Свекофенниды Фенноскандии: пространственно-временная корреляция эндогенных процессов

Балтыбаев, Шаукет Каимович

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Свекофенниды Фенноскандии: пространственно-временная корреляция эндогенных процессов
ВАК РФ 25.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Свекофенниды Фенноскандии: пространственно-временная корреляция эндогенных процессов"

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК Институт геологии и геохронологии докембрия

На правах рукописи

УДК551.1/.4+552.11

Балтыбаев Шаукет Каимович

Свекофенниды Фенноскандии: пространственно-временная корреляция эндогенных процессов

Специальности 25.00.01 - общая и региональная геология 25.00.04 - петрология, вулканология

Автореферат

диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Санкт-Петербург 2005

Работа выполнена в Институте геологии и геохронологии докембрия РАН Официальные оппоненты:

Ведущая организация: Институт геологии Карельского научного центра Российской Академии Наук

Защита состоится 7 февраля 2006 года в 14ю часов на заседании Диссертационного совета Д.002.047.01 в Институте геологии и геохронологии докембрия РАН по адресу: 199034, Санкт-Петербург, наб. Макарова, 2.

диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института геологии и ^Щ, геохронологии докембрия РАН

Отзывы на автореферат высылать по адресу: 199034, Санкт-Петербург, наб. Макарова, 2, ИГГД РАН. Ученому секретарю Диссертационного совета Д.002.47.01.

Тел.: (812)3280362, Факс: (812)3284801, E-mail: SB@SB2085.spb.edu

Автореферат разослан "_декабря 2005 года.

Ученый секретарь

диссертационного совета к.г-м.н. Т.П.Щеглова

доктор геолого-минералогических наук

Бибикова Елена Владимировна

(ГЕОХИ РАН, г. Москва)

доктор геолого-минералогических наук

Лобач-Жученко Светлана Борисовна

(ИГГД РАН, г. Санкт-Петербург)

доктор геолого-минералогических наук

Петров Валентин Петрович

(ГИ КНЦ РАН, г. Апатиты)

Введение

За последние два-три десятилетия опубликовано много новых данных и идей, касающихся докембрийской истории развития Фенноскандинавского (Балтийского) щита. Они определили уровень современного знания о происхождении и эволюции архейских и протерозойских литоеферных блоков, показали общность, а в ряде случаев - уникальность, механизмов многих геологических явлений в истории Земли. Однако сложилась ситуация, когда в силу географического расположения геологических структур, уровень изучения Фенноскандинавского щита российскими исследователями оказался неодинаковым: большинство работ было посвящено его северовосточной части. Свекофеннская область наименее освещена, хотя для нее многие вопросы, связанные с режимом, длительностью, периодичностью свекофеннских процессов требуют анализа и переосмысления с учетом новых данных мультидисциплинарных исследований.

Современные методы исследования, включая изотопное датирование эндогенных процессов, позволяют более обоснованно проводить выделение регионов и геологических структур, характеризующихся спецификой развития. Применение этих методов выявляет новые закономерности в эволюции взаимосвязанных или автономно проявленных свекофеннских корообразующих процессов в латеральном и вертикальном срезах в пределах Свекофеннского орогена. Становится актуальной задача не только выявления синхронных или квазисинхронных процессов в пределах этого во многих отношениях хорошо изученного орогена, но и предметного сопоставления закономерностей пространственно-временной эволюции процессов при меняющихся геодинамических обстановках.

Для Свекофеннского пояса накопившийся материал рассматривается в контексте развития современных модельных решений, а также обсуждения и обоснования дискуссионности некоторых существующих представлений. Целевая задача настоящей работы заключалась в синтезе новых данных, как личных, так и полученных другими исследователями, что позволило выявить и проанализировать закономерности строения и эволюции свекофеннид Фенноскандии. Решение этих вопросов должно помочь в уточнении» расширении и выработке дополнительных ограничивающих параметров, которые являются ключевыми элементами при разработке обоснованной модели развития тех или иных структур Земли. Терминология.

юго-западе и рифейским чехлом на юго-востоке (рис.1). Такое деление в наиболее простом виде отражает структурно-вещественную и возрастную принадлежность пород Фенноскандинавского щита и соответствует районированию, принятому в большинстве работ (Саа1, СогЬа1БсЬеу, 1987; Когетап а1., 1988; Глебовицкий, 1993; Мгопеп е1 а1., 2000 и др.).

Свекофенниды. Согласно толковому словарю ('Толковый словарь...", том 3, 1979) этим термином характеризуется подразделение раннего протерозоя на Фенноскандинавском щите. Такое определение достаточно расплывчато и указывает только на возрастную принадлежность пород. На практике термином свекофенниды называют как стратиграфическое, так и тектоническое подразделение. Как стратиграфическое подразделение - это

« 5

Р,,

Рис. 1. Схематическое отображение некоторых тектонических блоков Фенноскандии с делением по возрастному признаку преобладающих комплексов (на основе ваа!, богЬайсЪеу, 1987, с дополнениями). Буквами показаны населенные пункты: Ф - Феуске, Б - Буде, И - Иоккмокк, Л - Лулеа, Р - Раахе. ЦФГК - Центрально-Финляндский гранитоидный комплекс, ЦЛГК -Центрально-Лапландский гранитоидный комплекс, ЦЛЗП - Центрально-Лапландский зеленокаменный пояс, ПП - пояс Пюхисалми, ППр - пояс Перапохья, ЛГП -Лапландский гранулитовый пояс. Пунктиром показана предполагаемая граница, к югу от которой не встречаются допротерозойские породы.

комплекс супракрусгальных пород, возникший в раннем протерозое и занимающий, главным образом, центральную и юго-восточную часть Фенноскандинавского щита. Конкретные стратиграфические границы для свекофеннского этапа осадконакопления в настоящее время обсуждаются и уточняются (Семихатов и др., 1981; Шульдинер и др., 2000). Здесь для нас важным является то, что при стратиграфическом выделении свекофеннид не ставится задача соотнесения возраста отложений с конкретными знаниями или представлениями о возрасте и происхождении их фундамента, т.е. комплексом основания могут выступать породы архейского Карельского кратона или гипотетические породы раннепротерозойской океанической коры. Как тектоническое подразделение (что используется в данной работе) свекофенниды - это комплекс пород, сформировавшийся в течение свекофеннского орогенеза. По совокупности признаков тектоническая обстановка формирования свекофеннид отвечала условиям активной континентальной окраины (Ые1апеп, 1975; Саа1, СогЬа1зс11еу, 1987; Глебовицкий, 1993 и др.). В таком понимании термина, свекофенниды входят в состав Свекофеннского орогена/пояса (в западной литературе нередко встречается определение Свекофеннский домей). Соответственно Свекофеннский оропен/пояс составляет часть Свекофеннской провинции и характеризуется комплексом пород раннепротерозойского возраста в основном ювенильного происхождения - т.е. эта область новообразованной раннепротерозойской коры, где практически полностью отсутствуют признаки архейской коры.

Цели и задачи исследования. Целью данной работы является выявление и анализ латеральных и временных закономерностей проявления эндогенных процессов в свекофеннидах Фенноскандии, развитие представлений о строении, составе и общих закономерностях их эволюции путем использования оригинальных данных и обобщения геологических, изотопно-геохимических, геохронологических материалов. Достижение этой цели предполагало решение ряда взаимосвязанных задач с применением различных методов и приемов:

- сбор, систематизация и анализ фактических данных, касающихся эволюции главных структурных единиц - производных свекофеннского этапа развития в докембрийской части Фенноскандии;

- типизация и определение значимости конкретных петрогенетических процессов на основе анализа эволюции магматизма, метаморфизма и осадконакопления в Свекофеннской провинции;

- изучение и сравнительный анализ строения и развития важнейших структур в пределах свекофеннид: зоны сочленения архейских и протерозойских блоков, типовых плутоно-метаморфических комплексов и ареалов распространения плутонитов специфического строения и

развития;

- реконструкция термодинамических режимов метаморфизма и ультраметаморфизма, анализ эволюции температурного поля в пределах развития свекофеннских структур; выявление специфики эндогенного режима петрогенезиса, формирующего коровый материал;

- датирование метаморфических процессов.

Объём и структура работы. Объем диссертации составляет 453 страницы, из которых 301 стр. занимает текст, 81 стр. занимают рисунки, 20 стр. -таблицы, 51 стр. - список цитированной литературы, включающий 546 наименований. Текст диссертации изложен в восьми главах, помимо введения и заключения.

Во введении рассматриваются основные понятия, проблемные вопросы, а также формулируются защищаемые положения диссертации.

Первая глава посвящена анализу современных данных о структурно-вещественных особенностях зоны сочленения Карельского кратона и Свекофеннского пояса. В ней рассматривается материал, свидетельствующий о дискретном строении зоны сочленения архейской и протерозойской коры, которое выявляется геолого- петрологическими, изотопно-геохимическими и геохронологическими методами. Приводимые в главе выводы легли в основу 1-го защищаемого положения.

Во второй главе диссертации дается характеристика основных геологических структур в Свекофеннском поясе, а также в областях, непосредственно примыкающих к свекофеннидам. Совместное рассмотрение этих структур позволяет, по мнению автора, увидеть как индивидуальные черты развития свекофеннид, так и общность проявления некоторых процессов (например, магматизма) в более широких масштабах в юго-западной части Фенноскандинавского щита. Приводимые в главе выводы помогли сформулировать 1-ое, 2-ое, 3-е и 4-ое защищаемые положения.

Третья глава посвящена анализу магматической активности в Свекофеннском поясе и соседних структурах. Предметом анализа являются закономерности пространственного размещения магматических тел и современные представления о длительности их образования, а также возможности периодизации событий магматизма. Приводимые в главе выводы легли в основу 2-го защищаемого положения.

В четвертой главе содержится материал изучения супракрустальных пород Свекофеннского пояса; анализируются особенности осадконакопления и возможности стратиграфических корреляций. На основании находки вулканитов в свекофеннских разрезах Приладожья обосновывается время осадконакопления и делается попытка региональной стратиграфической корреляции толщ с раннепротерозойскими разрезами Финляндии. Приводится анализ материала глубокого бурения погребенного кристаллического

фундамента и делается вывод о систематическом снижении глубинности свекофеннского метаморфического комплекса к югу от окраины Карельского кратона. Также здесь рассматриваются литературные данные о признаках размыва и переотложения свекофеннских толщ. Приводимые в главе выводы помогли сформулировать 1-ое и 3-е защищаемые положения.

В пятой главе характеризуются особенности метаморфизма свекофеннид с акцентом на современные изотопно-геохронологические исследования. Приводятся данные, на основании которых доказывается, что монацит наиболее пригоден для датирования метаморфических событий. Излагаемый в этой главе материал по особенностям ультраметаморфизма свекофеннских пород, по сопряженному с метаморфизмом плутонизму, подчинен главной цели - определению времени метаморфических процессов. В главе также приводятся данные о неоднородном строении Северного Приладожья на основе датирования метаморфических пара генезисов зон низкого и высокого уровня метаморфизма. Выводы поданным этой главы помогли сформулировать 1-ое, 3-е, 4-ое защищаемые положения.

Шестая глава посвящена сравнению приладожского и сулкавского метаморфических комплексов по авторским петрологическим и изотопно-геохронологическим материалам. На основании полученных данных делается вывод о двух этапах проявления метаморфизма гранулитовой фации в Свекофеннском поясе. А реальное развитие продуктов второго (позднесвекофеннского) этапа метаморфизма аргументируется также авторским материалом по поясу Кемио-Мантсала, расположенному на юго-западе Финляндии. Приводимые в главе выводы легли в основу 3-го защищаемого положения.

В седьмой главе излагаются результаты оригинальных исследований магматических и метаморфических пород U-Pb, Sm-Nd, Rb-Sr, K-Ar, Pb-LS1 методами датирования различных акцессорных и породообразующих минералов. Эти данные позволили провести термохронологический анализ эволюции свекофеннид Приладожья. Особенности эволюции температурной кривой сопоставляются с результатами математического (компьютерного) моделирования процессов нагревания и последующего остывания метаморфических комплексов при температурном воздействии магматических тел. Приводимые в главе выводы легли в основу 4-го и 5-го защищаемых положений.

В восьмой главе обобщаются представления о строении и развитии свекофеннид Фенноскандии, а также рассматриваются ограничения для тех или иных модельных построений.

В заключительной части диссертации кратко суммируются основные положения данной работы.

1 Метод ступенчатого выщелачивания (Stepwise dissolution, Frei, Kamber, 1995; DeWolf et al., 1996).

Защищаемые положения:

1. Зона сочленения архейской и ювенильной протерозойской коры Фенноскандии на всем своем протяжении представляет собой дискретно развивающуюся взбросо-надвиговую структуру, окончательно сформировавшуюся 1.80-1.78 млрд. лет назад.

2. Смещение центров эндогенной активности обеспечивает появление закономерных пространственно-временных рядов пород и латеральной неоднородности. Длительность формирования отдельных ассоциаций пород при меняющихся геодинамических режимах может варьировать от 20-30 до 100 и более миллионов лет.

3. В пределах Свекофеннского пояса выделяются два сопоставимых по масштабам этапа метаморфизма, сопряженного с ним плутонизма и деформаций: ранне- и позднесвекофеннский. Раннесвекофеннский этап укладывается в интервал времени 1.89-1.86 млрд. лет, после которого наблюдается период относительного снижения активности. Позднесвекофеннский этап представлен совокупностью процессов, происходивших 1.83-1.79 млрд. лет назад. В результате эндогенной активности этих двух этапов в свекофеннидах формируется латеральная тектоническая зональность.

4. Существует пространственно-временная взаимосвязь между областями и эпизодами магматической активности и высокотемпературного метаморфизма. Ведущая роль в образовании термальных (метаморфических) структур с высокотемпературными ядрами принадлежит тепловым потокам, обусловленным внедрением больших объемов магм.

5. Температурная эволюция свекофеннид характеризуется изменением скорости остывания от 30-40 °С/млн.лет сразу после кульминационной стадии эндогенной активности до 1-10 °С/млн.лет на стадии кратонизации Свекофеннского пояса.

Фактический материал и методы исследований. Проведенная работа базировалась на результатах обработки и анализа разностороннего геологического, геофизического и изотопно-геохронологического материала, который собирался автором с 1988 г. по 2005 г. За указанный период составлен обширный банк картографических, петрологических, геохронологических данных по свекофеннидам России, Финляндии, Швеции и Норвегии. Очень важно, что автору удалось предметно познакомиться и собрать разнообразный материал на ключевых геологических участках во

всех перечисленных скандинавских странах.

Изотопные исследования проводились на масс-спектрометре Finnigan МАТ-261 (ИГТД РАН, Санкт-Петербург), SHRIMP-II (ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург), микрозондовые анализы выполнялись в ПО "Механобр", ИГГД РАН, ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург). Силикатные анализы выполнялись в лаборатории ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург). Анализы на РЗЭ (ICP-MS) выполнялись в разное время в лабораториях Англии и России (Санкт-Петербург), при этом анализы пород, используемых для сопоставления, выполнялись в одной и той же лаборатории.

Было исследовано около 4000 петрографических шлифов; около 1500 микрозондовых определений состава минералов (около 200 прозрачно-полированных пластинок); около 20 определений РЗЭ в гранатах (ионный микрозонд); около 100 силикатных анализов; около 30 анализов РЗЭ (ICP-MS и нейтронно-активационный методы); около 30 проб для изотопно-геохронологического анализа (U-Pb, включая SHRIMP-II, Sm-IMd, Rb-Sr, K-Ar, Pb-LS); многочисленный картографический материал; каменный и петрографический, каротажный (петрофизический) материал по данным глубокого бурения.

Новизна и научная значимость. Анализ нового фактического материала по режимам и вещественному выражению свекофеннских корообразующих процессов позволил установить главные различия в формировании тектонических структур в пределах Свекофеннского пояса. Эти различия выражены в асинхронной кульминации эндогенных процессов при наращивании континентальной коры в геодинамическом режиме конвергентных границ.

В результате комплексного петрологического, изотопно-геохимического, геолого-структурного изучения выявлена сложная эволюция плутоно-метаморфических процессов в структурах свекофеннид. Исследования особенностей метаморфизма в конкретных структурах Свекофеннского пояса показали, что главные причины разнообразия метаморфических комплексов обусловлены как вещественными особенностями, так и разными PT-t режимами эндогенных процессов.

Обобщением структурно-геологического, петрологического, изотопно-геохимического и геохронологического материала совместно с анализом геофизических данных показано, что сочленение свекофеннской

коры с архейским комплексом необходимо трактовать как дискретную в региональном масштабе архей-протерозойскую границу, развивавшуюся в режиме траспрессии. Установлено, что эволюция зоны сочленения, при преимущественном тектоническом транспорте свекофеннид на окраину эпиархейского картона, привела к структурно-тектонической гетерогенизации и усложнению разрезов. Это отразилось, в частности, на составе и геохимических особенностях магматических систем - в сторону возрастания в магмах коровой составляющей с течением времени.

Сформулированы петрологические, изотопно-геохимические, геолого-структурные критерии районирования свекофеннид, периодизации и типизации свекофеннских метаморфических событий. Принципиальной новизной в содержательном и методическом аспектах отличается установление латеральной тектонической зональности в свекофеннидах, что позволило предложить модель развития Свекофеннского пояса с асинхронным проявлением однотипных петрогенетических процессов.

Практическое значение работы и реализация результатов.

Обобщение результатов исследований по корообразующим процессам в раннем протерозое представляет собой вклад в фундаментальные исследования наук о Земле, который позволит разработать модели развития докембрийских регионов, а также проводить обоснованные межрегиональные и межконтинентальные корреляции. В ходе исследования установлены параметры формирования конкретных геологических структур, полученные результаты изучения тектонических структур и факторов петрогенезиса позволяют с новых позиций обратиться к оценке перспектив, в том числе их рудоносности.

Новые изотопно-геохронологические данные для раннепротерозойских супракрустальных комплексов и интрузий имеют важное значение для совершенствования общей и региональной стратиграфических шкал докембрия и определения РТЧ трендов эволюции литосферы.

Итогом исследований регионального метаморфизма и корреляции эндогенных процессов развития земной коры докембрия являются современные карты: "Метаморфическая карта Раахе-Ладожской зоны 1:1500000", "Метаморфическая карта Европы и прилегающих областей 1:5000000".

Результаты исследований, изложенные в работе, отражены в публикациях и научных отчетах ИГГД РАН и РФФИ.

Апробация работы и публикации. Результаты настоящих исследований обсуждались на международном совещании "Флюиды в

геологических процессах" (Прага, 1993), Всероссийском совещании "Тектоника, геодинамика и процессы магматизма и метаморфизма" (Москва, 1994), IX совещании MAEG (Санкт-Петербург, 1995), Российско-Финском совещании "Геология Раахе-Ладожской зоны" (Санкт-Петербург, 1995, 1996), XXX международном геологическом конгрессе (Пекин, 1996), международном совещании "Закономерности эволюции земной коры" (Санкт-Петербург, 1996), IV геологическом совещании (Турку, 1996), международном Петрографическом совещании (Уфа, 1997; Апатиты, 2005), международном совещании "Мигматиты" (Пори, 1998), 'EUG-9" (Страсбург, 1997), "EUG-10" (Страсбург, 1999), 4-ом международном совещании (Александров, 1999), международном совещании по минералогии (Санкт-Петербург, 1999), международном совещании "Exhumation of Metamorphic Terranes" (Rennes, France, 1999), совещании "Изотопное датирование процессов: новые методы и результаты" (Москва, 2000), И Всероссийском симпозиуме по вулканологии и палеовулканологии (Екатеринбург, 2003), II Российской конференции по изотопной геохронологии (Санкт-Петербург, 2003), международном совещании "Winter-meeting" (Стокгольм, 2004) и др.

По теме диссертации имеется около 100 печатных работ, включая издание карт, в которых участвовал автор. Основные результаты, изложенные в диссертации и автореферате, опубликованы в 5 коллективных монографиях, 28 статьях (преобладающее большинство - в центральных рецензируемых журналах), а также в многочисленных сообщениях в виде тезисов всероссийских и международных совещаний и симпозиумов.

Благодарности. Автор выражает искреннюю признательность И.С.Седовой, В.А.Глебовицкому, Л.К.Левскому, О.А.Левченкову, которые оказали неоценимую помощь при подготовке данной работы. Эта работа не могла быть выполнена без содействия моих коллег: П.Я.Азимова, М.Н.Афанасова, В.В.Балаганского, Н.[".Бережной, И.М.Васильевой, О. Л. Таланкиной, А.Б.Вревского, Д.В.Доливо-Добровольского,

И.В.Козыревой, Д.Л.Конопелько, А.Б.Котова, Е.В.Кузьминой, А.М.Ларина,

A.Ф.Макеева, В.А.Матреничева, М.Р.Павлова, Н.П.Пугачевой,

B.М.Саватенкова, Е.В.Саввы, Е.Б.Сальниковой, В.С.Семенова, И.В.Токарева, М.Д.Толкачева, А.М.Федосеенко, И.К.Шулешко, [В.И.Шульдинера|,

C.З.Яковлевой. Большую и разностороннюю помощь оказали автору зарубежные коллеги: У.Андерссон, М.Вайсанен, |М.Васиокй|, Т.Кильпелайнен, Ф.Корфу, Т.Левин, К.Мелквисг, М.Ниронен, А.Нюстрем, О.Эклунд, К.Элерс, Х.Хухма, П.Хёлття. Всем перечисленным и многим другим ученым автор искренне благодарен.

Содержание диссертации

(по защищаемым положениям)

I. Зона сочленения архейской и ювенильной протерозойской коры Фенноскандии на всем своем протяжении представляет собой дискретно развивающуюся взбросо-надвиговую структуру, окончательно сформировавшуюся 1.80-1.78 млрд. лет назад.

С самого начала изучения свекофеннид возник вопрос о границе между архейской и протерозойской корой, т.е. положении и геологическом выражении зоны сочленения Свекофеннского орогена с архейским Карельским кратоном. Для пограничной области между этими двумя крупнейшими образованиями Фенноскандинавского щита на территории России и Финляндии закрепилось название Раахе-Ладожской сутурной зоны. На территории северной Швеции, где также предполагается продолжение этой сутуры, она именуется зоной Лулеа-Иоккмокк, а в Норвегии, вероятно, она проходит южнее островов Лофотен - в зоне Феуске-Буде (рис. 1).

В начале 70-х годов XX столетия появились первые работы, в которых Раахе-Ладожская сутура рассматривается как основная тектоническая единица на границе архейских и протерозойских блоков, имеющая также важное металлогеническое значение (Kahma, 1973; 1978; Simonen et al., 1978). Она была охарактеризована как зона развития складок и разломов, протягивающаяся с северо-запада на юго-восток.

Позднее было показано, что эта структура выражена и в гравитационном поле (см., например, Ekdahl, 1993). Породы к северу и северо-востоку от этой зоны относили к карельским образованиям, а противоположные - к свекофеннидам.

Стадии структурной эволюции рассматриваемой зоны сочленения детально изучены в районе Оутокумпу (Koistinen, 1981) и прослежены вдоль пояса Саво до района Пюхасалми и Ваханти в Финляндии (Ekdahl, 1993; Korsamn et al., 1999 и ссылки в ней), а также в Северном Приладожье (Судовиков и др., 1970; Glebovitsky, 1997; Балтыбаев и др., 2000; Ранний докембрий..., 2005).

В районе Оутокумпу доказано аллохтонное залегание пород офиолитовой серии, с возрастом 1.97-1.95 млрд. лет, и турбидитовых толщ калевия на породах так называемого морского ятулия и на выступах архейского фундамента (Koistinen, 1981; Ранний докембрий..., 2005 и ссылки в ней). При надвигании офиолитовой пластины формировались мелкие изоклинальные складки (F1), параллельно осевым поверхностям которых развивались лейкосомы самых ранних мигматитов. Более поздние деформации сминают эти мигматиты и включают как мелкие, так и крупные структуры, имеющие в районе Оутокумпу субмеридиональное и северо-восточное простирание.

Таким образом, в результате коллизионного взаимодействия архейского и протерозойского (свекофеннского) доменов происходит обдукция офиолитового комплекса на край архейского континента. Предполагаемое время этого события 1.91-1.90 млрд. лет (Lahtinen, 1994) или 1.91-1.885 млрд. лет (Korsman et al., 1999). При этом нижним возрастным ограничением служит момент формирования тоналито-гнейсового комплекса, выделяемого в Финляндии как примитивная островная дуга Пюхисалми (1.93-1.91 млрд. лет, Ekdahl, 1993), а верхний возрастной предел определяется временем формирования вулкано-плутонических ассоциаций зрелой островодужной стадии (1.89-1.88 млрд. лет). Последние развиты в провинции Шеллефтео в Швеции, в Центральной Финляндии и Северном Приладожье в России (Skióld et al., 1993; Korsman et al., 1999; Балтыбаев, Левченков, 2005).

Проводя работы в Приладожье еще в середине 90-х годов, мы пришли к выводу, что Раахе-Ладожская сутура, разделяющая архейскую и протерозойскую кору, отчетливо прослеживается в России. Особенность тектонического положения Приладожья заключается в его приуроченности к зоне стыка эпиархейского Карельского кратона со Свекофеннским подвижным поясом. На основании этого анализ строения и эволюции эндогенных процессов в Приладожье производился с выделением двух доменов: Северного (Свеко-Карельского) и Южного (Свекофеннского) (Балтыбаев и др., 2000). В Приладожье удалось найти свидетельства

тектоническом природы границы между указанными структурами, а именно - надвигания свекофеннского блока, по так называемому Мейерскому надвигу (Балтыбаев и др., 1996), на слабометаморфизованные породы периферийной части Карельского кратона (рис. 2). Однозначно провести границу между архейской и раннепротерозойской (свекофеннской) корой

Лэлаенпккья

Хаа^е

Ссргавала

" ^^ -'л/ /1

* ЕЗ7

Рис. 2. Геолого-геофизический разрез через Мейерскую зону сочленения архейской и

протерозойской коры.

1 - гранито-гнейсы архея; 2 - амфиболиты сортавальской серии; 3 - гнейсы ладожской и лахденпохской серий; 4 - гипотетическое тело интрузии основного-ультраосновного состава; 5 - эндербиты и тоналиты; б - разломы; 7 - поверхность Мейерского надвига; 8 - гравитационная аномалия: установленная в результате наблюдений (Дд') и рассчитанная (Дд").

Шз О'

31 ТТТт 11-

позволило изучение геологических, структурных и метаморфических элементов строения рассматриваемого региона. Здесь удалось найти геологические доказательства факта надвигания высокотемпературного (гранулитового) блока свекофеннид на архей-протерозойские породы окраины Карельского кратона.

Так, детальные исследования в Приладожье показали, что в зоне перехода от протерозойской коры к архейской фиксируется неоднородность метаморфизма: в Северном домене метаморфизм турбидитовой толщи отвечает максимум условиям среднетемпературной амфиболитовой фации с образованием первых мигматитов. В Южном домене повсеместно обнажаются высокотемпературные (до гранулитовой фации) породы, сильно мигматизированные и ретроградно измененные. Регрессивные процессы наиболее интенсивно проявлены внутри надвиговой зоны на границе двух доменов, что позволяет коррелировать

эти низкотемпературные преобразования с формированием зон пологого рассланцевания (Балтыбаев, 1998).

Датирование метаморфических процессов показало, что в свекофеннидах Приладожья гранулитовые парагенезисы сформировались 1880-1870 млн. лет назад (Балтыбаев и др., 2004) и к моменту 1860-1850 млн. лет назад происходит их регрессивная переработка, особенно сильно проявленная вблизи надвига. Предполагается (Шульдинер и др., 1995), что синхронно с надвигом в ~40 км к югу формируется зона растяжения и развития агматитов. Время формирования этой зоны определяется по 11-РЬ возрасту Тервуской интрузии гранитов, которая вместе с жильной фацией кристаллизуется 1860-1850 млн. лет назад (Балтыбаев и др., 2004).

Изучение РТ-параметров метаморфизма пород Южного домена Приладожья выявило систематическое снижение величины давления (от ~5.5-6.0 до 4.5-5.0 кбар) от зоны Мейерского надвига к югу (Шульдинер и др., 1997; Балтыбаев и др., 2000). Это должно свидетельствовать о первично более глубоком уровне залегания свекофеннских пород, обнажающихся сейчас в принадвиговой зоне, по сравнению с породами южной части домена. Аналогичный вывод следует из данных термобарометрии пород в южной, закрытой чехлом части фундамента, где выявлены метаморфические и интрузивные породы, которые могут быть сопоставлены со свекофеннскими не только по вещественному составу, но и по 11-РЬ цирконовому возрасту плагиогнейсов и плагиогранитов: 1862±15 и 1859±11 млн. лет, соответственно. Так, изучение материала по глубокой скважине (пробуренной в пределах Санкт-Петербурга) показало, что метаморфические парагенезисы в вскрытых скважиной гнейсах образовались при давлении 2.0-4.0 кбар и, вероятно, при более низких температурах по сравнению с гнейсами Южного домена. Таким образом, систематическое изменение глубинности формирования метаморфических комплексов подтверждает модель тектонического транспорта свекофеннского блока по вышеупомянутому надвигу на окраинную область Карельского кратона.

Итак, зона сочленения свекофеннид с юго-западным краем Карельского кратона на территории России и Финляндии (Раахе-Ладожская зона) в геологическом отношении представляет собой зону стыка двух сложно построенных комплексов: 1) метаморфического комплекса, для которого известен фундамент в виде фрагментов гранито-гнейсов архейского возраста (подобные гранито-гнейсы широко развиты к серверу в составе Карельского кратона) и, 2) собственно свекофеннского комплекса, для которого не получены геологические и изотопные данные о существовании допротерозойского фундамента. Специфика строения двух площадей также находит подтверждение при систематическом изучении метаморфогенных монацитов в гнейсах и сланцах из разных

доменов (рис. 3): выделяются два резко разновозрастных события - 1.88-1.86(1.85) и 1.81-1.78 млрд. лет. Важно отметить, что такая же разница в возрасте получена РЬ-ЬБ датированием силлиманитов из высокотемпературных и среднетемпературных глиноземистых гнейсов (гранулитовой и домигматитовой зон), относящихся к Южному и Северному доменам, соответственно. Эти данные позволили поставить

"- ' +ииб"р7 >_< >"<

Рис. 3. Схема тектоно-метаморфического районирования зоны сочленения архейской и протерозойской коры в Приладожье с указанием U-Pb возраста монацита из метаморфических пород и мигматитов.

I- выступ архейского фундамента и его фрагментов (2); 3-6 - нижнепротерозойские породы фаций: биотит-хлоритовых (3); ставролитовых и андалузитовых (4) сланцев; силлиманит-мусковитовых и сиплиманит-ортоклазовых (5); гранат-кордиеритовых (б) гнейсов; 7- преимущественно гранулиты (гранат-кордиеритовые, ортопироксеновые) и мигматиты; 8- рапакиви; 9- рифейский платформенный чехол; 10- Мейерский надвиг;

II- место отбора пробы и ее возраст (в млн. лет).

вопрос о полихронной природе метаморфической зональности в Приладожье (Балтыбаев и др., 2005). Очевидная разница во времени формирования метаморфических парагенезисов, которая составляет 50-70 млн. лет, еще раз подчеркивает неоднородность строения территории и тектоническую природу зоны сочленения свекофеннид с породами окраинной области Карельского кратона. Из этих данных следует также,

что позднейшая эндогенная активность на границе архейской и протерозойской коры датируется интервалом 1.80-1.78 млрд. лет, что определено по возрасту монацита, турмалина и силлиманита из относительно слабометаморфизованных гнейсов Северного домена.

На финской территории, в зоне сочленения архейских и свекофеннских протерозойских пород, были проведены изотопные исследования и опубликованы сведения (Peitinainen, Vaasjoki, 1999), которые нужно рассматривать в контексте с результатами изотопного изучения архей-протерозойской границы в Приладожье. Вышеназванными авторами в районе Виерема (Vieremá) центральной Финляндии были исследованы архейские гнейсы, для которых по монациту U-Pb возраст оказался равным 1817±3 млн. лет. Этот возрастной рубеж авторы склонны связывать с новым термальным событием на поздних этапах деформаций (выделяется как D3). Существование повторного термального события находит подтверждение в U-Pb возрасте титанита, равном 1824±11 млн. лет, из неподалеку расположенного гранодиоритового массива Леппикангас (Leppikangas), U-Pb возраст кристаллизации которого по циркону определяется как 1891±6 млн. лет (Peitinainen, Vaasjoki, 1999). Есть и другие наблюдения более молодого (~1.80 млрд. лет) возраста монацитов, биотитов и роговых обманок в архейских и протерозойских породах шовной зоны (Kontinen et al., 1992; Vaasjoki et al., 2001).

Наиболее детально архей-протерозойская граница изучена в районе городов Швеции: Воден, Иоккмокк и Лулеа. В строении этих регионов принимают участие супракрустальные породы с возрастом 1.90-1.87 млрд. лет, а также магматические тела возрастных групп 2.7-2.6, 1.89-1.86 и 1.80 млрд. лет (Mellqvist, 2003). Рассматриваемый участок имеет большое значение для анализа изотопно-геохимического и геологического выражения архей-протерозойской сутурной зоны, которая является важнейшей границей свекофеннид и примыкающего к ним архейского домена.

Ранее работами в Швеции было показано (Óhlander et al., 1987; Skióld et al., 1988; Skiold, Óhlander 1989), что гранитоиды архейского кратона Норрботтен имеют значимо низкие величины eNd. Было предположено, что вклад архейского корового материала в образование протерозойских гранитоидов по мере движения с севера на юг в сторону протерозойского орогена становится все меньше и меньше. В качестве порогового значения для переходной зоны между архейской и протерозойской корой для севера Швеции было определено значение eNd(i.8-i.e млрд. лет) от -3 до 0 (Óhlander et al., 1993). Этим параметрам отвечала зона Лулеа-Иоккмокк (Óhlander et al., 1993), которая, помимо этого, еще характеризовалась наличием сейсмоотражающих поверхностей юг-юго-западного погружения (BABEL Working Group, 1990). На основании

подобных фактов было предположено (Öhlander et al., 1993), что зона сочленения архейской и протерозойской коры на севере Швеции представляет собой надвиговую зону. Подобные же идеи высказывались и другими исследователями (Lindsey, Snyder, 1994; Göhl, Pedersen, 1995), которые считали, что выходы архейских пород прослеживаются к югу под свекофеннским аллохтоном.

Прямое изучение границы архейской и протерозойской коры на территории Норвегии затруднено, так как она почти целиком погребена под каледонским аллохтоном. Представление о строении рассматриваемой границы можно получить по редким и сравнительно небольшим выходам докаледонских пород, а также на основании геофизических данных. Обобщение материала по неодимовой геохимии показывает, что магматические породы из тектонических окон несут информацию об инфракомплексе с возрастом древнее 1.9-1.8 млрд. лет. Так, eNd(i.8M„PA. лет) в породах Норланд меняется в пределах от +0.3 до -6.5, но при этом основная часть пород показывает более узкий диапазон от 0 до -4 (Skär, 2002). По этому показателю магматические породы Норланд, U-Pb цирконовый возраст которых составляет около 1800 млн. лет, ближе к свекофеннским гранитоидам. В соседних тектонических окнах в пределах каледонид северной Норвегии, таких как Лофотен-Вестерален (Lofoten-Vesteralen), Ромбак (Rombak), также обнаружены аналогичные протерозойские гранитоиды. На основании геохимических особенностей эти гранитоиды могут быть сопоставлены с позднесвекофеннскими гранитоидами в центральной Швеции, Финляндии и России. Магматические породы из более северных тектонических окон - Салтен (Salten) и Ромбак имеют в целом более низкие значения eNd, которые меняются от 0 до -13 (Skär, 2002), что говорит о вовлечении в гранитообразование значительных объемов архейского корового материала. В ряде работ (Corfu et al., 2003; Corfu, 2004) приводятся геохронологические доказательства широкого проявления магматизма, метаморфизма и деформаций 1.80-1.75 млрд. лет назад в Северной Норвегии - в районах Лофотен-Вестерален, западном Тромс (West Troms Basement Complex). В частности, по данным U-Pb изучения титанита, циркона и монацита выявлены синтектонические дайки с возрастом около 1780 млн. лет. На основании таких данных предполагается, что метаморфизм и деформации в зоне сочленения свекофеннид с архейской корой затухают лишь к моменту 1775-1750 млн. лет (Corfu et al., 2003).

Итак, многочисленные наблюдения говорят о том, что новообразованная раннепротерозойская кора на широких площадях тектонически перекрывает породы архейского фундамента. Результаты структурных исследований, геофизические и геолого-геохимические методы анализа позволяют предполагать механизм надвигообразования на

заключительной стадии коллизии Свекофеннского орогена с архейским кратоном, и это предположение, в свою очередь, помогает объяснить некоторые особенности изменения состава магм в зоне сочленения архейской и ювенильной протерозойской коры к моменту 1.80 млрд. лет назад. Особенность этого периода времени состоит в том, что начинают внедряться большие массы новых порций магм в структурно осложненную и ставшую гетерогенной зону тектонического сочленения двух (архейского и протерозойского) доменов. Поэтому в относительно поздних гранитоидах более заметно проявились процессы смешения магм ювенильного происхождения с архейским коровым веществом.

Таким образом, по совокупности данных зоны Феуске-Буде в Норвегии, Лулеа-Иоккмокк в Швеции, Раахе-Ладожская в Финляндии и России рассматриваются как единая тектоническая структура взбросо-надвигового типа, окончательное формирование которой завершилось около 1.80-1.78 млрд. лет назад.

II. Смещение центров эндогенной активности обеспечивает появление закономерных пространственно-временных рядов пород и латеральной неоднородности. Длительность формирования отдельных ассоциаций пород при меняющихся геодинамических режимах может варьировать от 20-30 до 100 и более миллионов лет.

Свекофеннские супракрустальные толщи Приладожья по формационному составу сопоставимы с остальной частью пород Свекофеннского пояса: они представлены метаморфизованными до гранулитового уровня аналогами турбидитовых осадков и вулканогенными породами известково-щелочной серии осгроводужного типа (Ранний докембрии..., 2005). Сравнительно недавно (Балтыбаев и др., 2003) в свекофеннидах Приладожья обнаружены породы, для которых доказывается вулканическое происхождение и, по результатам U-Pb геохронометрии, обосновывается их протерозойский возраст. На основании этих данных можно утверждать, что накопление супракрустальных образований происходило синхронно с вулканизмом, который датируется U-Pb возрастом вулканитов как 1884±5 млн. лет (Балтыбаев и др., 2004; Балтыбаев, Левченков, 2005). На основе геолого-петрологических и изотопно-геохронологических данных для свекофеннид Приладожья также было установлено, что стадия осадконакопления быстро сменяется стадией плутоно-метаморфической активности, которая укладывается в возрастной диапазон от 1880 до 1850 млн. лет (Балтыбаев и др., 2002, 2004, 2005). Причем, к моменту 1850 млн. лет назад в свекофеннидах Приладожья уже формируются поздние недеформированные ими слабодеформированные пегматитовые и

гранитные жилы.

Таким образом, можно говорить, что с момента осадконакопления, последующих плутоно-метаморфических событий и до консолидации толщ проходит не более 30 млн. лет. Например, длительность формирования мигматитовых лейкосом в пределах конкретных обнажений (рис. 4), включая образование наиболее поздних гранитных жил в зоне ультраметаморфизма Приладожья, не превышает 15-20 млн. лет (Балтыбаев и др., 2005).

Рис. 4. Фотография фрагмента обнажения полимигматитов Приладожья и результаты U-Pb изотопного датирования лейкосом и жил. В гнейсах выделяется не менее пяти генераций жильного материала (номера генераций обозначены цифрами в эллипсах). Слрава сверху - диаграмма с конкордией для монацитов из лейкосом и жил разных генераций. Справа внизу - возрастная последовательность образования жильного материала. Диапазон возрастов показан с учетом погрешности 2а.

В Финляндии известен разрез, аналогичный приладожскому, который является стратотипическим вулканогенно-осадочным разрезом в сланцевом поясе Тампере. Вулканогенная часть этого разреза представлена лавами и туфами известково-щелочного ряда кисло-среднего и основного состава - их возраст определен от 1.90 до 1.89 млрд. лет (Simonen, 1980; Kahkonen et al., 1989). Сравнительно недавно (Väisänen et al., 2002) был охарактеризован бимодальный вулканно-плутонический

комплекс Ориярви (Южная Финляндия) как наиболее молодой островодужный комплекс Финляндии, сформировавшийся 1895-1878 млн. лет назад. Практически сразу (1.89-1.87 млрд. лет назад) происходит интенсивный метаморфизм и ультраметаморфизм этих толщ, и завершаются эти плутоно-метаморфические процессы в короткое время, не превышающее 30 млн. лет (например, Korsman et al., 1999; Nironen et al., 2002; Vaisanen, 2002).

Центрально-Финляндский гранитоидный комплекс также показателен тем, что с момента формирования около 2.0 млрд. лет назад, он испытал стадии развития от "орогенной" (1.89-1.88 млрд. лет) до постколлизионной (1.88-1.87 млрд. лет) за диапазон времени, не превышающий ~20 млн. лет. Основная часть массивов Центрального Финляндского гранитоидного комплекса с возрастом 1.89-1.88 млрд. лет имеет гранодиоритовый и гранитный состав и относится к /-типу гранитоидов. А оценки условий кристаллизации и геохимических особенностей посткинематических интрузий возраста 1.88-1.87 млрд. лет указывают на то, что они сформировались из высокотемпературной обедненной водой магмы и близки к магмам С- и Л-типа (Elliot et al., 1998; Nironen et al., 2000). Указания на петро- и геохимическое сходство этих пород с гранитами рапакиви были и ранее (Ramo, Haapala, 1995). Величина eNd, рассчитанная на время 1875 млн. лет, для посткинематических интрузий меняется от -1.1 до +0.5 (Nironen et al., 2000). Эти значения говорят о существенной роли ювенильной составляющей в веществе гранитоидов без участия корового архейского материала.

Большинство определений возрастов магматических пород показало, что пик свекофеннского "синорогенного" магматизма приходится на интервал 1.89-1.87 млрд. лет. Такая картина типична и для северной части Швеции (например, Skiold et al., 1993). В эту возрастную группу попадают интрузии комплексов Хаапаранта, Пертитового, Иорн, массив Дегерберг в Норрботген и другие (Wilson et al., 1987; Wikstrom et al., 1996; Wikstrom, Persson, 1997; Martinsson et al., 1999). Наиболее молодые интрузии рассматриваемой группы имеют возраст в северной Швеции около 1.86 млн. лет (Wikstrom, Persson, 1997; Persson, Lundqvist, 1997). После этого имело место затишье в магматической активности, которое длилось около 60 млн. лет. Это послужило даже основанием для предположения, что магматизм возраста 1.80 млрд. лет не должен относиться к свекофеннской орогении (Skiold, Ohlander, 1989). Пока же, на основании имеющегося материала, можно говорить, что эта возрастная группа (1.85-1.82 млрд. лет) либо сильно редуцирована в северной части свекофеннид, либо отсутствует.

Интрузивные и вулканогенные породы возрастной группы около 1.80

млрд. лет весьма широко распространены в области развития свекокарелид на Фенноскандинавском щите. На севере Финляндии они подразделяются по возрасту на две подгруппы - 1.80 и 1.77 млрд. лет. Наиболее распространен так называемый Наттанен-тип пород. В северной Швеции посторогенный магматизм связан с порфировыми гранитами и гранит-мигматитовыми ассоциациями. Две наиболее распространенные группы пород выделены как Лина и Эдефорс-тип гранитоидов, возраст их находится в пределах 1.80-1.77 млрд. лет (Öhlander, Skiöld, 1994).

В свекофеннидах Приладожья установлено, по меньшей мере, два этапа формирования высокоглиноземистых порфировидных калиевых гранитов, которые разделены несколькими десятками миллионов лет. В частности, геологическая позиция Кузнеченской интрузии и полученный для нее возраст (Балтыбаев и др., 2004), говорят о необходимости выделения двух возрастных групп высокоглиноземистых порфировидных калиевых гранитоидов S-типа, с разделением их на синскладчатый (1.87 млрд. лет) и постскладчатый (1.80 млрд. лет) комплексы. Рассмотренный пример показывает, что развитие магматизма с формированием интрузий сходного вещественного типа в некоторых структурах Свекофеннского пояса может иметь весьма значительную длительность - превышающую первые десятки миллионов лет.

Похожим образом формируется Трансскандинавский магматический пояс (ТМП), развитый в Швеции и Норвегии. ТМП рассматривается как структура меридионального простирания со сложным внутренним строением, в котором наряду с интрузивными породами кислого и основного состава развиты и разнообразные вулканиты. Возрастной диапазон пород ТМП варьирует от 1.85 млрд. лет и до 1.65 млрд. лет (например, Andersson, 1997 и ссылки в ней). Можно заключить, что ТМП -структура долгоживущая, и по ряду признаков (в первую очередь -возрастному), позволяет рассматривать протерозойское корообразование как процесс, связанный с постепенном смещением центра эндогенной активности к западной и юго-западной (в современных координатах) границе Свекофеннского орогена.

Развитию представлений о формировании этого интереснейшего пояса в пределах Свекофеннского орогена способствовали работы последних десятилетий (например, Jarl, Johansson, 1988; Öhlander et а/., 1987; Andersson, 1991; Mansfeld, 1991, 1996). Кроме того, что сам Трансскандинавский магматический пояс выделяется как одна из наиболее молодых структур на западном фланге Свекофеннского орогена, ему самому присуща закономерность строения, обусловленная сменой тектонических режимов. Вероятно, шведские геологи одни из первых почувствовали, что классическое деление на позднеорогенные и посгорогенные магматические комплексы, основанное на возрасте пород,

не всегда подтверждается структурной позицией гранитоидов. Быстро возрастающее за последнее время число прецизионных и-РЬ определений возрастов магматических тел показало, что существует очевидное и значительное перекрытие между поздне- и посторогенными группами гранитоидов. При этом, именно территория Швеции наиболее полно сочетает проявления магматической активности разных этапов, включая формирование ТМП. Проблема формирования ТМП и связанных с ним по времени гранитоидов, расположенных в других частях Свекофеннского пояса перекликается с проблемой связи посторогенного и анорогенного магматизма.

Закономерности распределения разновозрастных ассоциаций гранитов-рапакиви в пределах Фенноскандии до последнего времени не были детально известны. Тем не менее, датирование Выборгского массива (Уаазфк! е1 а1., 1991; Яато е1 а1., 1994) и Салминского массива (Биоттеп, 1991; №утагк е1 а1., 1994; АтеПп е1 а1., 1997) в пределах Южной Карелии, отчетливо показало, что процесс рапакивиобразования дискретен, но достаточно продолжителен и составляет 80-100 млн. лет. По мере пополнения изотопно-геохронологических данных выявляются новые рубежи рапакивиобразования, позволяющие утверждать, что этот процесс продолжался 150-170 млн. лет. Так, прецизионные датировки некоторых гранитов-рапакиви в центральной Швеции выявили их возраст в диапазоне 1529-1517 млн. лет (АпЬегББОп е1 а1., 2002). В то же время, например, рапакиви из комплекса Нордингра имеют возраст 1578±19 млн. лет (\Л/еНп, Шпск^й, 1984), что древнее на ~60 млн. лет. А и-РЬ датирование комплексов Рагунда, Стромсбро, Родон выявило их возраст в рамках 15131497 млн. лет (АпскгБяэп, 1997; Регзэоп, 1999). Наиболее молодая интрузия Норан (1\1огап) в рассматриваемой ассоциации гранитов-рапакиви Швеции имеет возраст ~1470 млн. лет (ааеэБОП, КгеБ1еп, 1997). Несмотря на то, что рапакивиобразование происходит в условиях тектонической стабилизации, оно опосредовано связанно со свекофеннским этапом корообразования ([*атб et а1., 1994). Есть все основания считать, что ассоциация гранитов-рапакиви образует пространственно-временной ряд, закономерность их распределения обусловлена смещением центров эндогенной активности.

Итак, рапакиви комплексы Швеции, наиболее западные в пределах Фенноскандинавского щита, оказались самыми молодыми, исключая массив Нордингра, который по возрасту ближе к массивам юго-запада Финляндии, а также Рижского массива (1.59-1.56 млрд. лет) (Мтап, 1980; \Zaasjoki е1 а1., 1988; Биоттеп, 1991; 1*атб et а1., 1994; Уаа5]ок1, 1997). Салминский комплекс гранитов-рапакиви имеет возраст 1.56-1.53 млрд. лет (Биопгипеп, 1991; Иеутагк е1 а1., 1994; АтеИп е1 а1., 1997). Наиболее древние граниты-рапакиви слагают Выборгский массив на территории

Финляндии и России, а также ряд небольших массивов юго-западной части Финляндии, северной Эстонии и острова Хоглан (Гогланд) в Финском заливе. Возраст этих гранитов находится в пределах 1.66-1.61 млрд. лет, и 1.67 млрд. лет у даек основного состава (Vaasjoki et al., 1991; Suominen, 1991; Kirs, Petersen, 1994; Ramo et al., 1994; Belyaev et al., 1998; Alviola et al., 1999). За исключением Салминского батолита, остальные интрузии гранитов-рапакиви ясно свидетельствуют об омоложении этого магматизма в западном направлении от Выборгского плутона. Выявленную закономерность в распределении гранитов-рапакиви можно рассматривать как выражение длительной (хотя и дискретной) магматической активности при относительно выдержанном тектоническом режиме коры.

III. В пределах Свекофеннского пояса выделяются два сопоставимых по масштабам этапа метаморфизма, сопряженного с ним плутонизма и деформаций: ранне- и позднесвекофеннский. Раннесвекофеннский этап укладывается в интервал времени 1.891.86 млрд. лет, после которого наблюдается период относительного снижения активности. Позднесвекофеннский этап представлен совокупностью процессов, происходивших 1.83-1.79 млрд. лет назад. В результате эндогенной активности этих двух этапов в свекофеннидах формируется латеральная тектоническая зональность.

Свекофеннский пояс можно рассматривать как единое геологическое образование, возникшее в раннепротерозойское время в результате одного мощного процесса корообразования на активной континентальной окраине. Действительно, развитие Свекофеннского пояса таково, что основные события, определяющие становление орогена, укладываются в короткий интервал времени 1920-1860 млн. лет. В этом временном диапазоне происходят как процессы накопления терригенного материала и образования вулканно-плутонических ассоциаций примитивной и зрелой стадии развития островных дуг, так и последующие аккреция и коллизия дуг, сопряженные с процессом магматизма и метаморфизмом толщ. Более того, на примере Центрально-Финляндского гранитоидного комплекса можно сказать, что к концу этого этапа наблюдаются признаки консолидации орогена, что выражается в развитии гранитоидов с характеристиками /4-типа (см., например, Nironen et al., 2000). Наряду с этим существуют геологические и изотопно-геохронологические данные, свидетельствующие о повторной активизации тектоно-метаморфических и магматических процессов в интервале 1.83-1.79 млрд. лет назад в южной (внутренней) зоне свекофеннид, которая сейчас в наиболее типичном выражении представлена Южнофинляндской зоной калиевых гранитов и

мигматитов (Ehlers et al., 1993).

Здесь необходимо дать некоторые пояснения о подразделении свекофеннид по вещественному (и в некотором роде - возрастному) признаку на внутреннюю и внешнюю зоны в составе Свекофеннского пояса.

Если рассматривать особенности латерального строения Свекофеннского пояса от края архейского Карельского кратона к внутренней зоне свекофеннид (к юго-западу), то можно сделать вывод, что прикратонная часть орогена - это зона развития известково-щелочного магматизма и супракрусгальных пород преимущественно грауваккового состава (типа метатурбидитов). Специфичность состава супракрустальных толщ этой, названной в настоящей работе внешней, зоны свекофеннид, подчеркивается изотопно-геохимическими особенностями и петрохимическим составом магматических пород. В этой зоне преобладают извесгково-щелочные гранитоиды и связанные с ними метаморфические и вулканические породы, большая часть которых в Финляндии, Швеции и России имеет возраст 1890-1860 млн. лет; они представляют продукты главного эпизода континентального корообразования на пике свекофеннского орогенеза (Huhma, 1986; Gaäl, Gorbatschev, 1987; Nironen, 1997; Rämö et al., 2001; Балтыбаев и др., 2000, 2004). Гранитоиды сопоставляются, главным образом, с /-типом, состав их варьирует от габбро-диоритов, тоналитов и гранодиоритов до гранитов; с ними пространственно тесно ассоциированы плагиогнейсы и мигматиты тоналитового состава.

В Швеции к этой части свекофеннид относится провинция Шеллефтео, где преобладают вулканиты (Bergstrom, 2001) и разнообразные интрузивные породы с возрастом 1900-1880 млн. лет (Billström, Weihed, 1996). К югу от провинции Шеллефтео свекофеннские породы входят в состав Ботнического бассейна (Hietanen, 1975; Lundqvist, 1987), в котором преимущественно развиты метаграувакки и метааргиллиты в составе турбидитовых толщ с незначительной примесью вулканитов; среди них известны как субвулканические тела, так и лавовые потоки (Bergstrom, 2001).

Вещественно сходные свекофенниды распространены в районах Виханти-Пюхисалми, Киурувеси-Пиелавеси-Рауталампи Финляндии (Korsman et al., 1999). Общей чертой строения этих районов является наличие раннего тоналито-гнейсового комплекса, который подвергся активному преобразованию в период внедрения многочисленных интрузий от габбро до гранитов 1890-1850 млн. лет назад (Korsman et al., 1999). Возрастные определения по монациту, которые незначительно отличаются от результатов определения возраста циркона, свидетельствуют о достаточно быстром остывании тоналито-гнейсового комплекса в

интервале времени от 1880 до 1870 млн. лет назад (Korsman et al.r 1984; Hölttä, 1988; Vaasjokl, Sakko, 1988). Следует добавить, что в рассматриваемый вещественный комплекс входят породы Центрально-Финляндского гранитоидного комплекса и пояса Тампере, которые также сопоставимы по характеру и времени эндогенной активности с породами вышеуказанных районов Финляндии (Nironen, 1997; Nironen et al., 2000; Rämö et al., 2001).

Российская часть свекофеннид (территория Северного Приладожья) большей частью вещественно сопоставима с комплексами вышеперечисленных структур в Швеции и Финляндии (Глебовицкий, 1993; Балтыбаев и др., 2000), т.е. относится к внешней зоне свекофеннид.

Внутренняя зона свекофеннид - это область развития супракрустальных пород повышенной калиевости и различных высокоглиноземистых гранитоидов S-типа возрастной группы 1.84-1.80 млрд. лет. Ранее такая область выделялась только на территории Южной Финляндии как позднесвекофеннская гранит-мигматитовая зона (Ehlers et al., 1993), где с калиевыми гранитами ассоциированы высокоглиноземистые метапелиты и калиевые мигматиты. Однако, как следует из современных данных, распространены подобные породы значительно шире, а наиболее типичными представителями внутренней зоны свекофеннид являются высокотемпературные комплексы Сулкава, Западной Уусимы и породы окрестностей г. Турку в Финляндии (Väisänen et al., 2004), а также метаморфический комплекс провинции Берслаген в Швеции (Andersson et al., 2004).

Сравнительное статистическое изучение возрастов детритовых цирконов (Huhma et al., 1991; Claesson et al., 1993; Lahtinen et al., 2002; Andersson et al., 2004) из гнейсов внешней и внутренней зоны свекофеннид с анализом степени зрелости осадков позволило предположить для них разные источники сноса (Lahtinen, 2000; Lahtinen et al., 2002).

Таким образом, представление о неоднородном, блоковом строении Свекофеннского пояса складывается в связи с появлением данных из разных областей геологических знаний. Это, в первую очередь, материал, основанный на структурно-тектонических наблюдениях, изотопно-геохимических данных, углубленном изучении режимов и времени метаморфизма в разных частях орогена. Свою роль сыграла изотопная, вещественная, структурно-геологическая систематика магматических пород, как наиболее распространенных и наиболее полно изученных различными методами. На неоднородное строение Свекофеннского пояса и возможность выделения в пределах него структурно-метаморфических провинций неоднократно обращалось внимание и раньше (Земная кора..., 1987; Петров, 1999). Однако развитие этих идей сдерживалось

отсутствием надежных геологических и геохронологических реперов -главным образом, сложностью обоснования времени метаморфизма. Для решения этой задачи нами изучались две структуры свекофеннид: высокотемпературное ядро приладожского метаморфического комплекса (Россия) и пространственно наиболее близкий к нему сулкавский метаморфический комплекс (Юго-Восточная Финляндия), которые рассматриваются как типичные представители свекофеннид Фенноскандии.

Датирование метаморфизма является сложной задачей из-за генетической гетерогенности метаморфической породы и, часто, ее длительной и многостадийной эволюции. Использование для этой цели акцессорных минералов почти всегда сталкивается с проблемой доказательного соотнесения полученной датировки с возрастом породообразующих минералов. Учитывая это, в данной работе акцент ставится на изотопное исследование метаморфического минерала -силлиманита, который прямо связан с образованием соответствующих метаморфических парагенезисов в свекофеннских высокоглиноземистых гнейсах. Исследования сопровождались датированием монацита, который по существующим представлениям наиболее близко отражает пиковые или непосредственно постпиковые условия метаморфизма (Daly et al., 2001; Балтыбаев и др., 2004), а также некоторых других акцессорных минералов.

Сулкавский комплекс является одним из ключевых для характеристики метаморфизма внутренней (калиевой) зоны свекофеннид Финляндии. В стратиграфическом отношении породы комплекса относятся к турбидитовым толщам калевия (Korsman et al., 1984; 1999). В пределах комплекса выделяются зоны: андалузитовых слюдистых сланцев, калишпат-силлиманитовая, калишпат-кордиеритовая и гранат-кордиерит-калишпатовая, в последней встречаются синметаморфические гиперстеновые диориты и гиперстеновые гнейсы (Korsman, 1977).

По набору минеральных парагенезисов, определяющих метаморфическую зональность, сулкавский метаморфический комплекс не является аналогом приладожского, так как породы содержат принципиально разные главные метаморфические парагенезисы. К числу особенностей сулкавского комплекса можно отнести высокое содержание глиноземистых и калиевых минеральных парагенезисов, отсутствие ставролитовых ассоциаций. Эти различия в минеральных парагенезисах можно объяснить особенностями исходной литологии и химического состава пород сравниваемых комплексов: более высокие отношения AI/(Ca+Mg), К/(Са+Мд) в породах сулкавского метаморфического комплекса по сравнению с приладожским (Korsman, 1977; Балтыбаев, Левченков, 2005).

Сравниваемые (биотит-гранат-силлиманитовые) гнейсы из сулкавского комплекса распространены в силлиманит-калишпатовой зоне, т.е. появляются непосредственно после замещения кварц-мусковитовых парагенезисов предшествующей зоны, что и является критерием отнесения силлиманита к прогрессивному этапу метаморфизма. Следовательно, для сулкавского метаморфического комплекса, доказательством появления силлиманита при прогрессивном метаморфизме является реакция разложения мусковита:

М52+СЗЬ: БП+К^+НгОТ. Эта реакция хорошо подтверждается как данными петрографического изучения шлифов (рис. 5а), так и картированием прогрессивного ряда метаморфических зон (Когетап, 1977).

В сравниваемом образце высокоглиноземистого (биотит-гранат-кордиерит-силлиманит-двуполевошпатового) гнейса из зоны гранулитовой фации метаморфизма Приладожья силлиманит встречается в виде включений в гранате, кордиерите, монаците (рис. 5б-е), что, с учетом широкого развития калишпата в породе, позволяет представить возможные при повышении температуры реакции: В1+5П+р^-+Сгс1+КГз+У(1-)Т, В1+5Н+(2Ь->.СП+Сгс1+ет5ЧЛ/(1.)/1\ Из этих данных следует, что силлиманит уже существовал на прогрессивном этапе метаморфизма.

Таким образом, позиция изученных силлиманитов в последовательном ряду минеральных превращений позволяет считать, что их возраст будет соответствовать времени проявления прогрессивного метаморфизма в каждом из сравниваемых комплексов.

Возраст силлиманита определялся РЬ-Цэ методом ступенчатого выщелачивания (Ое\А/оК е1 а1., 1996). Предварительно зерна силлиманита были растерты и, для ограничения влияния на определяемый возраст возможных микропримесей монацита, циркона и т.п. минералов, были обработаны различными кислотами. Анализировался изотопный состав свинца валовой пробы силлиманита, выщелока и остатка пробы после кислотного выщелачивания. Возраст монацита определялся разложением минерала и выделением РЬ и и по стандартной методике (КгодИ, 1973).

Фракции силлиманита пробы из Приладожья содержат заметные количества ураногенного и торогенного свинца. В выщелоках величина отношения 208РЬ/204РЬ мало отличается от значений этого отношения в валовых пробах, тогда как величины 206РЬ/2МРЬ в выщелоках имеют более

2 Принятые сокращения: АтрЬ-амфибол, В(-биатит, Сгй-кордиерит, Рвр-полевые шпаты, СИ:-гранат, 1СТ5-калишпат, 1_-расплав, Мэ-мусковит, Орх-ортопироксен, Р1-плагиоклаз, (2Ь-кварц, 5П-силлиманит, У-вода.

Рис. 5. Микрофотографии шлифов изученных высокоглиноземистых гнейсов сулкавского и приладожского метаморфического комплексов, а - Sil-Kfs агрегат в глиноземистом гнейсе Сулкава; б - игольчатый Sil в монаците из глиноземистого гнейса Приладожья (возраст Sil 1878 млн. лет, а монацита - 1860 млн. лет); в - реакционные соотношения Grt с Bt, PI и Qtz (в промежуточной зоне образуется Bt-Qtz-Pl-Kfs агрегат); г - укрупненное изображение реакционной зоны в

Рис. 6. Диаграмма 207РЬ/204РЬ-206РЬ/204РЬ для силлиманитов (слева) и график с конкордией для монацитов (справа) из глиноземистых гнейсов приладожского и сулкавского метаморфического комплексов.

примитивные отношения. Pb-Pb изохрона, проведенная по пяти точкам, дает значение возраста 1877.8±6.б млн. лет, СКВО=0.73 (рис. 6а, слева), которое принимается за время закрытия U-Th-Pb изотопной системы силлиманита. Монацит из этого высокоглиноземистого гнейса имеет конкордантный возраст 18б0.5±4.4 млн. лет (с вероятностью 0.28 при 95%-ном уровне значимости, рис. 6а, справа). Закономерно, что монацит оказался моложе силлиманита из этой же пробы - это согласуется с фактом обрастания силлиманита монацитом (рис. 56). Отвечает ли полученный возраст монацита моменту его кристаллизации или фиксирует время несколько более позднего закрытия U-Pb системы в нем, ответить сложно. Вероятно, это были достаточно сближенные события, что следует из результатов датирования монацита из других пород Приладожья, которые укладываются в сравнительно узкий диапазон от 1876 до 1850 млн. лет (Балтыбаев и др., 2004).

Изотопный состав свинца силлиманита из биотит-гранат-силлиманитового гнейса Сулкава по сравнению со свинцом силлиманита из Приладожья существенно менее радиогенный. Однако характер изменения (ТЪ/и)кр отношения в разных фракциях сравниваемых проб одинаков. Pb-Pb изохрона по пяти точкам дает значение возраста 1799±19 млн. лет, СКВО=0.65 (рис. 66, слева). Близкий возраст получен Pb-LS датированием турмалина из этого гнейса - 1804.7±9.б млн. лет, СКВО=0.001. Конкордантный (с вероятностью 0.39 при 95%-ном уровне значимости) возраст монацита в биотит-гранат-силлиманитовом гнейсе Сулкава составляет 1794.7±4.6 млн. лет (рис. 66, справа).

Полученные данные показывают существенное различие в возрасте монацитов и силлиманитов из гнейсов двух комплексов. Выявленная разница (>60 млн. лет) значительно превышает аналитическую ошибку использованных методов датирования, из чего следует, что изученные метаморфические комплексы, относящиеся к свекофеннидам внутренней и внешней зоны, отличаются не только вещественно, но и временем развития прогрессивного метаморфизма.

Таким образом, сулкавская термальная структура (Korsman, 1977; Korsman et al., 1984; 1988) входит в состав позднесвекофеннской гранит-мигматитовой зоны (Ehlers et al., 1993) (в нашей терминологии -внутренней зоны), что подтверждается структурно-вещественными наблюдениями и полученными изотопными данными. Эта зона прослеживается через Южную Финляндию в Швецию, где развиты метаморфические комплексы с уровнем метаморфизма, достигающим гранулитовой ступени. Судя по совокупным данным (Väisänen et al., 2002; 2004; Andersson et al., 2004; настоящая работа), породы этой зоны испытали метаморфизм позднесвекофеннского этапа 1.83-1.79 млрд. лет назад. Свекофеннский блок Приладожья (Южный домен) относится к

внешней зоне свекофеннид, ареальная консолидация которой завершилась примерно 1.86-1.85 млрд. лет назад (Балтыбаев и др., 2004; настоящая работа). Метаморфизм в свекофеннидах внешней зоны, также достигающий гранулитовой ступени, хорошо освещен в современной литературе, время его кульминации (1.89-1.87 млрд. лет) геохронологически надежно обосновано (Korsman et al., 1984; 1988; 1999; Hiihma, 1986; Hölttä, 1988; Vaasjoki, Sakko, 1988; Mouri et al., 1999 и др.). С учетом полученных данных этот период метаморфизма свекофеннских пород можно рассматривать как раннесвекофеннский.

Региональное проявление метаморфизма позднесвекофеннского этапа подтверждают наши исследования образцов силлиманит-калишпатовых гнейсов из силлиманитовой зоны комплекса Кемио-Мантсала (ЮЗ Финляндия). Монациты изученной пробы из гнейсов были предварительно подразделены на две фракции: малого размера и среднего. Это позволило выявить два незначительно отличающихся друг от друга возраста: t(207Pb/206Pb)=1821±2 млн. лет для мелкой фракции и t(207Pb/206Pb)= 1824±5 млн. лет для средней (Levin et al., 2005, настоящая работа). Такая картина наиболее типична при датировании фракций разного размера монацита: некоторое омоложение возрастов, получаемое по относительно мелким зернам хорошо объясняется на основании формализма объемной диффузии (Dodson, 1973). Во второй пробе был проанализирован весь выделенный объем монацита. Несмотря на небольшую дискордантность для двух фракций монацита, среднее значение, полученное путем проведения дискордии, дает значение возраста с малой погрешностью: 1824±5 млн. лет (Levin et al., 2005). Эта оценка с хорошей точностью повторяет результаты U-Pb датирования времени метаморфизма в соседних районах - 1824±5 млн. лет в окрестностях г.Турку (Väisänen et al., 2002) и ~1830 млн. лет в районе Аландского архипелага (Ehlers et al., 2004). Однако, более важно, что прямое Pb-LS датирование метаморфогенного силлиманита также выявляет время метаморфизма этих пород как позднесвекофеннское. Так, в пределах одного обнажения гнейсов из силлиманитовой зоны комплекса Кемио-Мантсала были изучены две генерации силлиманита, связанные соответственно с двумя этапами деформации (D^, D3). Для первой генерации силлиманита определен Pb-Pb возраст, равный 1840±12 млн. лет, а для второй - 1810±2 млн. лет (настоящая работа).

Два этапа эндогенной активности, проявленные в свекофеннидах внешней и внутренней зоны и образующие латеральную неоднородность Свекофеннского пояса, заставляют пересмотреть модель формирования этого пояса за счет единого процесса свекофеннского "орогенеза". Это особенно актуально в связи с тем, что интервал времени между указанными этапами (от ~1.86 до ~1.83 млрд. лет) характеризуется

резким спадом эндогенной активности в пределах всего Свекофеннского пояса. В этот период в свекофеннидах Финляндии и России полностью отсутствует вулканическая активность, интрузивная деятельность фиксируется только в образовании единичных массивов. В свекофеннидах Швеции в вышеуказанный интервал времени также отмечается спад магматической активности, но после рубежа 1.84-1.83 млрд. лет вулканно-плутоническая активность возобновляется, что фиксируется в формировании Трансскандинавского магматического пояса (Апйегезоп, 1991 и др.).

Породы Свекофеннского пояса отличаются неодинаковым уровнем метаморфизма, но при этом температурный режим в преобладающей части свекофеннид превышает уровень фации зеленых сланцев. Подсчет площадей выхода разных типов пород показывает, что мигматизированные породы составляют не менее 70-80% от всего объема метаосадочных пород в пределах свекофеннид Фенноскандии. Следовательно, к выводу о повышенном тепловом фоне (>500°С), следует добавить, что около гА пород характеризуются температурами прогрева выше 650°С, значением, которое является минимальным пороговым для появления лейкократовых выплавок в гнейсах (Мигматиты, 1988). Если температурные оценки от 500°С до ~600-б50°С принять как наиболее характерные для домигматитовых полей в свекофеннидах, то в пределах развития мигматитов более распространены температуры 680-780°С (Когетап et а1., 1984; 1988; 1999; Мигматизация и гранитообразование..., 1985; Ра^пеп, 1994 и др). Для областей развития ортопироксенсодержащих парагенезисов, которые фиксируют условия гранулитовой фации, обычно выявляются температуры около 800-850 (900)°С (НбНЛа, 1988; Когэтап е1 а1., 1988; Уа1запеп, 2002; Балтыбаев и др., 2000; 2004 и др.).

В пределах Свекофеннского пояса породы амфиболитовой и гранулитовой фации метаморфизма проявлены локально («пятнисто»), площади выхода высокотемпературных пород составляют 100x50 км и менее, они изолированы друг от друга. При этом области повышенного метаморфизма совпадают с выходами интрузивных пород, которые занимают до 70-80% площади развития высокотемпературных пород. Необходимо добавить, что устанавливается непосредственная связь

высокотемпературных метаморфических пород, обычно составляющих ядра зональных термоградиентных структур, с интрузиями определенного возраста и состава. Например, прослеживается закономерная приуроченность магматизма основного и среднего состава к высокотемпературным ядрам термальных куполов раннесвекофеннского этапа метаморфизма, в то время как магматизм, сопряженный с позднесвекофеннским этапом метаморфизма, характеризуется в целом более кислым составом.

"Пятнистое" проявление зон высокотемпературного метаморфизма рассматривается как результат подъема в нижнюю кору мантийных магм, которые вызывают плавление нижней коры, после чего происходит подъем больших масс расплавов на более высокие уровни земной коры. Этот механизм магматизма может быть главным поставщиком тепла в окружающие породы (Wells, 1980; Bohlen, 1987; 1991; Harley, 1989; DeYoreo et al., 1991; Sandiford, Powell, 1991; Балтыбаев, 1998; Corfu, 2000; Балтыбаев и др., 2004). Например, для объяснения формирования пород Трансскандинавского магматического пояса и его рамы в Фенноскандии был предложен аналогичный механизм (Andersson, 1997).

Итак, в свекофеннидах выходы пород, метаморфизованных до гранулитовой фации, часто проявлены локально, иногда они представляют собой тектонически обособленные блоки, вокруг которых распространены более низкотемпературные породы. В пределах внешней зоны свекофеннид тектонические соотношения пород гранулитовой фации с более низкотемпературными описываются в районе Киурувеси в Финляндии (Korsman et al., 1984; Hölttä, 1988). Высокотемпературное ядро зонального комплекса Приладожья также представляет собой хороший пример таких соотношений высокотемпературных и низкотемпературных пород (Балтыбаев и др., 1996). В то же время, для некоторых зонально-метаморфизованных комплексов, например, в районах Уусима, Сулкава, Турку в Финляндии, отмечается непрерывное нарастание температуры от относительно низкотемпературной части к ядру метаморфического комплекса.

Для большинства подобных зональных метаморфических комплексов можно использовать термин "термальный купол", что отражает характер распределения температурного поля при формировании минеральных парагенезисов прогрессивного ряда. Диаметры термальных куполов на современном эрозионном срезе пород Свекофеннского пояса могут не превышать 50-60 км (например, купол Сулкава, Финляндия), что говорит о достаточно сильной сфокусированности теплового потока: вероятно, только в таком случае могут образоваться термальные структуры с высокими градиентами.

Высокотемпературное ядро метаморфического комплекса

Приладожья маркируется гиперстенсодержащими гранитоидами, входящими в состав куркиекского норит-эндербитового комплекса. Самыми древними представителями комплекса являются метаморфизованные нориты, габбро и редкие гипербазиты, которые образуют включения в эндербитах; известны они также в виде самостоятельных мелких линзовидных тел в гнейсах. Породы куркиекского комплекса сосредоточены главным образом в двух узлах: в районе г. Лахденпохья и в окрестностях пос. Куркиеки. Интрузии эндербитоидов образуют довольно крупные выходы площадью до 45 км2, а также компактные группы небольших массивов, которые, по-видимому, представляют собой фрагменты крупных тел. Мелкие тела эндербитоидов, площадью до 1-2 км2, спорадически встречаются на всей территории Южного домена Приладожья. Эта территория характеризуется также обширной гравитационной аномалией, контуры которой ограничивают гранулитовый ореол. Моделирование разреза с использованием геофизических данных приводит к заключению, что гравитационная аномалия не может быть вызвана тем комплексом пород, который обнажен на дневной поверхности и что необходимо допустить наличие на небольшой глубине (первые километры) обширного геологического тела с плотностью не менее 2.85 г/см3 (Балтыбаев и др., 2000). Вероятно, это тело представлено очень крупной интрузией основного-ультраосновного состава, сателлиты которой наблюдаются на современной поверхности в виде выходов норит-эндербитового комплекса. Вмещающими породами эндербитов служат гиперстен-биотитовые и гранат-гиперстен-биотмтовые, гораздо реже гранат-биотитовые и гранат-кордиерит-биотитовые гнейсы. Изотопный возраст гиперстеновых гранитоидов Приладожья (куркиекский комплекс) и соседних районов Финляндии (комплекс Киурувеси - Хаукивеси) составляет по данным и-РЬ метода (по цирконам) 1880-1870 млн. лет (Тугаринов, Бибикова, 1980; Когэппап е1 а1., 1988; Балтыбаев и др., 2000, 2004); в частности, возраст эндербитов в окрестностях пос. Куркиеки определен как 1881+9/-5 млн. лет (Балтыбаев и др., 2004), при этом таким же возрастом оценивается формирование метаморфических парагенезисов гранулитовой фации (Балтыбаев и др., 2003, 2004).

В большинстве работ показано, что магмы основного состава, также как гиперстенсодержащие магматические интрузии зоны тоналитовой мигматизации в свекофеннидах, имеют характеристики глубинных образований. С ними связаны ареалы выходов гиперстенсодержащих гнейсов. Хорошим примером причинно-следственной связи между плутонизмом и метаморфизмом вмещающих пород является район Сейнаиоки (БетаркО в Финляндии. В указанном районе описана (МакШе, 1999) метаморфическая зональность в пелитах от андалузитовой зоны через силлиманит-мусковитовую, силлиманит-калишпатовую, кордиерит-

калишпатовую до высокотемпературной гранат-кордиерит-калишпатовой. Эта зональность рассматривается как результат внедрения интрузии тоналитового состава с U-Pb возрастом 1882±9 млн. лет. Интересно, что в гранат-кордиерит-калишпатовой зоне при внедрении более молодого штока Луопа (Luopa), 1871±9 млн. лет. (Mäkitie, Lahtl, 1991) с составом, отвечающим оливин-пироксеновому кварцевому монцониту, в метапелитах возникает узкая зона гиперстенсодержащих гнейсов, указывающая на достижение условий гранулитовой фации. Площадь, занятая зонально-метаморфизованным комплексом превышает 400-500 км2, поэтому метаморфизм пород описывается как региональный. При этом отметим, что расстояние от андалузитовой зоны до высокотемпературной гранат-кордиерит-калишпатовой, вкрест простирания метаморфических изоград, не превышает 15-20 км.

Время проявления и продолжительность метаморфических преобразований в свекофеннидах Швеции (провинции Берслаген) также хорошо коррелируются с образованием ряда магматических тел. Этот вывод делается на основании известных U-Pb датировок по магматическим и метаморфическим породам, мигматит-гранитам и пегматитам (Welin, Stälhös, 1986; Römer, Smeds, 1994; Römer, Öhlander, 1995). Проиллюстрируем сказанное некоторыми примерами.

Наиболее древняя оценка возраста 1845±4 млн. лет получена по монациту из гранат-кордиеритового гнейса в контактовой зоне с норитовым массивом Нигарден. Этот возраст интерпретируется как время метаморфизма при тепловом воздействии норитов (Andersson, 1997). Для гранатсодержащих пелитов в обрамлении массива Финспанг по монациту получен U-Pb возраст 1813±1 млн. лет, который рассматривается как время контактового метаморфизма (Andersson, 1997). Для сильно мигматизированного гранат-кордиеритового гнейса, находящегося в непосредственной близости с гранитоидами Филипстад (Filipstad) определен возраст по монациту 179б±1 млн. лет, который считается временем проявления контактового метаморфизма гранулитовой стадии (Larsson, 1989; Andersson et al., 1992). Эта интерпретация подтверждается тем, что возраст гранитоидов этого района находится в диапазоне 18071786 млн. лет (Stephens et al., 1993).

Таким образом, в корневых частях зон высокого метаморфизма и очагов плавления предполагается существование магматического резервуара, обеспечивающего, в том числе, повышенный тепловой фон (Hildreth, 1981; Huppert, Sparks, 1988; Балтыбаев и др., 2000). Подобные выводы многими исследователями делаются для свекофеннских метаморфических комплексов (Korsman et al., 1984; 1999; Schreurs, Westra, 1986; Hölttä, 1988; Van Duin, 1992; Väisänen et al., 1994). В частности, для метаморфических пород Финляндии источником тепла рассматриваются

базитовые интрузии в основании гранулитовых областей (Schreurs, Westra, 1986) или чарнокитовые массивы в районе развития пород с гранулитовыми парагенезисами (Van Duin, 1992). В свекофеннидах Приладожья со стадией развития зрелой островной дуги над зонами субдукции связывается формирование магматического резервуара и появление положительной термической аномалии в виде термального купола с гранулитовым ядром (Глебовицкий, Балтыбаев, 2005).

В южной Финляндии биотитовые граниты зоны калиевых мигматитов имеют изотопные характеристики и петрохимические свойства, которые определяют их как продукты переплавления метапелитов. Высокие температуры в зоне калиевой мигматизации не связываются с утолщением коры (Korsman et al., 1984; Váisanen et al., 1994). В то же время, в области высокотемпературного метаморфизма в пределах калиевой зоны объем магматических пород достигает 60-80%, что также позволяет предполагать прямую связь между высокой магматической активностью и уровнем метаморфизма за счет привноса тепла магмами.

Как следует из данных сейсмического зондирования (Luosto, 1991), максимальная мощность земной коры под Свекофеннским поясом составляет около 60 км. Сопоставление глубины залегания поверхности М с составом пород на современном эрозионном срезе выявляет одну особенность - максимальная мощность коры в пределах Свекофеннского пояса наблюдается в области развития вулканогенно-осадочного чехла и к тому же эти области обычно отличаются более высоким уровнем метаморфизма пород. Этот факт скорее подчеркивает связь таких внутрикоровых процессов как метаморфизм, ультраметаморфизм, гранитообразование с явлениями более глубинного, мантийно-корового уровня. Такими процессами могут быть подъем асгенолита и внедрение плюмов и т.п. эндогенная активность. Возможно, что подъем температуры связан с астеносферным уровнем, вызвавшим кондуктивным прогревом подъем субконтинентальной литосферной мантии и активизацию магматических процессов. Массы магм мафитового состава при внедрении на среднекоровые глубины обеспечили еще больший разогрев пород и условия метаморфизма при этом достигли гранулитовой фации, а усилившийся анатексис вызвал появление больших объемом коровых гранитов. О существовании очагов весьма высоких температур говорит, в частности, факт наличия высокотемпературных гранитов Атипа на территории Финляндии с возрастом 1830-1870 млн. лет (Nironen et al., 2000; Jurvanen et al., 2002).

5. Температурная эволюция свекофеннид характеризуется изменением скорости остывания от 30-40 °С/млн.лет сразу после

кульминационной стадии эндогенной активности до 1-10 °С/млн.лет на стадии кратонизации Свекофеннского пояса.

Изучение теплового режима литосферных блоков является ключом для понимания многих вопросов их геологического развития. Например, выявление РТ-параметров образования и преобразования породы, трендов их изменения дает представление о геодинамическом режиме петрогенезиса. Вместе с результатами изотопно-геохронологических исследований пород эти данные позволяют получить сведения о скорости протекания геологических процессов. В частности, скорость изменения РТ-параметров может выступать как индикатор скорости эксгумации некогда глубинных участков земной коры.

В целом породы гранулитовой ступени метаморфизма в Приладожье, Финляндии, Швеции образуются при 800-850°С (иногда до 900°С) и 5-6 кбар (Korsman et al., 1988; 1999; Andersson et al., 1992; Vaisanen et al., 1994; Шульдинер и др., 1997; Wikstrôm, Larsson, 1993; Балтыбаев, 1998; Балтыбаев и др., 2000). Высокотемпературные условия подтверждаются образованием ортопироксенового или гранат-кордиерит-калишпатового, шпинель-кварцевого парагенезисов. Таковы, например, гранулиты в Южном домене Приладожья, провинции Сулкава, Кирувеси, Уусима в Финляндии, провинции Берслаген в Швеции. Указанным давлениям 5-6 кбар соответствует глубина порядка 15-25 км. Для этих величин Р и Т можно вывести геотермический градиент около 35-45°С/км. Похожие оценки были получены для провинции Берслаген (Stâlhôs, 1972; 1991; Lundstrôm, 1974; Ripa, 1994), для южной Финляндии (van Duin, 1992) и свекофеннид территории России (Шульдинер и др., 1997; Балтыбаев и др., 2000; 2004). Отсутствие гиперстен-силлиманитового парагенезиса подтверждает, что давления при метаморфизме свекофеннид не превышали 7 кбар (Глебовицкий, 1973; Кориковский, 1979; Harley, 1989; Spear, 1993). В то же время, развитие гранат-кордиеритового парагенезиса находится в согласии с РТ-оценками для этих пород (Thompson, 1982; Pattison, Tracy, 1991). Кианит на прогрессивной ветви метаморфизма не типичен для средне- и высокотемпературных свекофеннид Швеции и России, хотя есть его находки среди ставролитовых ассоциаций на границе архей-протерозойских пород в Финляндии (Pajunen et al., 1996), где температуры метаморфизма не превышали 500-600°С.

Можно утверждать, что для свекофеннских гранулитов как термобарометрические оценки, так и минеральные парагенезисы говорят об условиях метаморфизма низких-средних давлений и высоких температур, которые типичны для многих докембрийских гранулитовых областей.

Одним из эффективных методов реставрации температурной эволюции геологических объектов является комплексный анализ

изотопных систем в нескольких минералах одной породы. Благодаря тому, что изотопная система конкретного минерала характеризуется некоторым, зачастую довольно узким, температурным диапазоном закрытия ("блокирования" изотопно-обменных реакций), возникает возможность проследить эволюцию породы в координатах "температура - кажущийся возраст минерала". Такой подход успешно применяется в ряде работ (например, Бибикова и др., 1999; Willigers et al., 2001; Сох et al., 2002).

Банк данных изотопно-геохронологического изучения разнообразных минералов из пород высокотемпературного блока приладожских свекофеннид позволяет провести анализ термической эволюции пород совместно хронологическим. Для этой цели были использованы U-Pb система циркона, монацита, апатита, силлиманита, Sm-Nd система граната, Rb-Sr система плагиоклаза, биотита, мусковита, роговой обманки, К-Ar система биотита, мусковита, микроклина из разнообразных магматических и метаморфических пород Южного домена Приладожья. Необходимо было проследить PT-t эволюцию пород, которая включает пиковые события и последующую ветвь остывания. Такая постановка задачи позволяла рассчитывать на получение количественных ограничений при оценке скоростей геологических процессов, в частности, скорости остывания как относительно крупных тектонических блоков, так и отдельных геологических тел.

Очевидно, что интерпретация комплексных изотопных данных сталкивается с проблемой неопределенности скоростей диффузии не только родительского и дочернего изотопов, но и с неопределенностью соотнесения друг с другом скоростей диффузии изотопов различных систем. Существуют альтернативные точки зрения на природу получаемых "кажущихся" возрастов минералов: одни приписывают их возраст времени изотопного закрытия при снижении температуры породы (Von Blanckenburg et al., 1989; Mezger et al., 1991), в то время как другие склонны считать, что они отражают время перекристаллизации минералов (Corfu, 1988; DeWolf et al., 1993). Изучение породы на минеральном уровне часто выявляет, что перекристаллизация минералов фиксируется в структуре породы. Это могут быть следы различного рода замещения одного минерального индивида другим(и) или же следы регрануляции, или особая форма проявления дефектности зерен и т.п. Наиболее вероятно, что в таких случаях также происходит перестройка изотопной системы минерала. Объемная диффузия (Dodson, 1973), несомненно, играет роль, что следует из сравнения возраста одинаковых минералов (в пределах образца), но разной размерности: чаще всего наиболее крупные фракции имеют несколько более древний возраст (настоящая работа, Smith, Giletti, 1997 и др.). Прямая корреляция между размером зерна и его возрастом наблюдалась не только для монацитов, но и цирконов, слюд, также

некоторых других минералов.

В предпринятой здесь попытке реставрации термальной истории Южного домена Приладожья предполагается, что интенсивные эндогенные события связаны только со свекофеннской историей развития (1.9-1.8 млрд. лет), после чего эндогенная активность резко пошла на убыль. Это предположение основано на том, что нет геологических указаний на какие-либо эндогенные события после 1.8 млрд. лет и до момента образования гранитов-рапакиви (~1.65-1.53 млрд. лет), как считается большинством исследователей, в условиях кратонизации коры. Несколько позднее, примерно 1.46 млрд. лет назад (Ràmô et al., 2002), в пределах Южного домена Приладожья проявлена магматическая активность в виде локального формирования даек и малых интрузий основного-среднего состава. Наиболее крупное проявление указанного магматизма зафиксировано в центральной части Ладожского озера на о.Валаам.

При выведении кривой остывания пород в координатах T-t (температура-время) использовались разнообразные литературные данные о температурах закрытия (блокирования) изотопных систем в изученных минералах (Dodson, 1973; GuJson, Krogh, 1973; Pankhurst, Pidgeon 1976; Harrison, McDougall, 1982; Harrison et al., 1985; 1987; Cohen et al., 1988; Copeland et al., 1988; Основы изотопной..., 1989; Mezger et al., 1989; 1992; Parrish, 1990; Vance, O'Nions, 1990; Heaman, Parrish, 1991; Cherniak et al., 1991; 1997; Бибикова и др., 1993; Hensen, Zhou, 1995; Lee et al., 1997; Mezger, Krogstad, 1997; Smith, Giletti, 1997; McDougall, Harrison, 1998; Williams, 1998; Изотопная геохронология..., 2003; Hermann, Rubatto, 2003 и ДР.)-

Сопоставление результатов датирования минералов

По результатам комплексного датирования минералов из разных типов пород Приладожья выявляются определенные этапы в истории их формирования в течение ~500 млн. лет. Начальная координата полученного тренда связана с моментом кристаллизации циркона и монацита. Наиболее древние магматические цирконы в Южном домене Приладожья известны в породах плагиогранитной серии: эндербитах (1.89-1.88 млрд. лет) и диорит-тоналитах (~1.88 млрд. лет). Термохронологическая история этих гранитоидов с момента кристаллизации циркона и монацита описывается двухступенчатым трендом (рис. 7а). Как следует из этих данных, примерно до рубежа 1.7 млрд. лет температурный градиент характеризуется интервалом значений от 30°С/млн.лет до 40°С/млн.лет (участок I). Примерно начиная с 1.7-1.6 млрд. лет скорость остывания пород резко замедляется (участок II) и становится менее 5°С/млн.лет.

Похожим образом описывается температурная кривая, полученная по калиевым гранитоидам, сформировавшимся на поздних этапах плутоно-

метаморфической активности - около 1.86 млрд. лет назад (рис. 76). Указанный тренд также имеет две ступени, соответствующие относительно быстрому (участок I) и медленному (участок II) остыванию. Некоторая особенность участка И заключается в том, что фиксируется более продолжительный термостатированный режим для интервала ~1.7-1.3 млрд. лет.

. К-Лг, Иг . К-Аг, М» ^

ьИ_■» » II 6СЯСЛ(лн.лет

2000 1900 1800 1700 1600 1500 1400 1300 1200

Время, млн. лет

1700 1500 1300 1100

Время, млн. лет

Рис. 7. Термохронология магматических и метаморфических пород гранулитовой зоны

Приладожья.

а) - эндербиты и плагиограниты возрастной группы 1.89-1.88 млрд. лет; б) - калиевые граниты возрастной группы 1.86 млрд. лет. Справа на каждом из рисунков показаны линии термических градиентов, рассчитанные для разных скоростей остывания; в) -кривая остывания для магматических и метаморфических пород. Прямоугольники ограничивают максимальный разброс возможных значений температур блокирования изотопов в изученных минералах.

Как указывалось выше, для этого отрезка времени характерна магматическая активизация, как в пределах всех свекофеннид Фенноскандии, так и в приладожском регионе, в частности. Поэтому нельзя исключать, что некоторые кажущиеся возрасты полевых шпатов и слюд могут не отражать момент блокирования соответствующей изотопной системы, а быть результатом переуравновешивания, связанного с термально-флюидной активизацией.

0.5 млн. лет 3 млн. лет 7 млн. лет 15 млн. лет

последовательного внедрения магматических тел. Изолиниями (°С) показано изменение конфигурации температурного поля со временем (млн. лет) для условной поверхности на глубине 16 км.

Если для выведения тренда температурной эволюции пород Южного домена использовать имеющиеся результаты по остальным породам и изотопным системам, включая Sm-Nd данные по гранатам, то топология кривой остывания выглядит следующим образом (рис. 7в). Учитывая неопределенность, которую создают достоверно неизвестные температуры блокирования изотопных систем, в генерализированном виде тренд эволюции пород можно выделить в виде достаточно широкой полосы, границы которой охватывают максимальный разброс возможных значений температур блокирования. Несмотря на такое усреднение и огрубление результатов, можно судить, что эволюционная кривая остывания также указывает на ранний этап сравнительно быстрого остывания (I) и снижение отдачи тепла (II) в позднепротерозойское и рифейское время.

Определенные ограничения при оценке развития термальных структур можно получить путем расчета теплогенерирующей способности магматических (или флюидно-магматических) систем. Для этой цели использовалось компьютерное моделирование распределения теплового поля при различных параметрах модельных систем на основе программы 2D, 3D моделирования HEAT3D, разработанной в Калифорнийском Университете(Кеп Wohletz, Los Alamos National Laboratory).

□ GiHOp**PI*C*z О GrfCrt*Sil*Otz • Grt*B<&

GmPhSIIMÄ

10 20 30 40 1870 1860 1850 1840 Время, млн. лет

400

600 B00

Температура, °С

Рис. 9. Расчетные (слева) и эмпирический (справа) тренды эволюции пород гранулитовой фации в Приладожье. а) - кривые, рассчитанные с учетом скрытой температура кристаллизации, показаны значками без заливки. Пунктиром показана кривая остывания гранулитового блока при соотношении магматических и супракрустальных пород 60:40. Прямоугольники определяют поля присутствия гиперстена (+Орх) и мусковита (+Ms) или отсутствия последнего (-Ms). Разными значками показаны кривые изменения температуры со временем на различном удалении (см. справа вверху) от условного центра гранулитового блока; б) - эмпирический РТ-тренд эволюции метаморфизма, полученный по результатам геотермобарометрии последовательно сменяющих друг друга минеральных парагенезисов в гранатсодержащих гнейсах (Балтыбаев и др., 2000; 2004). Короткими отрезками у основания треугольников показана шкала абсолютного времени событий, полученная путем U-Pb датирования мигматитов и интрузивных пород, сопряженных с метаморфизмом.

Алгоритм программы, исполненный на языке ФОРТРАН, описан в литературе (Wohletz, Heiken, 1991). Была, в частности, рассчитана модель термального развития Южного домена Приладожья с учетом последовательного внедрения магматических тел. Размеры, геометрия и месторасположение магматических и супракрустальных пород соответствуют современным представлениям и взяты из ранее опубликованных нами геологических карт региона (Шульдинер и др., 1996; Балтыбаев и др., 2000). Расчеты учитывали последовательность внедрения и возможность конвекции магм и производились с учетом влияния скрытой температуры кристаллизации на кривую остывания. На приведенном рисунке можно видеть, как меняется конфигурация температурного поля в рассматриваемой области за 30 млн. лет (рис. 8). Расчетная кривая (рис. 9, слева) остывания высокотемпературных пород (гранулитовой фации) имеет хорошую сходимость с данными минеральной геотермобарометрии по сменяющим друг друга метаморфическим парагенезисам (рис. 9,

справа).

Таким образом, остывание высокотемпературного ядра свекофеннского метаморфического комплекса Приладожья можно интерпретировать одинаковым образом, как по данным моделирования теплового потока, так и данным термохронологического анализа изотопно-минеральных систем. Эти результаты хорошо согласуются с данными термобарометрического анализа последовательно сменяющих друг друга минеральных парагенезисов. Полученный РТ-тренд для нескольких стадий метаморфизма характеризует смену РТ-параметров в высокотемпературных гнейсах примерно за 20-30 млн. лет, в течение которых первичные гиперсгеновые парагенезисы в глиноземистых гнейсах регрессивно сменяются термодинамически устойчивыми двуслюдяными парагенезисами.

ОСНОВНЫЕ ПУБЛИКАЦИИ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ (исключая тезисы докладов)

1. Балтыбаев Ш.К., Глебовицкий В.А. Флюидные (газово-жидкие) и

расплавные включения в минералах / В кн. Геологическая съемка метаморфических и метаморфических комплексов. СПб.: Изд. ВСЕГЕИ. 1996. С.175-179.

2. Балтыбаев Ш.К. Флюидные включения в минералах

метаинтрузивных комплексов как индикаторы РТ режима метаморфизма (3. Приладожье) / В кн. Вопросы геологии Карело-Кольского региона. Петрозаводск: Изд. КНЦ. 1996. С.57-63.

3. Балтыбаев Ш.К., Глебовицкий В.А., Шульдинер В.И., Козырева И.В.

Мейерский надвиг - главный элемент строения сутуры на границе Карельского кратона и Свекофеннского пояса в Приладожье, Балтийский щит// Докл.АН. 1996. Т.348. № 3. С.353-356.

4. Балтыбаев Ш.К. Метаморфический комплекс Приладожья:

петрология, флюидный режим / Автореф. дисс.... канд. геол.-мин.наук. СПб.: 1998. 29 с.

5. Балтыбаев Ш.К., Глебовицкий В.А., Козырева И.В. и др. Геология и

петрология свекофеннид Приладожья. СПб.: Изд-во СПбГУ. 2000.198 с.

6. Балтыбаев Ш.К., Глебовицкий В.А., Левченков O.A., Бережная Н.Г.,

Левский Л.К. О возрастном соотношении провинций калиевых и натровых мигматитов в свекофеннидах (Приладожье, Балтийский щит) // Докл.АН. 2002. Т.383. № 4. С.523-526.

7. Балтыбаев Ш.К. Флюидные включения и РТ-режим формирования

лейкосом мигматитов натрового ряда в гранулитовой части Приладожья (Ю. Карелия) // ЗВМО. 2002. Ч.СХХХ1, № 5. С.22-39.

8. Балтыбаев Ш.К., Левченков O.A., Глебовицкий В.А., Левский Л.К.,

Макеев А.Ф., Ро Н.И. Датирование высокоглиноземистых метаморфических парагенезисов в калиевой зоне Приладожья (Балтийский щит) // Докл.АН. 2003. Т. 393. № 6. С.793-796.

9. Балтыбаев Ш.К., Левченков O.A., Бережная Н.Г., Левский Л.К., Макеев

А.Ф., Яковлева С.З. Время и длительность свекофеннской плутоно-метаморфической активности на юго-востоке Балтийского щита (Приладожье) // Петрология. 2004. Т.12. № 4. С.374-393.

10. Балтыбаев Ш.К., Левченков O.A., Галанкина О.Л. Первые находки

вулканитов в свекофеннидах Приладожья и их возраст // Докл.АН. 2004. Т.395. № 3. С.371-375.

11. Балтыбаев Ш.К., Сальникова Е.Б., Глебовицкий В.А., Бережная Н.Г.,

Яковлева С.З., Ковач В.П. Кузнеченский массив калиевых порфировидных гранитов: результаты U-Pb датирования и обоснование тектонической позиции (Балтийский щит) // Докл.АН.

2004. Т.398. № 4. С.519-523.

12. Балтыбаев Ш.К., Левченков O.A. Вулканиты в свекофеннидах

Приладожья и результаты U-Pb, Pb-Pb датирования пород разного генезиса как основа для корреляции свекофеннских событий // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2005. Т.13. № 2. С.3-19.

13. Балтыбаев Ш.К., Левченков O.A., Глебовицкий В.А., Левский Л.К.,

Макеев А.Ф., Яковлева С.З. Полихронная природа метаморфической зональности по данным U-Pb, Pb-Pb датирования метаморфических пород (Южная Карелия, Балтийский щит) // Докл.АН. 2005. Т.401. № 4. С.496-499.

14. Балтыбаев Ш.К., Левченков O.A., Левский Л.К., Эклунд О.,

Кильпелайнен Т. Два этапа метаморфизма в Свекофеннском поясе: результаты изотопно-геохронологического изучения приладожского и сулкавского метаморфических комплексов // Петрология. 2006. № 3.

15. Балтыбаев Ш.К., Левченков O.A., Глебовицкий В.А., Левский Л.К.,

Матуков Д.И., Бережная Н.Г. U-Pb датирование циркона интрузии плагиогранитов в свекофеннидах юго-востока Балтийского щита: особенности верхнего и нижнего пересечения дискордии с конкордией // Докл.АН. 2005. Т.402. № 6. С.800-803.

16. Глебовицкий В.А., Балтыбаев Ш.К., Левченков O.A. и др. Главная

стадия плутоно-метаморфической активности в Приладожье: результаты определения изотопного возраста // Докл.АН. 2001. Т.377. № 5. С.667-671.

17. Глебовицкий В.А., Балтыбаев Ш.К., Левченков O.A., Бережная Н.Г.,

Левский Л.К. Время, длительность и РТ-параметры полистадийного метаморфизма свекофеннид Приладожья (Балтийский щит) (по данным термобарометрии и U-Pb геохронометрии) // Докл.АН. 2002. Т.384. № 5. С.660-664.

18. Глебовицкий В.А., Балтыбаев Ш.К. Палеопротерозойская

свекофеннская провинция / Глава в монографию по Свеколапке.

2005. (в печати).

19. Глебовицкий В.А., Балтыбаев Ш.К., Левченков O.A., Кузьмина Е.В.

Термодинамический режим свекофеннского (1.9 млрд. лет) метаморфизма умбинского покрова лапландского коллизионного орогена // Петрология. 2005. (в печати).

20. Глебовицкий В.А., Седова И.С., Балтыбаев Ш.К. Свекофеннская

провинция / Ранний докембрий Балтийского щита. СПб.: Наука. 2005. С.604-630.

21. Другова Г.М., Борисова Е.Ю., Балтыбаев Ш.К. Два этапа гранулитового

метаморфизма в архейских гранатовых гнейсах Беломорского Складчатого Пояса (Балтийский щит) // Докл.АН. 1997. Т.357. С.83-86.

22. Левченков O.A., Гайдамако И.М., Балтыбаев Ш.К., Макеев А.Ф.,

Яковлева С.З., Буйко А.К. Типоморфизм цирконов протерозойских вулканитов Карелии в связи с проблемой их датирования // Зап.ВМО. 2001. Ч. СХХХ. № 2. С. 1-14.

23. Метаморфическая карта Раахе-Ладожской зоны (ред. К.Корсман,

B.А.Глебовицкий). Хельсинки-Санкт-Петербург. 1998.

24. Седова И.С., Семенов А.П., Балтыбаев Ш.К. Флюидные включения в

кварцевых жилах пород низкого-среднего метаморфизма (Ладожский комплекс, Балтийский щит) // Геохимия. 1995. № 10. С.1443-1457.

25. Шульдинер В.И., Козырева И.В., Балтыбаев Ш.К. Плутоно-

метаморфическая эволюция Западного Приладожъя: новая модель // Региональная геология и металлогения. 1995. № 4. С.52-62.

26. Шульдинер В.И., Козырева И.В., Балтыбаев Ш.К. Возрастное и

формационное расчленение раннедокембрийских образований Северо-Западного Приладожья // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 1996. Т.4. № 3. С.11-22.

27. Шульдинер В.И., Балтыбаев Ш.К., Козырева И.В. Эволюция условий

метаморфизма гранатсодержащих гранулитов Западного Приладожья // Петрология. 1997. Т.5. № 3. С. 253-277.

28. Шульдинер В.И., Козырева И.В., Балтыбаев Ш.К. Эволюция

термального режима свекофеннид Западного Приладожья и ее геодинамическая интерпретация // Докл.АН. 1997. Т.352. № 3. С.380-383.

29. Шульдинер В.И., Козырева И.В., Балтыбаев Ш.К. Тектоно-

метаморфическое районирование Приладожья // Вестник С.-Петерб. Ун-та. 1997. Сер.7, Геол. Геогр. Вып. 3. С.бЗ-70.

30. Шульдинер В.И., Левченков О.А., Яковлева С.З..., Балтыбаев Ш.К. и

др. Верхний карелий в стратиграфической шкале России: выбор нижней границы и региональные подразделения стратотипической области // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2000 Т.8. № б.

C.20-33.

31. Semenov V.S., Beljatsky B.V., Baltibaev Sh.K., Glebovitsky V.A., Koltsov

A.B., Koptev-Dvornikov E.V. Fe-Ni-Cu sulfide and platinum mineralization in the Lukkulaisvaara layered mafic intrusion (Northern Karelia, Russia) /in «INTERNATIONAL PLATINUM». 1998. 226 p.

32. Shuldiner V.I., Baltibaev Sh.K., Glebovitsky V.A., Kozyreva I.V. Geology of

the North-West Ladoga Region / Excursion guidebook. 1995. St. Petersburg. 80 p.

33. Levin T., Engstrom J., Lindroos A., Baltybaev Sh., Levchenkov O. Late-

Svecofennian transpressive deformation in SW Finland - evidence from late-stage D3 structures // GFF. 2005. V.127. P.129-137.

Лицензия ЛР №020593 от 07.08.97

Подписано в печать 08.12.2005. Формат 60x84/16. Печать цифровая. Усл. печ. л. 2,0. Тираж 150. Заказ 208Ь.

Отпечатано с готового оригинал-макета, предоставленного автором, в Цифровом типографском центре Издательства Политехнического университета. 195251, Санкт-Петербург, Политехническая ул., 29. Тел.: 550-40-14 Тел./факс: 247-57-76

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Балтыбаев, Шаукет Каимович

Введение.

Принятая терминология.

Общие вопросы. Архей-протерозойская граница в зоне сочленения Карельского кратона и

Свекофеннского пояса. ^ Граница архейской и протерозойской коры в Норвегии (район Феуске

Буде) и Швеции (район Боден и Лулеа). ^ Граница архейской и протерозойской коры в Финляндии (Раахе

Ладожская зона). ^ Граница архейской и протерозойской коры в России (Северное

Приладожье). ^ Sm-Nd изучение разновозрастных гранитоидов и выявление деталей строения зоны сочленения архейской и протерозойской коры

Основные геоло!ические структуры в пределах Свекофеннской провинции.

2.1. Основные черты геологического строения региона Норрботтен.

2.2. ЦентральнО'Лапландский гранитоидный комплекс.

2.3. Центрально-Финляндский гранитоидный комплекс. Строение и взаимные соотношения некоторых парагнейсовых и зеленокаменных поясов западной части Фенноскандии.

Особенности магматизма в пределах Свекофеннского пояса и в 3. непосредственном его обрамлении, возрастные и петрохимические типы гранитоидов.W

3.1. Магматическая активность в Свеко-Карельской области.

3 2 Магматическая активность в Свекофеннском поясе.

Особенности строения Свекофеннского пояса: вопросы геохронологии пород, осадконакопления и стратиграфических корреляций. / ^ Осадконакопление в пределах Свекофеннского пояса: данные геохронометрии и изотопных методов исследования. /

4.2. Стратиграфическая позиция свекофеннид Приладожья. /

4.3. Проблема выявления фундамента в Свекофеннском поясе.

4.4. Признаки размыва и переотложения свекофеннских толщ.

5. Метаморфизм свекофеннид.

5.1. Метаморфизм свекофеннских пород Швеции.

5.2. Метаморфизм свекофеннских пород Финляндии.

5.3. Метаморфизм свекофеннских пород России (Северное Приладожье).

Протерозойская переработка архейского фундамента и перекрывающего раннепротерозойского чехла.

Два этапа метаморфизма в Свекофеннском поясе Фенноскандии: результаты сравнительного изучения свекофеннид России и Финляндии

Геологическая позиция приладожского и сулкавского метаморфических

6.1. комплексов, их сравнительная характеристика, датирование метаморфизма.

6.2. Датирование метаморфизма пород комплекса Кемио-Мантсала.

7. Исюрин 1срмального развития Свекофеннского пояса. ^ Представление о температурном поле и природе метаморфических преобразований пород. ^ Термохронология свекофеннских пород на основе изучения изотопных систем минералов с разными температурами закрытия

Основные этапы и особенности тектоно-метаморфической и плутонической эволюции Свекофеннского пояса.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Свекофенниды Фенноскандии: пространственно-временная корреляция эндогенных процессов"

За последние два-три десятилетия опубликовано много новых данных и идей, касающихся докембрийской истории развития Фенноскандинавского (Балтийского) щита. Эти работы определили уровень современного понимания происхождения и эволюции архей-протерозойских литосферных блоков, показали общнос1ь механизмов многих геологических явлений в истории Земли, а в ряде случаев - подчеркнули их уникальность. Но сложилось ситуация, что в силу географического расположения геологических струкгур, уровень изучения Фенноскандинавского щита российскими исследователями оказался дифференцированным: большинство работ было посвящено его северо-восточной части. Свекофеннская область наименее освещена, для нее многие вопросы, связанные с режимом, длительностью, периодичностью свекофеннских процессов требуют анализа и переосмысления, опираясь на новые данные мульгидисциплинарных исследований. Нередко во многих работах, проводимых за пределами Свекофеннского орогена, свекофеннские события характеризуются как "вспышка" эндогенной активности, которая проявилась около 1.90-1 70 млрд. ле1 назад. С появлением новых геохронологических данных становится яснее, что процессы свекофеннского преобразования широко развиты в пределах докембрийских комплексов не только Фенноскандинавского щита, но и в планетарном масштабе. Именно такая масштабность и высокая интенсивность эндо1енных событий, отразившихся в короткое геологическое время как на пюбально-тектоническом, планетарном уровне и, например, на уровне локально-минеральном - в виде изменения изотопных систем, часто мешает, на взгляд автора, осознать тот факт, что этому времени присуща кратковременность и периодичность развития одних процессов, наряду с длительное шо и непрерывностью других.

Сейчас обнаруживаются новые закономерности в эволюции взаимосвязанных или автономно проявленных свекофеннских корообразующих процессов в латеральном и вертикальном срезах в пределах Свекофеннского орогена. Сказанное, в свою очередь, ставит задачу выявления синхронных или квазисинхронных процессов в пределах этого, во многих отношениях хорошо изученного орогена, и попьпку предметного сопоставления пород, закономерностей пространственно-временной эволюции процессов при, возможно, меняющихся геодинамических обстановках.

За время изучения Фенноскандинавского щита большим числом исследователей высказано множество точек зрения и идей о его развитии, и при этом, естественно, не обделен вниманием и свекофеннский этап развития струкгур. Можно в какой-то мере юворить, что вообще в современной геологии существует такое множество модельных решений, касающихся тех или иных аспектов строения и развития Земли, что исследователю остается только подобрать из них наиболее подходящее для описания конкретного изучаемого им объект. Естественно, эго утверждение является крайним, но в данном случае хотелось бы подчеркнуть, что сложность в современной науке, по мнению автора, не в разработке новой модели, даже максимально адекватно описывающей круг известных явлений, а в том, чтобы построить модель, отличающуюся возможностью предсказать неизвестные еще параметры объекта изучения. В то же время, существует ряд задач и проблем, решение которых не созрело в свете существующих парадигм и неполноты современных знаний. В таком случае дальнейшее развитие научных представлений можно сгроить на оценке эффективности моделей, разработанных для одних объектов (регионов) либо путем их применения к другим объектам, либо показывая их несостоятельность на основе анализа собственных параметров (свойств) этой модели. Для Свекофеннского пояса предполагается рассмотреть накопившийся материал в контексте развития современных модельных решений, а также обоснования дискуссионности некоторых существующих представлений. Основную цель настоящей рабош можно охарактеризовать как синтез новых данных, личных и полученных другими исследователями, и на основе этого выявление и анализ закономерностей строения и эволюции свекофеннид Фенноскандии. Достижение этой цели должно помочь в расширении, уточнении и выработке дополнительных ограничивающих параметров, которые являются ключевым элементами при разработке обоснованной модели развития тех или иных структур Земли. Принятая терминология

Необходимо остановиться на терминологии, которая используется в дальнейшем в настоящей работе.

Свекофеннская провинция (область, ороген, домен, пояс) - территория на Фенноскандинавском щите, занятая преимущественно раннепротерозойскими вулканно-плутоническими и осадочными породами, ограниченная архейскими комплексом на севере и северо-западе, каледонским и свеко-норвежским (дальсланским) комплексами на западе и юго-западе и рифейским чехлом на юго-востоке (рис.1). Такое деление в наиболее простом виде отражает структурно-вещественную и возрастную принадлежность пород Фенноскандинавского щита и соответствует районированию, принятому в большинстве работ (Gaal, Gorbatschev, 1997; Korsman et al., 1984; Глебовицкий, 1993; Nironen et al., 2000 и др.). Свекофенниды. Согласно толковому словарю ("Толковый словарь.", том 3, 1979) под свекофеннидами понимают раннепротерозойские породы (подразделение -свекофенний) Фенноскандинавского щита. Такое определение достаточно расплывчато и указывает только на возрастную принадлежность пород в пределах Фенноскандинавского щита. В практическом использовании в термин свекофенниды вкладывается либо стратиграфический смысл, либо 1ектонический. В стратиграфическом смысле этого термина под свекофеннидами подразумевается супракрустальный комплекс пород, возникший в раннепротерозойский этап и занимающий, главным образом, центральную и юго-восточную час1ь Фенноскандинавского щита. Конкретные стратиграфические границы для

Ботнический бассейн^

Берслаген

Дальсланиды

Стокгольм

200 км

Хельсинки / Санкт-Петербург

Рис. 1. Схематическое отображение некоторых тектонических блоков Фенноскандии с делением по возрастному признаку преобладающих комплексов. Кружками показаны населенные пункты: Ф -Феуске, Б- Буде, И - Иокмокк, JI -Лулеа, Р -Раахе. ЦФГК - Центрально-Финляндский гранитоидный комплекс, ЦЛГК - Центрально-Лапландский гранитоидный комплекс, ЦЛЗП - Центрально-Лапландский зеленокаменный пояс, ПП - пояс Пюхисалми, ППр - пояс Перапохья, ЛГП -Лапландский гранулитовый пояс. Пунктиром показана предполагаемая граница, к югу от которой не встречаются допротерозойские породы. Цифрами в кружках показаны районы, которые упоминаются в тесте: 1 - Северный домен Приладожья (Свеко-Карельский блок), 2 -Южный домен Приладожья (свекофенниды), 3 - Сулкава, 4 - Киурувеси, 5 - Тампере, 6 -район развития комплексов Ваммала, Хамиенлина, 7 - Уусима, 8 - Кемио, 9 - район развития комплекса Вааса, 10 - район Боден-Лулеа, 11 - Лофотен. Другие пояснения даны в тексте. свекофеннского этапа осадконакопления в настоящее время обсуждаются и уточняются (Семихатов и др., 1981; Шульдинер и др., 2000). Здесь для нас важным является то, что при стратиграфическом выделении свекофеннид не ставшся задача соотнесения возраста отложений с конкретными знаниями или представлениями о возрасте комплекса основания (подстилающего фундамента) для них, т.е. комплексом основания могут выступать породы архейского Карельского кратона или гипотетические породы раннепротерозойской океанической коры. В тектоническом смысле (чего придерживается автор) термина свекофенниды акцент ставится на то, что обозначаемый этим термином комплекс пород сформировался в течение свекофеннского орогенеза. По совокупности признаков тектоническая обстановка формирования свекофеннид отвечала условиям активной континентальной окраины (Hietanen, 1997; Gaal, Gorbalschev, 1997; Глебовицкий, 1993 и др.). В таком понимании термина, свекофенниды входят в состав Свекофеннского орогена/пояса (в западной литературе нередко встречается определение Свекофеннский домен). Соответственно Свекофеннский ороген (пояс) составляет часть Свекофеннской провинции и характеризуется комплексом пород раннепротерозойского возраста в основном ювенильною происхождения - т.е. эта область новообразованной раннепротерозойской коры, где практически полностью отсутствуют признаки архейской коры. Существует некоторая сложность в определении положения границы между Свекофеннским орогеном и архейским Карельским кратоном. Для пограничной области между этими двумя крупнейшими образованиями на Фенноскандинавском щите на территории России и Финляндии закрепилось название Раахе-Ладожской сутурной зоны. На территории северной Швеции, где также предполагается протяжение этой сутуры она именуется зоной Лулеа-Иоккмокк, а в Норвегии, вероятно, она проходит южнее островов Лофотен - в зоне Феуске-Буде. В дальнейшем изложении положение архей-протерозойской границы будет рассмотрено более подробно.

Общие вопросы

Развитие свекофеннид Фенноскандинавского щита на территории России, Финляндии, Швеции имеет общие черты, например, с развитием раннепротерозойских пород Гренландского и Северо-Американского щитов. Как было обобщено ранее (Глебовицкий, 1996; Goodwin, 1996), тектонические с шли (сценарии) развития и время протекания процессов весьма схожи даже для таких столь отдаленных друг от друга раннепротерозойских орогенов. Начиная с раннего протерозоя, применимость плейт-тектонических моделей при интерпретации истории развития коры, в частности на Фенноскандинавском щите, подчеркивалась неоднократно (Gaal, Gotbatschev, 1997; Park, 1991; Глебовицкий, 1993; 1996; Минц и др., 1996; Sharkov et al., 1997; Daly et al., 2001; Балаганский, 2002). СевероАмериканский кратон сложен из мозаики архейских блоков, которые окаймляются раннепротерозойскими поясами, сформированными в период 1.9-1.7 млрд. Jiei назад Стиль тектонических соотношений раннепротерозойских орогенных поясов, принадлежащих Северо-Американскому краюну и Фенноскандинавскому щиту можно охарактеризовать в терминах транспрессии и последовательной аккреции структур разного порядка, в современном срезе представляющих коллажи, осложненные взбросо-надвиговыми соотношениями. Трасспрессионный стиль деформаций приводит к чешуйчатому строению зоны сочленения архейских и протерозойских доменов. Многочисленные наблюдения говорят о том, чго новообразованная раннепротерозойская кора на широких площадях перекрывает породы архейского фундамента. Представляется, что региональный (масштабный) характер тектонического взаимодействия архей-протерозойских геоблоков (доменов) обеспечивает транзитный характер ключевых структурных элементов, как, например, выявленные В.Балаганским (Балаганский, 2002) субширотные линейные структуры свекофеннского этапа далеко за пределами самого Свекофеннского орогена.

Все возрастающее число изотопных датировок, новый петрологический и изотопно-геохимический материал, а также результаты геофизических и геологои каргировочных работ показывают, что одним из главных процессов при росте Фенноскандинавского щита была аккреция островодужных систем раннего протерозоя. Для отдельных территорий эти процессы получили выражение в виде зон коллизии и альтернативных зон растяжения. В то время как в одной зоне происходило активное развитие магматизма, а в другой зоне - начальный этап аккреции, в других частях кора уже становилась вполне консолидированной и могла испытывать изостатический подъем и растяжение. При этом также могли быть зоны, где проходили полномасштабные коллизионные процессы с широким проявлением складчатости и магматизма. Таким образом, разные части коры могли быть в неодинаковом режиме тектонического преобразования в одно и то же геологическое время. В связи с этим для отдельных регионов и крупных i еоблоков возникают проблемы с выделением традиционных, например, син-, поздне- и посторогенных магматических тел.

Если рассматривать магматические породы северной Финляндии и Швеции с точки зрения традиционной классификации, то их можно подразделить на несколько групп: доорогенные, с возрастом около 1.95-1.90 млрд. лет; синорогенные, с возрастом около 1.89-1.86 млрд. лет, слагающие наиболее известную в скандинавских станах формацию Хаапаранта (Haaparanta suite); позднеорогенные, с возрастом около 1.84-1.80 млрд. лет (например, граниты интрузии Лина (Lina); посторогенные, с возрастом около 1.80-1.77 млрд. лет, которые ассоциируются с гранитами Наттанен (Nattanen). Самые распространенные "синорогенные" интрузии, например, связываются с аккрецией двух островодужных систем в центральной и южной Финляндии с краем архейского Карельского кратона примерно 1.91 и 1.89 млрд. лет назад (Lahtinen, 1994; Nironen, 1997 и др.). Известно, чго мощнейший по масштабам проявления магматизма Центрально-Финляндский гранитоидный комплекс испытал кратонизацию (стабилизировался) к моменту 1.87 млрд. лет назад (Nironen et al., 2000). В тоже время, в свекофеннидах юга Швеции существуют складчаю-деформированные гранитоиды с возрастном 1.79-1.77 млрд. лет, сгруктурная позиция которых не "вписывается" в вышеприведенную классическую схему одноактного орогенеза всего Свекофеннского пояса.

Свекофеннский пояс можно рассматривать как единое геологическое образование, возникшее в раннепротерозойское время в результате одною мощного процесса корообразования на активной континентальной окраине. Но в то же время можно рассматривать его как мозаично-блоковый коллаж, состоящий из различных тектоно-метаморфических и плутонических структур. Оба подхода допустимы в зависимости от того, на что исследователем ставится акцент. Действительно, развитие Свекофеннского пояса таково, что основные события, определяющие становление орогена, укладываются в короткий интервал времени 1.92-1.86 млрд. лет. В этот временной диапазон попадают как процессы накопления терригенного материала и образования вулканно-плутонических ассоциаций примитивной и зрелой стадии развития островных дуг, так и последующая аккреция и коллизия дуг, с сопряженным магматизмом и метаморфизмом толщ. Более того, на примере Центрально-Финляндского гранитоидного комплекса можно сказать, что к концу этого этапа наблюдаются признаки консолидации орогена, что выражается в развитии гранитоидов с характеристиками Л-типа (см., например, Nironen et al., 2000). Наряду с этим, существуют геологические и изотопно-геохронологические признаки, свидетельствующие о повторной активизации тектоно-метаморфических и магматических процессов в интервале 1.83-1.79 млрд. лет назад во внутренней зоне свекофеннид, которая сейчас в наиболее типичном выражении представлена Южнофинляндской зоной калиевых гранитов и мигматитов (Ehlers et al., 1993). Здесь необходимо дать некоторые пояснения о подразделении свекофеннид по вещественному (и в некотором роде -возрастному) признаку на внутреннюю и внешнюю зоны в составе Свекофеннского пояса.

Если рассматривать особенности латерального строения Свекофеннского пояса ог края архейского Карельского кратона к внутренней зоне свекофеннид (к югу), го можно сделать вывод, что прикратонная часть орогена - это зона развития известково-щелочного магматизма и супракрустальных пород преимущественно грауваккового типа (метатурбидитов). Специфичность состава супракрустальных толщ этой, назовем, внешней зоны свекофеннид, подчеркивается и изогопно-геохронологическим и петрохимическим составом магматических пород, среди которых преобладают грани гоиды породы /-типа (габбро-диорит-гоналит-гранитною ряда).

Внутренняя зона свекофеннид - это область развития супракрустальных пород повышенной калиевости и различных высокоглиноземистых гранитоидов S-гипа возрастной группы 1.83-1.80 млрд. лет.

Необходимость и обоснованность выделения внутренней и внешней зон свекофеннид и их границы будут подробно рассматриваться в настоящей работе в соответствующих главах.

Представления о неоднородном, блоковом строении Свекофеннскою пояса складываются в связи с появлением данных из разных областей геологических знаний. Это в первую очередь - материал, основанный на структурно-тектонических наблюдениях, изотопно-геохимических данных, углубленном изучении режимов и времени метаморфизма в разных частях орогена. Свою роль сыграла и изотопная, вещественная, структурно-геологическая систематика магматических пород, как наиболее распространенных и наиболее полно изученных изотопными методами.

На неоднородное строение Свекофеннского пояса обращал внимание В.П.Пегров (Петров, 1999), который указал на возможность выделения в пределах пояса сгруктурно-метаморфических провинций и провел анализ специфики эндогенной активности с общих геологических позиций. Идея о возможности районирования Свекофеннского пояса высказывалась и раньше (Эволюция земной., 1987). В названных работах вполне справедливо подчеркивалось, чю необходимо углубленно изучить временные соотношения событий в разных частях пояса.

Особым образом развивается Трансскандинавский магматический пояс структура долгоживущая, и по ряду признаков (в первую очередь - возрастному), не позволяющая трактовать свекофеннское корообразование как импульсно-одноактное событие. Ниже предлагается рассмотреть, насколько иногда сложно определить границы между эпизодами магматической активности в пределах Свекофеннского пояса. Таким же образом (как длительно развивающиеся системы) проявляют себя граниты рапакиви в пределах свекофеннид. Определенные закономерности их пространственно-временного проявления в пределах пояса также прорисовываются достаточно четко. Является ли эго прямым следствием предшествующей эволюции коры, нужно еще понять.

Возрастающий с каждым годом массив разнообразной геологической информации дает возможность расширить наши представления о геологической эволюции регионов, позволяет детализировать и уточнять отдельные проблемы и вопросы. Очевидно, что с достижением каждого нового уровня накопленных знаний возникает необходимость соотнесения новых данных с ранее разработанными научными схемами. Для этого нужно еще раз подтвердить соответствие ранее выработанных представлений современным данным, усилить их обоснованность или показать их дискуссионность, неполноту или ошибочность. В дальнейшем изложении предпринимается попытка обработки некоторой части современного материала по проблеме эволюции свекофеннид. Следует подчеркнуть, что автор стремился акцентировать внимание в своей работе на объектах, сведения о которых достаточно скудны в русскоязычной геологической литературе в силу их расположения за пределами России. При изложении материала, касающегося отдельных геологических структур, активно использовались не только опубликованные, но и фондовые материалы 01ечественных, шведских и финских геологов. Некоторые сведения, например, о закономерностях распространения части магматических пород, описание особенностей размещения комплекса гранитов рапакиви - в преобладающей степени материал компилятивный и обзорный, но на взгляд автора, необходимый в данной работе, для представления Свекофеннского пояса как сложной структуры с длительной историей формирования.

Проведенная работа базируется на анализе и обработке разностороннего геологического, геофизического и изотопно-геохронологического материала, который собирался автором с 1988 по 2005 гг. За указанный период составлен обширный банк картографических, петрологических, геохронологических данных по свекофеннидам России, Финляндии, Швеции и Норвегии. Значительную роль сьирало то, что автору удалось предметно познакомиться и собрать разнообразный материал на ключевых геологических участках во всех перечисленных скандинавских странах. Работа над этим материалом, обобщение и осмысления результатов других исследований по смежным областям позволили сделать ряд выводов, которые сформулированы здесь в виде следующих защищаемых положений.

5. Температурная эволюция свекофеннид характеризуется изменением скорости остывания от 30-40 оС/млн.лет сразу после кульминационной стадии эндогенной активности до 1-10 оС/млн.лет на стадии кратонизации Свекофеннского пояса.

Объем диссертации составляет 453 страницы, из которых 301 стр. занимает текст, 81 стр. занимают рисунки, 20 стр. - таблицы, 51 стр. - список цитированной литературы, включающий 546 наименования. Текст диссертации изложен в восьми главах, помимо введения и заключения.

Первая глава посвящена анализу современных данных о структурно-вещественных особенностях зоны сочленения Карельского кратона и Свекофеннского пояса. В ней рассматривается материал, свидетельствующий о дискретном строении зоны сочленения архейской и протерозойской коры, которое выявляется геолого-петрологическими, изотопно-геохимическими и геохронологическими методами. Приводимые в главе выводы легли в основу 1-го защищаемого положения.

Во второй главе диссертации дается характеристика основных геологических структур в Свекофеннском поясе, а также в областях, непосредственно примыкающих к свекофеннидам. Совместное рассмотрение этих структур позволяет, по мнению автора, увидеть как индивидуальные черты развития свекофеннид, так и общность проявления некоторых процессов (например, машатизма) в более широких масштабах в юго-западной части

Фенноскандинавского щита. Приводимые в главе выводы помогли сформулирован, 1-ое, 2-ое, 3-е и 4-ое защищаемые положения.

В четвертой главе содержится материал изучения супракрустальных пород Свекофеннского пояса; анализируются особенности осадконакоплеиия и возможности стратиграфических корреляций. На основании находки вулканиюв в свекофеннских разрезах Приладожья обосновывается время осадконакоплеиия и делается попытка региональной стратиграфической корреляции толщ с раннепротерозойскими разрезами Финляндии. Приводится анализ материала глубокого бурения погребенного кристаллического фундамента и делается вывод о систематическом снижении глубинности свекофеннского метаморфическою комплекса к югу от окраины Карельского кратона. Также здесь рассматриваются литературные данные о признаках размыва и переотложения свекофеннских толщ. Приводимые в главе выводы помогли сформулировать 1-ое и 3-е защищаемые положения.

В пятой главе характеризуются особенности метаморфизма свекофеннид с акцентом на современные изотопно-геохронологические исследования. Приводятся данные, на основании которых доказывается, что монацит наиболее пригоден для датирования метаморфических событий. Излагаемый в этой главе материал по особенностям ультраметаморфизма свекофеннских пород, по сопряженному с метаморфизмом плутонизму, подчинен главной цели - определению времени метаморфических процессов. В главе также приводятся данные о неоднородном строении Северного Приладожья на основе датирования метаморфических napai енезисов зон низкого и высокого уровня метаморфизма. Выводы по данным этой главы помогли сформулировать 1-ое, 3-е, 4-ое защищаемые положения.

Шестая глава посвящена сравнению приладожского и сулкавскою метаморфических комплексов по авторским петрологическим и изотопно-1еохроноло1ическим материалам. На основании полученных данных делается вывод о двух этапах проявления метаморфизма гранулитовой фации в Свекофеннском поясе. Ареальное развитие продуктов второго (позднесвекофеннского) этапа метаморфизма аргументируется также авторским материалом по поясу Кемио-Мантсала, расположенному на юго-западе Финляндии. Приводимые в главе выводы легли в основу 3-го защищаемого положения.

В седьмой главе излагаются результаты оригинальных исследований магмашческих и метаморфических пород U-Pb, Sm-Nd, Rb-Sr, K-Ar, Pb-LSl методами датирования различных акцессорных и породообразующих минералов. Эти данные позволили провести термохронологический анализ эволюции свекофеннид Приладожья. Особенности эволюции температурной кривой сопоставляются с результатами математического (компьютерного) моделирования процессов нагревания и последующего остывания метаморфических комплексов при температурном воздействии магматических тел. Приводимые в главе выводы легли в основу 4-го и 5-го защищаемых положений.

В заключительной части диссертации кратко суммируются основные положения данной работы. Фактический материал.

Геологическая основа была получена при выполнении научно-исследовательских и тематических работ, которые сопровождались геологическим картированием в масштабе 1:200000-1:50000. В Скандинавских странах проводились либо краткосрочные полевые работы, либо материал собирался в ходе различных геологических экскурсионных поездок. Каменный материал, собранный в ходе этих работ, составил основу для петрологических и изогопно-геохронологических исследований. Изотопные исследования проводились на масс-спектрометре Finnigan МАТ-261 (ИГГД, Санкт-Петербург), SHRIMP-II (ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург), микрозондовые анализы выполнялись в ПО "Механобр", ИГГД РАН, ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург). Силикатные анализы выполнялись в лаборатории ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург). Анализы на РЗЭ (ICP-MS) выполнялись в разное время в лабораториях Англии и в Санкт-Петербурге; анализы используемых для сопоставления выборок пород выполнялись в единой лаборатории.

Было использовано:

- около 4000 петрографических шлифов;

- около 1500 микрозондовых определений состава минералов (около 200 прозрачно-полированных пластинок);

- около 20 определений РЗЭ в гранатах (ионный микрозонд);

- около 100 силикатных анализов;

- около 30 анализов РЗЭ (ICP-MS и нейтронно-активационный методы);

- около 30 проб для изотопно-геохронологического анализа (U-Pb, включая SHRIMP-II, Sm-Nd, Rb-Sr, K-Ar, Pb-LS);

- многочисленный картографический материал;

- каменный и петрографический, каротажный (петрофизический) материал по данным глубокого бурения.

Благодарности. Автор выражает искреннюю признательность И.С.Седовой, В.А.Глебовицкому, Л.К.Левскому, О.А.Левченкову, которые оказали неоценимую помощь при подготовке данной работы. Эта работа не могла быть выполнена без содействия моих коллег: П.Я.Азимова, М.Н.Афанасова, В.В.Балаганского, Н.Г.Бережной, И.М.Васильевой, О.Л.Галанкиной, А.Б.Вревского, Д.В.Доливо-Добровольского, И.В.Козыревой, Д.Л.Конопелько, А.Б.Котова, Е.К.Кузьминой, А.М.Ларина, А.Ф.Макеева, В.А.Матреничева, М.Р.Павлова, Н.П.Пугачевой,

1 Метод ступенчатого выщелачивания (Stepwise dissolution, Frei, Kamber, 1995; DeWolf et al., 1996).

В.М.Саватенкова, Е.В.Саввы, Е.Б.Сальниковой, В.С.Семенова, И.В.Токарева,

М.Д.Толкачева, А.М.Федосеенко, И.К.Шулешко, В.И.Шульдинера], С.З.Яковлевой. Большую и разностороннюю помощь оказали автору зарубежные коллеш:

У.Андерссон, М.Вайсанен, [М.Васиоки], Т.Кильпелайнен, Ф.Корфу, Т.Левин, К.Мелквист, М.Ниронен, А.Нюстрем, О.Эклунд, К.Элерс, Х.Хухма, П.Хелття. Всем перечисленным и многим другим ученым автор искренне благодарен.

1. Архей-протерозойская граница в зоне сочленения Карельского кратона и Свекофеннского пояса

Для выделения границы между архейским и протерозойским (свекофеннским) доменами используется, главным образом, геолог о-картировочный подход, т.е. изучение современного эрозионного среза. При этом основным отличительным признаком свекофеннского домена служит отсутствие тоналит-плагиомигматитового, гранито-гнейсового сложнодислоцированного комплекса архейского возраста. Перспективность такого подхода при проведении указанной границы для зоны сочленения архейского кратона и Свекофеннского пояса была доказана многими исследователями. В разное время предпринимались П0ПЫ1КИ выявить и провести эту границу на основе геологических, геохимических, геофизических и других подходов. Применялась, в частности, методика анализа металлогенической специализации толщ (Rickard, Zweifel, 1975; Турченко, 2003), основанная на определенной металлогенической специализации двух типов коры. Так, на базе изучения урансодержащих месторождений, было заключено, что они маркируют окраинную часть свекофеннского бассейна, где существовали островные дуги (Adamek, Wilson, 1977; 1979).

Значительный вклад в выявление наиболее южных выходов пород архейского возраста внесли геохронологические исследования. Оказалось, чю и ряд данных Sm-Nd изотопного изучения пород хорошо коррелируется в первую очередь с принадлежностью их к архейскому или протерозойскому возрастному уровню. Этот вопрос будет рассмотрен ниже несколько подробнее.

Особенности строения зоны сочленения архей-протерозойских пород выявляются также при анализе эволюция магматических пород возрастной группы -1.9 млрд. лет. Примером таких пород может быть интрузивный комплекс Иорн в Швеции, тоналиты пояса Саво в Финляндии, раннеорогенные интрузии Приладожья в России. Эти образования характеризуется известковым, известковощелочным магматизмом островодужного типа. Близко по времени и с некоторым перекрытием формируются более щелочные интрузии, приуроченные к окраине архейскою кратона. В качестве примера таких образований могут рассматриваться магматические породы комплекса Хаапаранта в Швеции. По ряду петрохимических и геохимических признаков они похожи на магматические породы областей континентальных островных дуг.

Результаты структурных исследований, геофизические и геолого-геохимические методы анализа позволяют предполагать механизм надвигообразования на заключительной стадии коллизии Свекофеннскою орогена с архейским кратоном, и это предположение, в свою очередь, помогает объяснить некоторые особенности изменения состава магм примерно к моменту 1.80 млрд. лет назад. В указанное время регионально проявился новый этап магматической активности, который отличался формированием гранитоидов повышенной калиевости и глиноземистости. По такому изменению составов магм можно заключить, что к моменту заключительных стадий коллизии архейского и свекофеннского доменов магматизм становится более зрелым. Особенность этого этапа (-1.80 млрд. лет) состоит в том, что большие массы новых порций магм начинают внедряться в структурно осложненную и ставшую гетерогенной зону тектонического сочленения двух доменов. Поэтому в поздних гранитоидах более существенного проявились процессы смешения магм ювенильног о происхождения с коровым архейским веществом. Следует добавить, что модель тектонического усложнения (расслоения) коры активно привлекается многими исследователями (например, Ковач и др., 2003) для объяснения особенностей поведения Sm-Nd изотопных характеристик гранитоидов.

Изучение геологических, структурных и метаморфических элементов строении Северного Приладожья позволило однозначно провести границу между архейской и раннепротерозойской (свекофеннской) корой. Здесь удалось найти геологические доказательства факта надвигания высокотемпературного блока свекофеннид на окраину Карельского кратона.

1.1. Граница архейской и протерозойской коры в Норвегии (район Феуске-Буде) и Швеции (район Боден и Лулеа)

Районы Феуске-Буде (Норвегия)

Архей-протерозойская граница наименее изучена на территории Норве1ии, т.к. породы этого возрастного уровня почти целиком погребены под каледонским аллохтоном. Поэтому представления о строении рассматриваемой границы можно получить по редким и сравнительно небольшим выходам докаледонских пород, а также на основании данных геофизических полей. В районе Центрального Норланда (рис.2) известны массивы гранито-гнейсов, U-Pb цирконовый возрасг которых составляет около 1800 млн. лет (Skar, 2002). Цирконы в этих породах отличаются тем, что их фигуративные точки образуют дискордию с нижним пересечением конкордии в районе -400 млн. лет, что, очевидно, соответствует времени каледонской тектонической активности. В соседних "тектонических окнах" в пределах каледонид северной Норвегии, таких как Лофотен-Весгерален (Lofoten-Vesteralen), Ромбак (Rombak), также обнаружены аналогичные протерозойские гранитоиды. Ниже будут рассмотрены геохимические особенности эгих гранитоидов, на основании которых они могут быть сопоставлены по возрасту с позднесвекофеннскими гранитоидами в центральной Швеции и Финляндии.

В районе Лофотен-Вестерален докаледонские наиболее древние породы относятся к известково-щелочным вулканитам промежуточного состава. Они имею! возраст около 2.70 млрд. лет и пересекаются гранодиоригами и гранитами с возрастом около 2.60 млрд. лет (Selbekk, Eklund, 2002). Супракрустальные породы региона имеют возраст 2.10-1.83 млрд. лет, для пород характерен метаморфизм амфиболитовой и гранулитовой ступеней, сопряженно с которым внедряются многочисленные интрузии, возраст которых 1.80-1.70 млрд. лет (Griffin et al., 1978). I la основании сведений о составе и строении магматических тел

Рис. 2. Схематизированная карта выходов докаледонских пород в северной Скандинавии. Использованы опубликованные данные (Gaal, Gorbatschev, 1987; Skar, 2002) с дополнениями.

Оттенками серого цвета показаны различные породы докаледонского возрастного уровня (при этом поля преимущественного развития интрузивных пород выделены более темным цветом). Штриховой линией показана архей-протерозойская граница по данным Sm-Nd изучения пород (Skar, 2002). Прямоугольниками показаны районы выхода докаледонских пород: 1 - Центральный Норланд; 2 - Лофотен; 3 - Вестерален; 4 -Салтен; 5 - Ромбак. Использованы данные (Cribb, 1981; Wilson, Nicholson, 1973; Wilberg, 1987; Skar, 2002).

В нижней части рисунка темно-серым цветом показано предполагаемое распространение пород Трансскандинавского магматического пояса. S - свекофенниды. Остальные пояснения даны в тексте. многочисленные интрузии были объединены в анортозит-мангерит-чарнокит-гранитный комплекс, возраст формирования которого U-Pb методом по циркону и монациту определен как 1800-1790 млн. лет (Corfu, 2000).

Во время каледонской орогении рассматриваемая часть щи га испытала высокобарный метаморфизм, пик которого определяется возрастом около 430 млн. лет (Klein et al., 1999). После указанного времени последовала эрозия пород аллохтона, на фоне которой также продолжались отдельные сдвиговые деформации. Основная пространственная ориентировка сдвиговых зон совпадала с фронтальной границей каледонского аллохтона. Этот период оценивается интервалом 390-365 млн. лет (Klein et al., 1999). Принципиально схожим образом описываются соотношения докембрийских пород и пород каледонского времени (Dallmeyer et al., 1992; Braathen, 2000).

Таким образом, обнажающиеся на современном эрозионном срезе докаледонские породы могут быть сопоставлены по возрасту и особенностям состава с породами Свекофеннского пояса.

Районы Боден и Лулеа (Швеция)

Рассматриваемый участок имеет большое значение для анализа изотопно-I еохимического и геологического выражения архей-протерозойской сутурной зоны, которая является важнейшей границей для свекофеннид и примыкающего к ним архейскою домена. Наиболее детально эта граница изучена в районе двух городов Швеции - Боден и Лулеа. В строении этих регионов принимают участие супракрустальные породы с возрастом 1.90-1.87 млрд. лет, а также магматические 1ела возрастных групп 2.7-2.6, 1.89-1.86 и 1.80 млрд. лег (Mellqvist, 2003).

Изучение Sm-Nd изотопии и редкоземельной специализации интрузивных пород позволило предположить, что для северной Швеции принципиально применима модель тектонического развития в условиях активной окраины, включая процессы субдукции, возникновения островных дуг с магматизмом от начальной известково-щелочной до щелочной стадии эволюции. К моменту 1.80 млрд. лет предполагается коллизия островной дуги, сопровождаемая метаморфизмом и генерацией больших масс магм (Wilson et al., 1987).

Ранее было показано (Ohlander et al., 1987; Skiold et al., 1988; Skiold, Ohlander 1989), что гранитоиды севера Норрботтен имеют значимо низкие значения eNd. Было предположено, что вклад архейского корового материала в образование про1ерозойских гранитоидов по мере движения с севера на юг в сторону протерозойского орогена становится все меньше и меньше. В качестве порогового значения для переходной зоны между архейской и протерозойской корой для севера Швеции было определено значение eNd(t=1.8-1.9 млрд. лет) от -3 до О (Ohlander et al., 1993). Этим парамеграм отвечала зона Лулеа-Иоккмокк (Ohlander et al., 1993), которая, помимо этого, еще характеризовалась наличием сейсмоотражающих поверхностей юг-юго-западного погружения (BABEL Working Group, 1990). На основании подобных фактов было предположено (Ohlander et al., 1993), чго архей-протерозойская граница на севере Швеции представляет собой надвиговую зону. Подобные же идеи высказывались и другими исследователями (Lindsey, Snyder, 1994; Gohl, Pedersen, 1995), которые считали, что клиновидные границы выходов архейских пород прослеживаются к югу под Свекофеннским поясом. В то же время при полевых исследованиях возникали затруднения с выделением структур, связанных с иадвигообразованием. С одной стороны это, видимо, было связано с плохой обнаженностью территории, а с другой стороны -преимущественно развитием гранитоидов, в которых структурные элементы, как правило, слабо проявлены и трудно распознаются даже при их наличии. В то же время, некоторые куполообразные структуры, выделяемые на аэромагнитных кар Iах, рассматривались как приразломные складки на границе архейского кратона (Lilljeqvist, 1979; 1980). Позднее К.Меллквист с соавторами (Mellqvist et al., 1999), обобщая результаты изотопно-геохронологических и полевых исследований, приходит к выводу, что структуры зоны сочленения двух доменов скорее являются результатом пологого надвигания свекофеннского блока на архейский.

Предполагается при этом, что плоскость сместителя полого падает на юг-юго-запад.

Породы архейского возраста

Породы архейской возрастной группы найдены в нескольких проявлениях в окрестноаях гг. Боден и Лулеа. Фрагменты этих пород встречены в виде небольших (до первых метров) ксенолитов в протерозойских интрузиях и в виде многокилометровых блоков, которые сравнительно не затронуты протерозойскими процессами. Как правило, выходы архейских пород маркируются на аэромагнишых картах как зоны пониженной намагниченности. Преобладающий тип архейских пород - это гранитоиды, которые на диаграммах Q-P (Debon, LeFort, 1982) попадают в поле от гранодиоритов до монцодиоритов. Эти породы содержаi микроклин-пертиты, которые иногда окаймлены плагиоклазом. Также в них встречаются включения призматического плагиоклаза. Основная масса представлена в породе микроклином, серицитизированным плагиоклазом, кварцем, биотитом и роговой обманкой. В виде акцессорных минералов всгречаются сфен, циркон, апатит, а также титаномагнетит или ильменит.

Дру1им типом архейских пород является "полосчатый гнейс", коюрый значительно меняет свой состав и классифицируется как трондьемит, гранодиори1, тоналиг, габбро (TTG гнейсы).

Рассмотрим более подробно один из выходов пород архейской группы -наиболее южный среди выявленных в Швеции (близкой к Свекофеннскому поясу). Архейские породы были найдены в районе Вален-Альхалм к юг-юго-западу от Лулеа (Lundquist et al., 1996). Архейские породы выходят на поверхность площадью около 30 км2 и могут быть здесь подразделены на два главных типа: TTG гнейсы север-северо-восточного простирания (8x2 км), занимающие центральную часть выходов и разгнейсованные граниты, обрамляющие TTG гнейсы с севера и востока. Было установлено, что цирконы в тоналшах определяют их U-Pb возраст как 2710±3 млн. лет, а цирконы порфировидных гранитоидов имеют U-Pb возраст 2655±4 млн. лет (Lundquist et al., 1996). К юго-западной и западной границе приурочен контакт с осадочными, субвулканическими и вулканическими породами протерозоя. Сам контакт между архейским породами и более молодыми супракрустальными отложениями не вскрыт, но есть четкие свидетельства о пересечении и тех и других протерозойскими дайками с возрастом 1.89 и 1.80 млрд. лет.

В окрестностях Балингбергет находится небольшой фрагмент (>75x150 м) гранитов архейского возрасга. По циркону этих гранитов был получен U-Pb возраст 2638±19 млн. лет (Wikstrom et al., 1996). Эгот фрагмент окружен слобогнейсовидными породами вулканогенного происхождения, магматическими брекчиями и плутонами с возрастом 1.89-1.88 млрд. лет, которые прорывают породы архейского возраста. Также существуют находки архейских пород в виде ксенолитов в интрузиях возраста 1.89-1.88 млрд. лет (Guide book., 2003). Среди других архейских пород региона есть некоторая вариация в составах, но преобладающим типом практически везде являются порфировидные гранитоиды. Раннепротерозойские породы

Раннепротерозойские породы района Боден и Лулеа характеризуются значительной вариацией составов. Преобладают граувакки и вулканиты, состав которых варьирует от андезитов до риолитов. Интрузивные породы образуют две главные возрастные группы. Более древними являются гранитоиды Хаапаранта и Дегерберг (Degerberg) с возрастом 1.89-1.88 млрд. лет. Ко второй возрастной группе 1.80 млрд. лет относятся гранитоиды Лина и Эдефорс (Edefors). Породы основного состава встречаются в обеих группах, но в подчиненном количестве. Все эти породы секутся аплитовыми и пегматитовыми жилами и дайками с возрастом 1.80 млрд. лет. Супракрустальные породы

Метаосадочные породы региона представлены в районе сильно мигматизированными граувакками, обнажающимися к северу от г. Лулеа и к югу от г. Питеа. Менее метаморфизованные осадочные породы обнаружены в окрестностях Вален-Альхалм, где разрез представлен конгломератами, с обломками вулканогенных пород (риолиты, базальты) и примесью туфогенного материала. Для конгломератов нет пока изотопных датировок, более того, существует версия, что они не являются осадочными (Wikstrom et al., 1996). Описаны также в районе карбонатные породы (Ahman, 1969), которые находя 1ся в нереслаивании со сланцами и метавулканитами и пересекаются порфиритовыми и фельзитовыми дайками. Доказательства морских условий накопления осадков и магматизма основываются на находках в районе архипелага Лулеа-Питеа подушечных лав совместно в разрезе с карбонатными породами (Ahman, 1957).

Распространены в районе вулканогенные породы андезитового и риолитового составов (Perdahl, 1995). Разрезы с подобными породами обычно представлены серыми, серовато-зелеными актинолит- и роговообманкосодержащими туфами, агломератами и лавами. Полевые шпаты имеют олигоклаз-андезиновый состав. Кислые порфириты содержат розовые и красные фенокристы К-полевого шпата и плагиоклаза. Степень деформации пород меняется от сильной до слабой. Амфиболиты, обнаруженные в районе Лулеа, имеют среднюю зернистость, они рассланцованы, наблюдаются признаки перекристаллизации амфибола, плагиоклаза и, в меньшей степени - кварца. По составу они ближе к толеитовым базальтам и рассматриваются как рифтовые голеиты, образовавшиеся в условиях морских глубин, вероятно, синхронно с образованием вышеописанных осадочных толщ (Perdahl, 1995). Предполагается, что порфириты Лулеа сформировались в условиях окраинно-континентальных дуг во время свекокарельской орогении (Perdahl, 1995). Интрузивные породы

Комплексы Хаапаранта и Иорн Комплекс Хаапаранта описан еще в середине прошлого века (Odman, 1957) как комплекс дифференцированных пород от габбро, диоритов до гранодиоритов. Породы этого комплекса деформированы, есть наблюдения, что деформация более высокая в районе г. Лулеа и затухает к северу. Особенно важно отметить, что в районе г. Лулеа породы комплекса Хаапаранта характеризуются сильно выраженной деформацией, которая выражается в появлении полосчатости, сланцеватости и минеральной линейности. В то же время, к северу от указанной области можно наблюдать ясные интрузивные контакты этих пород с породами архейского комплекса. U-Pb датировки по циркону определяют возраст комплекса Хаапаранта как 1879±4 млн. лет (Wikstrom et al., 1996) и 1883±6 (Wikstrom, Persson, 1997).

В комплекс Иорн включены известково-щелочные интрузии с возрастом oi 1.96-1.90 до 1.86-1.85 млрд. лет, которые были подразделены на четыре фазы внедрения (Wilson et al., 1987). Главные типы пород комплекса Иорн преде 1авлены тоналитами и гранодиоритами, которые рассматриваются как синхронные и комаг матичные с вулканическим породами серии Шеллефтео (Skellefte) (Weihed et al., 1992; Billstorm, Weihed, 1996) с возрастом 1.89-1.88 млрд. лет. Эти породы относят к дометаморфическим образованиям. Сделан ряд изотопных определений возраста комплекса Иорн, датирование разных интрузивных фаз по цирконам позволило выделить следующие возраста: 1888±20/14, 1874±48/26, 1873±18/14 (Wilson et al., 1987). Наиболее древняя интрузия гранитов имеет U-Pb возраст 1886±15/9 млн. лет (Weihed, Schoberg, 1991). Одной из особенностей пород комплекса Иорн является положительная величина eNd. Породы к северо-западу от г. Лулеа, объединенные по сходному составу (тоналиты и гранодиориты) и положительным величинам eNd, имеют достаточно близкие, в пределах погрешности U-Pb метода, цирконовые возраста: 1892±14 (Ohlander et al., 1987), 1868± 13 (Persson, Lundqvist, 1997), 1867±11 (Wikstrom, Persson, 1997) и 1861±19 млн. лет (Mellqvist et al., 2003). Но есть ряд определений возрастов пород, говорящих о возможно более широком возрастном диапазоне формирования комплекса Иорн, начиная с 1.95-1.90 млрд. лет (Bjork, Кего, 1996; Lundqvist et al., 1998; Bergstrom et al., 1999).

Интерес представляет обобщение признаков, наблюдаемых для двух комплексов, которое сделал К.Меллквист с соавторами (Mellqvist et al., 2003): а) Sm-Nd изотопные характеристики: породы комплекса Хаапаранта отличаются в основном отрицательными значениями eNd, в то время как породы комплекса Иорн имеют положительные значения этой величины, б) породы комплекса Хаапаранта имеют щелочной и известково-щелочной тренд на севере региона и известково-, известково-щелочной на юге (фазы 3 и 4 комплекса Иорн), в) комплекс Хаапаранта сформировался в режиме тектоники континентальной дуги. Предполагается, что в образование пород комплекса Хаапаранта вовлечен архейской коровый материал и вещество деплетированной мантии при субдукции протерозойской лиюсферной мантии, а комплекс Иорн - возник на месте ювенильной протерозойской вулканической дуги, которая в дальнейшем эволюционировала в сторону большей зрелости (Mellqvist et al., 2003). Резкая граница между породами с отрицательными eNd к северу и положительными значениями к югу, говорит о тектонической природе контакта, по крайней мере, в районе г. Лулеа (рис.3).

Определения U-Pb возраста пород комплекса Хаапаранта показывают более узкий диапазон - 1.89-1.88 млрд. лет, в то время как породы комплекса Иорн датируются как 1.93-1.86 млрд. лет. Важно отметить, что породы комплекса Хаапаранта сосредоточены в пределах архейского кратона (север, северо-восток), а породы комплекса Иорн находятся в пределах свекофеннской ювенильной коры, что и определяет вариации eNd в этих породах.

В пределах Свекофеннского пояса особое положение занимают магматические породы древнее 1.9 млрд. лет. Интерес к ним очевиден - они являются источниками информации о самых ранних этапах становления свекофеннской коры. Наиболее широко известны вулканно-плутонические ассоциации TTG серии с возрастом ~ 1.92 млрд. лет из комплекса Пюхисалми (пояс Саво), описанные, в частности М.Васиоки и М.Сакко (Vaasjoki, Sakko, 1988). В районе г.Лулеа также известен довольно обширный - несколько дес. км2 тоналитовый массив Норвижур (Norvijaur), возраст которою по U-Pb измерениям цирконов определен как 1926±13/11 млн. лет, eNd=~+0.7 (Ohlander et al., 1993;

32 22

Шеллефтео

-3 о

Рис. 3. Nd картирование архей-протерозойской границы в районе Лулеа-Иокмокк в Швеции (Mellqvistetal., 1999).

1 - архейские нерасчлененные породы; 2 - раннепротерозойские преимущественно метаосадочные породы; 3 -раннепротерозойские преимущественно метаинтрузивные породы. Светло серой областью выделена переходная по Nd зона. Другие пояснения даны в тексте.

1997). Однако самый древний U-Pb возраст оказался у гранитоидного массива известково-щелочной серии из области Кнафтен, он определен по циркону как 1954±6 млн. лет (Wasstrom, 1993). Что касается массива Норвижур, то известно, чго он прорывается гранитами с возрастом 1876 млн. лет (массив Иоксиокко, U-Pb данные, Skiold et al., 1993). Примечательно, что массивы Норвижур и Иоксиокко характеризуются близкими величинами eNd, изменяющимися от- -0.3 до +0.8. Это может свидетельствовать о том, что массивы являются производными из одного источника, в котором практически не проявилось влияние архейского вещества. Если это так, то указанные соотношения пород скорее говорят о некоторой стабильности в период между 1.926-1.876 млрд. лет. Поскольку оба массива сильно деформированы, то предполагается, что они могут представляв фрагмент долгоживущей островодужной системы, которая была во время свекофеннской коллизии надвинута на край архейского континента (Ohlander et al., 1997). Тоналиты Норвижур в геохимическом отношении являются менее примитивными, чем их налоги в поясе Саво (с возрастом 1.93-1.91 млрд. лет), что позволило предположить (Skiold et al., 1993) их генетическую связь с субдукцией про1ерозойской протокоры под архейскую кору. Гранитоиды региона Кнафген по возрасту уже близки к стадии, определяемой как раскрытие океана - по датировкам офиолитовых комплексов Иормуа и Оутокумпу (1.95-1.97 млрд. лет). Граниты Дегерберг. Граниты этого типа распространены к северу от г. Лулеа. Эти породы имеют своеобразный облик, который определяют мегакристаллы К-полевого шпата размером до 5 см в длину. Темноцветные минералы представлены главным образом биотитом, иногда роговой обманкой. В мегакристах полевого шпата часто встречаются включения плагиоклаза, биотита, апатита, а также ясно различимые зоны с микроклином, неоднородно (зонально) насыщенным другими включениями (Romer, Ohlander, 1991). Порфировидная текстура и гранитный состав отличает эти породы от гранитоидов комплекса Хаапаранта. В то же время, согласно U-Pb определения по циркону они имеют возраст, совпадающий с возрасюм пород комплекса Хаапаранта 1880±7 и 1888±17 млн. лет (Wikstrom et al.,

1996). Значения eNd для этих пород (от -4.7 до -6.1, Ohlander, Skiold, 1994) говорит о значительном участии архейского корового материала в образовании магм. Граниты Лина и Эдефорс Граниты этих двух типов относятся к интрузиям возрастной группы 1.80 млрд. лет и развиты к северу от архей-протерозойской границы, на площади архейского домена. Ряд интрузий обоих типов обнажается в районе г. Лулеа. Граниты Лина обычно имеют массивную текстуру и равномернозернистую структуру, состав их соответствует гранитному минимуму. Предполагается, что этот тип пород обязан своим происхождением ремобилизации гранитоидов комплекса Хаапаранта, в которых фиксируется более высокое участие архейского корового материала и почти нет вещества мантийного уровня (Ohlander, Skiold, 1994).

Граниты Эдефорс отличаются более широким составом - от гранитов до сиенитов и монцонитов, а также высоким содержанием щелочей и циркония. Эти породы имеют массивную текстуру, а структура обычно меняется от грубо- до среднезернистой. Согласно U-Pb определениям возраст этих пород составляет около 1800 млн. лет (Ohlander, Skiold, 1994), a eNd меняется от 0 до -1.8, что говорит о малом участии древней гранитной континентальной коры в образовании исючников магм для описываемых пород. Есть также некоторые интрузии, коюрые относят к грани 1ам типа Эдефорс, для них возраста определены по циркону как 1802±2 и 1796±2 (Ohlander, Skiold, 1991). Для этих интрузий значение eNd меняется от-5.3 до -3.1 (Ohlander, Skiold, 1994).

1.2. Граница архейской и протерозойской коры в Финляндии (Раахе

Ладожская зона)

В начале 70-х годов XX столетия появились первые работы, в которых описываемая Раахе-Ладожская структура рассматривается как основная тектоническая единица на архей-протерозойской границе, имеющей важное металлогеническое значение (Kahma, 1973; 1978; Simonen et al., 1978). Она была охарактеризована как совокупность складок и разломов, протягивающаяся с северо-запада на юго-восток. Позднее было показано, что эта структура выражена и в гравиметрических полях (см., например, Ehlers et al., 1993). Породы к северу и северо-востоку от этой зоны относили к карельским образованиям, а противоположные - южные и юго-восточные породы относили к свекофеннидам. Одним из важных выводов было то, что свекофеннские гранитоиды возрасшой группы около 1.9 млрд. лет имеют величины eNd, которые указывают на раннепротерозойский мантийный источник. В то же время, грани юиды карельского блока отличались значительным обогащением архейским коровым материалом (Huhma, 1986).

Строение района Виханти-Пюхисалми (Hihanti-Pyhasalmi)

Существуют объективные трудности для детальной характеристики этой области, связанные с плохой обнаженностью территории. По данным картирования, а также поисковых и разведочных исследований в районе выявлено, по меньшей мере, два этапа вулканической активности. Рудообразование связано с вулканитами первого этапа, которые были интенсивно переработаны в ходе последующего орогенеза (Gaal et al., 1974; Rauhamaki et al., 1978; Helovuori, 1979; Huntala, 1979). Эти вулканиты в большинстве имеют дациювый состав и с ними связаны пиритовые и сфалерш-галенитовые руды (Rauhamaki et al., 1978). Имеются находки внутриформационных конгломератов (Vaasjoki, Sakko, 1988). Вулканиты первого этапа прорваны тоналитами, габбро и синтектоническими гранитоидами. Все указанные образования перекрываются вулканитами второго этапа, накопление которых завершается внедрением гипабиссальных плагиоклазовых порфиритов. Наиболее поздние магматические образования в районе Виханти представлены диабазовыми дайками и посттектоническими гранитами.

Определения изотопного возраста были проделаны для различных пород. В районе Пюхисалми U-Pb метод по циркону выявил возраст тоналито-гнейса как 1930±15 млн. лет, а возраст синорогенного гранодиорита определен как 1880±15 млн. лет (Helovuori, 1979). Для плагиоклазового порфирита определен возраст по

У (VI как 1875 млн. лет, а Pb-Pb возраст по породе для сульфидсодержаще1 о гнейса составил 1910±30 млн. лет (Helovuori, 1979). Галька гранодиоритового состава из конгломерата имеет U-Pb возраст 1888±7 млн. лет (Marttila, 1987). По представлениям М.Ваасиоки с соавторами апатитсодержащий гнейс, вмещающий рудные тела в районе Виханти, определяет возраст метаморфизма как 1880±5 млн. лет (Vaasjoki et al., 1980). В последующем выполненные U-Pb исследования различных пород в районе Виханти-Пюхисалми показали, что основные события магматизма и метаморфизма укладываются в диапазон 1.90-1.86 млрд. леь В частности, возраст габбро Алпуа (Alpua) определен как 1901±12 млн. лет, для пород гранит-гранодиоритового ряда получены значения возрастов от 1887 до 1860 млн. лет (Vaasjoki, Sakko, 1988). Интересно отметить, что по сфену из диабазовой дайки, положение которой контролируется разломами северо-западного простирания, определен возраст около 1861±5 млн. лет. Близкий цирконовый возраст (около 1865 млн. лет) имеют пегматитовые дайки, которые секутся указанными выше дайками диабазов (Vaasjoki, Sakko, 1988).

Суммируя данные по строению района Виханти-Пюхисалми, можно сказать, что наиболее древними породами являются вулкано-плутонические комплексы, возраст которых определяется по U-Pb методу как 1.93-1.90 млрд. лет. Учитывая большую погрешность определения нижней возрастной границы, возможно, этот интервал можно несколько сузить, если ориентироваться на другие известные данные для прикратонной части свекофеннид: большинство определений для ранних гоналито-гнейсов показывает возраст близкий к 1.92 млрд. лет. Магматизм основного состава и синорогенный гранитоидный магматизм проявились активно в интервале 1.88-1.86 млрд. лет назад. Этому периоду времени свойственны значительные вертикальные движения, т.к. в конгломератах этого возраста уже содержится галька гранитов с возрастом 1.89-1.88 млрд. лет. Тот фак1, что эндогенная активность стихает к рубежу 1.86 млрд. лет, подтверждается возрастом сфена из поздних даек диабазов, а также определением цирконового возраст иегматоидов.

Строение района Киурувеси-Пиелавеси (Kiuruvesi-Pielavesi)

Рассматриваемый район наиболее удачный в отношении изучения метаморфизма раннепротерозойских толщ благодаря относительно хорошей обнаженности по сравнению с районом Виханти-Пюхисалми. Породы, слагающие этот регион, относятся также к Свекофеннскому орогену (Korsman et al., 1984). Прикратонное положение метаморфизованных до гранулитовой ступени пород делает особенно важным изучение условий метаморфизма в зоне непосредственного контакта Карельского кратона и Свекофеннского пояса. В целом можно говорить, что метаморфизм и ультраметаморфизм значительно отличается в прикратонной зоне по сравнению более южными свекофеннскими комплексами (на юге Финляндии, Швеции, России). Для скандинавских с фан это отличие зафиксировано в составе и времени проявления метаморфогенных и ультраметаморфогенных процессов. Если для последних они более поздние (1.831.80 млрд. лет) и, возможно, несколько менее глубинны, то для прикратонных метаморфических комплексов, в частности, для района Киурувеси-Пиелавеси, пик метаморфизма близок к 1.89 млрд. лет, а давления в среднем выше (Holtta, 1988).

Па основании геологического строения и уровня метаморфизма пород рассматриваемый район разделен на шесть блоков (рис.4). От границы архейского кратона вглубь свекофеннид на запад выделяются блоки: 1) Виерема (Vierema), 2) Лампаанярви (Lampaankarvi), 3) Пиелавеси (Pielavesi), 4) Османки (Osmanki), 5) Корппинен (Korppinen), 6) Пихтипудас (Pihtipudas) (Holtta, 1988). При делении на блоки принималось во внимание наличие или отсутствие критических минеральных парагенезисов в метаморфических породах. В целом есть соответствие между делением на блоки по литолого-петрографическому и

Рис. 4. Схема тектоническго строения района Киурувеси-Пиелавеси (Holtta, 1988; Haudenschild, 1988; с упрощениями). Серым цветом показаны поля супракрустальных пород, белое поле занимают различные гранитоиды, черным цветом показаны поля занимаемые гиперстеновыми гранитами. Блоки: 1- Виерема; 2 - Лампаанярви; 3 -Пиелавеси; 4 - Османки; 5 - Корппинен; 6 - Пихтипудас. Цифры на карте отвечают кажущемуся К-Ar возрасту биотита (млн. лет). геологическому принципам, а также по метаморфическим индекс-минералам. В блоке Виерема распространены метаконгломераты, метапесчаники, метакварциты, метафуавакки, а в блоке Лампаанярви - большей частью турбидитовые метаосадки, местами с реликтами градационной слоистости. Блоки Пиелавеси, Османки, Корппинен сложены гранат-кордиеригоргопироксеновыми/оргоамфиболовыми породами. Первичные породы представлены терригенными толщами и бимодальной вулканической серией, где встречаются Cu-Zn руды (Huhtala, 1979). В блоке Пихтипудас распространены интрузивные породы варьирующие по составу от основных до кислых. Интрузии мангеритов имеют возраст около 1890 млн. лет (Salli, 1983), такие возраста имеют некоторые тела нори гов, габбро и диабазов, развитые в пределах района (Martilla, 1981). В блоке Лампаанярви метаморфическая зональность связывается с внедрением мангериговой интрузии (гиперстенового монцонита) (Holtta, 1988).

По набору минеральных парагенезисов выделяются от остальных два блока: Виерема и Пихтипудас. Для них характерны относительно низкотемпературные парагенезисы1: St+Bt+Qtz±Sil, Grt+Bt+Ms+Pl+Qtz, Bt+Ms+And+Pl+Qtz±Grt, Bt+Ms+Crd+Pl+Qtz. Для остальных блоков более типичны парагенезисы амфиболитовой и гранулитовой ступеней метаморфизма: Bt+Crd+Grt+Sil+Kfs+Qtz, Grt+Opx+Pl+Qtz, Crd+Grt+Opx+Bt+P 1+Qtz и т.п.

Термобарометрические определения для пород этих блоков (рис.5), выполненные П.Хёлття (Holtta, 1988) вполне соответствует наблюдаемым иарагенезисам. Отметим, что наиболее высокотемпературным оказался блок Пиелавеси, особенность которого также в исключительном развитии ин фузий мангеритов. Последние рассматриваются как источник тепла для высокотемпературного метаморфизма вмещающих пород.

Представляет интерес площадное исследование К-Ar системы биотита и мусковита, выполненное У.Хауденшилдом (Haudenschild, 1988). Как видно из

1 Здесь и далее указаны только ранние парагенезисы.

Температура, С

Рис. 5. РТ-параметры метаморфизма для различных блоков района Киурувеси-Пиелавеси по данным термобарометрии пород (Holtta, 1988; с упрощениями). Цифры в квадрагах и многоугольнике отвечают номерам блоков (см. текст). российская ГОС/Д/Г>СТПП1НЛЛ Г.ИЬ/Ь'ОТГ 1'Л рисунка (рис.4), блоковое строение метаморфических комплексов нашло отражение в кажущемся возрасте слюд. При том что температура закрытия К-Аг системы в слюдах достаточно низкая (300-400°С), эти данные информативны с нескольких сторон. Во-первых, можно говорить о температурном режиме отдельных блоков (уровня современного эрозионного среза) на период времени 1.80-1.60 млрд. лег. Во-вторых, можно ориентировочно оценить скорости вертикальных перемещений блоков, основываясь на разнице температур закрьпия биотита и мусковита. Принятая автором указанного исследования разница в 50°С в температурах закрытия биотита и мусковита (300°С и 350°С, соответственно) показала, что вертикальные перемещения в рассматриваемом сегменте были следующие: 1751-1736 млн. лет - 9.33 м/млн. лет (0.010 мм/год), 1736-1712 млн. ле1 -16.6 м/млн. лет (0.015 мм/год), 1712-1697 млн. лет - 30.0 м/млн. лет (0.030 мм/год), 1693-1674 млн. лет - около 0.05-0.03 мм/год.

Разумеется, подобные оценки справедливы, если допустить, что не происходило переуравновешивания или нарушения изотопной К-Ar системы в слюдах на разных этапах эволюции метаморфических комплексов.

В качестве возрастного ограничения для времени метаморфизма можно принять U-Pb данные по циркону и сфену из интрузии Мустиккамаки (Mustikkamaki), развитой в блоке Пиелавеси. По составу интрузия относится к кварцевым диоритам (спорадически встречается ортопироксен), имеет гнейсовидную текстуру. Для двух разновидностей сфенов получены два близко конкордантных значения возраста 1855 и 1864 млн. лет. Учитывая сравнительно низкую температуру закрытия сфена (Бибикова и др., 1999), оценку —1.86 млрд. лет можно рассматривать как минимальную для метаморфических событий. Цирконы дают разброс значений в верхнем пресечении дискордии с конкордией -1.89-1.91 млрд. лет, что позволяет отнести рассматриваемую интрузию к раннему свекофеннскому этапу магматизма (Holtta, 1988).

Строение района Пиелавеси-Рауталампи (Pielavesi-Rautalampi)

Рассматриваемый район, в отличие от района Виханти-Пюхисалми, пространственно ближе к границе выходов пород архейскою возраста. Особенность этого района также в ярко выраженном блоковом строении, которое устанавливается по резкой смене уровня метаморфизма в гнейсовой толще (Korsman et al., 1984; Holtta, 1988). Район сложен вулканогенными и осадочными толщами, где, как правило, кислые и основные вулканиты занимают низы разрезов. Интрузивные породы представлены разгнейсованными тоналитами, габбро, гиперстеновыми гранитами и порфировыми гранитами. Наиболее древняя порода (тоналитовый гнейс) имеет U-Pb возраст, равный 1922±22 млн. лет (Korsman et al., 1984). Эти гнейсы рассматриваются как основание для перекрывающих вулканогенно-осадочных толщ (Papunen, 1986). Диориты и гиперстенсодержащие граниты датируются возрастом в пределах 1890-1880 млн. лет (Salli, 1993; Korsman et al., 1984) по данным U-Pb метода по цирконам. Имеется, в частности, определение возраста габбро (массив Тули-Тоивиайнен, Tuli-Toiviainen), для которою но циркону определен возраст 1886±5 млн. лет (Matttila, 1976; 1981). Для кварцевого диорита района Молканярви (Molkanjarvi) определен U-Pb возраст 1882±4 млн. лет. Величина eNd для него составляет 0.9-1.4, что указывает на участие ювенильного материала (Huhma, 1986) в формирование магм. Проведенные несколько позднее исследования (Vaasjoki, Sakko, 1988) выявили гранитоиды с возрастом 1923±4 и 1914±4 млн. лет (окрестности Лааяамаки, Laajamaki). Особого внимания заслуживают возрастные данные по метапелитам, которые были изучены в обрамлении гранитоидов с возрастом 1.89-1.88 млрд. лет. По U-Pb возрасту монацита в них время метаморфизма гнейсов было определено в пределах 1.88-1.87 млрд. лет. Так, для пород гранат-калишпат-кордиеритовой зоны получено конкордантное значение 1887±4 и 1879±3 млн. лет. Для циркона из гранат-кордиерит-ортопироксенового гнейса получена U-Pb дискордия с верхним пересечением, равным 1889±13 млн. лет, а по монациту в нем - 1873±3 млн. лет. Наиболее молодыми породами оказались гранодиориты Ламмасахо (Lammasaho), в которых но циркону определен возраст как 1853±12 млн. лет.

Таким образом, район Пиелавеви-Рауталампи по времени проявления основных событий весьма схож с вышерассмотренным районом Виханти-Пюхисалми. Общим для двух районов является наличие тоналито-гнейсового раннего комплекса, который подвергается активному преобразованию в период внедрения многочисленных интрузий от габбро до гранитов в интервале времени 1.89-1.85 млрд. лет назад. Возрастные определения по монациту, значения которых незначительно отличаются от возраста циркона и возраста синкульминационных магматических гел, свидетельствуют о достаточно быстром остывании блока в интервале времени от 1.88 до 1.87 млрд. лет. Можно говорить, что снижение темпера гуры было примерно с 800°С (область устойчивости гиперстена) до 600-700°С (темперагура закрытия U-Pb системы в монаците) примерно за 10 млн. лет.

Строение района Сулкава-Рантасалми (Sulkava-Rantasalmi)

Данный район является одним из ключевых для характеристики проявления метаморфизма в калиевой зоне свекофеннид. Уровень метаморфизма возрастает с севера на юг, что отражается в последовательной смене минеральных парагенезисов в метаморфических породах. По К.Корсману (Korsman, 1977) в пределах рассматриваемого района выделяются следующие зоны: слюдистых сланцев, калишпат-силлиманитовая, калишпат-кордиеритовая и гранат-кордиеритовая. В северной части зонального комплекса в слюдистых сланцах еще сохраняются текстурные признаки турбидитовых осадков как, в частности, градационная слоистость, которые также присущи и породам соседних регионов. В сланцах встречаются кварц-плагиоклазовые обособления, размеры которых не превышают первых миллиметров. В целом зернистость пород здесь выдержанная и составляет 0.01-0.02 мм. Местами встречаются турмалиновые гранитные жилы, чаще они сконцентрированы в южной части зоны слюдистых сланцев. Граница между зоной слюдистых сланцев и калишпат-силлиманитовых пород легко определяется по появлению силлиманита. Размеры зерен силлиманита, также как и друг их минералов, увеличиваются с ростом метаморфизма. Размеры пойкилобласт калишпата достигают в метапелитах рассматриваемой зоны 3-5 мм в поперечнике. Отмечается, что в силлиманит-калишпатовых гнейсах сохраняются слоистые текстуры, хогя признаки градационной слоистости уже становятся незаметны. В силлиаманит-калишпатовой зоне возрастает число турмалинсодержащих гранитов по сравнению с зоной слюдистых сланцев. В следующей более высокометаморфизованной калишпат-кордиеритовой зоне распространены мигматизированные гнейсы. Признаки слоистости распознаются только в северной части зоны и почти стираются в южной ее части. Практически повсеместно в метапелигах встречается кордиерит в виде крупных порфиробластов, в незначительном количестве присутствует гранат. В южной части калишпат-кордиеритовой зоны выявлены гиперстеновые диориты и также гиперстеновые шейсы, которые не встречались в вышеописанных зонах. Следующая грана i-кордиерит-силлиманитовая зона содержит высокое количество гранитного вещества по сравнению с гранат-калишпатовой зоной. Хараетерно для зоны повышение содержания граната до 10% в гнейсах. Нужно отметить, чю кордиерит и гранат становятся типичными минералами в мигматитовых жилах. Кроме того, в данной зоне увеличивается число гиперстеновых диоритов и гиперстенсодержащих гнейсов. Последние при этом практически не подвергаются мигматизации.

Позднее, при анализе метаморфизма и деформаций при прогрессивном метаморфизме осадочных толщ района Рантасалми-Сулкава К.Корсман и Т.Кильпелайнен (Korsman, Kilpelainen, 1986) приходят к выводу, что в соответствии с этапами деформаций прогрессивный метаморфизм можно подразделить на несколько стадий. Авторами утверждается, что главная стадия метаморфизма, с которой связаны основные наблюдаемые метаморфические реакции в метапелитах, соответствует второму этапу деформаций. Установлено, что со вторым этапом деформации связано разложение мусковита и кристаллизация калиевого полевого шпата, а в более низкотемпературной части зонального комплекса в это время происходило формирование андалузита. Кристаллизация кордиерита связывается с разложением биотита уже на третьем этапе (D3) деформации и метаморфизма. Указанные авторы полагают, кордиерит пришел в равновесие с гранатом уже после деформации D3.

К.Корсман (Korsman, 1977) выделяет ряд метаморфических реакций, некоторые из которых в упрошенном виде могут охарактеризовав метаморфические изменения прогрессивного ряда:

1. андалузит силлиманит,

2. мусковит + кварц -> калишпат + силлиманит + НгО, биотит + силлиманит + кварц -» калишпат +кордиерит +гранат+ расплав.

Первые данные о времени метаморфических преобразовании по данным TIMS изучения монацитов и цирконов были представлены К.Корсманом с соавторами в 1984 году (Korsman et al., 1984). Были изучены указанные акцессории из мезосомы и лейкосомы мигматитов по гранат-кордиеритовым гнейсам. По циркону из лейкосомы получен возраст 1833±16 млн. лет, в то время как циркон из мезосомы показал более молодой возраст, равный 1810±7 млн. лет. При этом по монациту из лейкосомы был получен возраст 1817±4 млн. лет, а монацит из мезосомы выявил возраст около 1840 млн. лет.

Как следует из приведенных выше данных финских исследователей о связи метаморфизма и деформаций, не так очевидны выводы о возрастном соотношении конкретных метаморфических парагенезисов (в сопоставлении со структурной шкалой). Из этих данных, в частности, следует, что минералообразование, было растянутым при РТ-параметрах, соответствующих полю устойчивости кордиерита и фана I а.

Северная часть региона (рис.6) представляет область интенсивного метаморфизма и мигматизации, которая ограниченна разрывными структурами. Она известна как комплекс Киурувеси-Хаукиверси (Kiruvesi-Haukivesi). Соотношение пород этого комплекса с метаморфическими и магматическими породами Рантасалми-Сулкава можно выявить только на основе детальных исследований, т.к. граница между ними представляет собой осложненную

Киурувеси (Kiuruvesi)

Архей о Куопио (Kuopio)

Рис. 6. Схема расположения комплексов Киурувеси-Хаукивеси и Рантасалми-Сулкава вдоль границы архейской и протерозойской коры в юго-восточной Финляндии (Korsman etal.,1988).

Сулкавский термальный купол показан квадратной штриховкой, комплекс Киурувеси-Хаукивеси выделен серым цветом. складками и разломами зону.

Для комплекса Киурувеси-Хаукивеси выделяются деформации D1 и D2 (Pajunen, 1986; 1988; Tumanto, 1987), которые сопряжены с метаморфизмом гранулиювой фации. В то же время, как указывалось выше, в районе Рантасалми-Сулкава этап деформации D1 только предшествует пику метаморфизма, а зональность метаморфизма, видимая на нынешнем эрозионном срезе отвечает второму этапу деформации. Несмотря на то, что этапы метаморфизма и деформаций в двух сравниваемых комплексах по разному соотносятся друг с другом, вопрос о разрыве во времени этих событий не мог быть решен на основе доступных наблюдений (Korsman et al., 1998).

В пределах комплекса Киурувеси-Хаукивеси выявлены гиперстеновые гранитоиды с возрастом 1880 млн. лет, которые прорывают структуры, связанные с этапами деформации D1-D2 (Korsman et al., 1984; Holtta, 1988). Гиперсгеновый гранит из блока Хаукивеси имеет возраст около 1890 млн. лет (Patchett, Kouvo, 1986). Величина еШдля этой породы -0.6 а величина eHf равна +1.6, что предполагает значительное участие в образовании гранита ювенильного вещества из мантии. Кроме того, в блоке Пиексамаки (Pieksamaki) к северо-востоку о г Сулкавского термального комплекса выявлены мигматизированные тоналиты с возрасюм 1903±10 млн. лет (Huhma, 1986), а интрузии возраста 1880 млн. лет рассматриваются в большинстве своем как постметаморфические (Korsman et al., 1984; Korsman, Paajarvi, 1988). Для тоналитов с возрастом 1.88 млрд. лет района Рантасалми-Сулкава установлено, что они подвергаются слабому метаморфизму этапа D2. По наблюдаемому отношению тоналитов к этапу деформации D2 делается вывод, что для района Киурувеси-Хаукивеси процессы магматизма и деформации начались и завершились раньше, чем в районе Рантасалми-Сулкава (Korsman et al., 1988).

Оба эти района входят в юго-восточную оконечность сланцевого пояса Саво, который рассматривается еще и как зона разломов. По предположению некоторых исследователей (Pajunen, 1986; Kilpelainen, 1988) основные разломы в этой зоне сформировались в этап D3. Существуют датировки лампрофировой дайки, найденной в пределах комплекса Киурувеси-Хаукивеси (Neuvonen et al., 1981). Указанная дайка прорывает метаморфические породы, а сама не несет следов воздействия метаморфизма и имеет возраст 1836±20 млн. лет. Большая погрешность определения возраста не позволяет однозначно отнесги ее к первому или второму этапу свекофеннского метаморфизма, но вместе с тем, очевидно, что она знаменует консолидацию и начало деструкции коры. Непосредственные границы комплексов Киурувеси-Хаукивеси и Рантасалми-Сулкава финские исследователи рассматривают как тектонические.

Исследование К-Ar системы биотита и мусковита (Haudenschild, 1988) также выявило блоковое строение: оно отражено в кажущемся возрасте слюд. Можно говорить о снижении возраста слюд с запада на восток, что соответствуют погружению на север, северо-запад при температурах ниже 300°С. Скорость подъема блока термального купола Сулкава была выше, чем в соседнем блоке Рантасалми. Минимальные вертикальные перемещения в рассматриваемом сегменте Рантасалми происходили в интервале 1770-1720 млн. лет со скоростью около 0.02 мм/юд. Относительное перемещение блока Сулкава к блоку Рантасалми достигало 0.04 мм в год. Для северной части сулкавского термального купола еаь определение К-Ar возраста роговой обманки, которое показало кажущийся возрас1 1770 и 1796 млн. лет. Для биотита в той же зоне возраст был несколько моложе (1750 млн. лет). Принимая температуру закрытия К-Ar системы в роговой обманке 450-500°С, было рассчитано (Haudenschild, 1988), что скорость подъема в интервале времени 1790-1750 млн. лет около 0.1-0.2 мм в год. Из этого следует, что скорости вертикальных перемещений 1790-1750 млн. лет назад и 1770-1720 млн. лет назад изменились почти на порядок за несколько десятков миллионов лет. Естественно, что точные оценки возможны при знании реальных температур закрытия изотопов в изученных минералах, учете различных ошибок при принятии кажущегося возраста минералов, но приблизительное знание о скоростях эксгумации комплексов эти данные помогают получить.

Некоторое представление о времени заложения разломов дает исследование М.Ваасиоки и О.Контониеми (Vaasjoki, Kontoniemi, 1991). Изученные ими U-Pb методом по циркону интрузии, затронутые разломом (массив Осиконмаки, 1887±5 млн. лет; массив Хилтула, 1850±7 млн. лет; массив Пирила, 1815±2 млн. лет), имеют одинаковый возраст монацитов, равный —1800 млн. лет (Vaasjoki, Sakko, 1988). Эти данные дают основание считать, что U-Pb система монацитов из интрузий отражает время позднего переуравновешивания при заложении зоны разломов. Вероятно, что -1.800 млрд. лет назад произошло переуравновешивание U-Pb системы ранних монацитов или их новообразование в связи с тектоническим воздействием.

Наши полевые и лабораторные исследования пород метаморфического комплекса Сулкава-Рантасалми дополнили представления о возрасте и особенностях формирования этого объекта, ближайшего к свекофеннидам России. Эти данные будут рассмотрены в главе "Два этапа метаморфизма в Свекофеннском поясе Фенноскандии: результаты сравнительного изучения свекофеннид России и Финляндии".

1.3. Граница архейской и протерозойской коры в России (Северное

Приладожье)

Исследуемая территория Приладожья протягивается вдоль западного и северо-западного берега Ладожского озера, ограничена с севера оз. Большое Янис-Ярви, с юга - Карельским перешейком; общая площадь составляет около 8 тыс. км . Указанный фрагмент охватывает область между южной окраиной Карельского крагона и Выборгским массивом рапакиви (рис.7). Геологические структуры Приладожья входят в состав Раахе-Ладожской зоны протяженностью более 400 км. Выделенные К.Вегманном (Wegmann, 1928), эти структурные зоны положили начало тектоническому районированию архей-протерозойской шовной зоны, чго

Тог:

ЛСорпюала ► • On• • уПахдонппп

Питкараичаг.:

ЩШ 1 I]"

О2 ЕЗ12 ш Fqi3

I b BBis

Не о f J И17

О* И18 ■■ И19

ПТП'О 1 Ч < '

Шл?

Гео. lot ическаи карта С еверо-Западного 11рп одожья (liiv паииср it ,.р. 1ЗДЗ),

I раннсрнфсйскис анароч'нныс шпр\шп рапиктш. 1 " ■■ сккифеннскнс ншргжн i жюоршеншн чжснв Оирм 'мимнонвты. кпощкннс спгюпм. граитыК wnHtupoiMinitt хжтевие граниты иероеиенснннс: 4- ' oinopnrewiwe интрузии: 4. S /шуваи'арско-имшнвсмйкий кочплсш f 4 ■ шчянкя фаm. pvwmhiu, S ранние фазы 1вв6ро. диориты, киарисвмс диориты). t курмгёкский комплекс Iнориты. нмерйиты), " raWpn-иприт исрвсчяенениые: H-IS ■ рашкпротсроэонские сунрахрусгалшыс серии: х кАнеяиИ. ладожская серии (мсгагурбнднш, хлоркчокыс. етаоролкюкме. слюдяные сланцы). '•' лнивиИ. сортам.илкая серия (оскониюе четавудканиты. амфиОнъшш. 10 щулнп, соанлачтииская и гуломикроки* серии («макишые чоаиудкииичм- подочнгы) >!■ IS днпщп! -к.'IK'IWH ««расчлененные, .[.iviciiH()4(,:k,i:i ссрпя метаморфические Формации: Н — сдюлинос.китсная.

U Сздотжпмейшваи, 13 трапа пкейсо пая. 14 кораиерииняйЙсовая, 1.4 мпсрстся-гцкштгнеасошя; /6 - археи О'рйнто-геейсы); I? налнмги: /.*• i ранним лояотй -юны сашасмгесгн; № •■ : рампам крупяшшомей зоны сланномметн: Л) крутоштшшиг чс-т'ранчныс рахкамы. Яа яреш контур кссмаомкиот )*юи 1 чемм Вветопио-ЕвроисЯсамй

ЛиакЬорхы: i чляат* раяакишг. ч.нхнршпй мстаморфиаш:

1 окрам i о арасй^кисо Карсдьексни кратона; 5 волоал-нис Мс.йерекого нааиига, раш.июмкчо< Civepiiwli il) н Южмий (И) домены. получило дальнейшее развитие в более поздних работах (Судовиков, 1954; Предовский и др., 1967; Геологическое развитие., 1970; Глебовицкий, 1993; Балтыбаев и др., 1996; 2000; Шульдинер и др., 1997; Морозов, 1999).

При стратиграфическом подразделении породы региона относятся к архею и нижнему протерозою. Наиболее древние образования представлены грани ю-гнейсами фундамента, слагающими ядра окаймленных гнейсовых куполов (Предовский и др., 1967; Геологическое развитие., 1970). Следует отметить, что кроме гранито-гнейсов в ядрах куполов присутствует широкий спектр пород от лейко- и мезократовых биотитовых гранито-гнейсов до биотит-амфиболовых плагиогранито-гнейсов и мигматитов разного состава и, возможно, разного 1енезиса. В многочисленных работах, посвященных окаймленным гнейсовым куполам после известной работы П.Эскола (Eskola, 1949), приводятся разнообразные и противоречивые данные о природе протолита, внутреннем строении ядер куполов и их соотношении с окружающими осадочно-вулканогенными толщами (Судовиков, 1954; Геологическое развитие. 1970; Brun, 1980, 1981; Путеводитель геологической., 1981; Григорьева, Шинкарев, 1981; Park, 1981; Синица 1984; Черноморский, 1984; Лобанов, Поликарпов, 1984; Морозов, Гафт, 1985; Полянский, 1989; Духовский, Артамонова, 1994; Морозов, 1999). Несмотря на противоречивость мнений о генезисе этих образований, мало кто сомневается в присутствии в ядрах куполов архейского протолита. Последнее доказывается U-Pb датированием цирконов гранито-гнейсов Сортавальского и Коккасельского куполов - 2.7 млрд. лет (Тугаринов, Бибикова, 1980).

Супракрустальный комплекс раннепротерозойского возраста делится на две серии - сортавальскую и ладожскую. Породы сортавальской серии наблюдаются непосредственно в обрамлении ядер окаймленных гнейсовых куполов (Светов и др., 1990; Светов, Свириденко, 1992) и известны только в пределах перикратонной зоны. Соотношение низов сортавальской серии с архейским фундаментом в большинстве случаев тектонически затушевано, но в ряде мест установлено трансгрессивное перекрытие комплекса основания кварцито-песчаниками (Синица,

1984; Светов, Свириденко, 1992). Основу сортавальской серии составляют вулканиты базитового состава и их туфы. Вулканиты в разной степени метаморфизованы (в зависимости ог положения в метаморфической зональности), превращены в амфиболовые сланцы и амфиболиты. Согласно U-Pb изучению цирконов из более кислых разностей возраст сортавальской серии не моложе 1.96 млрд. лет (Балтыбаев и др., 2000; Шульдинер и др., 2000). Однако указанная датировка получена методом TIMS, и учитывая разброс фигуративных точек проанализированных цирконов на диаграмме Везерилла, этот возрастной предел требует уточнения.

В северной части района выделяется небольшой участок к северо-западу от оз. Большое Янис-Ярви, где развита карбонатно-терригенная толща, именуемая свитой Иляля; она коррелируется с вепсием (Инина, 1987; Светов и др., 1990).

Приладожье известно в первую очередь как область развития высокоградиенгного (зонального) метаморфизма андалузит-силлиманитовой фациальной серии (Геологическое развитие., 1970). Одним из первых, кто обратил внимание на существование метаморфической зональности, был К.Вегманн (Wegmann, 1928). Однако систематическое изучение этого явления начинается со второй половины XX века (Судовиков, 1954; Кицул, 1963; Нагайцев, 1965; 1974; Предовский и др., 1967; Геологическое развитие., 1970; Великославинский, 1972; Казаков, 1976; Мигматизация и гранитообразование., 1985). К 1974 году была намечена наиболее полная схема метаморфической зональности, которая включала зоны прогрессивного ряда от биотитовой до гиперстеновой (Нагайцев, 1974). Позднее, частично касаясь строения метаморфического комплекса, обсуждались дискуссионные моменты, как, например, правомочность выделения гранулитовой фации (Кременецкий, Овчинников, 1986; Светов, Свириденко, 1992), принадлежность зоны ультраметаморфизма и гранитизации к архею, а не к протерозою (Салоп, 1979). Во второй половине 90-х годов XX века были уточнены имеющиеся представления о геологическом строении региона и, в частности, соотношения зон высокого метаморфизма. Наиболее принципиальным дополнением было расширение области распространения пород гранулитовой фации метаморфизма и выявление факта тектонического соотношения пород высокометаморфизованной области с менее метаморфизованными породами в районе сочленения двух доменов Приладожья (Балтыбаев и др., 1996; 2000; Шульдинер и др., 1997). Было показано, что отсутствие гиперстена в некоторых породах Южного домена может быть связано либо с неподходящим для него составом (присутствием силлиманита), либо же с диафторическим преобразованием его в куммингтонит (Шульдинер и др., 1997; Балтыбаев и др., 2000).

Итак, Северное Приладожье представляет собой ключевой регион, т.к. сюда прослежено юго-восточное продолжение Раахе-Ладожской тектонической зоны. Особенность тектонического положения Приладожья заключается в приуроченности территории к зоне стыка эпиархейского Карельского кратона со Свекофеннским подвижным поясом, т.е. двух крупнейших структур Фенноскандинавского щита. Этот факт и определяет необходимость анализа строения и эволюции эндогенных процессов в Приладожье с выделением двух доменов (Северный и Южный). Указанные домены сочленяются по тектонической зоне, выделенной как зона Мейерского надвига (Балтыбаев и др., 1996). Эта зона частично совпадает с ранее выделяемой зоной "тектонических покровов и надвигов" (Геологическое развитие., 1970). Границы зоны проводятся несколько условно по переходу от преобладания пологопадающих структур над крутопадающими. Северная граница зоны проходит в северо-западном субширотном направлении примерно по середине Сортавальского купола, для которого установлено вертикальное залегание северного крыла при пологой ориентировке (до 30-40°) южного. Южная граница зоны проходит субпараллельно северной в районе зал. Меклахти (пос.Реускула). В таком объеме ширина Мейерской зоны надвига составляет около 20 км. Для восточной части Приладожья (районы пос.Импилахти - г.Питкяранта) оценить мощность надвиговой зоны не представляется возможным, т.к. большая ее часть находится под акваторией

Ладожского озера. Можно лишь констатировать, что породы южного обрамления Мурсульского, Питкярантского и Импилахтинского куполов имеют пологое залегание с падением на юг, а ориентировка структур у северных бортов вертикальная или субвертикальная. Эти данные позволяют предполагать, что тектоническое соотношение свекофеннид и пород перикратонной зоны принципиально одинаковое как в западной, так и в восточной части (р-на I .Питкяранта) Северного Приладожья.

Северный домен (СД) принадлежит окраине архейского Карельско1 о кратона, где супракрустальные породы представлены раннепротерозойскими вулканогенно-осадочными толщами сортавальской и ладожской серий. В пределах СД развиты также выступы пород архейского возраста, которые вместе с вулканитами сортавальской серии участвуют в строении ряда окаймленных гнейсовых куполов. Северную границу домена ограничивают выходы гранито-гнейсового основания Карельского кратона, южная граница проводится по последним картируемым окаймленным куполам с архейским протолитом в ядрах. Она проходит по широте о. Хавус - юг мыса Импиниеми и южнее г. Питкяранта на востоке и упирается в выход Салминского массива гранитов-рапакиви. Основные черты строения описываемого домена определяются присутствием купольных структур, крупнейшими из которых являются: Коккасельский, Сортавальский, Кирьяволахтинский, Импилахтинский, Питкярантский, Мурсульский и некоторые другие. Эти структуры прослеживаются на северо-запад в виде протяженных гряд (Brun, 1980) и проявлены на территории Финляндии в серии куполов (Орависало, Соткума, Липери, Контиолахти и др.). Метаморфизм пород СД меняется с севера на юг от зеленосланцевой до амфиболитовой фации. Эта область достаточно детально рассмотрена с позиций тектонического развития (Предовский и др., 1967; Геологическое развитие., 1970; Казаков, 1976; Мигматизация и гранитообразование., 1985; Морозов, 1999 и др.).

Южный домен (ЮД) входит в состав Свекофеннского пояса и сложен метаморфизованными до гранулитово! о уровня аналогами терригенных осадков ладожской серии (Геологическое развитие., 1970). ЮД рассматривается как самостоятельный тектонический элемент Свекофеннского пояса, характеризующийся специфическими особенностями развития (Шульдинер и др., 1995). ЮД занимает территорию вплоть до Выборгского массива гранитов рапакиви (рис.8). По своему геологическому положению он соответствует зоне линейной складчатости (по В.А.Глебовицкому, Геологическое развитие., 1970). Время осадконакопления, магматизма и метаморфизма определяется как раннепротерозойское. Формационный состав развитых в этом районе супракрустальных образований определяется, в основном, метаморфическими аналогами раннепротерозойских турбидитов. Существует зональность в первичном составе метаосадочной толщи Южного домена, что позволило выделить две зоны: (1) с преобладанием метаграувакк, мергелистых пород и вулканитов известково-щелочного ряда (Балтыбаев и др., 2004), (2) с преобладанием метапелитов и умеренно глиноземистых метаалевролитов с отчетливой калиевой геохимической специализацией (Шульдинер и др., 1997; Балтыбаев и др., 2002; Балшбаев, Левченков, 2005). Породы обеих зон интенсивно мигматизированы, причем в первой зоне мигматиты преимущественно натровые, во второй - только калиевые. Они образуют сложную складчатую структуру субширотного и северо-западного простирания с круто ориентированными осевыми поверхностями мелких складок, близвертикальной ориентировкой кристаллизационной сланцеватости и метаморфической полосчатости, в частности мигматитовой. Эта структура в целом объяснялась тангенциальным сжатием в направлении ЮЗ - СВ ранее уже сильно деформированной толщи, благодаря чему шарниры мелких складок чаще всего ориентированы круто или даже вертикально.

Принципиальное отличие Южного домена от Северного состоит в резко высоком уровне метаморфизма, широком развитии продуктов ультраметаморфизма и многочисленных интрузивных тел, в том числе не имеющих аналогов в Северном домене. Однако главнейшее отличие заключается в том, что для Южного домена не известны ни геологические, ни геохронологические признаки присутствия пород рнолит

-1 1884+/-4 млн лет (7)

1L таналнт 1874+/-24 млн лет (4) + 1 Z Z Z 2 + + + 3 х X X 4 т т т

-V, А/ ^ «Ч- 7 -о 8 >- 9 О— 10

Рис 8 Геологическая схема свекофеннского блока (Южного домена) Приладожья с U-Pb возрастными данными

1 - раннерифейские анарогенные граниты-рапакиви, 2-6 - свекофеннские платонические комплексы посторогенные монцониты и граниты (2), поздне- (3) и синорогенные (4) граниты, тоналиты и диориты (5), эндербиты (6), 7-10 - нижнепротерозойские метаморфические формации преимущественно биотитовых (7), * .ютит-гранатовых (8), гиперстен-гранатовых (9) и кордиерит-силлиманит-гранатовых гнейсов (10), 11 - разломы а - прослеженные, б - предполагаемые Возрастные лзнные приведены со ссылкой на следующих авторов 1 - Vaasjoki et al, 1991,2 - В В Иваников (устн сообщ ), 3 - Konopelko et al, 2003,4 - Шульдинер и др , 2000,5 -Балтыбаев, Левченков и др, 2004,6 - Балтыбаев, Сальникова и др , 2004,7 - Балтыбаев, Левченков и др, 2004,8 - Балтыбаев, Левченков, 2005,9 - настоящая работа На врезке 1 - архейский краток, 2, 3 - свекофеннский метаморфический комплекс. Северный (2) и Южный (3) домены, 4 - рапакиви, 5а - положение сместителя надвига, разделяющего Северный и Южный домены, 56 - граница между Лахденпохской и Приозерской зонами, 6 - участок исследования, 7 - государственная граница Серым цветом выделены участки, перекрытые рифейскими отложениями

1л СТ\ архейского возраста. Также в пределах Южного домена не выявлены породы, которые соответствуют по возрасту метавулканнтам сортавальской серии.

Таким образом, главным критерием при тектоническом районировании Приладожья становится приуроченность структур к принципиально разному комплексу основания для супракрустальных отложений ладожской серии, и ее высокотемпературного аналога - лахденпохской серии.

Зона сочленения описанных двух сегментов резко отличается от них преобладанием структуры пологого рассланцевания и поэтому выделена в самостоятельную Мейерскую зону (Балтыбаев и др., 1996). Она протягивается в субширотном направлении не менее чем на 40 км при ширине около 20 км и мощности 6-8 км. Полосчатость, полого падающая на юг и юго-запад, выражена чередованием гнейсов, лейкосом мигматитов и кристаллических сланцев. Сланцеватость ориентирована параллельно полосчатости. Особенно хорошо проявлена она в зонах пластического сдвига, в которых поверхности сместителей обозначены бластомилонитами с линзовидно-полосчатой текстурой. Характерно формирование стержневых тел гранитоидов, которые испытали сильное растяжение и ориентированы параллельно мономинеральной и агрегатной линейности с пологим падением на юг и юго-запад. Таким же образом залегают шарниры мелких, часто изоклинальных складок. Северная часть Мейерской зоны отличается присутствием небольших окаймленных гнейсовых куполов, наличие которых позволяет, во-первых, уточнить положение юго-западной границы Карельского кратона и, во-вторых, установить последовательность структурных преобразований. С одной стороны, они обладают всеми признаками окаймленных куполов, а с другой стороны, эти структуры сильно деформированы, благодаря чему опрокинуты на восток вплоть до образования лежачих изоклинальных складок. Сортавальский купол деформирован таким образом только в южной своей части. На основании геологических наблюдений можно выделить по крайней мере две генерации пологих структур: первая - это опрокинутые изоклинальные складки, а вторая - зоны сдвиговых деформаций, интерпретируемые как поверхности надвигов.

Детальные исследования показали, что в пределах Мейерской зоны фиксируется скачок метаморфизма: в северной ее части толщи ладожской серии отвечают среднетемпературной амфиболитовой фации, в которых появляются лишь первые мигматиты ранних генераций в мусковитсодержащих гнейсах. В южной же части повсеместно обнажаются породы гранулитовой фации, сильно мигматизированные как на ранней, так и на поздней стадии и ретроградно измененные. Эти регрессивные процессы наиболее интенсивно проявлены внутри Мейерской зоны (рис.9), чю позволяет их коррелировать с формированием зон пологого рассланцевания.

Резкие изменения различных, часто не связанных друг с другом свойств метаморфических комплексов, таких, например, как состав и возраст субстрата, уровень метаморфизма и т.п., происходят как раз по середине зоны и дают возможность трактовать эту границу как разрывное нарушение, выраженное зоной пластического гечения в вязкой среде, т.е. относительным смещением по разрыву двух соседних пластин Мейерской зоны. Морфология границы и ее ориентировка характеризуют сместитель как поверхность пологого надвига, по которому глубоко метаморфизованные толщи юго-западного сегмента надвинуты на не столь сильно метаморфизованные толщи северо-восточного сегмента. Во время этого движения происходило охлаждение глубоко метаморфизованных пород, с чем и были связаны их регрессивные изменения.

Существенно, что в зоне надвига сильно проявлена метаморфическая переработка ранних минеральных парагенезисов с образованием парагенезисов биотит-мусковитовых гнейсов и более низкотемпературных фаций (Балтыбаев и др., 2000). В последующих главах, посвященных метаморфической переработке протерозойских пород и архейского фундамента, будут рассмотрены результаты изотопных исследований, полученные за последнее время по Северному и Южному доменам Приладожья.

Рис 9а-в Минеральные парагенезисы в метаморфических породах in зоны сочленения Южного и Северного доменов Приладожья (зона Мейерского надвига) а - распространенность относительно высокотемпературных метаморфических парагенезисов 1 - ортопироксенсодержащие метапелиты, 2 - гранат-ортопироксеновый парагенезис 3 - ортопироксенсодержащне метабазиты, 4 -двумироксеновые парагенезисы 5 - клинопироксеновые парагенезисы 6 - парагенезисы с волокнистым (апогиперстеновым) куммнгтонитом Следует обратить внимание что указанные парагенезисы распространены только в южной части рассматриваемой площади б - распространенность низкотемпературных метаморфических парагенезисов 1 - содержащих светлый (преимущественно вторичный) амфибол 2-е вторичным андалузитом 3-е мусковитом (первичным и вторичным) 4-е вторичным хлоритом 5-е вторичным фиброЛ1ггом Следует обратить внимание что указанные парагенезисы распространены только в северной части рассматриваемой площади в - гранатсодержащие метаморфические и метаншрузивные парагенезисы с разной степенью замещения граната биотитом и агрегатом биотита с плагиоклазом 1 - гранатовые "роговики" (микрозернистые гнейсы), 2 - породы с замещением граната до 10% 3 - породы с 10-30% замещением граната преимущественно зеленым биотитом 4- породы с замещением граната выше 30% преимущественно бурым биотитом Стедует обратить внимание, что замещение граната проявлено повсеместно но при этом максимальная степень замещения чаще встречаются к ceBepv и северо-востоку ото Хавус а средний и низкий у ровень замещения характерен для южной плошали

1.4. Sm-Nd изучение разновозрастных гранитоидов и выявление деталей строения зоны сочленения архейской и протерозойской коры

Теоретическая модель эволюции Sm-Nd системы, оцениваемая такими параметрами как eNd и Sm/Nd отношение, позволила получить непротиворечивые модели эволюции различных геологических структур для mhoihx регионов мира (например, Коваленко и др., 1996). Примечательное свойство предложенной модели развития Sm-Nd системы в магматических породах (DePaolo, 1981) заключается в ее логической простоте. Интересные результаты получены для зоны сочленения архейских и протерозойских пород севера Швеции, в зоне аыка двух макроструктур - Свекофеннского орогена и Карельского кратона (Ohlander et al., 1999).

Одним из важнейших доводов в пользу объективности проведения границы по комплексу обнажающихся на современном срезе пород, является, в частности, "Sm-Nd картирование" зоны сочленения. Для проведения архей-протерозойской границы на севере Швеции изучались гранитоиды и метавулканиты возраста 1.90 млрд. лет, наряду с гранитоидами возрастной группы 1.80 млрд. лет (Mellqvist et al., 1997). Известно, что изучение Sm-Nd системы гранитоидов позволяет выявить участие архейского корового материала в образовании свекофеннских магматических пород (Patchett, Kouvo, 1986; Ohlander et al., 1987). Характеристичной величиной при этом выступает eNd, отрицательные значения которой указывают на участие кислого древнего корового материала в магмогенерации, а положительные значение будут свидетельствовать о преобладающей мантийной (ювенильной) природе вещества гранитоидов. Для сопоставления и проверки гипотезы было важно провести Sm-Nd исследование однотипных и одновозрастных пород, в качестве которых были выбраны гранитоиды (от гранитов до диоритов) с возрастом -1.9 млрд. лет, широко развитые по обе стороны от предполагаемой сутуры. Для региона Лулеа-Иоккмокк, i де предполагался контакт двух доменов, или, другими словами, двух типов коры, на основании геологических данных выдвигалась гипотеза, что ювенильная протерозойская кора находится в аллохтонном залегании на архейской коре. Работами шведских геологов установлено, что Sm-Nd изотопия весьма точно определяет позицию изученных гранитоидов и указывает на приуроченность их к архейскому или протерозойскому доменам (рис.3, 10). Для района г. Лулеа выявлен факт резкого перехода от положительных значений eNd в изученных гранитоидах в протерозойской части к отрицательным в пределах архейского домена. Если для северной (архейской) части района значения eNd строго отрицательные и достигают -6, то для южной (протерозойской) части это значение положительное и доходит до +1.5. Для района Иоккмокк также вывялена эта тенденция, хотя зона перехода более "плавная". Интересно, что изученные гранитоиды позволяю i говорить об их пространственной совмещенности на современном эрозионном срезе, притом, что сформировались они в пределах разновозрастных доменов, верояшо, существенно удаленных друг от друга на момент образования гранитоидов (Mellqvist et al., 1999).

Как указывалось выше, по интрузивным породам возрастной группы ~1.9 и ~1.8 млрд. лет удается однозначно определить принадлежность пород архейскому или протерозойскому доменам на основании отрицательных значений eNd у первых и положительных у вторых. Такая картина наблюдается для более молодых гранитоидов, имеющих возраст около 1.8 млрд. лет на площади Свекофеннскою пояса. Эти породы имеют отрицательные значения eNd, в отличие от гранитоидов возрастной группы 1.9 млрд. лет: устойчиво наблюдается ситуация, когда более молодые интрузии с отрицательными значениями eNd "окружены" древними гранитоидами с положительными eNd. При этом выяснилось, что гранитоиды возраста 1.9 млрд. лет с площади развития архейского домена имеют одинаковые Sm-Nd изотопные характеристики с молодыми (1.8 млрд. лет) интрузиями Свекофеннского пояса. Такая особенность распределения значений eNd в млн. лет

Рис. 10. Значения величины eNd у гранитоидов двух возрастных групп в районе сочленения архей-протерозойских пород Лулеа-Иокмокк в Швеции (Ohlander et al., 1999). Пояснения даны в тексте. CHUR-хондритовая линия. гранитоидах находит свое объяснение, если предположить надвигание Свекофеннского пояса на край архейского домена после формирования гранитоидов с возрастом ~1.9 млрд. лет. В результате надвигания в зоне сочленения двух структур возникает своеобразная "смесь" ювенильного материала раннепротерозойской коры с более или менее переработанной (в результате надвига) древней корой. Если гранитоиды с возрастом -1.8 млрд. лет возникаю i в связи с ремобилизацией новой континентальной коры, то при ее парциальном плавлении они также обогащаются веществом древней архейской континентальной коры. Такое обогащение и должно отражаться в изменении неодимовой характеристики гранитоидов. Следовательно, интерпретация Sm-Nd системы в гранитоидах находит свое объяснение исходя из модели коллизии Свекофеннского пояса с архейским доменом. Вероятно, этот процесс можно рассматривать как одну из стадий амальгамации островной дуги с архейским кратоном несколько позже 1.9 млрд. лет, но раньше, чем 1.8 млрд. лет назад.

Таким образом, для северной Швеции изучение величины eNd ряда магматических пород показало, что этот параметр можно использовать для проведения архей-протерозойской границы там, где это не удается проделать иными методами в силу различных факторов (например, плохая обнаженность территории, слабая информативность составов пород и т.п.).

Аналогичным образом выглядит распределение отношения возраст-eNd для пород Северной Норвегии. Рассмотрим в качестве примера тектоническое окно Норланд (рис.2), которое находится близко к предполагаемой границе архей-протерозойских доменов (Skar, 2002). Обобщение материала по неодимовой геохимии показывает, что магматические породы из тектонических окон также по величине eNd несут информацию об инфракомплексе с возрастом древнее 1.9-1.8 млрд. лег. Величина eNd в породах Норланд меняется в пределах от +0.3 до -6.5 (t=~1.8 млрд. лет), но при этом основная часть пород показывает более узкий диапазон от 0 до -4. В то же время, для пород архейского возраста в Швеции и других районах Свекофеннской провинции, этот диапазон составляет -11 до -13. В то же время, свекофеннские магматические породы, например, района Ревсунд, имеют eNd характеристики в пределах от +1 до -2, на момент 1.80 млрд. лет назад. Поэтому можно говорить, что магматические породы Норланд по величине eNd ближе к свекофеннским гранитоидам. Интересно, что магматические породы из более северных тектонических окон - Салтен (Salten) и Ромбак (Rombak) имеют в целом более низкие значения eNd, которые меняются от 0 до -13, что говорит о вовлечении в гранитообразование значительных объемов архейскою корового материала.

Для Приладожья систематические данные, характеризующие величину eNd гранитоидов, только накапливаются. Пока еще единичные определения по ряду массивов Южного и Северного доменов (Шульдинер и др., 2000; Седова и др., 2004) позволяют думать, что для гранитоидов будут выявлены такие же закономерности, что и для вышерассмотренных магматических пород из скандинавских стран.

IЧ

Существенно добавить, что ареальное изучение изотопии С в раннепротерозойских карбонатных и углеродистых породах в архейском и свекофеннском доменах Фенноскандии (Karhu, 1993) также позволило с высокой точностью воспроизвести положение архей-протерозойской границы на современной эрозионной поверхности. В частности, по изотопии углерода удалось показать, что докалевийские карбонатные породы не встречаются в области развития свекофеннид (Karhu, 1993).

Некоторые выводы

Для выделения границы между архейской и протерозойской (свекофеннской) корой используется, главным образом, геолого-картировочный подход. В то же время, значительную роль в выявлении границ распространения пород архейского возраста играют геохронологические исследования. В Свекофеннском поясе отсутствуют породы архейского возраста, а самыми древними породами являются вулкано-плутонические комплексы, возраст которых определяется по U-Pb методу как 1.93-1.91 млрд. лет; большинство ранних тоналито-гнейсов имеют возраст близкий к 1.92 млрд. лет, есть единичные данные о распространении гранитоидов с возрастом около 1.95 млрд. лет.

Установлено, что Sm-Nd изотопия весьма точно определяет позицию изученных гранитоидов и указывает на приуроченность их к архейской или протерозойской коре. Вклад архейского корового материала в образование протерозойских гранитоидов по мере движения с севера на юг в сторону протерозойского Свекофеннского орогена становится все менее значимым. Выявлен факт резкого перехода от положительных значений eNd в гранитоидах в пределах протерозойской части коры к отрицательным - в области развития архейского коры. В качестве порогового значения для переходной зоны между архейской и протерозойской корой было определено значение eNd(t=1.8-1.9 млрд. лет) ог-3 до 0.

Зоны Феуске-Буде в Норвегии, Лулеа-Иоккмокк в Швеции, Раахе-Ладожская в Финляндии и России рассматриваются как единая тектоническая структура на архей-протерозойской границе, она охарактеризована как совокупность складок и разломов, протягивающаяся с северо-запада на юго-восток.

Результаты структурных исследований, геофизические данные и геолого-геохимические методы анализа позволяют предполагать механизм надвигообразования на заключительной стадии коллизии Свекофеннского орогена с архейским Карельским кратоном. Это предположение помогает объяснить особенности изменения состава магм к моменту 1.80 млрд. лет, т.е. на заключительных стадиях коллизии архейского кратона и Свекофеннского opoieHa. Особенность магматизма указанного периода состоит в том, что большие массы гранитоидов начинают внедряться в структурно осложненную, гетерогенную зону тектонического сочленения двух структур и при этом происходит смешения Mai м ювенильного происхождения с коровым архейским веществом.

Детальные исследования в Приладожье показали, в зоне перехода oi протерозойской коры к архейской фиксируется скачок метаморфизма: в Северном домене метаморфизм турбидитовой толщи отвечает максимум условиям среднетемпературной амфиболитовой фации с образованием первых мигматиюв. В Южном домене повсеместно обнажаются высокотемпературные (до гранулитовой фации) породы, сильно мигматизированные и ретроградно измененные. Регрессивные процессы наиболее интенсивно проявлены внутри надвиговой зоны на границе двух типов коры, что позволяет их коррелировать с формированием зон пологого рассланцевания. Породы к северу и северо-востоку от этой зоны относятся к карельским образованиям, а противоположные - южные и юго-восточные породы относятся к свекофеннидам.

2. Основные геологические структуры в пределах Свекофеннской провинции

В данной главе рассматриваются особенности строения наиболее крупных геологических структур в западной и центральной части Фенноскандии. При эюм часть геологических объектов находится к северу и северо-востоку от предполагаемого архей-протерозойского шва (Свеко-Карельской область или район Норрботтен, Центрально-Лапландский гранитоидный комплекс, пояс Перапохья и др.), другая часть - в собственно свекофеннидах. Совместное рассмотрение этих структур позволяет выявить общность и различие в их развитии, что помогает лучше представить механизму формирования протерозоид в разных I еодинамических обстановках.

Заключение Диссертация по теме "Общая и региональная геология", Балтыбаев, Шаукет Каимович

Заключение

Синтез современных данных подтверждает, что архей-протерозойская граница на всем протяжении свекофеннид Фенноскандии представляет собой единую тектоническую зону. Фактический материал позволяет интерпретировать соотношение раннепротерозойской (свекофеннской) коры с окраиной архейского кратона как взбросо-надвиговую зону, которая, судя по изотопным данным, окончательно сформировалась 1.80-1.78 млрд. лет назад. С учетом ранее полученных данных другими исследователями (например, К^вйпеп, 1981 и др.) можно предполагать, что стадийность развития окраинной зоны свекофеннид отражает дискретность аккреционно-коллизионных процессов на конвергентной границе плит.

Эволюция метаморфизма, распределение метаморфических зон в пределах Свекофеннского орогена, определяемая на современном уровне эрозионного среза, позволяет связать метаморфические события с процессами глубинных зон литосферы. Данные сейсмического анализа свекофеннской коры говорят о том, что утолщение коры может объясняться приращением снизу магм разного состава. Этот вывод находится в согласии с представлениями о причинно-следственной связи магматизма известково-щелочного состава и высокотемпературною метаморфизма в зоне развития тоналитовой мигматизации. На площади развития калиевых мигматитов и гранитов, в нижней коре почти отсутствуют слои высоких скоростей для сейсмических волн. Здесь, видимо, происходило тектоническое утолщение коры благодаря аккреционно-коллизионным процессам около 18701850 млн. лет назад. Можно полагать, что на постколлизионной стадии, в связи с растяжением коры и ее утонением к югу от зоны тоналитовой мигматизации могли возникнуть зоны притока тепла и магматической активности. Это подтверждается наличием больших масс магматических тел (они занимают 60-80% выходов пород), которые должны были также обеспечить приток тепла во вмещающие породы. Как следствие в свекофеннидах мы отмечаем пространственно-временную взаимосвязь между областями и эпизодами магматической активности и развитием

высокотемпературных метаморфических комплексов.

Изотопно-геохронологические данные свидетельствуют, что два сопоставимых по масштабам этапа плутонизма и метаморфизма: раине- и позднесвекофеннский, укладывается в интервал времени 1.89-1.86 и 1.83-1.79 млрд. лет. Продукты этих двух этапов эндогенной активности пространственно разобщены и образуют две зоны свекофеннид, которые характеризуют латеральную тектоническую неоднородность Свекофеннского пояса. Становится очевидным, что указанным зонам еще до выделяемых плутоно-метаморфических событий были свойственны особенности развития. Это выразилось, в частности, в специфике литологии толщ, а также в характере распределения разновозрастного детритового циркона в осадках внешней и внутренней зон свекофеннид. Эти особенности, скорее всего, связаны с существованием разных источников сноса при накоплении осадочно-вулканогенных толщ.

Выявляемая неоднородность строения Свекофеннского пояса и асинхронность эндогенных событий хорошо интерпретируется, если исходить из модели смещения центров эндогенной активности в рассматриваемый период времени. Благодаря этому процессу возникают закономерные пространственно-временные ряды (ассоциации) пород при меняющихся геодинамических режимах.

Термальные импульсы ранних этапов свекофеннской активности сформировали два специфических плутоно-метаморфических комплекса, а термальные импульсы позднейших стадий растяжения и плавления нижней части коры в пределах Свекофеннского пояса выразились в образовании пояса гранитов рапакиви. Им предшествовало формирование другой магматической системы -пород Трансскандинавского магматического пояса, наиболее древние из которых близки по возрасту к началу позднесвекофеннского этапа плутонометаморфизма.

1. Арестова H.A. Автореф. дис. докт. геол.-мин. наук. СПб.: ИГГД РАН, 2004.

2. Балаганский В.В. Автореф. дис. докт. геол.-мин. наук. СПб.: ИГГД РАН, 2002.

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

4. Балтыбаев Ш.К. Левченков O.A. Вулканиты в свекофеннидах Приладожья и результаты U-Pb, Pb-Pb датирования пород разного генезиса как основа для корреляции свекофеннских событий // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2005. Т.13. № 2. С.3-19.

5. Балтыбаев Ш.К. Метаморфический комплекс Приладожья: петрология, флюидный режим. Автореф. дис. канд. геол.-мин. наук. СПб.: ИГГД РАН, 1998.29 с.

6. Балтыбаев Ш.К. Флюидные включения и РТ-режим формирования лейкосом мигматитов натрового ряда в гранулитовой части Приладожья (Ю. Карелия) // Зап. ВМО. 2002. Ч.СХХХ1, № 5. С.22-39.

7. Балтыбаев Ш.К., Глебовицкий В.А., Козырева И.В. и др. Геология и петрология свекофеннид Приладожья. СПб.: Изд-во СПбГУ, 2000.200 с.

8. Балтыбаев Ш.К., Глебовицкий В.А., Козырева И.В. и др. Мейерский надвиг -главный элемент строения сутуры на границе Карельского кратона и Свекофеннского пояса в Приладожье, Балтийский щит // ДАН. 1996. Т.348. № 3. С.353-356.

9. Балтыбаев Ш.К., Глебовицкий В.А., Левченков O.A. и др. О возрастном соотношении провинций калиевых и натровых мигматитов в свекофеннидах (Приладожье, Балтийский щит) // ДАН. 2002. Т.383. № 4. С.523-526.

10. Балтыбаев Ш.К., Левченков O.A., Бережная Н.Г. и др. Время и длительность свекофеннской плутоно-метаморфической активности на юго-востоке Балтийского щита (Приладожье) // Петрология. 2004. Т. 12. № 4. С.373-392.

11. Балтыбаев Ш.К., Левченков O.A., Галанкина О.Л. Первые находки вулканитов в свекофеннидах Приладожья и их возраст // ДАН. 2004. Т.395. № 3. С.371-375.

12. Балтыбаев ULK, Левченков O.A., Глебовицкий В.А. и др. U-Pb датирование циркона интрузии плагиогранитов в свекофеннидах юго-востока Балтийского щи га: особенности верхнего и нижнего пересечения дискордии с конкордией // ДАН. 2005. Т.402. № 6. С. 1-4.

13. Балтыбаев Ш.К, Левченков O.A., Глебовицкий В.А. и др. Датирование высокоглиноземистых метаморфических парагенезисов в калиевой зоне Приладожья (Балтийский щит) // ДАН. 2003. Т.393. № 6. С.793-796.

14. Балтыбаев Ш.К, Левченков O.A., Глебовицкий В.А,. и др. Полихронная природа метаморфической зональности по данным U-Pb, Pb-Pb датирования метаморфических пород (Южная Карелия, Балтийский щит) // ДАН. 2005. Т.401. № 4. С.496-499.

15. Балтыбаев Ш.К, Сальникова Е.Б, Глебовицкий В.А. и др. Кузнеченский массив калиевых порфировидных гранитов: результаты U-Pb датирования и обоснование тектонической позиции (Балтийский щит) // ДАН. 2004. Т.398. №4. С.519-523.

16. Баянова Т.Б. Возраст реперных геологических комплексов Кольского peí иона и длительность процессов магматизма. СПб.: Наука, 2004. 174 с.

17. Бибикова Е.В, Кирнозова Т.И, Лазарев Ю.И. и др. U-Pb изотопный возраст вепсия Карелии//ДАН. 1990. Т.310. №1 С. 189-191.

18. Бибикова Е.В, Слабунов А.И, Богданова С.В, Шильд Т. Тектоно-термальная эволюция земной коры Карельской и Беломорской провинций Балтийскогощита в раннем докембрии по данным изотопного U-Pb исследования сфенов и рутилов // Геохимия. 1999. № 8. С.842-857.

19. Вапник Е.А. Динамика развития гранитов ладожского комплекса по результатам исследования включений СО2 // Зап. ВМО. 1988. №2. С.305-321.

20. Великославинский Д.А. // Зап. ВМО. 1999. Ч. CXXVIII. № 3. С.14-30.

21. Великославинский Д.А. Сравнительная характеристика регионального метаморфизма умеренных и низких давлений. Л.:, Наука, 1972. 190 с.

22. Геологическое развитие глубинных зон подвижных поясов (Северное Приладожье) / Судовиков Н.Г, Глебовицкий В.А, Сергеев A.C. и др. Л, Наука, 1970.227 с.

23. Геологическое строение и полезные ископаемые Северо-Восточного

Приладожья / Объединенный отчет по Импилахтинскому объекту ПГО "Севзапгеология" и объекту №13 ЦОМЭ ВСЕГЕИ за 1984-89гг., отв. исп. Н.А.Артамонова, А.А.Духовский. Ленинград, 1989. (фонды ВСЕГЕИ).

24. Глебовицкий В.А. Тектоника и региональный метаморфизм раннего докембрия восточной части Балтийского щита // Регион, геол. металлогения. 1993. № 1. С.7-37.

25. Глебовицкий В.А. Физико-химические и геологические связи метаморфизма и тектоники в раннем докембрии // Геотектоника. 1996. № 5. С.27-42.

26. Глебовицкий В.А., Балтыбаев Ш.К., Левченков O.A. и др. Время, длительность и РТ-параметры полистадийного метаморфизма свекофеннид Приладожья (Балтийский щит) (по данным термобарометрии и U-Pb геохронометрии) // ДАН. 2002. Т.384. № 5. С.660-664.

27. Глебовицкий В.А., Балтыбаев Ш.К., Левченков O.A. и др. Главная стадия плутоно-метаморфической активности в Приладожье: результаты определения изотопного возраста // ДАН. 2001. Т.377. № 5. С.667-671.

28. Глебовицкий В.А., Седова И.С. Анатексис и формирование коровых магматических очагов: петрологические и геохимические доказательства (Беломорская и Свекофеннская провинции, Балтийский щит) // Зап. ВМО. 1998. № 4. С.5-26.

29. Григорьева Л.В., Шинкарев Н.Ф. Условия образования купольных структур в Приладожье//Изв. АН СССР. Сер. Геол. 1981. № 3. С.41-51.

30. Добрецов Н.Л., Соболев B.C., Хлестов В.В // Геология и геофизика. № 3. 1969.

31. Духовский A.A., Артамонова H.A. Объемная модель и рудоносность гнейсо-гранитовых структур Балтийского щита (на примере Северного Приладожья) // Геол. рудн. месторожд. 1994. Т.36. № 6. С.554-564.

32. Ефимов A.A., Каулина Т.В. Геологические особенности и U-Pb датирование (первые данные) пород юго-восточной части Ковдозерского габбро-перидотитового комплекса // Беломорский подвижный пояс (геология геодинамика, геохронология). Тезисы международной конференции. Петрозаводск: ИГ КНЦ. 1997. С.31.

33. Земная кора восточной части Балтийского щита. Л.: Наука, 1978.232 с.

34. Иваников В.В., Конопелько Д.Л., Пушкарев Ю.Д. и др Апатитоносные калиевые ультрамафит-мафиты Приладожья — рифейские рифтогенные или раннепротерозойские посторогеиные образования? // Вестн. С.-Петерб. ун-га. 1998. Сер. 7. Вып. 4. № 28. С.76-80.

35. Изотопная геохронология в решении проблем геодинамики и рудогенеза. / Материалы II Российской конференции по изотопной геохронологии (Тезисы докладов, 25-27 ноября 2003 г., Санкт-Петербург). Санкт-Петербург: Центр информационной культуры, 2003. 570 с.

36. Казаков А.Н. Деформации и наложенная складчатость в метаморфических комплексах. JI.: Наука, 1976. 237 с.

37. Каулина T.B. U-Pb датирование цирконов из реперных геологических объектов Беломоро-Лапландского пояса (северо-западное Беломорье) // Автореф. дис. канд. геол.-мин. наук. СПб.: ИГГД РАН, 1996. 18 с.

38. Каулина Т.В., Беляев O.A., Апанасевич Е.А и др. Эволюция процессов метаморфизма в Лапландском гранулитовом поясе (ЛГИ) и поясе Тана: U-Pb, Sm-Nd и Rb-Sr данные // Апатиты. 2005. (сборник статей).

39. Кицул В.И. Петрология карбонатных пород ладожской формации. М.: Изд-во АН СССР, 1963. 171 с.

40. Коваленко В.И., Ярмолюк В.В., Ковач В.П. и др. Источники фанерозойских гранитоидов Центральной Азии: Sm-Nd изотопные данные // Геохимия. 1996. №8. С.699-712.

41. Ковач В.П., Коваленко В.И., Ярмолюв В.В. и др. Использование Sm-Nd изотопных данных для реконструкции источников и механизмов формирования континентальной коры (на примере Озерной зоны каледонид Центральной Азии) / Материалы II Российской конференции по изотопной геохронологии (Тезисы докладов, 25-27 ноября 2003 г., Санкт-Петербург). Санкт-Петербург: Центр информационной культуры, 2003. С.196-199.

42. Конопелько Д.Л. Посторогеиные интрузии Северо-Западного Приладожья со специальным рассмотрением апатитоносных калиевых ультрамафитов. Автореф. дисс. канд. геол.-мин. наук. СПб.: СПбГУ, 1997. 16 с.

43. Кориковский С.П. Фации метаморфизма метапелитов. М.: Наука, 1979.264 с.

44. Котов А.Б., Саморукова Л.М. Эволюция гранитообразования в тектоно-

магматических циклах раннего докембрия (по данным структурно-петрологических и термобарогеохимических исследований). Л.: Наука, 1990. 159 с.

45. Кременецкий A.A., Овчинников JI.H. Геохимия глубинных пород. М.: Наука, 1986.234 с.

46. Кудряшов Н. М., Балаганский В.В., Апанасевич Е.А., Рюнгенен Г.И. U-Pb возраст габброноритов массива Жемчужный: следствия для палеопротерозойской истории развития Беломорского подвижного пояса // Геохимия. 1999. № 3. С.324-327.

47. Левченков O.A. и др. Геохимическая и возрастная гетерогенность сфенов из ортогнейсов района о.Поньгом-Наволок // Геохимия. 2000. № 5. С.467-476.

48. Левченков O.A., Николаев А., Богомолов Е., Якволева С. U-Pb возраст сумийских кислых магматических пород в Северной Карелии // Стартиграфия. геологическая корреляция. 1994. № 2(1). С.3-9.

49. Лобанов И.Н., Поликарпов В.И. Гнейсогранитные купола и разломы Северного Приладожья // Бюл. Моск. об-ва исп. природы. 1984. Т.58. Вып.З. С.3-14.

50. Лобач-Жученко С.Б., Чекулаев В.П., Байкова B.C. Эпохи и типы гранитообразования в докембрии Балтийского щита. Л.: Наука, 1974.205 с.

51. Лыгина В.В. Кордиерит из жильного материала мигматитов ладожской серии (Западное Приладожье) / В кн. Материалы по геол. полез, иск. Северо-Запада РСФСР. Л.: Недра, 1967. № 7. С.132-137.

52. Материалы к стратиграфическому словарю по докембрию КАССР. Петрозаводск: Изд-во КНЦ, 1982. 136 с.

53. Мигматизация и граиитообразование в различных термодинамических режимах. Л.: Наука, 1985. 310с.

54. Минц М.В., Глазнев В.Н., Конилов А.Н. и др. Ранний докембрий северо-востока Балтийского щита: палеогеодинамика, строение и эволюция континентальной коры. М.: Научный мир, 1996.287 с.

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

56. Морозов Ю.А., Гафт Д.Е. О природе гранитогнейсовых куполов Северного

Приладожья // Структура и петрология докембрийских комплексов. М., 1985. С.3-100.

57. Нагайцев Ю.В. К характеристике метаморфической зональности ладожской формации // Вестн. Ленингр. у-та. 1965. № 18. С.25-33.

58. Нагайцев Ю.В. Опыт разделения глиноземистых пород ладожской серии по железистости фемических минералов / Труды ВСЕГЕИ. Новая серия, 1968. Т.121. Вып.1. С.168-178.

59. Нагайцев Ю.В. Петрология метаморфических пород ладожского и беломорского комплексов. Л.: Изд-во Ленингр. ун-та, 1974. 160 с.

60. Перчук Л.Л. Взаимосогласование некоторых Fe-Mg-геотермометров на основе закона Нернста: ревизия // Геохимия. 1989. № 5. С.611-622.

61. Петров В.П. Метаморфизм раннего протерозоя Балтийского щита. Апатиты: Издательство КНЦ РАН, 1999.325с.

62. Петрология и геохимия островных дуг и окраинных морей. М.: Наука, 1987. 336 с.

63. Полянский О. П. Гранито-гнейсовые диапиры в земной коре (геологическая ситуация и математическое моделирование) // Автореф. дис. канд. геол.-мин. наук. Новосибирск: ИГГ СО АН СССР, 1986. 17 с.

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

65. Проблемы стратиграфии нижнего протерозоя Карелии. Петрозаводск: Карельский филиал АН СССР, 1989.159с.

66. Путеводитель геологической экскурсии по Южной Карелии. Л.: Наука, 1981. 112 с.

67. Ранний докембрий Балтийского щита / под. ред. В.А.Глебовицкого. СПб.: Издательство "Наука", 2005. 711 с.

68. Салоп Л.И. Гнейсо-гранулитовый комплекс - фундамент карелид в Приладожье и свекофеннид на юге Финляндии // Бюл. Моск. о-ва испыт. природы. Отд. геол. 1979. Т.54. № 5. С.3-17.

69. Саранчина Г.М. Гранитоидный магматизм, метаморфизм и метасоматоз докембрия (на примере Приладожья и других областей). Л.: Наука, 1972, 128

70. Светов А.П, Свириденко Л.П. Стратиграфия докембрия Карелии Сортавальекая серия свекокарелид Приладожья. Петрозаводск: Карельский науч. центр РАН, 1992.152 с.

71. Светов А.П, Свириденко Л.П, Иващенко В.И. Вулкано-плутонизм свекокарелид Балтийского щита. Петрозаводск: Изд-во КНЦ, 1990.321 с.

72. Свириденко Л.П. Кислый вулкано-плутонизм Фенноскандинавского щита (проблемы бимодальности и геотектонических обстановок) / Вулканизм и геодинамика: Материалы II Всероссийского симпозиума по вулканологии и палеовулканологии. Екатеринбург: Институт геологии и геохимии УрО РАН, 2003. С.817-820.

73. Седова И.С, Саморукова Л.М, Глебовицкий В.А, Крылов Д.П. Геохимия гранитоидов Свекофеннского тектонометаморфического цикла Северного Приладожья // Петрология. 2004. Т. 12. № 4. С.39-414.

74. Седова И.С, Васильева С.А, Трунова E.H. Особенности состава калиевых полевых шпатов мигматитов ладожского комплекса // Зап. ВМО. 1989. Вып.2. С.93-104.

75. Синица С.М. Купола Северного Приладожья и взаимоотношение их гранитогнейсовых ядер со слоистыми оболочкамми // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1984. №9. С. 15-23.

76. Слабунов А.И, Ларионов А.И, Бибикова Е.В. и др. Геология и геохронология Шобозерского массива комплекса лерцлитов-габброноршов Беломорского подвижного пояса // Геология полезных ископаемых Карелии. Петрозаводск, 2001. Вып.З. С.3-14.

77. Степанова A.B., Ларионов А.Н, Бибикова Е.В, и др. Геология, геохимия и геохронология ятулийского комплекса коронитовых габбро Беломорского подвижного пояса Балтийского щита / Изотопная геохронология в решении проблем геодинамики и рудогенеза. Материалы II Российской конференции по изотопной геохронологии (Тезисы докладов, 25-27 ноября 2003 г, Санкт-Петербург). Санкт-Петербург: Центр информационной культуры, 2003. С.487-490.

78. Судовиков Н.Г. Мигматиты, их генезис и методика изучения // Тр. лаб. геол.

докембрия. Вып.5. Изд-во АН СССР, 1955. С.97-174.

79. Судовиков Н.Г. Тектоника, метаморфизм, мигматизация и гранитизация пород ладожской формации / Тр. ЛАГЕД АН СССР. Вып.4. М.-Л.: Изд-во АН СССР, 1954. 198 с.

80. Толковый словарь английских геологических терминов. М.: Издательство Мир, 1979. Т.3.543 с.

81. Тугаринов А.И., Бибикова Е.В. Геохронология Балтийского щита по данным цирконометрии. М.: Наука, 1980. 131 с.

82. Турченко С.И. Металлогения рудоносных тектонических структур раннего протерозоя // Автореф. дисс. докт. геол.-мин. наук. СПб.: ИГГД РАН, 2003. 48 с.

83. Фонарев В.И., Графчиков А.А., Конилов А.Н. Система согласованных минералогических термометров для метаморфических комплексов // Физ.-хим. анализ процессов минералообразования. М., Наука. 1989. С.96-125. (Программа TPF 1988-1991).

84. Фор Г. Основы изотопной геологии. М.: Мир, 1989. 590 с.

85. Хейсканен К.И. Палеогеография Балтийского щита в карельское время. Петрозаводск: Карельский научный центр АН СССР, 1990. 128с.

86. Черноморский М.А. О гетерогенной и полигенической природе гранито-гнейсовых куполовидных структур древних метаморфических комплексов восточной части Балтийского щита // ДАН СССР. 1984. Т.274. № 3. С.687-690.

87. Шинкарев Н.Ф., Григорьева Л.В., Попова В.А // Зап. ВМО. 1994. Ч. СХХШ. № 3. С. 49-59.

88. Шульдинер В.И. Геологическое картирование высокометамор- физованных комплексов докембрия на петроформационной основе // Отечеств, геол. 1992. № 12. С.26-36.

89. Шульдинер В.И., Балтыбаев Ш.К., Козырева И.В. Тектоно-метаморфическое районирование Приладожья // Вестн. С.-Петерб. ун-та. 1997. Сер.7. Вып.З. С.63-70.

90. Шульдинер В.И., Балтыбаев Ш.К., Козырева И.В. Эволюция условий метаморфизма гранатсодержащих гранулитов Западного Приладожья //

Петрология. 1997. Т.5. № 3. С.253-277.

91. Шульдинер В.И., Богданов Ю.Б., Левченков О.А. и др. Возраст фундамента хогландской сери (о.Гогланд) / Материалы II Российской конференции по изотопной геохронологии (25-27 ноября 2003). Санкт-Петербург: ИГГД РАН, 2003. С.557-559.

92. Шульдинер В.И., Козырева И.В., Балтыбаев Ш.К. Возрастное и формационное расчленение раннедокембрийских образований СевероЗападного Приладожья // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 1996. Т. 4. №3. С. 11-22.

93. Шульдинер В.И., Козырева И.В., Балтыбаев Ш.К. и др. Плутоно-метаморфическая эволюция Западного Приладожья: новая модель // Регион, геол. металлогения. 1995. № 4. С.52-62.

94. Шульдинер В.И., Левченков О.А., Яковлева С.З. и др. Верхний карелий в стратиграфической шкале России: выбор нижней границы и региональные подразделения стратотипической области // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2000. Т.8. № 6. С.20-33.

95. Эволюция земной коры и эндогенной металлогенической зональности северо-восточной части Балтийского щита / Отв. ред. И.В.Бельков. Л.: Наука, 1987. 109 с.

96. Aberg G., Bjurstedt S. Radiometric dating of the serorogenic Svecokarelian Enkullen and Fjallberg granites. South central Sweden // Geologiska Foreningens i Stockholm Forhandlingar. 986. V.108. P.73-77.

97. Aberg G., Bollmark B. Retention of U and Pb in zircons from shocked granite in the Siljan impact structure, Sweden // Earth Planet. Sci. Lett. 1985. V.74. P.347-349.

98. Aberg G., Levi В., Fredikson G. Zircon ages of meta- volcanic and synorogenic granitic rocks from the Svardsjo and Yxsjoberg areas, south central Sweden // Geol. Foren. Stockholm Forh. 1983. V.105. P. 199-203.

99. Ahl M., Sundblad K. Geology and geochemistry of the Ra'tan batholith, central Sweden. Anorthosites, Rapakivi Granites and Related Rocks. International Geological Correlation Programme, Joint meeting IGCP Nos 290 and 315, Program and Abstracts. McGill University, Montreal, 1994. P.l.

100. Ahl M., Sundbland K., Schoberg H. Geology, geochemistry, age and geotectonic evolution of the Dala granitoids, central Sweden // Precambrian Research. 1999. V.95. P.147-166.

101. Ahman E. Degerberget, Baggen och Kluntarna // Sveriges Geologiska Undersokning 1957. C555. P. 1-28.

102. Ahman E. Den karbonatstensforande berggrunden pa Hinderson i Lulea skargard, Norr-botten // Sveriges Geologiska Undersokning. 1969. C637. P.l-24.

103. Alapieti T. The Koillismaa layered igneous complex, Finland: its structure, mineralogy and geochemistry, with emphasis on the distribution of chromium // Geological Survey of Finland, Bulletin. 1982. V.319. 116 p.

104. Alapieti T.T., Filnn B.A., Lahtinen J.J., Lavrov M.M., Smolkin V.F., Voitsekhovsky S.N. Early Proterozoic layered intrusions in the northeastern part of the Fennoscandian Shield // Mineralogy and Petrology. 1990. V.42. P. 1-22.

105. Allaart J.H. Kctilidian mobile belt in south Greenland / In: A. Escher and W.S. Watt (Editors). Geology of Greenland. Gronl. Geol. Unders., Copenhagen. 1976. P. 121-151.

106. Allen R.L. Lundstrom I., Ripa M., Simeonov A., Christofferson H. Facies analysis of a 1.9 Ga, continental margin, back-arc, felsic caldera province with diverse Zn-Pb-Ag-(Cu-Au) sulfide and Fe oxide deposits, Bergslagen region, Sweden//Economic Geology. 1996. V.91. P.979-1008.

107. Allen R.L., Weihed P., Svenson S.-A. Setting of Zn-Cu-Au-Ag massive sulphide deposits in the evolution and facies architecture of a 1.9 Ga marine volcanic arc, Skellefte district, Sweden // Econ. Geol. 1996. V.91. P. 1022-1053.

108. Amelin Yu.V., Heaman L.M., Semenov V.S. 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. V.75. P.31-46.

109. Andersson U.B. Evidence of plutonic magma-mixing, southern Sweden // Rend. Soc. Ital. Mineral. Petroll. 1988. V.43. P.831-839.

110. Andersson U.B. Granitoid episodes and mafic-felsic magma interaction in the Svecofennian of the Fennoscandian Shield, with main emphasis on the -1.8 Ga plutonics//Precambrian Research. 1991. V.51. P. 127-149.

111. Andersson U.B. The late Svecofennian, high-grade contact and regional

metamorphism in southwestern Bergslagen (central southern Sweden) / Final report 970519, SGU-project 03-819/93. 1997. 36 p.

112. Andersson U.B., Hogdahl K, Sjostrom H. et al. Magmatic, detrital, and metamorphic ages in metamorphic rocks from south-central Sweden // 26th Nordic Geological Wintermeeting, Uppsala, Geologiska Foreningens i Stockholm Forhandlingar. 2004. 040106-09. V.126. P.16-17.

113. Andersson U.B, Larsson L, Wikstrom A. Charnockites, pyroxene granulites and garnet-cordierite gneisses at a boundary between Early Svecofennian rocks and Smaland-Varmland granitoids, Karlskoga, soutliem Sweden // Geologiska Foreningens i Stockholm Forhandlingar. 1992. V.114. P. 1-15.

114. Aranovich L.Ya, Podlesskii K.K. Geothermobarometry of high-grade metapelites: Simultaneously operating reactions / Geol. Soc. London Spec. Publ. 1989. № 43. P.45-61.

115. Ashworth, J.R. Introduction, in Migmatites / Ashworth, J.R, Ed. Glasgow: Blackie and Son. 1985. P.1-35.

116. Awwiller D.N, Mack L.E. Diagenetic modification of Sm-Nd model ages in Tertiary sandstones and shales, Texas Gulf Coast // Geology. 1991. V.19. P.311-314.

117. BABEL Working Group. Integrated seismic studies of the Baltic Shield using data in the Gulf of Bothnia region // Geophys. J. Int. 1993. V.l 12. P.305-324.

118. Balashov Yu, Bayanova T, Mitrofanov F. Isotope data on the age and genesis of layered basic-ultrabasic intrusions in the Kola Peninsula and northern Karelia, northeastern Baltic Shield // Precambrian Research. 1993. V. 64. P. 197-205.

119. Bartley J.M. Field relations, metamorphism, and age of the Middagstind Quartz Syenite //Norsk Geologisk Tidsskrift. 1981. V.61. P.237-248.

120. Bayanova T, Balashov Yu. Geochronology of Palaeoproterozoic layered intrusions and volcanites of the Baltic Shield // Norges Geologiske Undersukelse, Special Paper. 1995. V.7. P.75-80.

121. Bea F. Controls of the trace element compositions of crustal melts // Transactions of the Royal Society of Edinburgh: Earth Sciences. 1996. V.87. P.33-41.

122. Bedrock Map of Finland 1:1000000. Geol. Surv. Finland. Espoo. 1997.

123. Begin N.J, Pattison D.R.M. Metamorphic evolution of granulites in the Minto

Block, northern Quebec: extraction of peak P-T conditions taking account of late Fe-Mg exchange//J. Metam. Geol. 1994. V.12. P.411-428.

124. Bergman S., Kubler L., Martinsson 0. Description of regional geological and geophysical maps of northern Norrbotten County (east of the Caledonian orogen) // Sveriges Geologiska Undersokning Ba 56. 2001. 110 p.

125. Bergman S., Persson P.-O., Kubler L. U-Pb titanite and zircon ages of the Lina granite at the type locality NW of Gallivare, northern Sweden. I S. Bergman (red.) Radiometric dating results 5 // Sveriges geologiska undersokning. 2002. C834. C.12-17.

126. Bergman S., Sjostrom H. Metamorphic and tectonic evolution in south-central Sweden // Geologiska Foreningens i Stockholm Forhandlingar. 1996. V.118. A8-A9.

127. Bergman S., Skiold T. Implications of ca 1.8 Ga metamorphic ages in the Pajala area, northernmost Sweden // 23. Nordiske Geologiska VintermOde, Arhus 1998, Abstract V.32.

128. Bergman T., Schoberg H., Sundblad K. Geochemistry, age and origin of the Ho'gberget granite, western Bergslagen, Sweden // Geologiska Foreningens i Stockholm Forhandlingar. 1995. V.l 17. P.87-96.

129. Bergman, T., Schobcrg H., Sundblad K. Geochemistry, age and origin of the Hogberget granite, western Bergslagen, Sweden // Geologiska Foreningens i Stockholm Forhandlingar. 1995. V.l 17. P.87-95.

130. Bergstrom U. Ceochemistry and tectonic setting of volcanic units in the northern Vasterbotten county, northern Sweden. In Weihed P. (ed.): Economic geology research. Vol. 1. 1999-2000. Uppsala 2001. Sveriges geologiska undersokning. C883. P.69-92.

131. Bergstrom U., Billstrom K., Strang T. Age of the Kristineberg Pluton, western Skellefte District, northern Sweden. In S. Bergman (ed.): Radiometric dating results 4, Division of Bedrock Geology, Geological Survey of Sweden. Sveriges Geologiska Undersokning. 1998. C831. P.7-19.

132. Bergstrom U., Billstrom K., Strang T. Age of the Kristineberg Pluton, western Skellefte District, northern Sweden. In S. Bergman (ed.): Radiometric dating results 4, Division of Bedrock Geology, Geological Survey of Sweden // Sveriges

Geologiska Undersokning. 1999. C831. P.7-19.

133. Bergstrom U., Ceochemistry and tectonic setting of volcanic units in the northern Vasterbotten county, northern Sweden. / In Weihed P. (ed.): Economic geology research. V.l. 1999-2000. Uppsala. 2001. Sveriges geologiska undersokning. P.69-92.

134. Berman R.G. Thermobarometry using multiequilibrium calkulations: a new technique with petrologic applications - Canad. Miner. 1991. V.32. P.833-855.

135. Berman R.G., Aranovich L.Y. Optimized standard state and solution properties of minerals // Contrib. Mineral. Petrol. 1996. V.l26. № 1-2. P. 1-24.

136. Billstrom K., Bergman S., Martinsson O. Post-1.9 Ga metamorphic, mineralization and hydrothermal events in northern Sweden // Geologiska Foreningens i Stockholm Forhandlingar (extended abstract). 2002. V.l24. P.228.

137. Billstrom K., Weihed P. Age and provenance of host rocks and ores in the Paleoproterozoic Skellefte district, northern Sweden // Economic Geology. 1996. V.91. P.1054-1072.

138. Billstrom, K., Aberg G., Ohlander B. Isotopic and geochemical data of the PingstAberg Mo-bearing granite in Bergslagen, south central Sweden // Geol. Mijnb. 1988.V.67. P.255-264.

139. Bjork L., Kero L. Kartbladen H et al., / In Wahlgren, C-H. (ed.): Regional berggrundsgeologisk undersokning - Sammanfattning av pagaende undersokning-ar 1995. Sveriges Geologiska Undersokning, Rapporter och meddelanden 1996. V.97. P.55-59.

140. Blais S., Auvray B. Serpentinization in the Archean komatiitic rocks of the Kuhmo greenstone belt, eastern Finland // Canadian Miner. 1990. V.28. P.55-66.

141. Bogdanova S.V., Bibikova E.V. The "Saamian" of the Belomorian Mobile belt: new geochronological constraints // Pecambrian Research. 1993. V.64. №1-4. P.131-152.

142. Bohlen S.R. On the formation of granulites // J. Metam. Geol. 1991. V.9. P.223-229.

143. Bohlen S.R. Pressure-temperature-time paths and a tectonic model for the evolution of granulites // J. Geol. 1987. V. 95.

144. Bostock H.H., Loveridge W.D. Geochronology of the Taltson magmatic zone

and its eastern cratonic margin, district of Mackenzie 11 Geol. Surv. of Canada, Paper 1988. V.88-2. P.59-65.

145. Bridgwater D., Windley B.F. Anorthosites, post-oro- genie granites, acid volcanic rocks, and crustal development in the North Atlantic Shield during the mid-Proterozoic // Geol. Soc. South Africa Spec. Publ. 1973. V.3. P.307-317.

146. Brun J.-P. The claster-ridge pattern of mantled gneiss domes in eastern Finland: evidence for large-scale gravitational instability of the Proterozoic crust // Earth Planet. Sci. Lett. 1980. V.47. № 3. P.441-449.

147. Brun J.-P., Gapais D., Le Theoff B. The mantled gneiss domes of Kuopio (Finland): interfering diapirs //Tectonophysics. 1981. V.74. № 3-4. P.283-304.

148.Carr S.D., Parrish R., Brown R.L. Eocene structural development of the Valhalla complex, southeastern British Columbia // Tectonics. 1974. V.6. P.175-196.

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

150. Chen Y.D., O'Reilly S.Y., Kinny P.D., Griffin W.L. Dating lower crust and upper mantle events: an ion microprobe study of xenoliths from kimberlite pipes, South Australia // Lithos. 1994. V.32. P.77-94.

151.Cheong C.S., Kwon S.-T., Park K.-H. Pb and U isotope constrains on Paleoproterozoic crustal evolution of the northern Yeongnam massif, South Korea: tectonic implication // Precambrian Research. 2000. V.102. P.207-220.

152. Cherniak D.J, Lanford W.A, Ryerson F.J. Lead diffusion in apatite and zircon using ion implantation and Rutherford backscattering techniques // Geochim Cosmochim Acta. 1991. V.55. P.1663-1673.

153. Cherniak D.J. Lead diffusion in titanite and preliminary results on the effect of radiation damage on Pb transport // Chem. Geol. 1993. V.l 10. P.177-194.

154. Cherniak D.J., Hanchar J.M., Watson E.B. Diffusion of tetravalent cations in zircon // Contrib. Miner. Petrol. 1997. V.127. P.383-390.

155. Claesson S., Andersson U., Schumacher M. et al. Inherited Archean components in a Mezoproterozoic rapakivi complex from Central Sweden: implication from SIMS U-Pb imaging and spot analysis of zircon. EUG 9 meeting (Europian Union Geosciences), Strasbourg. 23-27/3 1997. -Abstract Supplement No 1 // Terra Nova.

1997. V.9. P.356.

156. Claesson S., Huhma H., Kinny P.D., Williams I.S. Svecofennian detrital zircon ages - implications for the Precambrian evolution of the Baltic Shield // Pecambrian Research. 1993. V.64. № 1. P. 109-130.

157. Claesson S., Kresten P. The anorogcnic Noran granite a Mesoprotcrozoic rapakivi intrusion in south-central Sweden // Geologiska Foreningens i Stockholm Forhandlingar. 1997. V.119. P. 115-22.

158. Claesson S., Lundqvist T. Origins and ages of Proterozoic granitoids in the Bothnian Basin, central Sweden; isotopic and geochemical constraints // Lithos.

1995. V.36.P.115-140.

159. Cohen A.S., O'Nions R.K., Siegenthaler R., Griffin W.L. Chronology of the pressure-temperature history recorded by granulite terrane // Contrib. Miner. Petrol. 1988. V.98. P.303-311.

160. Colley H., Westra L. The volcano-tectonic setting and mineralisation of the early Proterozoic Kemio-Orijarvi-Lohja belt, SW Finland / In: Pharaoh, T.C., Beckinsale, R.D. and Rickard, D. (Eds) Geochemistry and Mineralisations of Proterozoic Volcanic Suites. Oxford: Blackwell. Geological Society of London Special Publications. 1987. V.33. P.95-107.

161.Condie K.C., Dengate J., Cullers R.L. Behavior of rare earth elements in paleoweathering profile on granodiorite in the Front Range, Colorado, USA // Geochim. Cosmochim. Acta 1987. V.59. P.279-294.

162. Copeland P., Parrish R.R., Harrison T.M. Identification of inherited radiogenic Pb in monazite and implications for U-Pb systematics // Nature. 1988. V.333. P.760-763.

163. Corfu F. Differential response of U-Pb systems in coexisting assessory minerals, Winnipeg River Subprovince, Canadian shield; implications for Archean crustal growth and stabilization // Contrib. Miner. Petrol. 1988. V.98. P.312-325.

164. Corfu F. Multistage zircon and titanite growth and the inheritance in an Archean gneiss coplex, Winnipeg River Subprovince, Ontario // Earth and Planet. Sci. Lett.

1996. V.141.P.175-186.

165. Corfu F. U-Pb age, setting and tectonic significance of the anortosite-mangerite-charnokite-granite suite, Lofoten-Vesteralen, Norway // J. Petrology. 2004. V.45.

P. 1799-1819.

166. Corfu F. U-Pb zircon geochronology of the Lofoten-Vesteralen AMCG-complex, northern Norway // The Nordic Geological Wintermeeting, Trondheim, Geonytt 1.

2000. P.53.

167. Corfu F, Armitage P, Kullerud K, Bergh S. Preliminary U-Pb geochronology in the West Troms Basement Coplex, North Norway: Archean and Paleoproterozoic events and younger overprints // Norges geologiske under-sokelese Bulletin. 2003. V.441.P. 61-72.

168. Coward M. Continental collision / In: Paul Hancock (Ed.) Continental Deformation. Pergamon Press, Oxford. 1994. P.264-288.

169. Cox R.A, Indares A, Dunning G.R. Temperature-time paths in the high-P Manicouagan Imbricate zone, eastern Grenville Province: Evidence for two metamorphic events // Precambrian Research. 2002. V.l 17. P.225-250.

170. Dallmeyer D, Johansson L, Mohller C. Chronology of Caledonian high-pressure granulite-facies metamorphism, uplift, and deformation within northern parts of the Western Gneiss Region, Norway// Geol. Soc. Am. Bull. 1992. V.104. P.444^155.

171. Dallmeyer R.D, Neubauer F, Hock V. Chronology of late Paleozoic tectonothermal activity in the southeastern Bohemian Massif, Austria (Moldanubian and Moravo-Silesian zones): 40Ar/39Ar mineral age controls // Tectonophysics. 1992. V.210. P. 135-153.

172. Daly J.S, Balagansky V.V, Timmerman M.J, Whitehouse M.J, de Jong K, Guise P, Bog-danova S, Gorbatschev R, Bridgwater D. Ion microprobe U-Pb zircon geochronology and isotopic evidence for a trans-crustal suture in the Lapland-Kola Orogen, northern Fennoscan-dian Shield // Precambrian Research.

2001. V.105. P.289-314.

173. De Wolf C.P, Zeissler C.J, Halliday A.N, Mezger K, Essene E.J. The role of inclusions in U-Pb and Sm-Nd garnet geochronology: stepwise dissolution experiments and trace uranium mapping by fission track analysis // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1996. V.60. P. 121-134.

174. Debon F, LeFort P. A chemical-mineralogical classification of common plutonic rocks and associations // Transactions of the Royal Society of Edinburgh: Earth Science. 1982. V.73.P.135-149.

175. Delin H., Aaro S. Pre-Quaternary geological maps in the scale 1:50 000. Map sheets 16F Karbole, NO and SO; 14F NV, NO, SV and SO // Sver. Geol. Unders.

1992. Ai. P.56-59.

176. DePaolo D.J. Neodymium isotopes in the Colorado Front Range and crust-mantle evolution in the Proterozoic //Nature. 1981. V. 291. P.684-687.

177. DeWolf C.P., Belshaw N., O'Nions R.K. A metamorphic history from micron-scale 207Pb/206Pb chronometry of Archean monazite // Earth Plan. Sci. Lett.

1993. V.120. P.207-220.

178. DeWolf C.P., Zeissler C.J., Halliday A.N. et al. The role of inclusions in U-Pb and Sm-Nd garnet geochronology: Stepwise dissolution experiments and trace uranium mapping by fission track analysis // GCA. 1996. V.60. P.121-134.

179.DeYoreo J.J., Lux, D.R., Guidotti C.V. Thermal modelling in low-pressure/high-temperature metamorphic belts // Tectonophys. 1991. V.188. P.209-238.

180. Dietvorst E.J.L. Biotite breakdown and the formation of gahnite in metapelitic rocks from Kemio, southwest Finland // Conlr. Min. Petr. 1980. V.75. P.327-337.

181. Dietvorst E.J.L. Prograde metamorphic zoning in amphibolite facies pelitic gneisses from Kemio, SW Finland // Geologische Rundschau. 1982. V.71. P.245-262.

182. Dodson M.H. Closure temperature in cooling geochronological and petrological systems // Contrib. Miner. Petrol. 1973. V.40. P.259-274.

183. Duddy I.R. Redistribution and fractionation of rare earth and other elements in a weathering profile // Chem. Geol. 1980. V.30. P.363-381.

184. Dumas H. Lithofacies of the metasedimentary formations in the central part of the Skellefte district // Reasearch report TULEA 1986:05. Lulea University. 1985.

185. Ehlers C. The Svecofennian domain // In: Ehlers, C. (ed.) Gold and Base Metal Deposits in Southwestern Finland, Geol. Surv. Finland, Guide. 1997. V.44. P.7-8.

186. Ehlers C., Lindroos A., Selonen O. The late Svecofennian granite-migmatite zone of southern Finland - a belt of transpressive deformation and granite emplacement //Precambrian Reasearch. 1993. V.64. P.295-309.

187. Ehlers C., Skiold T., Vaasjoki M. New age constraints on the Svecofennian

collissional development in SW Finland // In: Jonsson, S. S. (Ed.) The 25th Nordic Geological Winter Meeting. January 6th - 9th, 2002, Reykjavik, Iceland: abstract volume. Reykjavik: Geoscience Society of Iceland. 2002. P.28.

188. Ehlers C., Skiold T., Vaasjoki M. Timing of Svecofennian Crustal growth and collisional tectonics in Aland, SW Finland // Geological Society of Finland, Bulletin. 2004. V.76. P.63-91.

189. Ekdahl E. Early Proterozoic Karelian and Svecofennian formations and the evolution of Raahe-Ladoga Ore Zone, based on Pielavesi area, Central Finland // Geol. Surv. Finland Bull. 1993. № 373. 137 p.

190. Eklund O., Konopelko D., Rutanen H. et al. 1.8 Ga Svecofennian post-collisional shoshonitic magmatism in the Fennoscandian Shield // Lithos. 1998. V.45. P.87-108.

191. Eliasson T., Strang T. Kartbladen H Stensele // In: Wahlgren, C.-H., (ed.) Regional berggrundsgeologisk undersokning. Sammanfattning av pagaende undersokningar 1996. Regional bedrock mapping. Summary of ongoing activities 1996 with an introduction in English. Sveriges Geologiska Undersokning, Rapporter och meddelanden. 1997. V.97. P. 41-46.

192. Eriksson B., Hallgren U. Beskrivning till berggrundskartbladen Vittangi Nv, No, Sv, SO. Sveriges Geologiske Undersukning, Serie Af. 1975. №13-16. 203p. (in Swedish with English summary).

193. Eskola P.E. The problem of mantled gneiss domes // Geol. Soc. London Quart. J. 1949. V.104. Pt.4. P.461-476.

194. Evins P., Ahtonen N., Airo M.-L., Laajoki K. Preliminary observations of the eastern part of the Kemijarvi complex, northern Finland// Res Terrae, Serie. 1997. A13. P.66-70.

195. Evins P., Laajoki K., Mansfeld J., Corfu F. New geochronological constraints on sedimentation, metamorphism, and magmatism in the Suomuj^rvi Complex, SE Lapland, Finland. 24th Nordic Geological Winter Meeting, Trondheim, 6-9 January, 2000. Abstracts. 2000. P.65.

196. Fountain D.M. Growth and modification of lower continental crust in extended terrains: the role of extension and magmatic underplating // Geol. Soc, Geophys. Monogr. 1989. Ser. 51. P.287-299.

197. Frei R., Kamber B.S. Single mineral Pb-Pb dating // EPSL. 1995. V.129. P.261-268.

198. Frisch T., Hunt P. A. U-Pb zircon and monazite ages from the Precambrian shield of Ellesmere and Devon islands, Arctic Archipelago // Geol. Surv. Canada, Paper. 1988. V.88-2. P.l 17-125.

199. Gaal G., Gorbatschev R. An outline of the Precambrian evolution of the Baltic Shield // Precambrian Research. 1987. V.35. № 1. P. 15-25.

200. Gaskelberg L., Robonen W., Zagorodny V. Stratigraphy of the Sumian and Sariolian in the Karelian- Kola region // In: Sokolov, V.A., Heiskanen, K.I. (eds.) Early Proterozoic of the Baltic Shield. Proceedings of the Finnish-Soviet Symposium held in Petrozavodsk 19th-27th August, 1985. Petrozavodsk: Karel'skij Filial AN SSSR. 1986. P.206-215.

201.Gaudemer Y., Jaupart C., Tapponnier P. Thermal control on post-orogenic extension in collision belts // Earth Planet. Sci. Lett. 1988. V.89. P.48-62.

202. Glebovitsky V., Marker M., Alexejev N., Bridgwater D., Sedova I., Salnikova E., Berezhnaya N. Age, evolution and regional setting of the Palaeproterozoic Umba igneous suite in the Kolvitsa-Umba zone, Kola Peninsula: constraints from new geological, geochemical and U-Pb zircon data // Precambrian Research. 2001. V.105. P.247-267.

203. Gorbatschev R. Age relations and the rocks of the Svecofennian-Gothian boundary. Linkoping, south central Sweden//Sver. Geol. Unders. 1971. C.664. P.l-62.

204. Gorbatschev R. Beskrivning till berggrundskart-bladet Orebro NO (English summary) // Sver. Geol. Unders. 1972. Af 103. P.l-70.

205. Gorbatschev R. Precambrian basement of the Scandinavian Caledonides // In: D.G. Gee and B.A. Sturt (Editors), The Caledonide Orogcn—Scandinavia and related areas. Wiley, New York, N.Y. 1985.

206. Gorbatschev R., Bogdanova S. Frontiers in the Baltic Shield // Precambrian Research. 1993. V.64. P.3-21.

207. Gower C.F. Correlations between the Grenville province and Sveconorwegian orogenic belt—implications for Proterozoic evolution of the southern margins of the Canadian and Baltic shields // In: A.C. Tobi and J.L.R. Touret (Editors), The Deep Proterozoic Crust in the North Atlantic Provinces. D. Reidel, Dordrecht.

1985. P.247-257.

208. Gower C.F, Ryan A.B, Rivers T. Mid-Proterozoic Laurentia-Baltica: an overview ot its evolution and a summy of the contributions made by this volume // In: Gower, C.F, Ryan, A.B, Rivers, T. (Eds.), Mid-Proterozoic Laurentia-Baltica. Geol. Assoc. Can. Spec. Paper. 1990. V.38. P. 1-23.

209. Griffin W.L., Taylor P.N, Hakkinen J.W, Heier K.S, Iden I.K, Krogh E.J, Malm O, Olsen K.I, Ormaasen D.E, Tveten E. Archaean and Proterozoic crustal evolution in Lofoten-Vesteralen, N Norway // J. Geol. Soc. Lon. 1978. V.135. P.629-647.

210. Gruau G, Tourpin S, Fourcade S, Blais S. Loss of isotopic (Nd, O) and chemical (REE) memory during metamorphism of komatiites: new evidence from eastern Finland // Contrib. Miner. Petrol. 1992. V.I 12. P.66-82.

211. Gulson B.L, Krogh T.T. Old lead components in the young Bergell Massif, southeast Swiss Alps // Contrib. Miner. Petrol. 1973. V.40. P.239-252.

212. Gulson B.L, Krogh T.E. U/Pb zircon studies on the age and origin of post-tectonic intrusions from south Greenland. Rapp // Gronl. Geol. Unders. 1972. V.45. P.48-53.

213. Hanski E. A comparative study of albite diabases and related ultramafic rocks in the Kuhmo and Koli areas, eastern Finland // Oulun yliopisto, Raportti 1982. V.6. 75p.

214. Hanski E. Differentiated albite diabases - gabbro wehrlite association // In: Aro, K, Laitakari, I. (eds.) Geological Survey of Finland, Report of Investigation. 1987. V.76. P.35-44.

215. Hanski E. Intrusions of the gabbro-wehrlite association and their stratigraphic implications in Finland // In: Sokolov, V.A, Heiskanen, K.I. (eds.) Early Proterozoic of Geological Survey of Finland, Special Paper. 1986. V.33.

216. Hanski E, Huhma H, Lehtonen M.I, Rastas P. 2.0 Ga old oceanic crust in northern Finland. In: Hanski, E, Vuollo, J. (eds.) International Ophiolite Symposium and Field Excursion: Generation and Emplacement of Ophiolites Through Time, August 10-15, 1998, Oulu, Finland. Abstracts, Excursion Guide. Geological Survey of Finland, Special Paper. 1998. V.26. P.24.

217. Hanski E, Huhma H, Suominen I, Walker R. Geochemical and isotopic (Os, Nd)

study of the early Proterozoic Keivitsa intrusion and its Cu-Ni deposit, northern Finland. In: Papunen, H. (ed.) Mineral Deposits: Research and Exploration - Where Do They Meet? Proceedings of the Fourth Biennial SGA Meeting, Turku/Fin 1 and/11-13 August 1997. Rotterdam. 1997. P.435-438.

218. Hanski E., Huhma H., Vaasjoki M. Geochronology of northern Finland: a summary and discussion // Geological Survey of Finland, Special Paper. 2001. V.33. P.255-279.

219.Harley S.L. The origins of granulites: a metamorphic perspective // Geol. Mag. 1989. V.126. P.215-247.

220. Harley S.L., Fitzsimons I.C.W. Pressure-temperature evolution of metapelitic granulites in a polymetamorphic terrane: the Rauer group, East Antarctica // J. Metam. Geol. 1991. V.9. P.231-243.

221. Harrison T.M., Duncan I., McDougall I. Diffusion of 40Ar in biotite: temperature, pressure, and compositional effects // Geochim. Cosmochim. Acta. 1985. V.49. P.2461-2468.

222. Harrison T.M., McDougal, I. The thermal significance of potassium feldspar K-Ar ages inferred from 40Ar:39Ar spectrum results // Geochim. Cosmochim. Acta. 1982. V.46. P.1811- 1820.

223. Harrison T.N., Parsons L., Brown P.E. Miner-alogical evolution of fayalite-bearing rapakivi granites from the Prins Christians Sund pluton. South Greenland // Mineral. Mag. 1990. V.54. P.57-66.

224. Hawkins D.P., Bowring S.A. U-Pb systematics of monazite and xenotime: case studies from the Palaeoproterozoic of the Grand Canyon, Arizona // Contrib. Miner. Petrol. 1997. V.127. P.87-103.

225. Heaman L.M., Parrish R. U-Pb geochronology of accessory minerals. / In: Short course handbook on applications of radiogenic isotopes systems to problems in geology (Heaman, L., Ludden, J.N., eds.) Min. Ass. of Canada. 1991. P.59-102.

226.Heinrich W., Andrehs G., Franz G. Monazite-xenotime miscibility gap thermometry. I. An empirical calibration // J. Metam. Geol. 1997. V.15. P.3-16.

227. Heiskanen K. Lower Proterozoic key events as a basis for geological correlation in the Baltic Shield II In: Balashov, V., Mitrofanov, F. (eds.) Correlation of

Precambrian formations of the Kola-Karelian region and Finland. Apatity: Kola Science Centre, Russian Academy of Sciences. 1992. P.35-40.

228. Hensen B.J., Zhou B. A Pan-African granulite facies metamorphic episode in Prydz Bay, garnet dating // Australian Journal of Earth Sciences. 1995. V.42. P.249-258.

229. Hermann J., Rubatto D. Relating zircon and monazite domains to garnet growth zones: age and duration of granulite facies metamorphism in the Val Malenco lower crust // J. metamorphic Geol. 2003. V.21. P.833-852.

230. Hietanen A. Generation of potassium-poor magmas in the northern Sierra Nevada and the Svecofennian in Finland // J. Res. US Geol. Surv. 1975. № 3. P.631-645.

231. Hildreth W. Gradients in silicic magma chambers: implications for lithosphcric magmatism//J. Geophys. Res. 1981. V.86. P. 10153-10192.

232. Hiltunen A. The Precambrian geology and skarn iron ores of the Rautuvaara area, northern Finland // Geological Survey of Finland, Bulletin. 1982. V.318. 133 p.

233. Hjelmqvist S. An old evolution and a young "model" // Sver. Geol. Unders. 1973. C686, P.l-11.

234. Hogdahl K., Gromet L.P., Claesson S. The geochronology of a ductile shear zone in Jamtland, central Sweden // Geologiska Foreningens i Stockholm Forhandlingar. 1996. V.118. A14-A15.

235. Hogdahl K., Sjostrom H. Evidence for 1.82 Ga transpressive shearing in a 1.85 Ga granitoid in central Sweden: implications for the regional evolution // Precambrian Research. 2001. V.105. P.37-56.

236. Holdaway M.J. Stability of andalusite and the aluminum silicate phase diagram // Amer. J. Sci. 1971. V. 271. P. 97-131

237.Holtta P. Contact metamorphism of the Vaaraslahti pyroxene granitoid intrusion in Pielavesi, central Finland // Geol. Surv. Finl., Bull. 1995. V.382. P.27-79.

238. Holtta P. Metamorphic zones and the evolution of granulile grade metamorphism in the early Proterozoic Pielavesi area, central Finland // Geol. Surv. Finland Bull. 1988. V.344.50 p.

239. Holtta P. Observations on the metamorphic reactions and PT conditions in the Turku granulite area //Geol. Surv. Finl., Bull. 1986. V.339. P.43-58.

240. Holtta P., Huhma H., Manttari I., Peltonen P., Juhanoja J. Petrology and geochemistry of mafic granulite xenoliths from the Lahtojoki kimberlite pipe, eastern Finland // Lithos. 2000. V.51. P.109-133.

241. Holtta P., Paavola, J. Kornerupine-bearing granulites and evidence of uplift in the Archean Varpaisjarvi area, Central Finland // Geol. Surv. Finland, Spec. Pap. 1989. V.10. P.ll-17.

242. Hopgood A.M. Bowes D.R., Kouvo O., Halliday A.D. U-Pb and Rb-Sr isotopic study of polyphase deformed migmatites in the Svecokarelides, southern Finland // In: Atherton, M.P. and Gribble, C.D. (Eds) Migmatites, Melting and Metamorphism. Nantwich: Shiva. 1983. P.80-92.

243. Hubbard F., Branigan N. Late Svecofennian magmatism and tectonism. Aland, southwest Finland //Precambrian Research. 1987. V.35. P.241-256.

244. Huhma H. Provenance of early Proterozoic and Archaean metasediments in Finland: a Sm-Nd isotopic study // Pecambrian Research. 1987. V.35. P.127-143.

245. Huhma H. Sm-Nd, U-Pb and Pb-Pb isotopic evidence for the origin of the Early Proterozoic Svecokarelian crust in Finland // Geol. Surv. Finland Bull. 1986. № 337. 52 p.

246. Huhma H., Claesson S., Kinny P.D., Williams I.S. The growth of the Early Proterozoic crust: new evidence from Svecofennian detrital zircons // Terra Nova. 1991. V.3. № 2. P.175-179.

247. Huhma H., Cliff R.A., Perttunen V., Sakko M. Sm-Nd and Pb isotopic study of mafic rocks associated with early Proterozoic continental rifting: the Perapohja Belt in northern Finland // Contrib. Miner. Petrol. 1990. V.104. P.369-379.

248. Huhma H., Vaasjoki M. Isotopes form granitoids of Finland: a review // Geol. Surv. Finl., Spec. Pap. 1989. V.8. 70 p.

249. Huppert H.E., Sparks R.S.J. The generation of granitic magmas by intrusion of basalt into continental crust // J. Petrol. 1988. V.29. P.599-624.

250. Ivanikov V.V., Bogachev V.A., Levchenkov O.A., Konopelko D.L. U-Pb zircon ages, geochemistry and metallogeny of Early Proterozoic gabbro-diorite intrusions in the North Ladoga Lake region, South Karelia // Svecolapko Europrobe Project Workshop. Abstract vol. Repino, Russia. 1998. P.26

251. Ivarsson C., Johansson A. U-Pb zircon dating of Stockholm granite at Frescati.

Geol. Fo" ren. Stockholm Fo" rh. 1995. V.l 17. P.67-68.

252. Jarl L.-G, Johansson A. U-Pb zircon ages of granitoids from the Smaland-Varmland granite-porphyry belt, southern and central Sweden // Geologiska Foreningens i Stockholm Forhandlingar. 1988. V.l 10. P.22-28.

253. Johansson A. The age and geotectonic setting of the Smaland-Varmland granite-porphyry belt. Geol. Foren. Stockholm Fo" rh. 1988. V.l 10. P.105-110.

254. Jung S, Mezger K. U-Pb garnet chronometry in high-grade rocks—case studies from the central Damara orogen (Namibia) and implications for the interpretation of Sm-Nd garnet ages and the role of high U-Th inclusions // Contrib. Miner. Petrol. 2003. V.l46. P.382-396.

255. Juopperi H, Vaasjoki M. U-Pb age mineral determinations from Archean rocks in eastern Lapland. In: Vaasjoki, M, Huhma, H. (eds.) Radiometric Age Determinations from Finnish Lapland and Their Bearing on the Timing of Precambrian Volcano-Sedimentary Sequences // Geological Survey of Finland, Special Paper. 2001. V.33. P.209-227.

256. Jurvanen T. Eklund O, Vaisanen M. Preliminary results of a new post-collisional granite in Karjaa, southern Finland // In: Korkka-Niemi. K. (Ed.) Geologian tutkijapaivat, Helsinki 13-14.3.2002, Abstracts. 2002. P.57.

257. Kahkonen Y. Geochemistry and petrology of the metavolcanic rocks of the early Proterozoic Tampere Schist Belt, southern Finland. Geological Survey of Finland, Bulletin. 1989. V.345. 107 p.

258. Kahkonen Y. Stratigraphy of the central parts of the Palaeoproterozoic Tampere Schist Belt southern Finland: review and revision // Bulletin of the Geological Society of Finland. 1999. V.71. P.13-29.

259. Kahkonen Y, Huhma H, Aro K. U-Pb zircon ages and Rb-Sr whole-rock isotope studies of early Proterozoic volcanic and plutonic rocks near Tampere, southern Finland // Precambrian Research. 1989. V.45. № 1-3. P.27-43.

260. Kahkonen Y, Nironen. M. Supracrustal rocks around the Palaeproterozoic Haveri Au-Cu deposit, southern Finland // Geol. Surv. Finland Spec. Pap. 1994. V.19. P.141-159.

261. Karhu J. A. Paleoproterozoic evolution of the carbon isotope ratios of sedimentary carbonates in the Fennoscandian Shield // Geological Survey of Finland Bulletin,

1993. V.371.87 p.

262. Karhu J.A., Nurmi P.A., O'Brien H.E. Carbon and oxygen isotope ratios of hydrothermal carbonates associated with gold mineralization in the late Archaean Ilattu schist belt, Ilomantsi, eastern Finland // Geol. Surv. Finland, Spec. Pap. 1993. V.17. P.307-316.

263. Kartoh B., Persson P.-O. U-Pb zircon dating of the Antak granite, northeastern Vasterbotten County, northern Sweden // In Lundqvist (ed): Radiometric dating results 3. Sveriges geologiska undersorking. 1997. C830. P.6-13.

264. Kautsky G. The stratigraphy and geological history of the Skellefte district, Archean, Northern Sweden // Sveriges Geologiska Undersukning, Serie. 1957. C543. 65 p. (in German with English summary)

265. Kilpelainen T. Evolution and 3D modelling of the structural and metamorphic patterns of the Palaeproterozoic crust in the Tampere-Vammala area, southern Finland // Geol. Surv. Finland Bull. 1998. V.397. 124 p.

266. Kilpelainen T., Korikovsky S., Korsman K. Et al. Tectono-metamorphic evolution in the Tampere-Vammala area // Geol. Surv. Finland. 1994. Guide 37. P.27-34.

267. Kingsbury A.A., Miller C.F., Wooden J.L. et al. Monazite paragenesis and U-Pb systematics in rocks of the eastern Mojave Desert, California: Implications for thermocnronometry // Chem. Geol. 1993. V.l 10. P.147-167.

268. Klein A.C., Steltenpohl M.G., Hames W.E., Andresen A. Ductile and brittle extension in the southern Lofoten Archipelago, northern Norway: implications for differences in tectonic style along an ancient collision margin // Am. J. Sci. 1999. V.299. P.69-89.

269. Kohonen J., Luukkonen E., Sorjonen-Ward P. Nunnanlahti and Holinmaki shear zones in North Karelia: evidence for major early Proterozoic ductile deformation of Archaean basement and further discussion of regional kinematic evolution // Geol. Surv. Finland, Spec. Pap. 1991. V.l2. P. 11-16.

270. Koistinen T.J. Structural evolution of an early Proterozoic strata-bound Cu-Co-Zn deposit, Outocumpu, Finland // Transect. Roy. Soc. Edinburg. Earth Sci. 1981. V.72.P.115-181.

271. Konopelko D., Eklund 0. Timing and geochemistry of potassic magmatism in the eastern part of the Svecofennian domen, NW Ladoga lake region, Russian Karelia

// Pecambrian Research. 2003. V.120. P.37-53.

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

273. Kontinen A., Paavola J., Lukkarinen H. K-Ar ages of hornblende and biotite from Late Archaean rocks of eastern Finland - interpretation and discussion of tectonic implications // Geol. Surv. Finland, Bull. 1992. V.365.31 p.

274. Korja A., Korja T., Luosto U., Heikkinen P. Seismic and geoelectric evidence for collisional and extensional events in the Fennoscandian Shield - implications for Precambrian crustal evolution // Tectonophysics. 1993. V.219. P. 129-152.

275. Korja A. Geological interpretation of DDS profile Baltic, SE Finland // In: Tuisku, P., Laajoki, K. (eds.) Metamorphism, deformation and structure of the crust. Abstracts. Univ. Oulu, Res. Terrae A5. 1991. P.33.

276. Korja T. Electrical conductivity distribution of the lithosphere in the central Fennoscandian Shield// Precambrian Research. 1993. V.64. P.85-108.

277. Korja T., Luosto U., Korsman K., Pajunen M. Geophysical and metamorphic features of Palaeoproterozoic Svecofennian orogeny and Palaeoproterozoic overprinting on Archaean crust // Geol. Surv. Finl. 1994. Guide 37. P.l 1-20.

278. Korsman K. Progressive metamorphism of the metapelites in the Rantasalmi-Sulkava area, southeastern Finland // Geol. Surv. Finland Bull. 1977. V.290. 82 p.

279. Korsman K., Holtta P., Hautala T., Wasenius, P. Metamorphism as an indicator of evolution and structure of crust in eastern Finland // Geological Survey of Finland. Bulletin. 1984. V.328.40 p.

280. Korsman K., Kilpelainen T. Relationship between zonal metamorphism and deformation in the Rantasalmi-Sulkava area, southeastern Finland // Geol. Surv. Finland Bull. 1986. V.339. P.33-42.

281. Korsman K., Koistinen T., Kohonen J. et al. Bedrock Map of Finland 1:1000000. Geological Survey of Finland. 1997.

282. Korsman K., Koistinen T., Kohonen J. et al. The GGT/SVEKA transect: structure and evolution of the continental in the Paleoproterozoic Svecofennian Orogen in Finland// Internat. Geol. Rev. 1998.№41. P. 287-333.

283. Korsman K., Korja T., Pajunen M. et al. and GGT/SVEKA Working Group. The GGT/SVEKA Transect: Structure and Evolution of the Continental Crust in the

Paleoproterozoic Svecofennian Orogen in Finland // International Geology Review. 1999. V.41. P.287-333.

284. Korsman K, Korja. T. The Global Geoscience Transects Project in Finland // Bulletin of the Geological Society of Finland. 1999. V.71. P.5-12.

285. Korsman K, Niemela R, Wasenius P. Multistage evolution of the Proterozoic crust in the Savo schist belt, eastern Finland // Geol. Surv. Finland Bull. 1988. V.343. P.89-96.

286. Kousa J, Marttila, E. and Vaasjoki M. Petrology, geochemistry and dating of Paleoproterozoic metavolcanic rocks in the Pyhajarvi area, central Finland // Geological Survey of Finland. Special Paper. 1994. V.19. P.7-27.

287. Koziol A.M., Newton R.C. Grossular activity - composition relationship in ternary garnets determined by reversed displaced-equilibrium experiments // Contrib. Mineral. Petrol. 1989. V.10. P.423-433.

288. Krogh T.E. A low-contamination method for hydrothermal decomposition of zircon and extraction U and Pb for isotopic age determinations // Geochim. Cosmochim. Acta. 1973. V.37. № 3. P.485-494.

289. Kroner A, O'Brien P.J, Nemchin A.A, R.T. Pidgeon. Zircon ages for high pressure granulites from South Bohemia, Czech Republic, and their connection to Carboniferous high temperature processes // Contrib. Miner. Petrol. 2000. V.138. P.127-142.

290. Kroner A, Puustinen K, Hickman M. Geochronology of an Archaean tonalitic gneiss dome in Northern Finland and its relation with an unusual overlying volcanic conglomerate and komatiitic greenstone // Contrib. Miner. Petrol. 1981. V.76. P.33-41.

291. Kroner A., Compston W. Archaean tonalitic gneiss of Finnish Lapland revisited; zircon ion-microprobe ages // Contrib. Miner. Petrol. 1990. V.104. P.348-352.

292. Kulikov V, Galdobina L, Voinov A, Golubev S, Polehovsky Yu, Svetov A. Jatulian geology of the Paanajarvi-Kuolajarvi synclinorium. In: Silvennoinen, A. (ed.) Jatulian Geology of the Eastern Part of the Baltic Schield. Proceedings of a Finnish-Soviet Symposium held in Finland 21th - 26th August 1979. Rovaniemi: The Committee for Scientific and Technical Co-operation between Finland and Soviet Union. 1980. P.73-96.

293. Kumpulainen R.A., Mansfeld J., Sundblad K., Neymark L., Bergman T. Stratigraphy, age, and Sm-Nd isotope systematics of the country rocks to Zn-Pb sulfide deposits, A.mmerberg district, Sweden // Econ. Geol. 1996. V.91. P. 10091021.

294. Lahtinen R. Archaean-Proterozoic transition: geochemistry, provenance and tectonic setting of metasedimentary rocks in central Fennoscandian shield, Finland // Pecambrian Research. 2000. V.104. P. 147-174.

295. Lahtinen R. Crustal evolution of the Svecofennian and Karelian domains during 2.1-1.79 Ga, with special emphasis on the geochemistry and origin of 1.93-1.91 Ga gneissic tonalites and associated supracrustal rocks in the Rautalampi area, central Finland // Geol. Surv. Finland Bull. 1994. V.378. 128 p.

296. Lahtinen R. Geochemistry of Palaeproterozoic supracrustal and plutonic rocks in the Tampere-Hameenlinna area, southern Finland // Geological Survey of Finland Bulletin. 1996. V.389.1 13 p.

297. Lahtinen R., Huhma H. Isotopic and geochemical constraints on the evolution of the 1.93-1.79 Ga Svecofennian crust and mantle in Finland // Precambrian Research. 1997. V.82. P.13-34.

298. Lahtinen R., Huhma H., Kousa J. Contrasting source components of the Paleoproterozoic Svecofennian metasediments: detrital zircon U-Pb, Sm-Nd and geochemical data // Precambrian Research. 2002. V.l 16. P.81-109.

299. Langmuir C.H., Vocke R.D., Jr. Hanson G.N., Hart S.R. A general mixing equation with applications to Icelandic basalts // Earth Planet. Sci. Lett. 1978. V.37. P.3 80-392.

300. Larson S., Berglund J. A chronological subdivision of the Transscandinavian Igneous Belt - three Magmatic episodes? // Geologiska Foreningens i Stockholm Forhandlingar. 1992. V.l 14. P.459-461.

301.Larsson L. Geology of metamorphic and plutonic rocks in an area east of Karlskoga, central southern Sweden. B.Sc.-thesis, Dept. Mineralogy, Petrology, Uppsala University. 1989.

302. Latvalahti U. Cu-Pb-Zn ores in the Aijala-Orijarvi area, Southwest Finland // Economic Geology. 1979. V.74. P.1035-1059.

303. Lauerma R. Kursun J. Pre-Quaternary rocks of the Kursu and Salla map-sheet

areas. Geological map of Finland 1: 100 000, Explanation to the map of Pre-Quaternary Rocks, Sheets 3643,4621 + 4623. 1995.40 p.

304. Lauerma R. On the ages of some granitoid and schist complexes in Northern Finland // Bulletin of the Geological Society of Finland. 1982. V.54, Pt.1-2. P.85-100.

305. Lee J.K.W., Onstott T.C., Henne R. 40Ar/39Ar laser microprobe and U-Pb geochronology of Siljan Ring samples // Geol. Soc. Am. Abstr. Progr. 1988. V.20, A24.

306. Lehtonen M., Airo M-L., Eilu P., Hanski E., Kortelainen V., Lanne E., Manninen T., Rastas P., Rasanen J., Virransalo P. The stratigraphy, petrology and geochemistry of the Kittilfl Finland II Special Paper. 1998. V.33. P.15-43.

307. Levin T., Engström J., Lindroos A., Baltybaev Sh., Levchenkov O. Late-Svecofennian transpressive deformation in SW Finland - evidence from late-stage D3 structures // GFF. 2005. V.127. P.129-137

308. Lindh A. Westward growth of the Baltic shield // Pecambrian Research. 1987. V.35. P.53-70.

309. Lindroos A., Römer R.L., Ehlers C., Alviola R. Late-orogenic Svecofennian deformation in SW Finland constrained by pegmatite emplacement ages // Terra Nova. 1996. V.8. P.567-574.

310. Lindroos H., Henkel H. Beskrivning till berggrundskartorna och geofysiska kartorna Huuki NV/NO, SV, SO och Muonionalusta NV, SV/SO // Sveriges geologiska undersokning Af 35-39. 1981. 85 p.

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

312. Ludwig K.R. Isoplot/Ex rev. 2.49. A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel // Berkeley Geochronologicy Center, Special Publication. 2001. № la. 55 p.

313. Ludwig K.R. ISOPLOT/EX version 1.00. Berkeley Geochronology Center. Special Publication. 1998. № l.P. 1-43.

314. Ludwig K.R. PbDat 1.21 for MS-dos: A computer program for IBM-PC Compatibles for processing raw Pb-U-Th isotope data. Version 1.07 // U.S. Geological Survey. Open File Report. 1991. 35 p.

315. Ludwig K.R. PBDAT for MS-DOS. A computer program for IBM-PC compatibles for processing raw Pb-U-Th isotope data // US Geol. Surv. Open-File. 1987. Rep. 88-542.40 p.

316. Lundegardh P.H., Hiibner H., Wikman H., Karis L., Magnusson E. Beskrivning till berggrundskartan Orebro SV (English summary). Sver. Geol. Unders. 1972. Af 101.

317. Lundqvist T. Radiometric dating results, Division of Bedrock Geology, Geological Survey of Sweden // Sver. Geol. Unders. 1993. C823. P. 1-76.

318. Lundqvist T., Boe R., Kousa J., Lukkarinen H., Lutro 0., Roberts D., Solli A., Stephens M., Weihed P. Bedrock map of Central Fennoscandia. Scale 1:1 000 000. Geol. Surv. Finland (Espoo), Norway (Trondheim) and Sweden (Uppsala). 1996.

319. Lundqvist T., Vaasjoki M., Skiold T. Preliminary note on the occurrence of Archaean rocks in the Vallen-Alhamn area, northern Sweden // In Th. Lundqvist (ed.): Radiometric dating results 2, Division of Bedrock Geology, Geological Survey of Sweden // Sveriges Geologiska Undersokning. 1996. C828. P.32-33.

320. Lundqvist T., Vaasjoki, M., Persson, P.-O. U-Pb ages of plutonic and volcanic rocks in the Svecofennian Bothnian Basin, central Sweden, and their implications for the Palaeoprotero-zoic evolution of the Basin // Geologiska Foreningens i Stockholm Forhandlingar. 1998. V.120. P.357-363.

321. Lundqvist Th. Early Svecofennian stratigraphy of southern and central Norrland, Sweden, and the possible existence of an Archaean basement west of the Svecokarelides // Precambrian Research. 1987. V.35. P.343-352.

322. Lundqvist Th., Gee D.G., Kumpulainen R., Karis L., Kresten P. Beskrivning till karta over berggrunden i Vasternorrlands lan // SGU. 1990. V.31. 429p.

323.Lundstrom I. Beskrivning till berggrundskartan Nykoping SO // SGU. 1976. Afl 14. 81 p.

324. Lundstrom I. Beskrivning till berggrundskartan Nykoping SV // SGU. 1974. Afl09. 123 p.

325. Luosto U. Moho depth map of the Fennoscandian Shield based on seismic refraction data // In: Korhonen, H., Lipponen, A. (eds.) Structure and dynamics of the Fennoscandian Lithosphere. Proceedings of the Second Workshop on Investigation of the Lithosphere in the Fennoscandian Shield by Seismological

Methods, Univ. Helsinki, Rep. 1991. S-25. P.43-49.

326. Magnusson N.H, Lundqvist G, Regnell G. Sveriges geologi. Norstedts, 4th ed. 1963. 698 p.

327. Makitie H. Eastern margin of the Vaassa Migmatite Complex, Kauhava, western Finland: preliminary petrography ang geochemistry of the diatexites // Geol. Soc. Finland. Bull. 2001. № 73. Pt.1-2. P.35-46.

328. Makitie H. Structural analysis and metamorphism of Paleoproterozoic metapelites in the Senajoki-Ilmajoki area, western Finland // Geol. Soc. Finland. Bull. 1999. №71. Pt.2. P.305-328.

329. Makitie H, Lahti S. Pre-Quaternary rocks of the Senajoki map-sheet area. Geological map of Finland 1:100000, Sheet 2222. Geol. Serv. Finland. 1991. 60 p.

330. Manninen T, Huhma H. A new U-Pb zircon age from the Salla schist belt, northern Finland // In: Vaasjoki, M. (ed.) Radiometric Age Determinations from Finnish Lapland and Their Bearing on the Timing of Precambrian Volcano-Sedimentary Sequences. Geological Survey of Finland, Special Paper. 2001. V.33. P.201-208.

331. Manninen T, Pihlaja P, Huhma H. U-Pb geochronology of the Peurasuvanto area, northern Finland // In: Vaasjoki, M. (ed.) Radiometric Age Determinations from Finnish Lapland and Their Bearing on the Timing of Precambrian Volcano-Sedimentary Sequences. Geological Survey of Finland, Special Paper. 2001. V.33. P. 189-200.

332. Mansfeld J. Geological, geochemical and geochronologi- cal evidence for a new Palaeoproterozoic terrane in southeastern Sweden // Pecambrian Research. 1996. V.77. P.91-103.

334. Manttari I. Lead isotope characteristics of epigenetic gold mineralization in the Palaeopro-terozoic Lapland greenstone belt, northern Finland // Geological Survey of Finland, Bulletin. 1995. V.381. 70 p.

335. Martinsson O. Paleoproterozoic greenstones at Kiruna in northern Sweden: a product of continental rifting and associated mafic-ultramafic volcanism // In O.

Martinsson: Tectonic setting and metallogeny of the Kiruna greenstones. Doctoral thesis. Lulea University of Technology. 1997. V.19. Paper I. P. 1-49.

336. Martinsson 0., Perdahl J.A. Paleoproterozoic extensional and compressional magma-tism in northern Sweden // In J.A. Perdahl: Svecofennian volcanism in northern Sweden, Doctoral thesis. Lulea University of Technology. 1995.169D. Paper II. P.l-13.

337. Martinsson 0., Vaasjoki M., Persson P.-O. U-Pb zircon ages of Archaean to Palaeoproterozoic granitoids in the Tornetr,qsk-Restojaure area, northern Sweden // Geological Survey of Sweden, Research Papers. 1999. C831. P.70-90.

338. Mattsson H. J., Elming S. Magnetic fabrics and paleomagnetism of the Storsjon-Edsbyn deformation zone, central Sweden // Precambrian Research. 2001. V.107. P.265-281.

339. McDougall I., Harrison T.M. Geochronology and thermochronology by the 40Ar/39Ar method // Oxford University Press. New York. 1998. 212 p.

340. McLennan S.M., Taylor S.R., McCulloch M.T., Maynard J.B. Geochemical and Nd-Sr isotopic composition of deep-sea turbidites: crustal evolution and plate tectonic associations// Geochim. Cosmochim. Acta. 1990. V. 54. P.2015-2050.

341. Mellqvist C., Ohlander B., Weihed P., Schoberg H. Some aspects on the subdivision of the Haparanda and Jorn intrusive suites in northern Sweden // Geologiska Foreningens i Stockholm Forhandlingar. 2003. V.I25. P.77-85.

342. Merilainen K. The granulite complex and adjacent rocks in Lapland, northern Finland//Geological Survey of Finland, Bulletin. 1976. V.281. 129 p.

343. Mezger K, Krogstad E.J. Interpretation of discordant U±Pb zircon ages: an evaluation //J.Metamorph Geol. 1997. V.15. P.127-140.

344. Mezger K., Essene E.J., Halliday A.N. Closure temperature of the Sm-Nd system in metamorphic garnets // Earth and Planetary Science Letters. 1992. V.l 13. P.397-409.

345. Mezger K., Hanson G.N., Bohlen S.R. U-Pb ages of metamorphic rutiles: application to the cooling history of high-grade terranes // Earth Plan. Sci. Lett. 1989. V.96. P.106-118.

346. Mezger K., Rawnsley CM., Bohlen S.R., Hanson G.N. U-Pb garnet, sphene, monazite, and rutile ages: implications for the duration of high-grade

metamorphism and cooling histories, Adirondack Mts., New York // J. Geol. 1991. V.99. P.415-428.

347. Milodowski A.E., Zalasiewicz J.A. Redistribution of rare earth elements during diagenesis of turbidite/ hemipelagite mudrock sequences of Llandovery age from Central Wales // In: Morton, A.C. et al. (Eds.) Developments in Sedimentary Provenance Studies. Geol. Soc. Spec. Publ. 1991. V.57. P.101-124.

348. Mitrofanov F., Bayanova T. Duration and timing of ore-bearing Paleoproterozoic intrusions of Kola province // In: Stanley, C. J. et al. (eds.) Mineral Deposits: Processes to Processing. Proceedings of the Fifth Biennial SGA Meeting and the Tenth Quadrennial IAGOD Symposium, London, United Kingdom, 22-25 August 1999.1999. V.2. P.1275-1278.

349.Montel J.-M., Foret S., Veschambre M., Nicollet C., Provost A. Electron microprobe dating of monazite //. Chem. Geol. 1996. V.131. P.37-53.

350. Montel J.-M., Weber C., Pichavant M. Biotite-sillimanite.spinel assemblages in high-grade metamorphic rocks: Occurrences, chemographic analysis and thermobarometric interest//Bull. Mineral. 1986. V.109. P.555-573.

351. Mouri H., Korsman K., Huhma H. Tectono-metamorphic evolution and timing of the melting processes in the Svecofennian Tonalite-Trondhjemite Migmatite Belt: An example from Luopioinen, Tampere area, southern Finland // Bull. Geol. Soc. Finland. 1999. V.71.P.31-56.

352. Muller J-P. Geochemical and petrophysical study of the Arvidjaur granitic intrusion, swedish Lapland. PhD thesis. University of Geneve. 1980. 189 p.

353. Mutanen T. Geology and ore petrology of the Akanvaara and Koitelainen mafic layered intrusions and the Keivitsa- Satovaara layered complex, northern Finland // Geological Survey of Finland, Bulletin. 1997. V.395.233 p.

354. Mutanen T., Huhma H. U-Pb geochronology of the Koitelainen, Akanvaara and Keivitsa mafic layered intrusions and related rocks // In: Vaasjoki, M. (ed.) Radiometric Age Determinations from Finnish Lapland and Their Bearing on the Timing of Precambrian Volcano-Sedimentary Sequences. Geological Survey of Finland, Special Paper. 2001. V.33. P.229-246.

355. Nesbitt H.W. Mobility and fractionation of rare earth elements during weathering ofagranodiorite//Nature. 1979. V.279. P.206-210.

356. Nironen M. Emplacement and structural setting of granitoids in the early Proterozoic Tampere and Savo Schist Belts, Finland - implications for contrasting crustal evolution // Geological Survey of Finland, Bulletin. 1989. V.346. 83 p.

357. Nironen M. Structural and magmatic evolution in the Loimaa area, southwestern Finland // Bulletin of the Geological Society of Finland. 1999. V.71. P.57-71.

358. Nironen M. The Svecofennian Orogen: a tectonic model // Precambrian Research. 1997. V.86. № 1-2. P.21-44.

359. Nironen M, Elliott B.A., Ramo O.T. 1.88-1.87 Ga post-kinematic intrusions of the Central Finland Granitoid Complex: a shift from C-type to A-type magmatism during lithospheric convergence//Lithos. 2000. V.53. P.37-58.

360. Nironen M, Korja A, Lahtinen R, Tuisku P. Crustal Boundaries of East European Craton - Keys to Proterozoic Amalgamation // In: Pesonen, L.J, Korja A. and Hjelt, S-E (Eds). Lithosphere 2000: A symposium on the structure, composition and evolution of the lithosphere in Finland. Geological Survey of Finland, Espoo. October 4-5. 2000. Institute of Seismology, University of Helsinki. 2000. Report S-41. P. 121-128.

361. Nironen M, Lahtinen R, Koistinen T. Suomen geologiset aluenimet -yhtenaisempaan nimikaytantoon. Summary: Subdivision of Finnish bedrock -an attempt to harmonize terminology// Geologi. 2002. V.54 (1). P.8-14.

362. Nurmi P, Haapala I. The Proterozoic granitoids of Finland: granite types, metallogeny and relation to crustal evolution // Bulletin of the Geological Society of Finland. 1986. V.58. P.203-233.

363. Nykanen O. Pre-Quanternary rocks of the Punkaharju and Parikkala map-sheet areas. Suomen geologinen kartta 1:100000 // Geol. Surv. Finland. Espoo. 81 p.

364. Nystrom J.O. Post-Svecokarelian Andinotype evolution in central Sweden // Geol. Rundschau. 1982. V.71. P.141-157.

365. O'Brien H.E, Nurmi P.A, Karhu J.A. Oxygen, hydrogen and strontium isotopic compositions of gold mineralization in the late Archaean Hattu schist belt, Ilomantsi, eastern Finland // Geol. Surv. Finland, Spec. Pap. 1993. V.17. P.291-306.

366. Odman O.H. Beskrivning till berggrundskarta over urberget i Norrbottens Ian // Sveriges Geologiska Undersokning. 1957. Ca41. P.l-151.

367. Offerberg J. Rocks and stratigraphy of the Ledfat area, Vasterbotten county, northern Sweden // Sveriges Geologiska Undersijkning, Serie. 1959. C564.45 p.

368. Ohlander B., Hamilton P.J., Fallick A.E., Wilson MR. Crustal reactivation in northern Sweden: the Vettasjärvi granite // Pecambrian Research. 1987. V.35. P.277-293.

369. Ohlander B., Römer R.L. Zircon ages of granites occurring along the central Swedish gravity low // Geologiska Foreningens i Stockholm Forhandlingar. 1996. V.118. P.217-225.

370. Ohlander B., Schoberg, H. Character and U-Pb zircon age of the Proterozoic Ale granite, northern Sweden // Geologiska Foreningens i Stockholm Forhandlingar. 1991. V.113.P.105-112.

371. Öhlander B., Skiöld T. Diversity of 1.8 Ga potassic granitoids along the edge of the Archaean craton in northern Scandinavia: a result of melt formation at various depths and from various sources // Lithos. 1994. V.33. P.265-283.

372. Ohlander B., Skiold T., Elming S.-A., BABEL Working Group, Claesson S., Nisca D.H. Delineation and character of the Archaean-Proterozoic boundary in northern Sweden // Pecambrian Research. 1993. V.64. P.67-84.

373. Ohlander B., Skiöld T., Hamilton P.J., Claesson L.-A. The western border of the Archaean province of the Baltic Shield: evidence from northern Sweden // Contrib. Miner. Petrol. 1987. V.95. P.437-450.

374. Ohlander B., Zuber J. Geochemistry of the Fellingsbro type granites, south central Sweden // Geol. Mijnbouw. 1988. V.67. P.213-225.

375. Ohlander 0., Zuber J. Genesis of the Fellingsbro-type granites: evidence from gravity measurements and geochemistry // Geol. Foren. Stockholm Forh. 1988. V.110. P.39-54.

376. Ohr M., Halliday A.N., Peacor D.R. Sr and Nd isotopic evidence for punctuated clay diagenesis, Texas Gulf Coast // Earth Planet. Sei. Lett. 1991. V.105. P.110-126.

377. Overstreet W.C. The geologic occurrence of monazite // U.S. Geol. Surv. Prof. Paper. 1967. V.530.327 p.

378. Owen J.V. Cordierite+spinel paragenesis in pelitic gneiss from contact aureoles of the Mistastin batholith (Quebec) and the Taylor Brook gabbro complex

(Newfoundland)//Can. J. Earth Sci. 1991. V.28. P.372-381.

379. Paavola L. On the Archean high-grade metamorphic rocks in the Varpaisjarvi area, Central Finland // Geol. Surv. Finland Bull. 1984. V.327. 33 p.

380. Padget P. Description of the geological maps, Pajala NW, NE, SW, SE. Sveriges Geologiska Undersijkning, Series Af, Nr. 21-24. 1977. 36 p.

381. Pagdet P. Description of the geological maps, Tflrendii NW, NE, SW, SE. Sveriges Geologiska Undersukning, Series Af, Nr. 5-8. 1970. 95 p.

382. Pajunen M. Deformation analysis of cataclastic structures and faults in the Tervo area, Central Finland // Geol. Surv. Finland Bull. 1986. V.339. P.16-31.

383. Pajunen M. Tectono-metamorphic evolution of the Hallapera pyrrorite-pyrite ore deposit, Central Finland // Geol. Surv. Finland Bull. 1988. V.343. P.51-76.

384. Pajunen M., Poutiainen M. Paleoproterozic prograde metasomatic-metamorphic overprint zones in Arhaeaen tonalitic gneisses, eastern Finland // Bull. Geol. Soc. Finland. 1999. V.71. P.73-132.

385. Paktunc A.D. MODAN: An interactive computer program for estimating mineral quantities based on bulk composition // Computers and Geosciences. 1998. V.24. P.425-431.

386. Pankhurst R.J, Pidgeon R.T. Inherited isotope systems and the source region prehistory of early Caledonian granites in the Dalradian Series of Scotland // Earth Planet Sci Lett. 1976. V.31. P.55-68.

387. Park A. Continental growth by accretion; a tectonostratigraphic terrane analysis of the evolution of the western and central Baltic Shield, 2.50 to 1.75 Ga // Geological Soc. America Bull. 1991. V.103. P.522-537.

388.Parrish R.R. U-Pb dating of monazite and its application to geological problems // Can. J. Earth Sci. 1990. V.27. P.1431-1450.

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

390. Patchett J., Kouvo O. Origin of continental crust of 1.9-1.7 Ga age: Nd isotopes and U-Pb zircon ages in the Svecokarelian terrain of South Finland // Contrib. Miner. Petrol. 1986. V.92.P.1-12.

391. Patchett P.J., Arndt N.T. Nd isotopes and tectonics of 1.9-1.7 Ga crustal genesis.

Earth and Planetary Science Letters. 1986. V.78. P.329-338.

392. Patchett P.J., Gorbatschev R., Todt W. Origin of continental crust of 1.9-1.7 Ga age: Nd isotopes in the Svecofennian orogenic terrain of Sweden // Pecambrian Research. 1987. V.35. P.145-160.

393.Pattison D.R.M., Tracy RJ. Phase equilibria and thermobarometry of metapelites // In: Contact metamorphism (D.M. Kerrick, ed.), Min. Soc. of America, Rev. in Mineral. 1991. V.26. P. 105-206.

394. Peltonen P. Petrogenesis of ultramafic rocks in the Vammala Nickel Belt: Implications for crustal evolution of the early Proterozoic Svecofennian arc terrane // Lithos. 1995. V.34. P.253-274.

395. Peltonen P., Elo S. Petrology of the Kaipola layered intrusion, southern Finland. In: Autio. S. (Ed.) Geological Survey of Finland, Current Research 1997-1998 // Geological Survey of Finland. Special Paper. 1999. V.27. P.21-24.

396. Peltonen P., Huhma H., Tyni M., Shimizu N. Garnet- peridotite xenoliths from kimberlites of Finland: nature of the continental mantle at an Archaean craton-Proterozoic mobile belt transition // Proceedings of the 7th International Kimberlite Conference, Cape Town, South Africa. 1999. P.664-676.

397. Peltonen P., Kontinen A., Huhma H. Petrology and geochemistry of metabasalts from the 1.95 Ga Jormua Ophiolite, northeastern Finland // J. Petrology. 1996. V.37. № 6. P.1359-1383.

398. Peltonen P., Kontinen A., Huhma H. Petrology and geochemistry of metabasalts from the 1.95 Ga Jormua Ophiolite, northeastern Finland // J. Petrology. 1996. V.37. P.1359-1383.

399. Perdahl J.-A. Svecofennian volcanism in northernmost Sweden. Doctoral thesis, Lulea University of Technology. 1995.

400. Perdahl J.-A., Frietsch R. The marine-continental transition of the Early Proterozoic Skellefte-Arvidsjaur volcanic arc in the Bure area, northern Sweden // Geologiska Fitreningens i Stockholm Furhandlingar. 1994. V.l 16. P.133-138.

401.Persson L. Precambrian rocks and tectonic structures f an area in northeastern Smaland, southern Sweden // SGU. 1974. C703.55 p.

402. Persson L., Bruun A., Dahlman B. Beskrivning till berggrundskartan Linkoping SV (Englishisum-mary) // Sver. Geol. Unders. 1981. Af 132.

403. Persson P.-O, Lundqvist. T. Radiometric dating of the Palaeoproterozoic Pite conglomerate in northern Sweden // In Th. Lundqvist (ed.): Radiometric dating results 2, Division of Bedrock Geology, Geological Survey of Sweden. Sveriges Geologiska Undersokning. 1997. C830. P.41-49.

404. Persson P.-O, Ripa M. U-Pb zircon dating of a Ja'rna type granite in western Bergslagen, south-central Sweden // In: Lundqvist, T. (Ed.), Radiometric Dating Results, Division of Bedrock Geology, Geological Survey of Sweden. Sver. Geol. Unders. 1993. C823.P.41-45.

405. Persson P.-O, Wikstrom A. A U-Pb dating of the Askersund granite and its marginal augen gneiss // Geol. Foren. Stockholm Forh. 1993. V.l 15. P.321-329.

406. Persson. L. The Revsund-Sorvik granites in the western parts of the province of Angermanland, central Sweden // Sver. Geol. Unders. 1978. C741. 59 p.

407. Perttunen V. Pre-Quaternary rocks of the Kemi, Karunki, Simo and Runkaus mapsheet areas. Geological Map of Finland 1: 100 000. Explanation to the Maps of Pre-Quaternary Rocks, Sheets 2541, 2542+2524, 2543 and 2544. Geological Survey of Finland. 1991. 80 p.

408. Perttunen V, Hanski E, Vaananen J. Stratigraphical map of the Pempohja Schist Belt. 22nd Nordic Geological Winter Meeting, January 8-11, 1996, Turku, Abstracts. 1995. P. 152.

409. Perttunen V, Vaasjoki M. U-Pb geochronology of the Perapohja Belt, northwestern Finland // Geological Survey of Finland, Special Paper. 2001. V.33. P.45-84.

410. Pietikainen K, Vaasjoki M.Structural observation and U-Pb mineral ages from igneous rocks at the Archaean-Paleoproterozoic boundary in the Salahmi Shist Belt, central Finland: constraints on tectonic evolution // // Bull. Geol. Soc. Finland. 1999. V.71. P.133-142.

411.Powel R, Holland T.J. An internally consistent thermodynamic dataset with uncertainties and correlations // J. Metamor. Geology. 1998. № 6. P.173-204.

412. Puchtel I, Haase K, Hofmann A. et al. Petrology and geochemistry of crustally contaminated komatiitic // Geological Survey of Finland, Special Paper. 1997. V.33.

413. Puchtel I, Humayun M. Platinum group elements in Kostomuksha komatiites and basalts: implications for oceanic crust recycling and core-mantle interaction //

Geochim. Cosmochim. Acta. 2000. V.64. № 24. P.4227-4242.

414. Radchenko A., Balagansky V., Basalaev A., Belyaev O., Pozhilenko V., Radchenko M. An explanatory note on Geological Map of the north-eastern Baltic Shield of a scale of 1:500 000. Apatity. 1994. 96 p.

415. Ramo O.T., Haapala I. One hundred years of rapakivi granite // Mineralogy and Petrology. 1995. V.52. P. 129-185.

416. Ramo O.T., Vaasjoki M., Manttari Let al. Pedogenesis of the post-kinematic magmatism of the Central Finland Granitoid Complex I; radiogenic isotope constraints and implications for crustal evolution // J. Petrology. 2001. V.42. P.1971-1993.

417. Ramo T., Haapala I., Salonsaari P. Rapakivi granite magmatism: implications for lithospheric evolution // Geol. Surv. Finland. 1994. Guide 37. P.61-68.

418. Rapp R.P., Ryerson F.J., Miller C.F. Experimental evidence bearing on the stability of monazite during crustal anatcxis // Geophys. Res. Lett. 1987. V.14. P.307-310.

419. Rapp R.P., Watson E.B. Monazite solubility and dissolution kinetics: implications for the Th and light rare earth geochemistry of felsic magmas // Contrib. Miner. Petrol. 1986. V.94. P.304-316.

420. Rasanen J., Hanski E., Juopperi H. et al. New stratigraphical map of central Finnish Lapland. The 22nd Nordic Geological Winter Meeting, 8-11 January, 1996, Turku, Finland, Abstracts. 1995. P. 182.

421. Rasanen J., Huhma H. U-Pb datings in the Sodankylfl schist area of the Central Lapland Greenstone Belt // In: Vaasjoki, M. (ed.) Radiometric Age Determinations from Finnish Lapland and Their Bearing on the Timing of Precambrian Volcano-Sedimentary Sequences. Geological Survey of Finland, Special Paper. 2001. V.33. P.153-188.

422. Rasanen J., Vaasjoki M. The U-Pb age of a felsic gneiss in the Kuusamo schist area: reappraisal of local lithostratigraphy and possible regional correlations // In: Vaasjoki, M. (ed.) Radiometric Age Determinations from Finnish Lapland and Their Bearing on the Timing of Precambrian Volcano-Sedimentary Sequences. Geological Survey of Finland, Special Paper. 2001. V.33. P.143-152.

423. Rastas P., Huhma H., Hanski E., Lehtonen M.I. eta al. U-Pb isotopic studies on the

Kittila greenstone area, Central Lapland, Finland // Geological Survey of Finland, Special Paper. 2001. V.33. P.95-141.

424. Reinikainen J. Petrogenesis of Paleoproterozoic marbles in the Svecofennian Domain, Finland // Geological Survey of Finland. Report of Investigations. 2001. V.154. 84 p.

425. Rickard D. Regional metamorphism in the Bergslagen province, south central Sweden // Geol. Mijnb. 1988. V.67. P.139-155.

426. Ripa M. The mineral chemistry of hydrotliermally altered and metamorphosed wall-rocks at the Stollberg Fe-Pb-Zn-Mn(-Ag) deposit, Bergslagen, Sweden // Mineral. Depos. 1994. V.29. P. 180-188.

427. Rizvanova N.G., Levchenkov O.A., Belous A.E. et.al. Zircon reaction and stability of the U-Pb isotope system during interaction with carbonate fluid: experimental hydrothermal study // Contrib. Mineral. Petrol. 2000. V. 139. P. 101-114.

428. Romer R.L., Kjosnes B., Korneliussen A., Lindahl I. et al. The Archaean-Proterozoic boundary beneath the Caledonides of northern Norway and Sweden: U-Pb, Rb-Sr, and Nd data from the Rombak-Tysfjord area // Norges geologiske undersokelse Rapport. 1991. V.91.225, 67 p.

429. Romer R.L., Martinsson O., Perdahl J.-A. Geochronology of the Kiruna iron ores and hydrothermal alterations // Economic Geology. 1994. V.89. P. 1249-1261.

430. Römer R.L., Öhlander B. Tectonic implications of an 1846±1 Ma old migmatitic granite in south-central Sweden // Geologiska Foreningens i Stockholm Forhandlingar. 1995. V.117. P.69-74.

431. Romer R.L., Ohlander B. The occurrence of the Degerberg migmatite granite and its constraints on the development of the Lulea area northern Sweden // Geologiska Foreningens i Stockholm Forhandlingar. 1991. V.l 13. P.121-129.

432. Romer R.L., Ohlander B. U-Pb age of the Yxsjöberg tungsten-skarn deposit, Sweden // Geologiska Foreningens i Stockholm Forhandlingar. 1994. V.l 16. P.161-166.

433. Römer R.L., Smeds S.-A. Implications of U-Pb ages of columbite-tantalites from granitic pegmatites for the Palaeoproterozoic accretion of 1.90-1.85 Ga magmatic arcs to the Baltic Shield // Pecambrian Research. 1994. V.67. P. 141158.

434. Ross G.M., Parrish R.R., Dudas F.O. Provenance of the Bonner formation (Belt supergroup), Montana: insights from U-Pb and Sm-Nd analyses of detrital minerals //Geology. 1991. V.19. P. 340-343.

435. Rubatto D., Williams Ian S., Buick Ian S. Zircon and monazite response to prograde metamorphism in the Reynolds Range, Central Australia // Contrib. Mineral. Petrol. 2001. V. 140. P. 458-468.

436. Rudnick R.L., Williams I.S. Dating the lower crust by ion microprobe // Earth and Planetary Science Letters. 1987. V.85. P.145-161.

437. Rutland R.W.R, Kero L., Nilsson G., Stolen L.K. Nature of a major tectonic discontinuity in the Svecofennian province of northern Sweden // Pecambrian Research. 2001. V.l 12. P.211-237.

438. Rutland R.W.R. Age of deformation episodes in the Palaeoproterozoic domain of northern Sweden, and evidence for a pre-1.9 Ga crustal layer // Pecambrian Research. 2001. V.l 12. P.239-259.

439. Sandiford M., Powell R. Some remarks on high-temperature-low pressure metamorphism in convergent orogens // J. Metam. Geol. 1991. V.9. P.333-340.

440. Sawka W., Banfield J.F., Chappell B.W. A weathering-related origin of widespread monazite in S-type granites // Geoch. Cosmoch. Acta. 1986. V.50. P.171-175.

441. Scharer U. The effect of initial 230Th disequilibrium on young U-Pb ages: the Makalu case. Himalaya // Earth Plan. Sci. Lett. 1984. V.67. P. 191 -204.

442. Schreurs J., Westra L. Cordierite-orthopyroxene rocks: the granulite facies equivalents of the Orijarvi cordierite-antophyllite rocks in West Uusimaa, southwest Finland // Lithos. 1985. V.18. P.215-228.

443. Schreurs J., Westra L. The thermotectonic evolution of a Proterozoic, low pressure, granulite dome, West Uusimaa, SW Finland // Contrib. Miner. Petrol. 1986. V.93. P.236-250.

444. Selbekk R.S., Eklund O. Lofoten-2002, workshop about an excursion to Troms-Lofoten 24-31.8.2002. Part I: Workshop program with abstract 15pp. Part II: Excursion guide. Geocenter report nr. 19. Turku University - Abo Akademi University. 2002. 90 p.

445. Selonen O., Ehlers C. Structural observations on the Uusikaupunki trondhjemite sheet. SW Finland // Geologiska Foreningens i Stockholm Forhandlingar. 1998.

V.120. P.379-382.

446. Sharkov E.V, Smolkin V.F. The Early Proterozoic Pechenga-Varzuga Belt: a case of Precambrian back-arc spreading // Pecambrian Research. 1997. V.82. P. 133151.

447. Siedlecka A, Iversen E, Krill A. et al. Lithostratigraphy and correlation of the Archean and early Proterozoic rocks of Finnmarksvidda and the Siurvaranger district. Norges Geologiske Undersukning, Bulletin. 1985. V.403. P.7-36.

448. Silvennoinen A. Kuusamon ja Rukatunturin karttaalueiden kalliopem. Summary: Pre-Quaternary rocks of the Kuusamo and Rukatunturi map-sheet areas. Geological Map of Finland 1: 100 000, Explanation to the Maps of Pre-Quaternary rocks, Sheets 4524+4542 and 4613 // Geological Survey of Finland. 1991. 62 p.

449. Simonen A. The Precambrian in Finland // Geol. Surv. Finland Bull. 1980. № 304. 58 p.

450. Skar O. U-Pb geochronology and geochemistry of early Proterozoic rocks of the tectonic basement windows in central Nordland, Caledonides of north-central Norway // Precambrian Research. 2002. V.l 16. P.265-283.

451. Skiold T. Aspects of the Proterozoic geochronology of northern Sweden // Precambrian Research. 1987. V.35. P. 161-167.

452. Skiold T. et al. Timing of late Paleoproterozoic metamorphism in the northern Belomorian Belt, White Sea region: conclusions from U-Pb isotopic data and P-T evidence // Geol. Soc. Finl, Bull. 2001. № 73, Pt.1-2. P.59-73.

453. Skiold T. Implications of new U-Pb zircon chronology to early Proterozoic crustal accretion in northern Sweden // Precambrian Research. 1988. V.38. P.147-164.

454. Skiold T. On the age of the Kiruna greenstones, northern Sweden // Precambrian Research. 1986. V.32. P.35-44.

455. Skiold T, Ohlander B. Chronology and geochemistry of late Svecofennian processes in northern Sweden // Geologiska Foreningens i Stockholm Forhandlingar. 1989. V.l 11. P.347-354.

456. Skiold T, Ohlander B, Markkula H., Widenfalk L, Claesson L.-E. Chronology of Proterozoic processes at the Archaean continental margin in northern Sweden // Precambrian Research. 1993. V.64. P.225-238.

457. Smith H. A, Barreiro B. Monazite U-Pb dating of staurolite grade metamorphism

in pelitic schists // Contrib. Miner. Petrol. 1990. V.105. P.602-615.

458. Smith H.A., Giletti B.J. Lead diffusion in monazite // Geoch. Cosmoch. Acta. 1997. V.61. P.1047-1055.

459. Spear F.S. Metamorphic phase equilibria and pressure-temperature-time paths // Min. Soc. America, Monograph. 1993.799 p.

460. Spear F.S., Parrish R.R. Petrology and cooling rates of the Valhalla complex, British Columbia, Canada // J.Petrology. 1996. V.37. P.735-765.

461. Srogi L., Wagner M.E., Lutz T.M. Dehydration partial melting and disequilibrium in the granulite-facies Wilmington complex, Pennsylvania-Delaware Piedmont // Am. J. Sci. 1993. V.293. P.405-462.

462. Stalhos G. Beskrivning till berggrundskartan Nykoping NO // SGU. 1975. Af 115.99 P.

463. Stalhos G. Beskrivning till berggrundskartbladen Uppsala SV och SO // SGU. 1972. Af 105-106.165 p.

464. Stalhos G. Beskrivning till berggrundskartornaOsthammar NV, NO, SV. SO // SGU. 1991. Af 161,166,169,172.249 p.

465. Stephens M.B., Wahlgren C.-H., Annertz K. U-Pb zircon dates in two younger suites of Palaeoprotrozoic intrusions, Karlskoga area, south-central Sweden // SGU. 1993. C823. P.46-58.

466. Sundblad K. Svecofennian lead isotopic provinces in the Baltic Shield // In: Pagel, M., Leroy, J.L. (Eds) Source, Transport and Deposition of Metals. Balkema, Rotterdam. 1991. P.355-358.

467. Sundblad K., Ahl M., Schoberg H. Age and geochemis- try of granites associated with Mo-mineralizations in western Bergslagen, Sweden // Pecambrian Research. 1993. V.64. P.319-335.

468. Suominen V. The chronostratigraphy of southwestern Finland, with special reference to Postjotnian and Subjotnian diabases // Geol. Surv. Finland, Bull. 1991. V.356. 100 p.

469. Suzuki K., Adachi M. Middle Precambrian detrital monazite and zircon from the Hida gneiss on Oki-Dogo Island, Japan: their origin and implications for the correlation of basement gneiss of southwest Japan and Korea // Tectonoph. 1994. V.235. P.277-292.

470. Taylor S.R., McLennan S.M. The Continental Crust: Its Composition and

Evolution. Blackwell. 1985. 312 p.

471. Taylor S.R., Rudnick R.L., McLennan S.M., Eriksson K.A. Rare element patterns in Archean high-grade metasediments and their tectonic significance // Geochim. Cosmochim. Acta. 1986. V.50. P.2267-2279.

472. Thompson A.B. Clockwise P-T paths for crustal melting and H20 recycling in granite source regions and migmatite terrains // Lithos. 2001. V. 56. № 1. P.33-45.

473. Thompson A.B. Dehydration melting of pelitic rocks and the generation of H20-undersaturated granitic luquids // Amer. J. Sci. 1982. P. 1567-1595

474. Thompson A.B. Dehydration melting of pelitic rocks and the generation of H20-undersaturated granitic liquids // American Journal of Science. 1982. V.282. P. 15671595.

475. Torske T. The Caravarri Formation of the Kautokeino greenstone belt, northern Norway; foreland basin sediments in front of the Lapland-Kola thrust belt // COPENA Conference at NGU. August 18-22, 1997. Abstracts and Proceedings, NGU Report 97. 1997. P. 131.

476. Tuisku P., Huhma H. SIMS dating of zircons: metamorphic and igneous events of the Lapland granulite belt are 1.9 Ga old, provenance is Paleoproterozoic and Archaean (2.0-2.9 Ga) and the tectonic juxtaposition about 1.9-1.88 Ga old. In: Philippov, N. (comp.) SVEKALAPKO: EUROPROBE project workshop, Repino, Russia, 26.-29.11.1998: abstracts. St. Petersburg: Ministry of Natural Resources of Russian Federation: State company "Mineral". 1998. P.64-65.

477. Tuisku P., Laajoki K. Metamorphic and structural evolution of the Early Proterozoic Puolankajarvi formation, Finland - II. The pressure-temperature-deformation-composition path // J. Metamorph. Geol. 1990. V.8. P.375-391.

478. Tuisku P., Sivonen S. Geothermometry and geobarometry in the Archaean Kuhmo - Suomussalmi greenstone belt, Eastern Finland. Arkeeisten alueiden malmiprojekti, Raportti 19, Oulun yliopisto. 1984. 65 p.

479. Tyni M. Diamond prospecting in Finland - a review // In. Papunen, H. Ed., Mineral Deposits: Research and Exploration, Where Do They Meet? Proceedings of the 4th SGA meeting, Turku, Finland. 1997. P.789-791.

480. Tyrvflinen A. Pre-Quaternary rocks of the Sodankylfl and Sattanen map sheet areas. Geological map of Finland 1: 100,000. Explanation to the maps of Pre-

Quaternary rocks, Sheets 3713 and 3714. Geological Survey of Finland. 1983. 59 p.

481. Vaananen J., Lehtonen M. Isotopic age determinations from the Kolari-Muonio area, western Finnish Lapland // In: Vaasjoki, M. (ed.) Radiometric Age Determinations from Finnish Lapland and Their Bearing on the Timing of Precambrian Volcano-Sedimentary Sequences. Geological Survey of Finland, Special Paper. 2001. V.33. P.85-93.

482. Vaasjoki M. et al. Timing of paleoproterozoic crustal shearing in the Central Fennoscandian shield according to U-Pb data from associated granitoids, Finland // Geol. Soc. Finl., Bull. 2001. № 73, Pt.1-2. P.87-101.

483. Vaasjoki M. Explanation to the geochronological map of southern Finland: the development of continental crust with special reference to the Svecofennian orogeny // Geological Survey of Finland, Report of Investigation. 1996. V.135. 30 p.

484. Vaasjoki M. Radiometric age of a meta-andesite at Valijarvi, Hame schist zone, southern Finland // Geologi. 1994. V.46. P.91-92.

485. Vaasjoki M., Huhma H. Lead and neodymium isotopic results from metabasalts of the Haveri Formation, southern Finland: evidence for Palaeoproterozoic enriched mantle // Bulletin of the Geological Society of Finland. 1999. V.71. 1999. P.143-153.

486. Vaasjoki M., Karki A., Laajoki K. Timing of paleoproterozoic crustal shearing in the Central Fennoscandian shield according to U-Pb data from associated granitoids, Finland//Bull. Geol. Soc. Finland. 2001. № 73, Pt.1-2. P.87-101.

487. Vaasjoki M., Kontoniemi O. Isotopic studies the Proterozoic Osikonmaki gold prospect at Rantasalmi, Shoutheastern Finland // Geol. Surv. Finland. Spec. Pap. 1991. V.12. P.53-57.

488. Vaasjoki M., Ramo O.T. New zircon age determinations from the Wiborg rapakivi batholith, southeastern Finland // Geol. Surv. Finland Spec. Paper. 1989. № 8. 132 p.

489. Vaasjoki M., Sakko M. The evolution of the Raahe-Ladoga zone in Finland: isotopic constrains //Geol. Surv. Finland Bull. 1988. V.343. P.7-32.

490. Vaisanen M. Tectonic evolution of the Svecofennian Orogen in SW Finland:

structural, petrological and U-Pb zircon dating (SIMS) constraints. Ph. Lie. thesis. University of Turku. 2001. 89 p.

491. Vaisanen M, Andersson U.B, Huhma H. et al. Age of late Svecofennian regional metamorphism in southern Finland and south-central Sweden // 26th Nordic Geological Wintermeeting, Uppsala. Geologiska Foreningens i Stockholm Forhandlingar. 2004. 040106-09. V.126. P.40-41.

492. Vaisanen M, Holtta P. Structural and metamorphic evolution of the Turku migmatite complex, SW Finland // Geological Society of Finland, Bulletin 1999. V.71. Pt.l. P.177-218.

493. Vaisanen M, Holtta P, Rastas J, Koija A, Heikkinen, P. Deformation, metamorphism and thedeep structure of the crust in Turku area, southwestern Finland // Geol. Surv. Finland. 1994. Guide 37. P.35-41.

494. Vaisanen M, Kriegsman L.M. Kinematics of Late-Orogenic Shear Zones in the Palaeoproterozoic Svecofennian Orogen, SW Finland. 10th Meeting of European Union of Geosciences, Strasbourg 27.3-1.4.1999. Terra Abstracts 11. 1999. P. 132.

495. Vaisanen M, Manttari I, Holtta P. Svecofennian magmatic and metamorphic evolution in southwestern Finland as revealed by U-Pb zircon SIMS geochronology//Pecambrian Research. 2002. V.l 16. P.l 11-127.

496. van Breemen, O, Henderson, J.B. U-Pb zircon and monazite ages from the eastern Slave province and the Thelon tectonic zone, Artillery Lake area, N.W.T // Geol. Surv. of Canada, Paper. 1988. V.88-2. P.73-83.

497. Van Duin J.A. The Turku granulite area, SW Finland: a fluid-absent Svecofennian granulite occurrence. Academisch Proefschrift. Vrije Universiteit. Amsterdam. PhD thesis. 1992. 234 p.

498. Vance D., O'Nions R. K. Isotopic chronometry of zoned garnets: growth kinetics and metamorphic histories // Earth Planet. Sci. Lett. 1990. V.97. P.227-240.

499. Veizer J, Jansen S.L. Basement and sedimentary recycling- 2: time dimensions to global tectonics //J. Geol. 1985. V.93. P.625-643.

500. Vetrin V.R, Turkina O.M, Ludden J, Delenitsyn A.A. Gepchemistry and reconstraction of the protolith composition of the basement of the Pechenga paleorift//Petrology. 2003. V.l 1. №2. P. 196-224.

501. Vivallo W. The origin of the early Proterozoic supracrustal rocks in the Garpenberg district south central Sweden // Geologiska Foreningens i Stockholm Forhandlingar. 1984. V.106. P. 131-149.

502. Von Blanckenburg F., Villa I. M., Baur H., Morteani G., Steiger R. H. Time calibration of a PT-path from the Western Tauern window, Eastern Alps: the problem of closure temperatures // Contrib. Miner. Petrol. 1989. V. 101. P. 1-11.

503. Vorma A. On the contact aureole of Wiborg rapakivi granite massif in southeastern Finland // Geol. Surv. Finland, Bull. 1972. V.255. 28 p.

504. Vry J., Compston W., Cartwright I. SHRIMP II dating of zircons and monazites: reassessing the timing of high-grade metamorphism and fluid flow in the Reynolds Range, northern Arunta block, Australia//J. Metam. Geol. 1996. V.14. P.335-350.

505. Vuollo J. Palaeoproterozoic basic igneous events in eastern Fennoscandian Shield between 2.45 Ga and 1.97 Ga, Geological Survey of Finland, Special Paper 33 Geochronology of northern Finland: a summary and discussion studied by means of mafic dyke swarms and ophiolites in Finland. Acta Universitatis Ouluensis. 1994. Series A, Scientiae Rerum Naturalium 250. 116 p.

506. Vuollo J., Huhma H., Pesonen L. Mafic dyke swarms - geological evolution of the Palaeoproterozoic in the Fennoscandian Shield. In: Pesonen, L.J., Korja, A., Hjelt, S.-E. (eds.) Lithosphere 2000 - A Symposium on the Structure, Composition and Evolution of the Lithosphere in Finland. Programme and Extended Abstracts, Espoo, Finland, October 4-5,2000. Helsinki: Institute of Seismology, University of Helsinki. 2000. Report S-41. P. 107-111.

507. Vuollo J., Piirainen T. The 2.2 Ga old Koli layered sill: the low-Al tholeiitic (karjalitic) magma type and its differentiation in northern Karelia, eastern Finland // Geologiska Fureningens i Stockholm Furhandlingar. 1992. V.l 14. P. 131-142.

508. Wasstrom A. The Knaften granitoids of Vasterbotten County, northern Sweden // In: Lundqvist, Th. (ed.) Radiometric dating results. Sveriges Geologiska Undersokning. 1993. C823. P.60-64.

509. Wasstrom A. U-Pb zircon dating of a quartz-feldspar porphyritic dyke in the Knaften area, Vasterbotten County, northern Sweden // In: Lundqvist, Th. (ed.) Radiometric dating results. Sveriges Geologiska Undersokning. 1996. C828. P.34-40.

510. Waters D.J. Hercynite-quartz granulites: Phase relations, and implications for crustal processes // Eur. J. Mineral. 1991. V.3. P.367-386.

511. Waters D.J., Whales C.J. Dehydration melting and the granulite transition in metapelites from southern Namaqualand, S.Africa // Contrib. Miner. Petrol. 1984. V.88.P.269-275.

512. Wegmann C.E. Uber die Tektonik der jüngeren Faltungin Ostfinnland // Geol. Surv. Finland. 1928. Guide 37. P.l-22.

513. Weihed P. A discussion on papers "Nature of a major tectonic discontinuity in the Svecofennian province of northern Sweden" by Rutland et al. (PR 112, 211-237, 2001) and "Age of deformation episodes in the Palaeoproterozoic domain of northern Sweden, and evidence for a pre-1.9 Ga crustal layer" by Rutland et al. (PR 112,239-259,2001)//Pecambrian Research. 2003. V.121. P.141-147.

514. Weihed P., Bergman J., Bergstrom U. Metallogeny and tectonic evolution of the Early Proterozoic Skellefte district, northern Sweden // Precambrian Research. 1992. V.58. P. 143-167.

515. Weihed P., Schoberg H. Age of the porphyry-type deposits in the Skellefte District, northern Sweden // Geologiska Foreningens i Stockholm Forhandlingar. 1991. V.l 13. P.289-294.

516. Welin E. The Depositional Evolution of the Svecofennian Supracrustal Sequence in Finland and Sweden // Precambrian Research. 1987. V.35. P.95-113.

517. Welin E., Christansson K., Kahr A.-M. Isotopic invesgeoltigations of metasedimentary and igneous rocks in the Palaeoproterozoic Bothnian Basin, central Sweden // Geol. Fo'ren. Stockholm Forh. 1993. V.l 15. P.285-296.

518. Welin E., Kahr A.-M. The Rb-Sr and U-Pb ages of a Proterozoic gneissic granite in central Varmland, western Sweden // Sver. Geol. Unders. 1980. C777. P.24-28.

519. Welin E., Stälhös G. Maximum age of the synmetamorphic Svecokarelian fold phases in south central Sweden // Geologiska Foreningens i Stockholm Forhandlingar. 1986. V.108. P.31-34.

520. Wells P.R.A. Thermal models for the magmatic accretion and subsequent metamorpliism of continental crust // Earth Plan. Sei. Lett. 1980. V.46. P.253-265.

521. Wikström A. Magmatic diapirism of granites in south-eastern Sweden // Rev. Bras.

Geoci. 1987. V.17. P.456-458.

522. Wikstrom A. U-Pb zircon dating of a coarse porphyritic quartz monzonite and an even grained, grey tonalitic gneiss from the Tiveden area, south central Sweden // SGU. 1996. C828. P.41-47.

523. Wikstrom A., Aaro S., Lagmansson M. The Graversfors and Stavsjo granites and some problems connected with the magmatism in the final stages of the Svecokarelian orogeny // Sver. Geol. Linders. 1980. C773.

524. Wikstrom A., Karis L. Beskrivning till berggrundskartorna Finspang NO, SO. NV, SV // SGU. 1991. Af 162, 163, 164, 165. 216 p.

525. Wikstrom A., Larsson L. Geothermometry of garnet-cordierite rocks in Kilsbergen and northern Tiveden, southern Sweden // Geologiska Foreningens i Stockholm Forhandlingar. 1993. V.115. P.339-344.

526. Wikstrom A., Mellqvist C., Barbarin B. The Balinge conglomerate in northern Sweden reinterpreted as a magmatic, hydraulic breccia // Terra Nova. 1996. V.8. P. 166172.

527. Wikstrom A., Mellqvist C., Persson P.-O. An Archaean megaxenolith and a Protero-zoic fragment within the Balinge magmatic breccia, Lulea, northern Sweden // In Th. Lundqvist (ed.): Radiometric dating results 2, Division of Bedrock Geology, Geological Survey of Sweden. Sveriges Geologiska Undersokning. 1996. C828. P.48-56.

528. Wikstrom A., Persson P.-O. Two Haparanda type granodiorites with contrasting ages in the southeastern part of Norrbotten county, northern Sweden // In Th. Lundqvist (ed.): Radio-metric dating results 3, Division of Bedrock Geology. Geological Survey of Sweden. Sveriges Geologiska Undersokning. 1997. C830. P.73-80.

529. Wikstrom A., Skiold T., Ohlander B. The relationship between 1.88 Ga old magmatism and the Baltic-Bothnian shear zone in northern Sweden // In T.S. Brewer (ed.): Precambrian Crustal Evolution in the North Atlantic region. Geological Society Special Publication. 1996. V.l 12. P.249-259.

530. Wikstrom. A., Aaro S. The Finspang augen-gneiss massif - geology, geophysics and relationships to post-orogenic granites // Sver. Geol. Unders. 1986. C813.

531. Williams I.S., Compston W., Chappell B.W. Zircon and monazite U-Pb systems and the histories of I-type magmas, Berridale batholith, Australia // J. Petrology.

1983. V.24. P.76-97.

532. Willigers B. J. A, Krogstad E. J, Wijbrans J. R. Comparison of Thermochronometers in a Slowly Cooled Granulite Terrain: Nagssugtoqidian Orogen, West Greenland // Journal Of Petrology. 2001. V.42. № 9. P. 1729-1749.

533. Wilson M.R. Granite types in Sweden // Geol. Foren. Stockholm Forh. 1980. V.102. P.167-176.

534. Wilson M.R. Magma types and tectonic evolution of the Swedish Proterozoic // Geol. Rundschau. 1982. V.71. P. 120-129.

535. Wilson M.R, Hamilton P.J, Fallick A.E, Aftalion M, Michard A. Granites and early Proterozoic crustal evolution in Sweden: evidence from Sm-Nd, U-Pb and 0 isotope systematics//Earth Planet. Sci. Lett. 1985. V.72. P.376-388.

536. Wilson M.R, Sehlstedt S, Claesson L.-A. et al. Jorn: An Early Proterozoic intrusive complex i a volcanic-arc environment, north Sweden // Precambrian Research. 1987. V.36. P.201-225.

537. Windley B.F. Proterozoic anorogenic magmatism and its orogenic connections // J. Geol. Soc. Lond. 1993. V.150. P.39-50.

538. Windley B.F, The Evolving Continents. 3rd edition // Chichester: John Wiley, Sons. 1995. 526 p.

539. Witschard F. Description of the geological maps FjallasenNV, NO, SV, SO // Sveriges geologiska undersokning. 1975. Af 17-20. 125 p.

540. Witschard F. The geological and tectonic evolution of the Precambrian of northern Sweden - a case for basement reactivation? // Precambrian Research. 1984. V.23. P.273-315.

541.Wohletz K, Heiken G. Volcanology and Geothermal Energy // University of California Press. 1991. 432 p.

542. Wolf M.B, London D. Incongruent dissolution of REE and Sr-rich apatite in peraluminous granitic liquids: differential apatite, monazite, and xenotime solubilities during anatexis // Am. Min. 1995. V.80. P.765-775.

543. Zagorodny V, Negrutsa V, Sokolov V. Stratigraphy of the Karelian deposits in the Karelia-Kola region // In: Sokolov, V.A, Heiskanen, K.I. (eds.) Early Proterozoic of the Baltic Shield. Proceedings of the Finnish-Soviet Symposium held in Petrozavodsk 19th-27th August, 1985. Petrozavodsk: Karel'skij Filial AN SSSR.

1986. P. 199-205.

544. Zhao J.X., McCulloch M.T., Bennet V.C. Sm-Nd and U-Pb zircon isotopic constraints on the provenance of sediments from the Amadeus Basin, central Australia: evidence for REE fractionation // Geochim. Cosmochim. Acta. 1992. V.56. P.921-940.

545. Zinger T.F., Gutze J., Lechenkov et al. Zircon in polydeformed and metamorphosed Precambrian granitoids from the White Sea Tectonic Zone, Russia: morphology, cathodolminescence, and U-Pb chronology // International Geol. Review. 1996. V.38. P.57-73.

546. Zuber J.A., Ohlander B. Geophysical and geochemical evidence of Proterozoic collision in the western marginal zone of the Baltic shield // Geol. Rundschau. 1990. V.79. P.l-11.

Компонентный и элементный состав и изотопные данные для некоторых типов интрузивных пород региона Норрботтен

(Северная Швеция )

Порода Комплекс Si02 ТЮ2 AI2O3 Fe203o6ll, MgO CaO MnO Na20 K20 P2Os сумма Ba Be Co Cr Cu Ga Hf

габбро Gd 43 7 2 26 134 197 615 9 82 0151 2 78 0 836 0319 991 908 <1 16 90 9 <11 6 70 2 184 177

монцонит Gsg 55 6 129 156 777 363 5 58 0128 4 24 4 08 0709 98 6 2310 342 221 74 8 45 2 148 775

гранит Pms 78 2 0233 1Z7 0 594 0103 0215 0 004 4 36 461 0 0499 1011 237 421 <6 01 <12 0 23 8 21 9 984

гранит Gp 74 3 02 14 3 1688 0 24 108 0 03 3 34 548 1011 710 1 3 5 19

Порода Мо Nb Ni Rb Sc Sn Sr Та Th U V W Y Zn Zr La Ce Pr Nd Sm Eu Gd

габбро 0 699 161 40 3 771 25 338 1270 012 073 0187 533 0298 9 79 114 401 235 49 7 641 28 6 463 179 384

гранит 0 72 24 2 <6 01 118 <2 40 5 09 15 188 166 347 <601 0 662 201 818 304 151 48 2 4 39 153 3 02 0 593 312

Порода ТЬ Dy Но Ег Тт Yb Lu Возраст U-Pb, мпн. лет Возраст Rb-Sr, мпн. лет Комплекс eNd t (млн. лет) tchur (млн. лет) to» (млн. лет) Sm Nd "'Sm, 144Nd ""Nd, 144Nd

гранит 0 855 3 79 0671 214 031 2 08 0196 Pms -7 5 1870 2450

габбро 0475 2 32 0418 0 736 0134 0 748 0 0769 Gp -62 1800 2265 2437 448 28 63 0 09448 0511113

монцонит 105 4 94 0 879 2 47 0 352 2 36 0 335 1797±15 Gp -66 1800 2415 2662 2 98 1576 01143 0 511326

гранит 0 546 3 36 0624 2 65 0409 3 73 0665 1858±9 1535130 Gp -66 1800 2184 2344 3 36 31 49 0 06445 0 510736

гранит 135 0 738 0 094 1757+43 Gp -61 1800 2325 2504 5 89 45 3 0 07823 0 510822

Примечание. Gsg - гранит-сиенит-габброидная ассоциация, Gp - гранит-пегматитовая ассоциация, Pms - Пертит-монцонитовый комплекс, G - гранитоиды 1.86-1.84 млрд. лет, Gd - габбро, диабазы. Названия комплексов и пород даются по оригиналу. Анализы приведены по (Guide book., 2003). Анализы приведены по (Guide book., 2003), использованы данные (Ohlander et al., 1987; Skiold, 1988; Skiold, Ohlander, 1989; Ohlander, Skiold, 1994).

Вещественный состав изученной пробы метавулканита (проба Б-02-77, Южный домен Приладожья)

Окислы вес. % Порода Grt (5) Р1 (35-45) Kfs (Ю) Bt (10)

5Ю2 73 20 37 67 39 71 59 96 61 45 64 21 65 15 36 84 38 09

А12ОЗ 14 41 21.86 22 76 24 31 24 44 18 20 18 59 17 60 19 90

ТЮ2 021 0 02 0 00 0 07 0 00 0 20 0 00 3 84 0 09

РегОз общ 2 34 32 90 34 50 0 13 0 17 0 12 0 00 16 60 14 03

МдО 1 00 6 И 5 95 0 06 0 00 0 04 0 05 11 99 14 84

к2о 2.16 0 00 0 00 0 26 0 39 15 32 13.71 931 9 19

р2о5 <05 - - - - -

РЗЭ, г/т - - - - - - - -

КЬ 53 62 - - - - - - - -

Бг 688 88 - - - - - - - -

Ва 1371.40 - - - - - - - -

Ъг 286 49 - - - - - - - -

У 24 94 - - - - - - - -

N(1 52 33 - - - - - - - -

УЬ 2.45 - - - - - - - -

ТЬ 13 42 - - - - - - - -

Примечание. Кроме указанных минералов, в метавулканите содержится до 35-40% кварца, 1-2% серицита, единичные зерна монацита, циркона, апатита. Цифры в скобках обозначают объемное содержание минерала в породе. Определения РЗЭ выполнены методом ЮР-МБ.

Результаты U-Pb изотопных исследований

№ п/п Характеристика фракции, размеры, мкм Изотопные отношения Rho Th и Возраст, млн лет

Zm и Mnz пробы № Б-02-77 метавулканита

1 Крупный 389 4 011228 0 05376 0 2261 3 500 0 96 0 15 13140 1527.3 1836 7±1 1

2 Крупный 1127 011108 0 07323 0 1983 3 036 0 92 0 20 1166 0 14169 1817 2±1 7

4 Удлиненный 262 9 011141 016654 0 2038 3.131 0 86 0 46 1195 8 1440 3 1822 6±4 3

6 ао 681.0 011405 011539 0 2822 4 438 0 94 0 32 1602 6 17195 1864.9±4 1

7 Mnz 1658 0 11446 2 2855 0 3367 5314 0 79 63 1870 8 1871 0 1871 3±1.9

Zm пробы № Б-02-74 плагиогранита

9 80-100, ао 2729 011248 0 10477 0 2054 3.185 0 97 0 29 1204 3 1453 6 1839 8±0 9

Примечание, а - изотопные отношения, скорректированные на фракционирование и бланк РЬ; б - изотопные отношения, скорректированные на фракционирование, бланк РЬ и обычный РЬ; ао - аэроабразивная обработка. Разложение минералов и выделение РЬ и U проводилось по методике Кроу (Krogh, 1973). Уровень лабораторного загрязнения РЬ не превышал 0.1 нг, а U - 0.01 нг. Изотопные измерения РЬ и U выполнены на масс-спектрометре МАТ-261. Ошибки измерения Pb/U изотопных отношений - 0.5% (2а). Все расчеты проводились по программам Ладвига (Ludwig, 1987, 1998).

Химический состав пород из скважины по данным силикатного анализа

№п/п аОг ТЮг АЪОз Ке203 РеО МпО СаО м«о к2о N320 РА в ппп н2о

1 64.87 0.67 17.18 0.79 4.43 0.04 1.83 2.06 2.56 3.42 0.15 <0.05 1.65 0.24

2 54.29 0.85 20.66 1.45 7.04 0.05 1.00 3.24 4.24 1.60 0.09 0.15 5.81 1.52

3 69.65 0.52 14.63 0.86 2.87 0.02 2.42 0.84 3.89 2.98 0.14 <0.05 0.97 0.12

4 70.30 0.48 14.64 0.81 2.63 0.03 2.53 0.78 3.77 3.14 0.14 <0.05 1.15 0.14

5 70.00 0.55 14.60 0.90 3.11 0.02 1.00 1.43 4.80 2.30 0.10 <0.05 1.30 0.20

6 72.04 0.56 13.61 0.58 3.35 0.03 1.00 1.52 2.96 2.81 0.11 <0.05 1.19 0.18

7 74.21 0.46 13.00 0.71 2.39 <0.01 1.83 0.83 2.38 2.86 0.08 <0.05 1.38 0.16

8 70.14 0.53 14.68 0.60 4.13 0.08 2.25 0.98 2.77 3.04 0.11 <0.05 1.05 0.20

9 77.02 0.05 13.31 0.18 0.36 <0.01 1.97 0.29 2.42 3.43 0.08 <0.05 0.76 0.20

10 63.68 0.33 18.47 0.77 1.43 0.02 3.55 0.62 4.67 4.22 0.69 <0.05 1.15 0.16

11 70.49 0.45 14.81 0.79 2.51 0.02 2.40 0.80 4.16 2.89 0.13 <0.05 0.89 0.16

12 46.20 3.42 15.92 2.12 12.98 0.17 9.16 3.92 0.86 2.22 0.42 0.05 1.74 0.18

13 47.62 3.31 15.68 3.70 10.07 0.14 7.00 3.57 1.17 2.60 0.69 0.28 4.59 1.40

Примечание. 1,2- среднезернистый гнейс мигматизированный; 3, 4 - гранито-гнейс биотитовый; 5, 6 - мелкозернистый гнейс; 7-11 - граниты и плагиограниты; 12 - амфиболит; 13 - диабаз. Составы даны в весовых %, анализы выполнены в Северо-Западном Геологическом управлении (Санкт-Петербург).

Результаты Ч-РЬ изотопных исследований монацитов в породах Приладожъя (Южный домен)

№ фрак- Размер фракции (мкм) и ее Навеска. Содержание, мкг/г Изотопные отношения тыи Возраст, млн лет

ции характеристика МГ РЬ и г04РЬ/2<МрЬ* г07рь/г06рь0 208рь/20«рь6 2"7РЬ/"5и г06рь/"8и (крист) Шю 204РЬР8и 2<"рь/235и 207РЬ/2"4РЬ конкордямтныи вероятность

№ Б-2000-29, гранат-двуполевошпатовый гранит, Кильполская интрузия

№ Б-99-8, жильный гранит, Тервуская интрузия

№ Б-2000-31, гранат-кордиерит- силлиманитовый гнейс

№ Б-99-16, гранат-кордиермтовый гнейс

№ Б-2000-19/1, Г| эанат-гнперстеновый гнейс

Примечание: (ао) - аэроабразивная обработка. Остальные примечания как для табл. 4.

Результаты и-РЬ изотопных исследований монацитов и цирконов из лейкосомы мигматитов Приозерской и Лахденпохской зон Южного домена Приладожья

№ п/п Размер фракции (мкм) и ее характеристика Навеска, мг Содержание, мкг/г Изотопные отношения тыи Возраст, млн лет

РЬ | и "'РЬ/^РЬ1! 20>Ь/21,6РЬ6 208РЬ/гибРЬ6 1 207РЬ/"Ч] 12ибрь/2"и (крист) №0 104РЬ/238и 1 207РЬ/"5и 2,"РЬ/206РЬ 1 к"он|соРл ангный вероятность

№ Б-2000-19/2, лейкосома мигматитов 2-й генерации

№ Б-2000-30/1, лейкосома мигматитов 2-й генерации

5 2т, <60 НО но но 3690 011415 0 037313 5 140 0 3265 0 10 0 96 1821 6 1842 7 1866 6±0 74

6 гт. >100 но но но 2275 013194 014613 4 939 0 2715 0 40 0 92 1548 5 1809 0 2124 0±1 6

Примечания как для табл. 4.

Результаты иРЬ изотопных исследований монацита из разновозрастных лейкосом и будинированиой дайки в пределах одного обнажения (Южный домен Приладожья, р-он о.Путсари, обнажение Б-02-78)

п/п Фракция, мкм 204pb 20,р Ь6 206рЬ Шр^б 206рь Ш1РЪ 235и 206рь 238и Th и Rho Возраст, млн. лет СКВО/Р

206рь 238и 207рь 235-и 207рь 206ръ Конкор-дантный возраст

№ Б-02-78/10 (будина дайки ортогнейса)

1 Вал. 3665 0.11402 6.1209 5.286 0.3362 17 0.92 1868.4 1866.5 1864.5 1865.0±1.5 0.61/0.43

2 Вал. 19050 0.11421 5.8883 5.298 0.3364 16 0.93 1869.6 1868.5 1867.4 1868.0±2.9 0.13/0.72

№ Б-02-78/1 1 (жила 3-й генерации)

3 >150 11020 0.11448 4.0293 5.343 0.3385 11 0.98 1879.5 1875.8 1871.6 1872.2±1.7 3.3/0.07

4 100-150 11980 0.11440 4.3313 5.331 0.3380 12 0.97 1876.9 1873.8 1870.5 1870.9±2.1 2.4/0.12

№ Б-02-78/12 (жила 4-й генерации)

5 Вал. 3615 0.11436 7.3601 5.304 0.3364 20 0.95 1869.1 1869.5 1869.8 1869.7±2.5 0.01/0.93

№ Б-02-78/13 (жила 5-й генерации)

6 Крупн. (>50-80) 1654 0.11366 7.9390 5.257 0.3355 22 0.94 1864.8 1861.9 1858.8 1859.9±2.7 1.4/0.23

7 Мелк. (<50) 3443 0.11354 8.2531 5.199 0.3321 23 0.94 1848.7 1852.5 1856.8 1855.4+2.7 3.3/0.07

. примечания к табл. 4.

Вещественный состав изученной пробы обнажения Б-03-119 с соотношением ленкосом "жила в жиле"

(Южный домен Приладожья)

Проба, № порода Минеральный состав*, % Содержание окислов, вес %

элементы", ррт и Ве Бс Т| V Сг Со N1 Си гп ва Се Аэ РЬ Бг У

Б-03-119/1 52 28 1 56 18 67 4314 47 113 64 85 31 16 74 37 55 16 17 72 99 8 34 1 72 31 80 140 90 175 10 26 61

Б-03-119/2 18 25 2 19 6 79 1629 60 19 83 10 31 4 67 7 82 2 47 28 96 8 95 1 36 27 22 59 17 204 85 11 76

элементы, ррт 2г N5 Мо ГО1 Рс1 Ад Сс! Бп Те Сэ Ва 1а Се Рг N(1 Бт

элементы, ррт Ег Тт УЬ 1-й Ж Та \Л/ Р1 Аи Т1 РЬ В) ТГ1 и В Вг Ри Ре

элементы, ррт 1г Нд БЬ са ТЬ Оу Ей Но БЬ I Оэ Бе

Б-03-119/1 <0 01 <0 05 0 04 6 37 0 95 5 04 1 28 0 96 0 04 <0 05 <0 02 0 51

Б-03-119/2 <0 01 <0 05 0 36 4 48 0 67 3 00 1 18 0 51 0 36 <0 05 <0 02 <0 5

Б-03-119/3 <0 01 <0 05 <0 01 2 23 0 43 2 86 1 50 0 78 0 01 <0 05 <0 02 <0 5

Примечание. *-определено по шлифам, а также расчетным путем с использованием программы Мос1Ап (Раките, 1998). **- выполнены методом

Результаты и-РЬ изотопных исследований монацитов и цирконов в магматических породах (Южный домен Приладожья)

№ п/п Размер фракции (мкм) и ее характеристика Навеска, мг Содержание, мкг/г Изотопные отношения Th/U Возраст, млн лет

№ Б-99-28, эндербит, Куркиекская интрузия

2 2т, >150, светл, ао 0 39 540 1580 15930 0.11445 0 079755 5 227 03312 0 22 0.94 1844 4 1857 0 1871 2±0 58

3 Zm, 70-80, светл 0.39 410 1220 16120 0.11444 0 071896 5.189 0 3289 0 20 0 94 1832 9 1850 8 1871 1±0 58

6 Zm, 70-80, коричн 0 30 430 1280 9480 0 11439 0 057498 5.181 0 3285 0 16 0 94 1831.1 1849 5 1870 3±0 61

7 Zm, 100-150, коричн.ао 0 36 490 1430 12770 0.11485 0 066138 5 309 0 3352 0 18 0 94 1863.7 1870 2 1877 5±0 59

№ Б-99-14, диорит, Лауватсарская интрузия

10 Zm, валовая, ао 0 42 120 350 2168 011511 0 067665 5.100 0 3214 019 0 78 1796 4 1836 2 1881 6±1 50

11 Zm, >100, ао 0 44 120 350 4848 011534 0 076831 5.118 0 3218 0 21 0 93 1798 6 1839.1 1885 2±0 65

12 Zm, 80-100, ао 0 29 230 660 2913 0.11495 0 069109 5 295 0 3341 0 19 0.93 1858 2 1868 1 1879 1±0 70

13 Zm, 80-100, ао 0.61 110 390 2602 0.11505 0.064215 4.180 0 2635 0 18 0 98 1507.6 1670 0 1880 7±0 74

№ Б-2000-29, гранат-двуполевошпатовый гранит, Кильполская интрузия

14 Мпг но. но но 7263 0 11591 0.14852 6.7331 5 286 1 8 6 0 93 1868.1 1868.1 18650±21 18669±44 0 78

№ Б-99-7, гранит, Тервуская инт рузия

16 Zm, <70 0 36 200 740 3583 0.11325 0 069189 4.120 0 2638 0 19 0 88 1509 5 1658 3 1852 2±0 87

17 2m, >100, ао 0 33 75 260 2268 0.11529 0 075498 4 337 0 2728 0 21 0 98 1555.1 1700 4 1884 4±0 88

18 Zm, <70, ао 0.37 300 970 10210 0.11401 0 071547 4.726 0 3006 0 20 0 94 1694 2 1771.7 1864 4±0 59

19 Zrn+Mnz 0.50 3800 2590 6995 0 11355 4 3164 4 874 03113 11 9 0 98 1747 1 1797 7 1857 0±1 3

№ Б-99-8, жильный гранит, Тервуская интрузия

20 Мпг 0 20 2300 1120 2724 0 11774 5 9112 0 3329 5 177 16 4 0 92 18527 18488 18446±21 18497±44 044

См примечания к табл 4

Результаты 17-РЬ изотопных исследований монацита н силлиманита в метаморфических породах Северного Приладожья

(Свекофеннский и Свеко-Карельский блоки)

№ и/п Название породы № пробы Возраст, млн. лет

Южный домен (Свекофеннский блок)

1 гранат-кордиерит-силлиманитовый гнейс Б-2000-31 1879±8*,1860

2 гранат-кордиеритовый гнейс Б-99-16 1862, 1850

3 гранат-гиперстеновый гнейс Б-2000-19/1 1874

4 лейкосома мигматитов, 2-я генерация Б-2000-19/2 1871

5 лейкосома мигматитов, 2-я генерация Б-2000-30/1 1877

6 лейкосома мигматитов, 3-я генерация Б-02-78/11 1872

7 лейкосома мигматитов, 4-я генерация Б-02-78/12 1870

8 жила, 5-я генерация Б-02-78/13 1856

Северный домен (Свеко-Карельский блок)

9 гранат-биотит-силлиманитовый гнейс Б-03-132 1792±42*, 1794

10 гранат-андалузит-ставролитовый гнейс Б-03-125 1787

11 гранат-ставролитовый гнейс Б-03-126 1787

12 гранат-биотит-ставролитовый гнейс Б-04-143 1804

13 биотит-силлиманитовый гнейс Б-04-155 1787

14 гранат-биотит-ставролитовый гнейс Б-03-121 1796

Примечание. * - возраст силлиманита 1(207РЬ/206РЬ), определенный методом ступенчатого выщелачивания. Изотопные исследования проводились в ИГГД РАН. Погрешность определения возраста монацита не превышает 2-5 млн. лет (2а)

Компонентный состав породообразующих минералов из гнейсов в пределах изученных метаморфических зон в сулкавском и

приладожском метаморфических комплексах

Комплекс С* С С С С С С С С П П П П П П П П П

Образец Р2,3 Р2,3 Р2,3 Р2,3 1=2.1 Р2,2 Р2,2 РЗ-1 РЗ-1 27 27 27 27 28 28 28 28 31

№ анализа 2 4 11 12 26 27 28 7 8 23 28 33 41 1 5 15 16 24

Минерал В( В( В1 В( В1 В1 В( В( В1 В1 В1 В1 В1 В1 В1 В1 В1 В1

ЭЮ2 35 13 35 64 35 92 34 70 37 40 35 42 36 00 35 52 34 98 35 90 36 45 37 38 38 06 36 65 37 23 37 42 36 90 38 00

А1203 16 26 16 75 16 77 15 97 17 45 16 66 17 04 19 01 19 86 18 23 18 28 19 40 19 70 18 10 18 82 18 53 18 86 17 98

РеО 18 68 19 33 19 70 19 50 15 70 17 56 19 77| 20 56 17 35 17 78 18 92 19 03 19 02 20 41 1931 19 62 20 04 17 77

МдО 9 92 10 36 9 92 9 63 14 11 11 32 10 67 10 20 11 70 11 46 10 34 11 15 10 36 9 94 11 08 10 23 10 58 11 39

Сумма 93 60 95 62 96 21 94 16 96 03 95 12 96 46 96 74 9319 96 40 98 00 100 00 100 00 100 00 100 00 99 73 100 00 100 00

Комплекс С С С С С П П П П Л Л П П П П П П

Образец Р2.3 Р2.3 Р2,3 Р2,3 Р2,3 27 27 27 27 27 27 27 26-1 26-2 26-2 26-2 31

№ анализа 6 7 8 9 10 24 25 26 32 38 39 40 24 32 33 34 25

Минерал Сгс! Сгс! Ста с та Сгс! с га с га Сгс! Сгс! Сгс! Сгс! Сгс! Сгс! Сгс! Сгс! СгсЗ Сгс!

БЮг 46 20 46 99 45 06 48 44 45 45 41 84 49 23 49 23 49 44 47 76 49 65 48 48 49 70 47 87 47 87 47 87 50 31

А1203 33 90 33 66 34 24 33 21 34 15 27 99 38 27 38 27 37 72 38 62 36 87 36 42 32 82 35 44 35 44 35 44 32 71

Сумма 99 40 100 36 98 92 99 82 99 84 98 00 100 01 100 01 100 01 100 01 100 01 100 01 100 01 100 00 100 00 100 00 100 01

Сумма 11 19 11 18 11 23 11 09 11 26 11 57 10 87 10 87 10 85 10 93 10 86 11 00 11 00 11 03 11 03 11 03 10 97

Комплекс С С С С С С С С С П П П П П П П П П

Образец Р2,3 Р2,3 Р2,3 Р23.1 Р2 2 Р2.2 РЗ-1 РЗ-1 РЗ-1 27 27 27 27 27 28 28 26-2 26-2

№ анализа 17 21 22 24 29 32 1 3 4 18 20 21 34 37 13 14 28 31

Минерал СП СП СП вя СП вп СП вп вп СП вп СП СЛ вп СП СЛ ел СП

ЗЮ2 36 75 37 19 37 00 37 17 36 76 36 92 36 80 36 43 36 37 37 47 37 84 38 10 36 87 37 47 37 31 36 77 37 57 37 67

А!203 20 78 21 02 20 96 21 28 20 93 20 75 21 26 21 14 20 43 20 95 21 67 21 57 21 37 21 64 21 12 21 12 21 53 21 49

ЯеО 36 97 35 55 34 99 35 12 37 80 36 39 35 90 36 19 36 77 35 24 31 74 31 14 35 97 33 79 35 21 36 95 34 80 35 61

Сумма 99 09 99 41 98 92 99 68 99 82 99 46 100 01 99 26 98 56 100 00 100 00 100 00 100 00 100 00 100 00 100 00 100 00 100 00

Комплекс С П П П П П П П П С С П П П П П

Образец Р2,1 27 27 27 28 28 28 26-1 31 РЗ-1 РЗ-1 27 28 28 26-1 31

№ анализа 25 22 29 31 2 3 17 26 23 5 6 30 4 7 25 27

Минерал Р1 Р1 Р1 Р1 Р1 Р1 Р1 Р1 Р! Рэр Рэр Рэр Рэр Рэр Рэр Рэр

БЮг 59 55 60 30 60 14 60 99 61 09 60 59 60 07 61 60 58 42 63 87 64 22 64 92 64 73 64 47 64 00 64 73

А!2Оз 24 52 24 28 24 44 24 08 24 04 24 08 24 49 24 88 25 73 18 30 18 02 18 50 17 88 18 03 18 25 18 38

Сумма 98 56 99 99 99 99 99 99 99 99 99 99 99 99 101 28 100 00 98 78 99 06 100 00 100 00 100 00 99 19 100 00

Примечание. *С- сулкавский, П - приладожский метаморфические комплексы.

Результаты изотопных исследований силлиманитов (пробы Б-2000-31, РьОЗ-Об) и турмалина (проба РьОЗ-Об) из глиноземистых гнейсов

сулкавского и приладожского метаморфических комплексов

Приладожье, Б-2000-31, силлиманит

1 Валовая, 1 53 293 0 65 19 627 0 23 0 93 78 662 0 53 0 99 32

2 Валовая, 11 49 319 1 00 19 156 0 33 0 95 73 326 0 79 0 99 3 1

3 Выщелок, 1 27 604 0 29 16 671 0 11 0 69 80 906 0 48 0 99 10 6

4 Выщелок, И 25 330 0 10 16417 0 10 0 65 69.348 0.10 0 92 95

5 Остаток 72 708 1.10 21 858 0 44 0 98 67 576 0 65 0 99 1 6

Сулкава, Fi-03-06, силлиманит

1 Валовая 23 554 0 10 16.170 0 10 0 97 41.357 0.13 0 95 2 1

2 Выщелок, 1 34.970 0 20 17.434 0 10 0 67 51 934 0.16 0 85 24

3 Выщелок, II 36 357 0 20 17 573 0 11 0 69 53 801 0.16 0 86 25

4 Остаток, I 22.235 041 16 027 0 22 0 69 38 169 0 23 0 36 1 2

5 Остаток, II 21.526 0 66 15 952 0 20 0 69 37.220 0 27 0 52 09

Сулкава, Fi-03-06, турмалин

I Валовая 46 654 0.10 18.786 0 09 0 79 81.549 0.14 0 92 4 1

2 Выщелок 882 26 6 50 110.96 5 70 0.99 1360 20 6 50 0 99 42

3 Остаток 19 733 0 06 15 816 0 09 0 97 40 723 0 12 0 98 37

Примечание, а - изотопные отношения, исправленные на лабораторное загрязнение РЬ и фракционирование изотопов в масс-спектрометре; б -рассчитанное Т11/и отношение на момент кристаллизации силлиманита по изотопному составу РЬ; в — коэффициенты корреляции ошибок изотопных отношений 207РЬ/204РЬ и 206РЬ/204РЬ; г - коэффициенты корреляции ошибок изотопных отношений 208РЬ/204РЬ и 206РЬ/ РЬ.

Результаты изотопных исследований монацитов (пробы Б-2000-31, Fi-03-06)

Характеристика фракции Изотопные отношения Rho Th и Возраст, млн лет

гОбр^. 204РЬ РЬ 2>ь 206pb 206Pb 238ц 20ipb И5и РЬ 238и РЬ 235и zw'Pb 206рь Конкордатный

Приладожье, Б-2000-31

15 зерен 6139 0.11640 6.0920 0.3338 5.256 0.99 16.8 1856.9 1861.8 1867.3±2.1 1860.5±4.4

Сулкава, Fi-03-06

12 зерен 7625 0.10962 1.4900 0.3216 4.860 0.96 4.1 1797.4 1795.4 1793.1+1.7 1794.7±4.6

Примечание, а — изотопные отношения, скорректированные на фракционирование и бланк РЬ; б - изотопные отношения, скорректированные на фракционирование, бланк РЬ и обычный Pb. Th/U отношение рассчитано на момент кристаллизации монацита. Более подробно методика описана ранее (Rizvanova et.al., 2000).

Результаты и-РЬ изотопных исследований монацита из глиноземистого гнейса о.Кемио (южная Финляндия)

п/п Фракция, мкм гиьРЪ 204рЬ 206рь 2USPb 206pb ¡шрь M5U 238u Th U Rho Возраст, млн. лет Конкордатный возраст СКВО/Р

гоьръ 238 у /и/РЬ 235u Pb 206pb

Образец Fi-5-1

1 Мелк (<50) 3900 0.11126 3.5960 4.975 0.3243 9.9 0.96 1810.6 1815.0 1820.1 1824.1 ±4.6 1.5/0 22

2 Сред. (50-80) 41100 0.11136 3.0304 5.031 0.3277 8.4 0.94 1827.1 1824.6 1821.7 - -

Образец Р1-5-2

3 Сред. 3890 0.11086 4.9952 5.144 0.3365 14 0.68 1870 1843.4 1813.6 -

Примечание. ТЬ/и отношение рассчитано на момент кристаллизации монацита. Более подробно методика описана ранее (Шгуапоуа е1.а1., 2000).

WR-Ms 1683*17 WR-Bt 1617*16

Сводная

таблица изотопно-геохронологического изучения некоторь,, пород Южного домен, Щ—„

Б-99-8 Б-99-7 Б-00-29

Жила Гранит Граиит

Терв\ Tepev Кильпола

1850*4 1861*3 1867*4

Примечание. WR - вал породы.

Химические составы некоторых минералов из пород Южного домена Приладожья, изученных для

термохронологического анализа

Минерал Порода № образца БЮг ТЮ2 АЬОз РеО МпО МеО СаО Ма20 к2о Сг203

АшрИ диорит B99.bG 46 22 031 12 33 17 43 0 65 10 20 11 28 I 24 0 35 0 00

В1 эндербит В-99-Е 37 25 5 67 1441 22 48 0 10 10 48 0 04 0 35 921 0 01

гнейс В-99-СС 36 97 4 94 18 40 17 48 0 00 11.87 0 00 0 30 9 96 0 08

В1 диорит В-99-1ХЗ 38 40 2 47 17 32 20 35 0 29 11 50 0 00 0 29 9 37 0 02

В1 грант- В-99ТС 35 90 2.37 17 74 27 77 0 06 6 83 0 00 031 8 94 0 08

жила гранита В-99ТУ 35 57 3.97 18 07 27 88 0 11 6 10 0 02 0 30 7 96 0 05

СИ гранит Б-2000-29 36 67 0 00 20 48 36 78 1.99 1.49 2 60 0 00 0 00 0 00

вп лейкосома Б-2000-19/1 39 00 001 21 71 29 37 1 04 7 55 1 33 0 00 0 00 0 00

СИ лейкосома Б-2000-30/3 37.99 0 03 21.19 30.94 0 77 6 75 1.52 0 00 0 00 0 07

ей гнейс В-99-ОС 37.54 0 00 21 69 32.16 1 30 6 13 1 14 0 00 0 00 0 05

КГв гранит В-99ТС 64 65 0 00 18 17 0.00 0 00 0 00 0 00 0 51 16 62 0 00

К^ жила гранита В-99ТУ 64 67 0 00 18 30 0 00 0 00 0 00 0 00 0 90 16 14 0 00

Мв жила гранита В-99ТУ 51 26 0 00 36 54 0 00 0 00 0 00 0 02 1.17 10 45 0 00

Р1 эндербит В-99-Е 56 45 0 00 27 20 0 00 0 00 0 00 10 02 6 04 0 22 0 00

Р1 гнейс В-99-СС 60 01 0 00 25 15 0 00 0 00 0 00 6.90 7 69 0 24 0 00

Р1 диорит В-99-ЬС 52 99 0 00 29 58 0 00 0 00 0 00 12 86 4 48 0 06 0 00

Р1 грант- В-99Тв 67 62 0 00 19 73 0 00 0 00 0 00 0 62 11 22 021 0 00

Р1 жила гранита В-99ТУ 63 98 0 00 22 49 0 00 0 00 0 00 3 64 9 73 0 17 0 00

Примечание. Микрозондовые анализы выполнены в ИГГД РАН.

Информация о работе

Балтыбаев, Шаукет Каимович
доктора геолого-минералогических наук
Санкт-Петербург, 2005
ВАК 25.00.01

Диссертация

Свекофенниды Фенноскандии: пространственно-временная корреляция эндогенных процессов - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы