94. Geoforschungzentrum. Potsdam, Germany.1994. p.84.

366. Lister G.S., Davis G.A. The origin of metamorphic core complexes and detachment faults formed during Tertiary continental extension in the northern Colorado River region, U.S.A. // Journal of Structural Geology. 1989. Vol. 11. No. 1/2. PP. 65-94.

367. Lister G.S., Snokc A.W. S-C Mylonites//Journal of Structural Geology, 1984, v. 6, pp. 617 638.

368. Lister G.S., Williams P.P. The partitioning of deformation in flowing rock masses. //Tectonophysics, 1983, v. 92, pp. 1-33.

369. Lnosto U., Lanne E., Korhonen H. Deep structure of the Earth's crust on the SVEKA profile in central Finland //Ann. Geophys. 1984. V. 2. P. 559-570.

370. Malavieille J. Kinematics of compressional and extensional ductile shearing deformation in a metamorphic core complex of the northeastern Basin and Range// Journal of Structural Geology, 1987, v. 9, No. 5/6, pp. 541 554

371. Malavieille J., Etchecopar A. Burg J.P. Analyse de la geometrie des zones abritees: simulation et application a des exemples natures// Comptes Rendus de 1' Academie des Sciences, Paris, 1982, v. 294, pp. 279 284.

372. Mancktclow N.S., Pavlis T.L. Fold-fault relationships in low-angle detachment systems. //Tectonics. 1994, vol.13, N.2, p.668 685.

373. MarcouxJ., Brun J.P., Burg J.P., Ricou L.E. Shear structures in anhydrite at the base of thrust sheets (Antalya, Southern Turkey)// Journal of Structural Geology, 1987, v. 9, No. 5/6, pp. 555 561.

374. Marker M. Tectonic interpretation and new crustal modelling along the Polar profile, Northern Baltic Shield // Proceeding of the Sixth Workshop on the European Geotraverse (EGT) Project, Strasbourg, 1990. P. 9 22.

375. Martel S.J. Formation of compound strike-slip fault zones, Mount Abbot quadrangle, California// Journal of Structural Geology, 1990, v. 12, pp. 869-882.

376. Mawcr C.K. Shear criteria in Grenville Province, Ontario, Canada// Journal of Structural Geology, 1987, v. 9, No. 5/6, pp. 531-539.

377. McBride J.II. Understanding basement tectonics of an interior cratonic basin: southern Illinois Basin, USA // Tectonophysics, 1998. Vol. 293. P. 1-20.

378. McBridcJ.lL, Nelson WJ. Style and origin of mid-Carboniferous deformation in the Illinois Basin, USA Ancestral Rockies deformation? //Tectonophysics, 1999. Vol. 305. P. 249 - 273.

379. Means W.D. The concept of steady-state foliation. Tectonophysics, 1981, v. 78, pp. 179 199.

380. Means W.D., Hobbs B.E., Lister G.S., Williams P.F. Vorticity and non-coaxialty in progressive deformations// Jornal of Structural Geology, 1980, v. 2, p. 371 378.

381. Melezhik V., Fallick A.E., Makarikhin V.V., Lyubtsov V.V. Links between Palaeoproterozoic paleogeography and rise and decline of stromatolites: Fennoscandian Shield // Precambrian Research, 1997. Vol. 82. P. 311 348.

382. Mcrtanen S., Halls H. €., Vuollo J.I. et al. Paleomagnetism of 2,44 Ga mafic dykes in Russion Karelia, eastern Fennoscandian Shield implication for continental reconstruction // Precambrian Res. 1999. V. 98. P. 197-221.

383. Mitrofanov F.P., Bayanova, T.B. A new geocluonology of the formation of the Kola rift-obduction system// Abstract and Proceedings of COPENA conference, Norgcs (icologiskc Undersogclsc, Report 97, 1997. P. 131.

384. Mitrofanov F.P., Pozltilcnko V.l., Smolkin V.E., Arzamastscv AA., Ycvzcrov V.Ya., I.yubtsov V.V., Shipilov E.V., Nikolacva S.B., Fcdotov ZltA. Geology of the Kola Peninsula (Baltic Shield). Apatity, KSC RAS. 1995. 145 p.

385. Morley C.K. A tectonic model for the Tertiär)' evolution of strike-slip faults and rift basins in SE Asia // Tcctonophysics. 2002. Vol. 347. P. 189- 215

386. Naylor M.A., Mandl G., Sijpesteijn C.H.K. Fault geometries in basement-induced wrench faulting under different initial stress states// Journal of Structural Geology, 1986, v. 7, pp. 737 -752.

387. Ncuvoncn K.I., Korsman K., KouvoO., PaavolaJ. Pale-omagnetism and age relations of the rocks in the Main Sulphide Ore Belt in central Finland// Bull. Geol. Soc. Finland. 1981. V. 53. Pt. 2. P. 109-133.

388. Nironcn M. The Svecofennian Orogen: a tectonic model//Prcc. Res., 1997. V. 86. P. 21 -44.

389. Park A.F. Accretion tectonism in the Proterozoic Svecokarelides of the Baltic Shield // Geology. 1985. Vol. 13. P. 725-729.

390. Passchcr C.W. Efficient use of velocity gradient tensor in flow modelling. //Tectonophysics,1987, v. 136, p. 159 -163.

391. Passchicr C.W. Stable positions of rigid objects in non-coaxial flow a study in vorticity analysis// Journal of Structural Geology, 1987, v. 9, No. 5/6, pp. 679 - 690.

392. Passchicr C.W., Simpson C. Porphyroclast systems as kinematic indicators//Journal of Structural Geology, 1986, v. 8, pp. 831 844.

393. Pcrchuk I.I. P-T-fluid regimes of metamorphism and related magmatism with specific reference to the Baikal I.ake granulites // Ev olution of metamorphic belts. Gcol. Soc. Lond. Spec. Publ. 42, 1989. P. 275 291.

394. Pcrchuk /,./„. Studies in magmatism, metamorphism, and geodynamics// Litem. Geol. Rev. 33. 1991. P. 311 374.

395. Pcrchuk L.l., Krotov A.V. Petrology of the mica schists of the Tanaelv belt in the southern tectonic framing of the Lapland granulite complex// Petrology, 1998. 6 (2). P. 149-179.

396. Petit J. P. Criteria for the sense of movement on fault surfaces in brittle rocks// Journal of Structural Geology, 1987. v. 9, No. 5/6, pp. 597 608.

397. Pique A., Jeannettc D., MichardA. The Western Meseta shear zone, a major and permanent feature of the Hercynian belt in Morocco// Journal of Structural Geology. 1980, Vol. 2, No. 1/2, pp. 55-61.

398. Ponce de Leon M. L, Choukroune P. Shear zone in the Iberian Arc// Journal of Structural Geology, 1980, Vol. 2. No. 1/2, pp. 63-68.

399. Puclitcl LS., Bntgmann G.E., Hofmann A.W. Precise Re-Os mineral isochron and Pb-Nd-Os isotope syslematics of a mafic-ultramafic sill in the 2.0 Ga Onega plateau (Baltic Shield) // Earth and Planetary Sciencc Letters. 1999. Vol.170. P. 447-461.

400. Puchtcl LS., 11 of mann A.W., Megzcr K. ct al. Petrology of a 2,41 Ga remarkably fresh komatitic basalt lava lake in Lion Hills, central Vetreny Belt, Baltic Shield // Contrib. Miner. Petrol. 1996. V. 124. P. 273 290.

401. Ramberg II. Particle paths, displacement and progressive strain applicable to rocks. //Tectonophysics, 1975, v. 28, p. 1-37.

402. Rambcrgll. Gravity, deformation and geological application// Academic Press, New York, 1981. 418 p.

403. Ramsay J. G. Shear zone geometry: a review//Journal of Structural Geology, 1980, Vol.2, No. 1/2, pp. 83-99.

404. Ramsay J. G., Graham R.II. Shear variation in shear belts//Canadian Journal of Earth Sciences, 1970, v. 7, pp. 786 -813.

405. Ramsay J.G., Huber M.I. The techniques of modern structural geology, Volume 1: Strain analysis. Academic Press, London, 1983. 307 p.

406. Ramsay J.G., Huber M. I. The techniques ofmordern structural geology, Volume 2: Folds and Fractures. London, etc.: Academic Press, 1987, pp. 309-700p.

407. Reynolds O. On the dilatancy of media composed of rigid particles in contact// Phil. Mag., 1885, ser. 5, v. 20, No 127, pp. 203-213.

408. Ricdal W. Zur Mechanik geologischer Brucherscheinungen// Zcntbl. Miner. Geol. Palaeont. Abh. B. 1929, pp. 354368.

409. Roberts D. Pull-apart stepover structures in an asphalted road surface a geological curiosity // Journal of Structural Geology. 2000.Vol. 22. P. 1469 - 1472.

410. Sanderson DJ., Marchini R.D. Transpression//Journal of Structural Geology, 1984, v. 6, pp. 449-458.

411. Schoneveld C. A study of some typical inclusion patterns in strongly paracrystalline rotated garnets// Tectonophysics, 1977, v. 39, pp. 453 - 471.

412. Schultz-Ela D.D., Walsh P. Modeling of grabens extending above evaporites in Canyonlands Natinal Park, Utah // Journal of Structural Geology, 2002, Vol.24, pp. 247-275.

413. Scisciani V., Tavaniclli E., Calamila F. The interaction of extcnsional and contractional deformations in the outer zones of the Central Apennines, Italy. //Journal of Structural Geology. 2002. Vol. 24. P. 1647 1658.

414. SharkovE.V., Smolkin V.E. Hie early Protcrozoic Pechenga-Varzuga Bell: a case of Precambrian back-arc spreading 11 Precambrian Res., 1997. Vol. 82. P. 133 151.

415. Shimamoto T. Hie origin of S-C mylonitcs and a new fault-zone model// Journal of Structural Geology, 1989. Vol. 11, No. 1/2, pp. 51-64.

416. Slmldiner V.I., Hallibacv Sh.K., Glebo\'ilsky VA., Kozyrcva l.V. Geology of the north-west Indoga region // Field trip Guidebook. St.-Petcrsburg., 1995.85 p.

417. Sims IX, Fcrrill D.A., Stamatakos J A. Role of a ductile decollement in the development of pull-apart basins: Experimental results and natural examples // Journal of Structural Geology. 1999. Vol. 21. P. 533 554.

418. Strand K., Laajoki K. Application of the parasequence concept to the Paleoproterozoic record of the northern I'ennoscandian Shield // Precambrian Research, 1999. Vol. 97. P. 253 267.

419. Swanson M.T. Extcnsional duplexing in the York Cliffs strike-slip fault system, southern coastal Maine// Journal of Structural Geology, 1990, Vol. 12, No. 4, pp. 499-512.

420. Talbot C.J. Fold trains in glacier of salt in southern Iran// Journal of Structural Geology, 1979, v. 1, pp. 5- 18.

421. Thompson A.B. Ileal, fluids, and melting in the granulite facies // Granulites and crustal evolution. Kluwer, Dordrecht, 1990. P. 37 58 (NATO Asi Series C).

422. Timmcrman, M.J., Balagansky, V.V. Tectonic and thermal evolution of the Palaeo-proterozoic Kolvitsa Belt, Kola Peninsula, Russia//Terra Nova 6 (2), 1994. P. 19.

423. Timmcrman MJ., Daly S.J. Sm-Nd evidence for late Archcan crust formation in the Lapland-Kola Mobile Belt, Kola Peninsula, russia and Norway // Precambrian Res., 1995. Vol. 72. P. 97 107.

424. Treagus S.H. A theory of finite strain variation through contrasting layers and its bearing on cleavage refraction// Journal of Structural Geology, 1983, v. 5, pp. 351 368.

425. VogelD.C., VtioIIoJ.I., Alapieti T.T., James R.S. Tectonic, stratigraphic, and geochemical comparisons between ca. 2500-2440 Ma mafic igneous events in the Canadian and Fennoscandian Shields // Precambrian Research, 1998. Vol.92. P. 89-116.

426. Ward P. Early Proterozoic deposition and deformation at Karelian Craton Margin in Southeastern Finland // Precambrian Research. 1987. Vol. 35. P. 71-93.

427. Wernicke B. Uniform-sense normal simple shear of the continental lithosphere // Canad. J. Earth Sci. 1985. V. 22. P. 789 795.

428. Williams P.F. Foliation: a review and discussion. Tectonophysics, 1977, v. 39, pp. 305 328.

Информация о работе

Колодяжный, Сергей Юрьевич
доктора геолого-минералогических наук
Москва, 2004
ВАК 25.00.03

Диссертация

Структурно-кинематическая эволюция Карельского массива и Беломорско-Лапландского пояса в палеопротерозое - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы