Геология, тектоника, возраст и металлогения архейской шовной зоны Колмозеро-Воронья, Кольский регион

Геология, тектоника, возраст и металлогения архейской шовной зоны Колмозеро-Воронья, Кольский регион

Б.В. Гавриленко, И.В. Никитин, Д.Р. Зозуля, Н.М. Кудряшов, М.Н. Петровский, О.П. Корсакова, Н.Н. Галкин

Геологический институт КНЦ РАН, Апатиты

Аннотация. Приведены новые данные по геологии, структуре и возрасту архейской шовной зоны Колмозеро-Воронья в северо-восточной части Балтийского щита. Показано, что зона Колмозеро-Воронья, расположенная на стыке Мурманского, Центрально-Кольского и Кейвского террейнов и маркирующая древний глубинный Титовско-Кейвский разлом, характеризуется шовным типом тектоники и формировалась в условиях сдвигового пластического и квазипластического течения. Структурное сочетание крутых продольных сдвигов с поперечными взбросами и надвигами, пакетами линз и чешуй между ними возникло в условиях преобладающего сжатия при компенсирующем растяжении. В развитии шовной зоны можно выделить несколько стадий: протоокеаническую с коматиит-толеитовым магматизмом (3.0-2.9 млрд лет); протоостроводужную с андезит-риолитовым магматизмом (2.9-2.8 млрд лет); региональный метаморфизм и гранитизацию (2.7-2.6 млрд лет); регрессивный метаморфизм и калиевый метасоматоз (2.5-2.2 млрд лет). Реализация рудного потенциала шовной зоны Колмозеро-Воронья во времени проходила со сменой сидерофильных элементов -Fe, Ni, Au, Ag (мантийный материал) халькофильными - Cu, Mo, Pb, Bi (смесь мантийного и корового материала) и литофильными - Li, Cs, Be, Ta, Nb (c^ecraeHHo коровый материал). Эволюция рудного вещества во времени отражала смену геотектонических режимов развития архейской структуры.

Abstract. The new data on geology, structure and the age of the Archaean Kolmozero-Voron'ya suture zone from the NE Baltic Shield have been presented. The zone is located in the junction of Murmansk, Central Kola and Keivy terranes and marks the ancient Titovka-Keivy deep-seated fault. It is characterized by the tectonics suture style and was formed in the conditions of the sliping plastic and quasi-plastic flow. The structural combination of the steep longitudinal slips with cross reverse faults and trusts, separated by the lenses' and slices' assemblages, was formed under the dominating compression combined with the compensating extension. There are several stages in the suture zone evolution: protooceanic with komatiite-toleite magmatism (3.0-2.9 Ga); volcanic arc with andesite-rhyolite magmatism (2.9-2.8 Ga); regional metamorphism and granitization (2.72.6 Ga); regressive metamorphism and potassium metasomatosis (2.5-2.2 Ga). The metallogenic evolution of the Kolmozero-Voron'ya zone was the following: siderophile elements - Fe, Ni, Au, Ag (mantle source), chalkophile elements - Cu, Mo, Pb, Bi (mixed mantle-crustal source), lithophile elements - Li, Cs, Be, Ta, Nb (crustal source), and it is in accordance with the change of the tectonic regimes in the zone geological history.

1. Введение

Изучение особенностей и последовательности структурирования глубинных уровней земной коры является одной из важных проблем докембрийской геологии. В качестве ведущего фактора структурирования докембрийской земной коры в основном принимается интраконтинентальный рифтогенез (Фролова, 1996; Парфенов и др., 1998). Однако наблюдаемый сегодня террейновый характер континентальной коры подчеркивают не рифты, а, преимущественно, шовные зоны, возможно, имевшие раннюю рифтогенную историю. Одной из таких структур является архейская зона Колмозеро-Воронья (KB) на северо-востоке Балтийского щита. Эта зона всегда привлекала к себе пристальное внимание как стратотип архейского разреза, и начиная с 50-х годов в ее пределах активно проводились геологические исследования. Они касались различных аспектов стратиграфии, магматизма, геохронологии, петрохимии, металлогении и привели к накоплению большого фактического материала, отраженного в многочисленных публикациях (Кириченко, 1960; Токарев, Гарифулин, 1963; Прияткина, Дагелайский, 1963; Маслеников и др., 1963; Харитонов, 1966; Сидоренко и др., 1972; Платунова, 1975; Белолипецкий и др., 1980; Белолипецкий и др., 1980; Никитин, 1975; 1980; 1986; Другова и др., 1982; Гавриленко, 1982; Даркшевич и dp, 1984; Вревский, 1989; Петров и dp, 1996). Тем не менее, до последнего времени структурные и геохронологические исследования на территории KB не получили должного развития. Материалы различных авторов по отдельным частям единой в структурном отношении зоны не всегда увязывались между собой, и многие спорные и проблемные вопросы геологии KB остаются нерешенными и сегодня. В настоящей статье приведены полученные за последние годы авторами материалы по геологии, геохронологии, геоморфологии, металлогении, позволившие составить новый вариант геологической карты КВ.

1 - щелочно-ультраосновные породы Контозерской интрузии; 2 - микроклиновые граниты (а) и их мигматиты (б); 3 -турмалиновые граниты; 4 - щелочные граниты Кейвского террейна; 5 - гнейсо-гранодиориты Поросозерского массива; 6 - субвулканические тела кварцевых порфиров Вороньих тундр; 7 -гранитоиды Центрально-Кольского террейна; 8 - гранитоиды Мурманского террейна; 9 -габбро-анортозиты Патчемварекского массива; 10 - гипербазиты г. Лешая; 11 - гнейсы и сланцы кейвской серии; 12 - бластомилониты и метасоматиты по породам КВ и смежных террейнов; 13 - серицит-мусковит-кварцевые сланцы с реликтами амфиболитов, биотит-гранатовых гнейсов, глиноземистых сланцев и кварцевых порфиров; 14 - биотитовые, гранат-биотитовые гнейсы, глиноземистые сланцы с реликтовыми блоками метаосадков; 15 -амфиболиты метабазит-ультрабазитового

комплекса; 16 - разрывы разной иерархии. На врезке в правом углу: схема расположения Титовско-Кейвской шовной зоны и смежных террейнов Кольского полуострова: 1-3 -террейны: 1 - Мурманский, 2 - Кейвский, 3 -Центрально-Кольский; 4 - Лявозерский тектонический клин; 5-7 - сегменты Титовско-Кейвской шовной сдвиговой зоны: 5 - Северо-Кейвский, 6 - Колмозеро-Вороньинский, 7 -Урагубский; 8-10 - разрывы: 8 - Вороньинский, 9 - Лявозерский; 10 - Западно-Кейвский

Рис. 1. Геолого-структурная схема зоны Колмозеро-Воронья

2. Региональная тектоническая позиция зоны Колмозеро-Воронья

В северной части Кольского полуострова от Варангер-фиорда до Горла Белого моря проходит Титовско-Кейвская шовная зона, которая трассируется серией магнитных аномалий под платформенным чехлом Русской плиты (Гафаров, 1963; Кропоткин и др., 1971; Минц и др., 1996). Эта структура тесно сопряжена с глубинным разломом, имеющим северо-западное простирание, субсогласное ориентировке региональных структур, и круто погружающимся под Мурманский террейн, достигая поверхности Мохо (Литвиненко и др., 1968). В ней различаются три сегмента - Северо-Кейвский, Колмозеро-Вороньинский и Урагубский. Все они трассируются телами метавулканитов и метаинтрузивных пород основного и ультраосновного состава, реликтовыми блоками метаосадков, зонами динамометаморфитов, метасоматитов, интрузиями гранитоидов, т.е. тектоно-метаморфической суперформацией пород (Метаморфические..., 1986). Колмозеро-Вороньинский сегмент шовной зоны (КВ) имеет длину 120 км при ширине от 1 до 12 км (рис. 1). На северо-западе он ограничивается Вороньинским разломом, на юго-востоке - Западно-Кейвским и делится на две соизмеримые части Лявозерским сдвигом. На этом интервале наиболее полно представлен сложный структурно-вещественный ансамбль глубинных уровней шва.

КВ является составной частью мозаики докембрийских геоблоков кристаллического щита и "зажата" между Мурманским, Центрально-Кольским и, частично на юго-востоке, Кейвским террейнами. Все три террейна отделены друг от друга зонами глубинных разломов, и каждый из них характеризуется индивидуальными особенностями состава слагающих их пород, приповерхностного и глубинного строения, магматизма, геодинамики и истории развития. Согласно геофизическим данным (Цирулъникова и др., 1968; Литвиненко и др., 1968; Поротова, Болгурцев, 1971), Мурманский террейн имеет несколько большую мощность кристаллического слоя (34-36 км), чем Центрально-Кольский (до 34 км) и отделяется от последнего валообразным поднятием поверхности Мохоровичича, протягивающимся на глубине согласно разделяющему их разлому. Поверхность Мохо под Кейвским террейном выделяется на глубине 30-32 км. Еще большее различие наблюдается в отношении мощностей "гранитного" к "базальтовому" слою, которое для первого равно 1.1, для второго - 1.5, а для Кейвского - около 0.2. При этом мощность "гранитного" слоя Мурманского террейна по его простиранию с северо-запада на юго-восток сокращается от 15 до 3-4 км, а

[1£] г С5-Ь ЕЛ2*

[¿¿¿¡11 ЕЗЗЗо О

ШШм Ш*

мощность "базальтового", соответственно, увеличивается до 30 км. В Кейвском террейне на глубине 3-4 км залегает преломляющая граница, ниже которой исключается распространение пород кейвской серии и щелочных гранитов и предполагается наличие "гранулито-базитового" слоя. В этом слое отмечается серия тектонических нарушений, доходящих до "гранулито-базитового" слоя. В гнейсах и сланцах кейвской серии также фиксируются пологие отражающие площадки, отмечающие, вероятно, поверхности зон сколов и надвигов, служивших путями проникновения магмы щелочных гранитов (Батиева, 1976).

Пониженное, по сравнению с Центрально-Кольским террейном, неоднородное и переменное по характеру магнитное поле Мурманского террейна отличается развитием крупных магнитных аномалий северозападного простирания, осложненных локальными максимумами различной ориентировки. Крупная магнитная аномалия Центрально-Кольского террейна осложняется множеством линейных максимумов преимущественно северо-западного простирания. КВ фиксируется интенсивными узкими максимумами магнитных аномалий (Гафаров, 1963). Различие в ориентировке мелких максимумов магнитных аномалий отчетливо подчеркивает закономерную смену структурного плана от Мурманского террейна к Центрально-Кольскому. При общем северозападном простирании структур в Мурманском террейне отмечаются их северо-восточные и меридиональные простирания, связанные с его чешуйчато-купольным строением (Минц и др, 1980). Центрально-Кольскому террейну свойственны преимущественно северо-западные ориентировки изоклинально-чешуйчатых структур (Шуркин, 1968; Баржщкий, 1988). В развитии супракрустальных образований террейнов (объем, состав) с севера на юг обнаруживается отчетливая формационная зональность. В Мурманском террейне крайне непредставительно развиты двупироксеновые кристаллосланцы, амфиболиты, биотит-амфиболовые и биотитовые гнейсы, представленные мелкими телами среди преобладающей массы гранитоидов. Они располагаются в виде узкой оторочки по краям миндалевидного в плане тела Мурманского террейна, центральную часть которого занимают гранитоиды. В Центрально-Кольском террейне перечисленные разновидности дополняются гранатовыми, двуслюдяными, глиноземистыми гнейсами, а также телами железистых кварцитов, неизвестных ни в Мурманском, ни в Кейвском террейнах. Развитие мощной толщи кислых вулканитов лебяжинской свиты и кианитовых сланцев подчеркивает индивидуальное своеобразие развития Кейвского террейна (Бельков, 1963).

Анализ распространенности ультраметаморфических явлений и регионального метаморфизма также обнаруживает их зональный характер. Если в Мурманском террейне гранитизация и мигматизация гомогенезируют практически весь объем пород, то в Центрально-Кольском террейне они наиболее интенсивно проявлены в линейных зонах северо-западного простирания. Слабые и неконтрастные следы ультраметаморфизма в супракрустальных образованиях КВ и Кейвского террейна долгое время служили основанием для вывода об их карельском возрасте в сравнении с архейскими комплексами смежных террейнов, наделяя Кейвский блок, наряду с щелочным магматизмом, дополнительной чертой отличия.

Сопоставление террейнов по глубинному строению, полю магнитных аномалий, типу складчатости, парагенезису супракрустальных образований, магматизму и ультраметаморфизму показывает определенные черты сходства и различия. Наряду с общими чертами им присущи особенности, связанные с дифференцированным характером развития на ранних этапах эволюции каждого из этих геотектонических элементов докембрийской коры, что позволяет сделать вывод о межплитной структурной позиции КВ на протяжении всей ее истории от зарождения до практически полного редуцирования.

3. Контакты зоны Колмозеро-Воронья со смежными террейнами

Контур, отделяющий вещественный комплекс КВ от вмещающих террейнов, сначала целиком рассматривался как конседиментационный контакт супракрустальных образований КВ с древнейшими плагиогранитоидами (Токарев, Гарифулин, 1963). Позднее на северо-восточном фланге был выявлен разлом, редуцировавший здесь часть разреза (Белолипецкий и др., 1980). Изучение контактов по контуру КВ показало, что они имеют крайне гетерогенный характер, представляя собой зоны внедрения гранитоидов, пегматитов, бластомилонитизации и бластокатаклаза, которые содержат линеаризованные тонкополосчатые разновидности мигматитов, будины метабазитов и в различной степени ассимилированные ксенолиты гнейсов КВ.

В юго-восточной части КВ ее контакт с Патчемварекским массивом представлен прямолинейной крутой, с преимущественным наклоном в северо-восточных румбах, тектонической зоной бластомикститов по мигматизированным плагиомикроклиновым гранитам с бластомилонитами по габбро-анортозитам. Со щелочными гранитами Западных Кейв прямолинейная крутая зона контакта представлена парагенезом бластотектонитов по щелочным гранитам, гнейсам и амфиболитам КВ с их метасоматической переработкой в условиях сдвигового твердофазного течения. Прослеживание северо-восточного контакта КВ от Патчемварекского массива до оз. Лявозеро показало, что на этом интервале вещественный комплекс КВ контактирует с диоритами Колмозерского массива и плагиомикроклиновыми гранитами. Зона контакта имеет крутое падение. Ее мощность меняется от ста до нескольких сотен метров. Она сложена апогнейсовыми, апогранитными, апобазитовыми и апогаббро-анортозитовыми бластотектонитами. От широты оз. Лице

зона контакта ориентирована к северо-востоку, имеет сравнительно близкий по составу набор тектонитов, но с явными следами их мигматизации. В составе тектонитов контрастно выделяются бластомикститы

03. Лице, выделяемые многими исследователями в качестве конгломератов. Эта зона конгломератоподобных пород с перерывами, выполненными струйчато-полосчатыми или тонкополосчатыми апогранитными и апобазитовыми бластомилонитами, прослеживается до широты оз. Гыркаты. Далее к северо-западу эта тектоническая зона, располагаясь между вещественным комплексом КВ и плагиомикроклиновыми гранитами, прослеживается с перерывами в обнаженности почти до оз. Лявозеро. На этом интервале ее выполняет тектонитовый комплекс, близкий по составу ранее описанному, а сама зона имеет слабодугообразную выпуклую к северо-востоку форму, фрагментированную серией мелких поперечных левосторонних сдвигов. От оз. Лявозеро до широты г. Мешеньпорр комплекс КВ отделяется от плагиомикроклиновых гранитов мощным (до 2 км) и протяженным (более 20 км) телом кварцевых монцодиоритов, содержащих ксенолиты амфиболитов и гнейсов вещественного комплекса КВ (рис. 2а). У северо-восточного подножия г. Лешая отмечается контакт плагиомикроклиновых гранитов с амфиболитовым комплексом КВ через зону развития пологозалегающих тел пегматитов и мигматизации (рис. 26).

Вдоль юго-западного крыла, начиная от оз. Колмозеро, на протяжении 35 км вещественный комплекс КВ "сшивается" с плагиомикроклиновыми гранитами Центрально-Кольского террейна крупным клиновидным телом кварцевых монцодиоритов Поросозерского массива (рис. 3). Контактовая зона имеет неустойчивое залегание как по простиранию, так и по падению. Общее простирание зоны контакта и пород в ней вдоль оз. Порос в северных румбах при падении всей структуры под углами от 50 до 70° на запад. На широте г. Солдат-Мыльк зона контакта приобретает крутое залегание до вертикального и северо-западное общее простирание. Контактовая зона насыщена линзовидными ксенолитами метабазитов и гнейсов КВ и жильными телами гранодиоритов. Северо-западнее г. Солдат-Мыльк тело кварцевых монцодиоритов выклинивается, замещаясь по простиранию зоной плагиомикроклиновых мигматитов в сочетании с мощными, иногда до 50 м, и протяженными на многие сотни метров согласно контакту телами гранитных пегматитов, которые с перерывами прослеживаются до южного окончания оз. Лявозеро. Здесь юго-восточная часть КВ пересекается поперечной зоной Лявозерского левого сдвига северо-восточной ориентировки. Северо-западнее оз. Лявозеро породный комплекс КВ прорывается интрузией микроклиновых лейкогранитов на протяжении более 12 км. Далее к северо-западу от г. Полмос на протяжении более 30 км проходит зона сочленения гранат-биотитовых гнейсов КВ с плагиомикроклиновыми гранитами Центрально-Кольского террейна. Ее характеризует высокий уровень структурной анизотропии гранитов и гнейсов, пронизанных многочисленными телами слюдяных пегматитов, ориентированных под небольшим углом или субсогласно простиранию и крутому залеганию зоны контакта. Развитый здесь гнейсовый горизонт контактирует с расположенным к северо-востоку телом амфиболитов КВ через зону мощной кливажной переработки пород до тонкополосчатых бластомилонитов.

Таким образом, вся породная ассоциация КВ по контуру протяженностью более 300 км гомогенезируется в зонах кристаллизационного течения, как бы "сшивается" с палингенно-метасоматическим комлексом плагиомикроклиновых гранитов окружающих террейнов интрузиями кварцевых монцодиоритов, микроклиновых лейкогранитов и отделяется от них на завершающих стадиях развития зонами кливажного течения, т.е. контур КВ имеет вторичную природу без признаков первичных конседиментационных отношений.

4. Вещественный комплекс зоны Колмозеро-Воронья и его стратификация

КВ сложена преимущественно породами, метаморфизованными в западной части (до оз. Лявозеро) в условиях ставролит-андалузитовой субфации амфиболитовой фации (Т = 550-600°, Р = 3.0-3.5 кбар); в восточной - в условиях кианит-силлиманитовой субфации амфиболитовой фации, когда Р возрастает до 5.28.5 кбар (Белолипецкий и др., 1980; Другова и др., 1982; Петров и др., 1990). Согласно стратиграфической схеме А.П. Белолипецкого с соавторами (1980), вулканогенно-осадочные комплексы КВ относятся к тундровой и кейвской сериям. В разрезе структуры выделяются следующие свиты: 1 - нижняя терригенная толща гранат-биотитовых и биотитовых гнейсов - лявозерская свита - прослеживается почти непрерывной полосой шириной до 100 м по южному краю структуры и лишь отдельными фрагментами в северном крыле; 2 - нижняя вулканогенная толща - метавулканиты коматиит-толеитовой и толеитовой серий, представленные в настоящем виде сланцеватыми, полосчатыми, овоидными и другими разновидностями плагиоамфиболитов с прослоями карбонатных пород и железистых кварцитов - полмостундровская свита мощностью до 1200 м; 3 - верхняя вулканогенная толща - метавулканиты базальт-андезит-риолитовой серии, представленные биотит-амфиболовыми, гранат-биотит-амфиболовыми и другими гнейсами, биотитовыми и двуслюдяными сланцами, лептитами - вороньетундровская свита мощностью до 800 м; верхняя терригенная толща биотитовых с андалузитом (кианитом), ставролитом, гранатом, кордиеритом гнейсов и сланцев, включая их углеродистые разновидности - червуртская свита мощностью до 1000 м.

2м

ЕИЗ. Шг ЕЕЬ ЕИ.

а б

Рис. 2. Контакты супракрустальных пород северного крыла зоны Колмозеро-Воронья с гранитоидами обрамления: а - контакт биотитовых гнейсов с гнейсограноднорнтами г. Мешеньпорр: 1 - бнотнтовые гнейсы; 2 - бластомилониты по бнотнтовому гнейсу; 3 - гнейсограноднорнты; 4 - гранитный пегматит; 5 - кварцевые жилы; б - контакт амфиболитов с плагиомикроклиновыми гранитами в районе г. Лешая: 1 - амфиболиты; 2 -плагиомикроклиновые граниты; 3 - диопсидовые скарны; 4 - гранитные пегматиты; 5 - мигматизированные амфиболиты; 6 - бластомилониты по амфиболитам; 7 - контакт тела пегматита; 8 - сдвиги; 9 - дизъюнктивы; 10 - кристаллизационная сланцеватость, гнейсовидность с линейностью, контакты

¡учЙЙ^; ; ,' г . Пл."3*^, V я

V /"• У-; V

Ш Ш Ш 3. • ' •

СЗ.[ -1 -!

Рис. 3. Геологическая карта Поросозерского участка зоны Колмозеро-Воронья: 1 - метапироксениты, 2 - метагаббро-амфиболиты, 3 - амфиболиты, 4 - "флишоиды" (сочетание кварцевых гранатитов, амфибол-биотитовых и биотитовых гнейсов), 5 - метатурбидиты (ритмичное переслаивание биотитовых, гранат-биотитовых гнейсов и кианит-ставролитовых сланцев), 6 - гетерополосчатые биотитовые, гранат-биотитовые, гранат-ставролитовые гнейсы и сланцы обломочной текстуры, 7 - биотитовые гнейсы, 8 -кианитовые сланцы, 9 - ставролитовые сланцы, 10 - гранат-биотитовые гнейсы, 11 - двуслюдяные гнейсы, 12 -серицит-мусковитовые кварциты, 13 - тектоническая брекчия, 14 - бластомилониты, 15 - гнейсо-гранодиориты, 16 - диоритовые мигматиты по гнейсам, 17 - гранитные пегматиты, 18 - кварцевые жилы, 19 - надвиги, тектонические границы; элементы залегания: 20 - слоистость, гнейсовидность, кристаллизационная сланцеватость и метаморфическая полосчатость, 21 - кливаж, оси складок, 22 - линейность, шарниры складок

Фактически мы имеем четыре субпараллельные полосы пород (рис. 1), которым присущи отсутствие внутренней стратификации и невыдержанность мощности вплоть до выклинивания по простиранию. Их сочетание отличается отсутствием убедительных признаков конседиментационных соотношений. Каждая содержит в том или ином объеме разновидности смежных толщ. Даже наиболее однородная по составу амфиболитовая толща морфологически представляет собой серию лезвиеобразных пластин (рис. 3). Амфиболитовая толща делится на две подтолщи. Амфиболиты и габбро-амфиболиты южного крыла (г. Охмыльк - г. Полмос) по петрохимическим характеристикам отвечают низкокалиевым толеитам океанического типа (Минц и др., 1996). В северном крыле (г. Лешая -хр. Олений) наряду с амфиболитами первично толеитового состава отмечаются и амфиболиты, близкие по составу к коматиитовым базальтам бонинитовой серии. Сонахождение вулканитов подобного типа отвечает обстановке формирования энсиматических островных дуг и субдукции океанической литосферы. Кроме коматиитовых метабазальтов, в разрезе присутствуют и коматиитовые пироксениты и перидотиты, которые формировались за счет истощенного мантийного источника (Смолъкин, 1992).

Толща лептитов широко представлена в разрезе КВ и занимает промежуточное положение между толщей амфиболитов и сланцев. Этот комплекс пород отвечает по первичному составу вулканитам среднего и кислого состава и тесно связан с субвулканической фацией, представленной кварцевыми порфирами, кератофирами, диоритовыми порфиритами. Последние залегают как внутри толщи лептитов, так и среди пород амфиболитовой толщи. Наблюдались случаи четкого интрудирования этими образованиями амфиболитов и перидотитов, что говорит об их более молодом возрасте. Анализ петрогеохимических данных показывает (Зозуля, 2001), что метавулканиты КВ попадают в поле синколлизионных гранитов.

В гнейсо-сланцевом комплексе различаются два пространственно разобщенных подкомплекса -собственно гнейсовый и гнейсо-сланцевый. Первый представлен преимущественно гранат-биотитовыми гнейсами, относимыми ранее к лявозерской свите, наиболее представленной в южном крыле КВ. По своим петрохимическим характеристикам они нередко близки метавулканитам кисло-среднего состава или гранодиоритам. В сланцевом подкомплексе преобладают кианитовые, ставролитовые разновидности с переменным количеством биотита, граната, мусковита. Глиноземистые сланцы чаще всего приурочены к осевой части КВ, и наибольшие объемы этих пород расположены на участках, где они отделяются от гранитоидов обрамления пластинами амфиболитов. Они близки породам сланцевых толщ Больших и Малых Кейв, наиболее часто интерпретируемых как глиноземистые осадки или продукты переотложения кор химического выветривания (Бельков, 1963; Головенок, 1977; Гавриленко и др., 1978).

Супракрустальные породы инъецированы многочисленными интрузиями от ультраосновного до кислого состава. К древнейшим интрузивным образованиям относится большинство тел базит-гипербазитов, представляющих собой интрузивную фацию коматиит-толеитовой вулкано-плутонической ассоциации, и субвулканические тела диоритовых порфиритов - кварцевых порфиров, по всей видимости, комагматичных вулканитам базальт-андезит-риолитовой серии. Чрезвычайно интенсивно насыщена интрузивными телами -комагматами вулканитов - зона хр. Оленьего в западной части КВ, поэтому многими исследователями плагиоамфиболиты хр. Оленьего не включались в стратиграфический разрез структуры. Но благодаря хорошо сохранившимся в породах этого хребта реликтам миндалекаменных и вариолитовых структур, элементам шаровой отдельности и др. признакам устанавливается вулканогенная природа этой толщи. Ее положение в разрезе структуры не определено однозначно: либо это тектоническая пластина плагиоамфиболитов полмостундровской свиты (Вревский, 1989), либо завершающая разрез структуры оленинская свита. Следующая возрастная группа представлена габбро-диорит-гранитным комплексом Поросозерского массива. Ему синхронны и широко распространенные на территории КВ пегматиты, генезис которых одними признается как чисто магматический, а другими исследователями как метаморфогенный. К наиболее молодым относятся интрузии турмалин-мусковитовых гранитов. На площади КВ известны дайки габбро-перидотитов, оливиновых габбро и оливиновых порфиритов предположительно протерозойского возраста и дайки долеритов предположительно палеозойского возраста.

В связи с широким развитием метаморфитов наиболее редкими среди метаморфических пород КВ являются блоки гнейсов и сланцев с ритмичнослоистыми текстурами (рис. 4а), асимметрией внутреннего строения и внутрислоевыми неоднородностями, а также текстурами размыва слоистости и оползания. Это позволяет предполагать, что значительная часть гнейсо-сланцевых пород имела осадочную природу, но не дает возможности рассматривать залегание возникшей по ним метаморфической ассоциации в качестве первичного. В породах амфиболитового комплекса на отдельных участках также сохранились текстуры и структуры, свидетельствующие об их протоприроде - миндалекаменная, габбровая, габбро-диабазовая, диабазовая (офитовая), пойкилоофитовая, интерсертальная, петельчатая, спинифексподобная, шаровая, лавобрекчиевая (рис. 46).

Рис. 4. Первичные текстуры в метаосадочных и метавулканических породах зоны Колмозеро-Воронья: а - конседиментационная слоистость 50 в ритмично переслаивающихся биотитовых

Но чаще всего в породах КВ встречаются вторичные текстуры и структуры. Из текстур наиболее распространены полосчатая, гнейсовая, линейная, конгломератовидная, линзовая, ячеистая, динамофлюидальная, шлировая, свилеватая, сетчатая - связанные с кристаллизационным и кливажным сдвиговым течением. К вторичным структурам относятся тектонокластовые и тектонобластовые (брекчиевая, катакластическая, милонитовая и др.), структуры перекристаллизации (гранобластовая, нематобластовая, лепидобластовая и др.), структуры разъедания, срастания и замещения (пойкилобластовая, очковая, коррозионная, симплектитовая, "снежного кома", сдвига и др.). Большая часть перечисленных структур и текстур характеризуется ориентировкой минералов по их удлиненной форме, что является важным признаком структурной анизотропии, возникающей в ходе твердофазового сдвигового течения в условиях стресс-метаморфизма (Добржинецкая, 1989) с образованием метаморфического парагенеза разнообразных метасоматитов и тектонитов. Но если широко проявленное на территории КВ метасоматическое изменение пород нашло свое отражение в работах многих исследователей (Рождественская, 1980; Глебовицкий, Бушмин, 1983; Белолипецкий и др., 1987; Гордиенко и др., 1987), то их динамометаморфическое преобразование и структурные парагенезы детально не изучались, за исключением кратких характеристик тектонически переработанных пород в работе М.Т. Козлова (1979).

5. Структурные парагенезы зоны Колмозеро-Воронья

Иерархическое, морфологическое, динамическое и генетическое многообразие тектонических форм контролируется напряженным состоянием земных недр (Гинтов, Исай, 1988; Хаин, 1989). Тектонические формы комбинируются в парагенетические ансамбли, изучение которых является основой структурной геологии (Расцветаев, 1987; Лукьянов, 1991; Чиков, 1992; Талицкий, 1994; Гончаров, 1996). Для изучения структурных парагенезов КВ (Никитин, 1991) была использована концепция вертикальной реологической зональности земной коры (Паталаха, 1981), позволяющая в полной мере проследить историко-динамическую последовательность их образования.

Прогрессивные мезозона и эпизона. Вдоль юго-западного берега оз. Порос среди преобладающей массы динамометаморфитов расположен линзовидный блок терригенных пород (Прияткина, 1961) со слоистостью <$> Это практически единственное место в пределах КВ, где достоверно определяются подошва, обращенная к северу, и кровля слоя. Отмечаемые слоистость и структуры конседиментационного оползания (Никитин, 1977) с мелкими складками (^0) позволяют предполагать проявление гравитационно-оползневой тектоники, характеризующей раннее прогибание в развитии КВ. На слоистость (50) накладываются секущие ее плоско-параллельные кварц-гранатовые выделения крутого залегания и северо-восточного простирания, позволяющие выделить их в качестве реликта метаморфизованного прогрессивного кливажа мезозоны (51).

Катазона. В катазональный структурный парагенез входят кристаллизационная сланцеватость (52, рис. 5а), метаморфическая полосчатость, разломы концентрированного течения и линейность (£2), согласованные с ними гнейсовидность и мигматитовая полосчатость в прорывающих и вмещающих гранитоидах смежных блоков, а также мелкие птигматитовые складки (^2). Кристаллизационная

сланцеватость и гнейсовндность являются структурным выражением плоскости сдвигового течения горных пород (Петров и др., 1990). Метаморфическая полосчатость приурочена к контактам вещественных неоднородностей контрастного состава. Минеральная линейность (Ь2) катазонального парагенеза совпадает по ориентировке с линейностью (Ь3) на плоскостях кливажа течения (53). Для нее характерно преимущественное падение на юго-восток вдоль КВ с флуктуациями в южных румбах. Складчатые структуры (^2) крайне редки, имеют малые размеры (в пределах метров и менее) и представляют собой чаще всего птигматитовый тип в плагиомикроклиновых и плагиогнейсо-гранитах, гнейсо-гранодиоритах, а также в комплексе пород КВ. Редкие катазональные (^2) и мезозональные (Р3) складки незначительно осложняют общий структурный план, а будинаж и муллион-структуры являются разновидностью грубой линейности, свидетельствующей о высокой степени динамометаморфизма пород (Уилсон, 1985).

Регрессивная мезозона. Каждый выход пород КВ диспергирован системами сближенных субпараллельных, кососочленяющихся, волнистых плоскостей регрессивного кливажа (53, рис. 56) и зонами их концентрации, получившими название вязких разломов, или структур тектонического сшивания, в формировании которых ведущую роль играют пластическое структурирование и сдвиговое тектоническое течение горных пород. Линейность (Ь3) наиболее проявлена на плоскостях продольного кливажа и реализуется в виде удлиненных вмятин, борозд и штрихов. Она имеет преимущественное погружение на юго-восток, что свидетельствует о тектоническом движении пород в шовной зоне и смежных блоках, главным образом, вдоль простирания КВ.

Регрессивная эпизона. Этот структурный парагенез регистрирует неотектонические движения и выражается в формировании неметаморфизованных глинок трения, милонитов и катаклазитов. Фиксируемые пять этапов деформаций (Б0 1?, 2, 3, 4) отвечают главным этапам перехода вещественного комплекса КВ от одних РГ-условий структурирования в другие (табл. 1).

Таблица 1. Схема последовательности деформаций в зоне Колмозеро-Воронья

Этапы структурообразования Фация метаморфизма Структурные парагенезы

Регрессивная эпизона Ь4 - штрихи, борозды, зеркала скольжения

Регрессивная мезозона Зеленосланцевая Кливажные разломы (сдвиги и надвиги); 53 - кливаж; - гофрировка; Ьъ - морфологическая и минеральная линейность

Прогрессивная катазона Амфиболитовая Разломы вязкого кристаллизационного течения (сдвиги, надвиги) и раздвиги; 52- кристаллизационная сланцеватость; складки кристаллизационного течения; Ь2 - минеральная и минерально-агрегатная линейность

Прогрессивная мезозона Зеленосланцевая 51- кливаж

Прогрессивная эпизона Диагенез 50 - слоистость; - складки гравитационно-оползневые

Рис. 5. Кристаллизационная сланцеватость 52

Определяющую роль в строении деструктивного поля KB играет система крутых продольных сдвигов северо-западного простирания. Наиболее крупные из них субпараллельны, косо сочленяются или кулисообразно подставляют друг друга, создавая систему эшелонированных дуплексов, свойственных тектоническим швам (Woodcock and Fisher, 1986; Шерман и др., 1991). Согласно общерегиональных признаков (Минц и др., 1996) и анализа деталей строения шва, крупные разрывы представлены преимущественно правыми сдвигами.

Ранние сдвиги связаны с кристаллизационным, а поздние - с кливажным сдвиговым течением. Протяженность сдвигов от 1-2 до десятков километров. Разномасштабные сдвиги расчленяют комплекс KB и смежных террейнов на ряд крупных и мелких вертикальных или наклонных линз, лезвиеобразных моноклиналей и чешуй. По отношению к простиранию KB выделяются также диагональные и поперечные, а по относительному смещению крыльев - левые и правые сдвиги (рис. 2а).

Наряду с продольными сдвигами широко развиты поперечные надвиги. Их дугообразные в плане линеаменты пересекают вещественный комплекс KB, прослеживаются в Мурманском, Кейвском и Центрально-Кольском террейнах. Протяженность надвигов от метров до десятков километров.

Плоскости сместителей надвигов сопровождаются минеральной или морфологической линейностью, трассируются амфиболитовыми, гнейсовыми и сланцевыми бластомилонитами зон вязкого течения вещества, линзами тектонического меланжа, телами гранитоидов и пегматитов. Среди надвигов различаются поперечные, погружающиеся к юго-востоку вдоль KB, и продольные, погружающиеся к юго-западу. Первые имеют региональное распространение, но наиболее распознаваемы на Поросозерском участке KB (рис. 3). Вторые развиты локально вдоль юго-восточного крыла Лявозерского разлома и отражают "реактивные" тенденции, осложняющие региональные тектонические движения (Копп, 1997) - сдвигание к северо-востоку Лявозерского тектонического клина.

Раздвиги. В соответствии с законом непрерывности сплошной среды, горизонтальное сжатие (транспрессия) в условиях сочетания чистого и простого сдвига на одних участках компенсируется условиями растяжения (транстенсия) в других (Гончаров, 1996; Лукьянов, 1991). Этот процесс сопровождается тектоническим течением, выжиманием и нагнетанием вещества в "геодинамические убежища" (Копп, 1997) и формированием комплементарной сети транспрессивных и транстенсивных структур. По терминологии Вудкока (Woodcock and Fiesher, 1986), такие ассоциации называются дуплексами сжатия и растяжения. Деструктивное поле KB характеризуется сложным сочетанием комплементарной сети дуплексов сжатия и растяжения как минимум катазональной, мезозональной и промежуточных генераций. Реализация в KB широкого диапазона кинематических и геометрических типов транспрессивных структур определила многообразие форм дуплексов растяжения, в которых произошла локализация транстенсивных магматических и жильных камер. В зависимости от кинематического типа транспрессивной структуры были сформированы сдвиговые или надвиговые транстенсивные дуплексные формы. Из-за соотношения амплитуд отстояния кулис и сдвигания форма дуплексов в плане варьирует от поперечно-линейной к изометричной и до продольно-линейной. По ориентировке относительно простирания KB среди них различаются продольные, диагональные и поперечные, крутые и пологие, а по составу выполняющего их материала различаются гранодиоритовые, гранитные, пегматитовые, кварцевые и диабазовые их разновидности.

Поросозерский массив гранодиоритов представляется типичной транстенсивной структурой -поперечно-линейным магматическим сдвиговым дуплексом (рис. 1). В плане он имеет изогнутую клиновидную форму, широкой частью (до 5 км) примыкает к Кейвскому разлому и подворачивается в северо-восточном направлении, подчеркивая левосдвиговую компоненту. Массив локализуется по границе пород с различными реологическими свойствами между амфиболитами KB и гранитоидами Центрально-Кольского террейна. Под влиянием левосдвиговой компоненты Западно-Кейвского разрыва с одновременным сжатием со стороны Кейвского террейна на границе комплексов KB и Центрально-Кольского террейна и, возможно, в сочетании с "гидроразрывом" (Иванов, 1990) была сформирована зона зияния - потенциальная ловушка для гранодиоритового расплава, выжатого в область пониженных давлений. Расположенный на северо-восточном крыле KB Лицевский массив турмалиновых гранитов выполняет продольно-линейный магматический надвиговый дуплекс. Массив щелочных гранитов Западных Кейв, с учетом выявленных ранее признаков (Батиева, 1976), можно рассматривать как комбинацию поперечно-линейного магматического дуплекса с элементами продольно-линейного надвигового дуплекса. Среди более мелких структурных форм условий растяжения в KB отмечаются тела разнообразых пегматитов и кварцевых жил, обильно пронизывающих породы KB и смежных блоков.

Деструктивное поле KB - сочетание структур сдвига, сжатия и растяжения. В нем серии продольных крутых сдвигов с лезвиеобразными тектоническими пластинами между ними в ансамбле с поперечными надвигами, взбросами и чешуями образуют коровый тектонический поток северо-западной ориентировки с компенсационными дуплексными формами, выполняемыми телами магматитов.

Таблица 2. Абсолютный возраст пород зоны Колмозеро-Воронья

Объект датирования Метод (минерал) Возраст Событие

Турмалиновые граниты РЪ-РЪ (турмалин) 2520 ± 70 Магматизм

Овоидные амфиболиты и-РЬ (сфен) 2595 ± 20 Регрессивный

метаморфизм

Лампрофиры и-РЪ(циркон) 2629 ± 8 Магматизм

2680 ± 10

Тоналито-гнейсы и-РЪ (циркон) 2718 ± 5 Магматизм

Гранодиориты и-РЪ(циркон) 2733 ± 6 Магматизм

Биотитовые гнейсы и-РЪ (циркон) 2738 ± 4 Прогрессивный

метаморфизм

Галька плагиогранитов и-РЪ(циркон) 2760 ±13 Магматизм

Биотитовый гнейс и-РЪ (циркон) 2781 ± 5 Магматизм

Кварцевый порфир и-РЪ(циркон) 2828 ± 8 Магматизм

Анортозитовое габбро и-РЪ (циркон) 2925 ± 6 Магматизм

6. Абсолютный возраст геологических образований зоны Колмозеро-Воронья

Геохронологическое исследование реперных объектов является важным инструментом для реконструкции последовательности формирования гетерогенных структурно-вещественных комплексов глубинных уровней докембрийской континентальной коры. Наиболее сложным в этом отношении является изучение шовных (коллизионных) структур, отличающихся интенсивными структурно-вещественными преобразованиями горных пород. Наряду с проводимыми на территории KB геологическими исследованиями, особое место отводилось ее геохронологическому изучению (Полканов, Герлинг, 1961; Маслеников и др., 1963; Жиров и др., 1972; Пушкарев и др., 1978; Овчинников и др., 1985; Минц и др., 1982). Накопленный геохронологический материал по породным комплексам структуры и ее обрамления носил разобщенный характер. Изотопные возраста определялись, в основном, по образцам пород в целом и колебались в широком интервале от 1.7 до 3.5 млрд лет. Поэтому возникла необходимость провести отвечающее современным требованиям геохронологическое изучение реперных объектов KB (Кудряшов и др., 1998; Кудряшов, Петровский, 2000; Kudryashov et al., 2001).

U-Pb изотопный анализ циркона и с фена проводился для микронавесок различных размерных фракций и морфологических типов цирконов. Изотопный состав и Pb-Pb изохронный возраст турмалина определялся с использованием методики дифференциального растворения. Химический анализ для циркона и сфена проведен по методу Т. Кроу (Krogh, 1973). U и Pb определялись методом изотопного разбавления с использованием трассеров 235U и 208Pb. Холостое загрязнение составляло 100 нг Pb. Изотопный состав измерен на масс-спектрометре МИ-1201-Т. Точность измерений изотопных отношений составляла 0.5-0.7 %. Расчет возрастов и параметров дискордии производился по программе ISOPLOT (Ludwig, 1991). Возрасты рассчитаны по принятым величинам констант распада (Steiger and Jager, 1976), поправка на примесь обыкновенного свинца, где не оговорено, осуществлялась на возраст по модели Дж. Стейси и Дж. Крамера (Stacey and Kramer, 1975). Результаты исследований приведены в табл. 2.

Патчемварекский дифференцированный габбро-анортозитовый массив расположен в юго-восточной части КВ. Линзовидное тело мощностью около 2 км и длиной около 7 км совместно с рядом мелких плитообразных тел составляют цепочку, трассирующую шовное сочленение Мурманского и Кейвского террейнов. Контакты массива с вмещающими породами тектонизированы и затушеваны поздними изменениями. Массив сложен среднезернистыми Рис. 6. Диаграммы с конкордией для габбро габбро-анортозитами, габбро, вебстеритами, лерцолитами. массива Патчемварек

лейкогаббро (пр. КУ-40) составил 2925±6 млн лет и рассматривается как возраст пород массива (рис. 6, вверху). Эта датировка на сегодняшний день является самой древней для Кольского полуострова.

Кварцевые порфиры на северо-западе КВ (пр. КУ-25) прорывают амфиболиты и лептиты, залегая в виде многочисленных субпараллельных пластовых, выдержанных по мощности жильных и дайкообразных тел. Они рассматриваются как интрузивные аналоги кислых вулканитов. Возраст кристаллизации кварцевых порфиров составил 2828±8 млн лет (рис. 6, внизу).

Возраст полимиктовых конгломератов из района оз. Лице (пр. КУ-42) составил 2781±5 млн лет, а возраст магматического циркона, выделенного из гальки плагиогранитного состава (пр. КУ-43) определен в 2760±13 млн лет.

Поросозерский массив кварцевых монцодиоритов расположен в юго-восточной части КВ. Породы массива интрудируют толщи плагиоамфиболитов и биотитовых гнейсов, образуя в них секущие жилы и штоки. Возраст циркона из гнейсо-гранодиоритов массива (пр. КУ-37) - 2733±6 млн лет. Возраст мелкозернистых биотитовых гнейсов, близких по составу гранодиоритам (пр. КУ-53), составил 2738±4 млн лет. Среди пород массива присутствуют лампрофировые жилы ряда одинит-спессартит-вогезит, секущие гнейсо-гранодиориты. Циркон из жилы одинитового состава (пр. М-590) представлен двумя популяциями. и-РЬ изохронный возраст магматической популяции циркона равен 2680±10 млн лет и отражает время кристаллизации пород, а цирконы с возрастом 2629±8 млн лет, скорее всего, определяют время их поздней проработки. На это указывают более высокие содержания урана, а также пятнистая окраска кристаллов, характерная для метасоматически измененных цирконов.

В центральной части КВ (район оз. Мешок) обнажаются массивные серые тоналитогнейсы, ранее рассматривавшиеся как породы фундамента для вулканогенно-осадочных толщ КВ. Контакты с вмещающими породами не были обнаружены. Возраст магматического циркона из этих пород (пр. КУ-58) составил 2718±5 млн лет. В этом же районе расположен массив микроклиновых гранитов, породы которого прорывают толщи рассланцованных биотитовых гнейсов. Возраст измеренных фракций метамиктного циркона находится в пределах 2220-2280 млн лет и может отражать как возраст массива, так и, что более вероятно, время наложенных процессов, которые испытали его породы.

В амфиболитовой толще встречаются согласные мелкие (первые метры) линзовидные или дайкообразные тела так называемых овоидных амфиболитов. В этих породах (пр. КУ-36) было выделено всего несколько зерен циркона, и И-РЬ изотопный анализ проводился только для сфена, возраст которого оказался равным 2595±20 млн лет. Поскольку И-РЬ изотопная система сфена менее устойчива по сравнению с таковой циркона и нарушается при температурах 500-600°С, полученный возраст, вероятно, отвечает времени закрытия системы на регрессивной стадии регионального метаморфизма.

Турмалиновые граниты распространены на всем протяжении КВ, залегая среди вулканогенно-осадочных толщ. Возраст двух проанализированных фракций циркона из турмалиновых гранитов района оз. Лице (пр. КУ-45) составил 2558±6 млн лет. РЬ-РЬ изохронный возраст турмалина из гранитов в северо-западной части КВ составил 2520±70 млн лет и интерпретируется как возраст закрытия изотопной системы в турмалине.

7. Металлогеническая специализация зоны Колмозеро-Воронья

В пределах КВ известны крупные и уникальные месторождения и проявления редких металлов, золота, молибдена, меди (рис. 7). Геология, минералогия и геохимия рудных объектов КВ отражена в ряде опубликованных работ (Гордиенко, 1970; Болотов и др., 1972; Гавриленко, 1982; Белолипецкий и др., 1987; Гордиенко и др., 1987; Афанасьев и др., 1997; Гавриленко, 1997; Гавриленко, Калинин, 1997; Gavrilenko and Dain, 1999; Гавриленко и др., 2000; Gavrilenko, 2001). Еще в 50-х годах в этом районе разведано несколько месторождений, связанных с редкометальными пегматитами. Наиболее крупные из них (с запада на восток): Охмыльк, Олений хребет, Васин-Мыльк, Полмос, Колмозерское. Первые четыре входят в Северо-западное пегматитовое поле, а Колмозерское - в Южное пегматитовое поле, отстоящее на 45 км к юго-востоку от месторождения Полмос. Колмозерское месторождение представлено 12 сподумен-альбитовыми пегматитовыми жилами в габбро-анортозитах, вскрытыми до глубины 260 м. Площадь рудного поля 3.0x0.2 км. Кроме сподумена, основного носителя Ы, присутствуют берилл и колумбит-танталит. Северо-западное пегматитовое поле зонально. Выделяется 4 типа жил по направлению с юго-востока на северо-запад. Пегматитовые жилы самой южной части (район г. Полмос) характеризуются ярко выраженной зональностью. Месторождение Полмос состоит из 5 субпараллельных жил переменной мощности от 8 до 30 м при протяженности от 500 до 1000 м. На глубину жилы вскрыты до 470 м, падение жил на юго-запад 2530°. По составу они существенно кварц-альбит-сподуменовые. Полезные компоненты - Ы, Ве, Та, №.

Рис. 7. Схема пространственного размещения основных месторождений и рудопроявлений зоны Колмозеро-Воронья:

1 - гранат-биотитовые гнейсы;

2 - амфиболиты;

3 - амфибол-биотитовые и двуслюдяные гнейсы;

4 - глиноземистые гнейсы и сланцы;

5 - габбро-анортозиты;

6 - граниты и гранодиориты

Месторождение Васин-Мыльк представлено 3 субпараллельными жилами протяженностью от 70 до 220 м при мощности в среднем 5 м. Жилы пологие с падением на юго-восток 10-30°, вскрыты до 350 м на глубину. Все жилы зональны. Продуктивная ассоциация - лепидолит-альбит-микроклин-сподумен-поллуцитовая. В поллуците сосредоточена основная масса Cs. Полезными компонентами являются также Li, Be, Ta, Nb. Cs-месторождение Васин-Мыльк не имеет аналогов в России и уступает лишь крупнейшему канадскому месторождению Берник-Лейк. По мнению Ф.М. Ройзенмана (1996), основанному на изучении рудных ореолов, на площади Северо-западного пегматитового поля возможно открытие нового очень крупного месторождения редких металлов. На площади редкометальных пегматитовых полей и за их пределами присутствуют протяженные (до первых км) линзовидные тела метасоматитов разного минерального состава, несущие значительные запасы сырья.

Перспективным объектом является Mo-Cu проявление Пеллапахк в районе одноименной горы на северо-западе КВ. Оно расположено на сочленении меридионального и северо-западного разломов. Вмещающие породы представлены кианит-серицит-кварцевыми сланцами - метасоматитами по кварцевым порфирам (Болотов и др., 1972). Рудная зона имеет протяженность свыше 3 км при ширине выхода до 500-1000 м и падении на глубину 300 м (Gavrilenko and Dain, 1999). Рудные тела отвечают линейным штокверкам, круто падающим на северо-восток. Наиболее богатое оруденение приурочено к рудным столбам. Сами руды представляют собой полосчатые метасоматиты фации кислотного выщелачивания с прожилками кварца и сульфидной вкрапленностью. Содержание сульфидов 5-10 об. %. Основную массу составляет пирит (90 %). Присутствуют халькопирит, галенит, молибденит, сфалерит, борнит, тетраэдрит, фрейбергит. Рудопроявление Пеллапахк содержит значительные запасы не только Cu и Mo, но также Ag и Au. Содержание этих благородных металлов в концентрате составляет, соответственно, 2.5 и 200 г/т. Проявление может быть отнесено к медно-порфировой формации.

В северо-западной части рудного района известны три Au-рудных объекта: Оленинское, Няльм-1 и Няльм-2 (Гавриленко, Калинин, 1997). Все они пространственно приурочены к метагаббро-диабазам хр. Оленьего в осевой части структуры, где проходит крупный продольный разлом. На западном фланге хр. Оленьего расположено Оленинское рудопроявление. Морфологически оно представляет собой линейный штокверк протяженностью 1.5 км при мощности до 100 м и падении на глубину не менее 100 м, ограниченный с запада меридиональным разломом. Рудное тело состоит из серии кулисообразных линз, согласных с простиранием вмещающих метабазитов. Последние интенсивно переработаны метасоматическими процессами - биотитизированы, диопсидизированы, хлоритизированы и окварцованы. Оруденелые породы насыщены маломощными кварцевыми жилами и содержат сульфидную минерализацию 3-7 об. %. Минеральный состав оруденения: арсенопирит, пирротин, халькопирит, галенит, сфалерит, самородное золото, электрум, самородное серебро. Пробность золота падает от периферии рудной зоны (900) к центру (500). Золото мелкое, средний размер 0.1-0.3 мм. Форма золотин комковидная, пластинчатая. Концентрации Au достигают 25 г/т, Ag - 200 г/т. Попутным компонентом может явиться W (в шеелите). Изотопный состав S арсенопирита и пирротина близки таковым сульфидов из скважины Кольская СГ-3, где выявлены высокие концентрации металла (Кольская..., 1984), что, возможно, указывает на общие процессы рудообразования. Рудопроявление относится к прожилково-вкрапленному типу малосульфидной золото-кварцевой формации.

В 18 км к юго-востоку находится рудопроявление аналогичного типа - Няльм-2. Рудное тело -линейный штокверк протяженностью 1.8 км при мощности более 20 м. На глубину прослежено до 200 м.

Минерализация вкрапленного типа. Содержание сульфидов 3-5 об. %. Преобладают пирротин, арсенопирит, халькопирит. Самородное золото мелкое - 0.01-0.2 мм. Форма выделений комковидная, пробность 900-950. В 1 км к югу расположено рудопроявление Няльм-1, приуроченное к штоку диоритовых порфиритов. Интрузия порфиритов вытянута в юго-восточном направлении на 1.3 км при мощности 200 м. Рудное тело - штокверк размером 100x45x200 м. Содержание сульфидов 1-2 об. %. Главные рудные минералы: пирротин, арсенопирит, пирит, халькопирит, самородное золото. Пробность золота высокая (950). Рудопроявление относится к золото-кварцевому типу.

Повышенные концентрации Аи (0.05 г/т) и Ag (0.35 г/т) выявлены в гранодиоритах Поросозерского массива. В секущих их пегматитах с вкрапленной халькопирит-борнит-малахит-куприт-гематит-магнетитовой минерализацией отмечено 20 г/т Ag и свыше 1000 г/т В1, на основании чего можно предположить перспективность постмагматических образований Поросозерского массива на золото-серебряное оруденение. В Патчемварекском габбро-анортозитовом массиве выявлены зоны со шлирово-вкрапленным Си-№ сульфидным оруденением, в котором содержание Pd достигает 0.24 г/т, Аи - 1.13 г/ти Ag - 2.6 г/т.

Интегральное палеополе напряжений КВ, запечатленное в структурных формах сжатия, сдвига и пластического течения, отразилось и на распределении в пространстве оруденения. Сжатие сопровождалось формированием протрузий базит-гипербазитов, с которыми связано N1- и Ag-Au оруденение, и внедрением кварцевых порфиров с Au-Mo-Cu оруденением. С растяжением связаны интрузии гранодиоритов и диоритовых порфиритов, специализированные на Au, и Сб-Ы гранит-пегматиты. Пластическое течение вещества приводило к зональному размещению продуктов магматизма и связанных с ними рудных концентраций. Для КВ это выразилось в скучивании большинства рудных объектов в северо-западной части структуры, согласно вектору тектонических напряжений. Возможным объяснением этого явления может быть концепция атом-вакансионных состояний в кристаллах (Панин и др., 1982), которая заключается в многократном изменении скорости химических реакций в твердофазной среде в условиях высоких давлений в сочетании с деформациями сдвига. Подобный механизм предполагается Д.Г. Егоровым (2001) для формирования архейских железистых кварцитов.

8. Геоморфологический анализ зоны Колмозеро-Воронья и ее обрамления

Геоморфологические исследования на территории КВ и прилегающих территорий сопредельных террейнов проводились на основе морфодинамической концепции общей геоморфологии (Ласточкин, 1991). На неотектоническом этапе развития северо-восточной части Балтийского щита КВ является частью Мурманского террейна и развивается в составе морфоструктуры Восточно-Мурманского плато, где КВ тяготеет к его юго-западной границе. Здесь имеет место динамическое взаимодействие Мурманского, Центрально-Кольского и Кейвского террейнов. Для каждого из них характерен особый тип рисунков эрозионной сети. Для Кейвского террейна большей частью характерен блоковый древовидный с элементами перистого полосового (дугового, изогнуто-дугового, параллельного) и решетчатый тип рисунков эрозионной сети; для Центрально-Кольского террейна - блоковый древовидный, с элементами радиального, перистого (блоки с центробежным видом рисунков); для Восточно-Мурманского домена - блоковый четочный ромбический с элементами полосового (дугового, параллельного), решетчатого и перистого. Наличие полосового и решетчатого элементов эрозионной сети свидетельствует о динамическом взаимодействии разных блоков при более активном влиянии Восточно-Мурманского блока, т.к. характерный для него вид эрозионной сети проявляется за пределами поверхностного распространения слагающих его пород.

Изобазы неотектонических движений и характер эрозионной сети свидетельствуют о блоковых движениях Восточно-Мурманского блока, выступающего как крупная морфоструктура, в пределах которой выделяются более мелкие блоки и купола. Для купольных структур характерно преобладание повышенных значений амплитуд неотектонического поднятия во внутренних частях структуры, для блоковых морфоструктур повышенные значения амплитуд характерны для приграничных частей. Установленные амплитуды неотектонических перемещений поверхности изменяются от 10 м в восточной части до 160 м в западной части КВ. Блоковая морфоструктура Восточно-Мурманского плато испытывает тектонический перекос в юго-западном направлении.

9. Геодинамические аспекты развития зоны Колмозеро-Воронья

Согласно одной из последних геодинамических моделей (Вревский, 1989; Смолъкин, 1992), КВ рассматривалась как рифтогенная структура энсиалического заложения. Сравнительный анализ магматизма континентальных рифтов и КВ показывает значительное различие их магматических ассоциаций. Последние в континентальных рифтах, как правило, представлены преимущественно щелочными и субщелочными сериями бедных оливином базальтов - трахиандезитов - трахитов -

риолитов, богатых оливином субщелочных базальтов - трахиандезитов - трахитов, оливиновых тефритов - мелилитовых меланефелинитов - шонкинитов и т.д. (Магматические..., 1987). Магматическая ассоциация КВ представлена вулканитами нормальной щелочности: коматиитами - толеитовыми базальтами и базальтами - андезитами - риолитами.

Одной из особенностей континентальных рифтов является структурная и вещественная симметрия. Она выражается в однотипном строении их бортов и симметричном развитии вулканитов щелочного и субщелочного рядов на их бортах. Ассиметричное строение КВ, соседство с террейнами различного состава, структуры и развития, отсутствие щелочного и субщелочного магматизма указывают на несколько иную ее природу. Геодинамические реконструкции по петрохимическим особенностям вулканитов показывают (Минц и др., 1996), что в составе КВ развиты низкокалиевые толеиты и андезитобазальты, сопоставимые с океаническими базальтами (Т или Е-МОКВ типа) или траппами. В составе этого же комплекса присутствуют коматиитовые базальты, отвечающие бонинитам. Подобные образования среди трапповых формаций практически не встречаются. Асимметрию разреза подчеркивают развитые в северо-восточном и отсутствующие в юго-западном крыле КВ перидотитовые коматииты. Сонахождение вулканитов подобных типов характеризует обстановки формирования энсиматических островных дуг и субдукции океанической коры, что согласуется и с нашими представлениями.

Это заключение подтверждается исследованиями кислого магматизма КВ. Кварцевые порфиры (как члены вулкано-плутонической ассоциации), отвечают составу кислых вулканитов островодужных серий (2828 млн лет). В эту ассоциацию органично вписывается терригенный комплекс как отложения активных континентальных окраин или островных дуг. Формированию островной дуги и субдукции океанической коры, вероятно, предшествовало образование в смежных зонах габбро-лабрадоритов (на основании их наиболее древнего возраста - 2925 млн лет), которые были протрудированы в структуру позднее формировавшегося тектонического шва.

Ко времени внедрения (2733 млн лет) диоритов-кварцевых монцодиоритов (Поросозерский, Колмозерский, Мешеньпоррский массивы) вещественные комплексы КВ претерпели амфиболитовый метаморфизм, а в смежных блоках калиевый метасоматоз с образованием плагиомикроклиновых и мигматит-гранитов (2780 млн лет). Продукты средне-кислого магматизма по своим особенностям отвечают производным орогенных андезитовых магм, фиксирующих новый геодинамический этап в жизни КВ. Расположенные на флангах структуры, они сшивают КВ с Мурманским и Центрально-Кольским геоблоками.

Весь комплекс деформаций во вмещающем субстрате и гранитоидах и общая северо-западная ориентировка структурных элементов в пределах КВ выступают как признак сдвигового твердофазного течения вдоль границы "сшивающихся" геоблоков. Несколько более молодой возраст (2674 млн лет, Митрофанов и др., 2000) щелочных Кейвских гранитов может указывать на то, что сшивание и кратонизация Кейвского, Центрально-Кольского геоблоков и КВ произошли с некоторым отставанием. Этот интервал времени знаменуется активным сшиванием смежных геоблоков до превращения их в террейны. Сшивание сопровождалось интенсивными тектоническими движениями в сочетании с метаморфизмом, что привело к диспергированию и преобразованию вещественного комплекса КВ, который был превращен в сочетание фрагментов океанического, островодужного и аккреционного террейнов.

Заключительными фазами этого процесса были тектонические движения, сопровождавшиеся внедрением турмалиновых гранитов. Оторванные во времени от основных тектонических событий и известные только в пределах КВ турмалиновые граниты (2558 млн лет) могут быть свидетельством ее тектонической активизации. На протяжении более 300 млн лет КВ находилась в кратонизированном состоянии до следующей активизации в период 2.2-2.3 млрд лет, отмеченной внедрением двуслюдяных лейкогранитов, трассирующих сдвиговую зону Лявозерского разлома. Анализ геоморфологических данных показывает, что на неотектоническом этапе КВ развивается в составе единой с Мурманским террейном морфоструктуры и тяготеет к ее юго-западной границе, где имеет место динамическое взаимодействие Мурманского, Центрально-Кольского и Кейвского террейнов.

Пластическое течение вещества приводило к зональному размещению продуктов магматизма и связанных с ними рудных концентраций. Это выразилось в скучивании большинства рудных объектов в северо-западной части КВ, согласно вектору тектонических напряжений. Реализация рудного потенциала КВ во времени проходила со сменой сидерофильных элементов - Ге, N1, Au, Ag (мантийный материал) сидерофильными и халькофильными - Au, Ag, С^ Мо, РЬ, В1 (смесь мантийного и корового материала) и литофильными с примесью халькофильных - Ы, Сб, Ве, Та, №, С^ В1 (существенно коровый материал). Эволюция рудного вещества во времени отражала смену геотектонических режимов развития КВ.

10. Заключение

1. На основе структурных, металлогеннческнх и геохронологических исследований установлено, что структуры типа архейской зоны KB, расположенные на сочленении крупных геоблоков (северо-восток Балтийского щита), характеризуются шовным типом тектоники и формировались в условиях сдвигового пластического и квазипластического течения. Структурное сочетание крутых продольных сдвигов с поперечными взбросами и надвигами, пакетами линз и чешуй между ними возникло в условиях преобладающего сжатия при компенсирующем растяжении. В KB развит преимущественно катазональный структурно-вещественный комплекс. Он представлен динамометаморфическими, метасоматическими, магматическими породами и реликтами метаморфизованных осадков и вулканитов.

2. Составлена новая геолого-структурная карта-схема KB масштаба 1:100 000, генерализованный вариант которой приводится на рис. 1. В основу построения карты положен принцип согласованности дизъюнктивной тектоники, магматизма и фрагментов структурно-вещественных комплексов, подкрепленный новыми данными по абсолютному возрасту геологических образований и результатами морфоструктурного анализа KB и смежных геоблоков. Впервые показана определяющая роль дизъюнктивной тектоники в формировании линейного контура зоны и ее внутреннего строения. На карте отсутствуют элементы стратификации, она отражает динамику развития породных ассоциаций KB в пространстве.

3. Получено 10 новых U-Pb изохрон. Геохронологические исследования позволяют выделить в развитии шовной зоны несколько стадий: протоокеаническую с коматиит-толеитовым магматизмом (3.02.9 млрд лет); протоостроводужную с андезит-риолитовым магматизмом (2.9-2.8 млрд лет); региональный метаморфизм и гранитизацию, сопровождавшиеся формированием выплавок гранодиорит-гранитного состава, включая и редкометальные пегматиты (2.7.-2.6 млрд лет); регрессивный метаморфизм и калиевый метасоматоз, инициировавшие формирование турмалиновых и микроклиновых гранитов как внутри зоны, так и за ее пределами (2.5-2.2 млрд лет). Выявленный диапазон эндогенной активности (>0.5 млрд лет) отвечал длительности этапа формирования гранитно-метаморфического слоя.

4. Дана металлогеническая характеристика зоны, специализированной на редкие, цветные и благородные металлы. С наиболее древними базит-гипербазитами связано Ni- и Ag-Au оруденение; с кварцевыми порфирами - Mo-Cu оруденение. Интрузии гранодиоритов и диоритовых порфиритов специализированы на Au, а пегматиты - на Cs, Li, Be.

5. Зона Колмозеро-Воронья представляет собой новый для региона тектонотип, имеющий признаки архейской межплитной структуры.

Литература

Gavrilenko B.V. and Dain A.D. Gold-bearing Mo-Cu Pellapahk deposit in Archaean Kolmozero-Voronya belt, the Kola Peninsula (Russia). Proceedings of the Nordic Min. Res. Symp. "Precambrian gold in the Fennoscandian and Ukrainian Shields and related areas". Trondheim, p.78-80, 1999. Gavrilenko B.V. Ore potential of acidic rocks of the Archaean Kolmozero-Voronya zone, NE Baltic Shield.

Mineral deposits at the beginning of the XXI century. Krakow, Poland, p. 421-424, 2001. Krogh T.E. A low-contamination method for hydrothermal dissolution of zircons and extraction of U and Pb

for isotope age determination. Geochim. et cosmochim. acta, N 3, p.485-494, 1973. Kudryashov N.M., Bayanova T.B., Gavrilenko B.V., Nikitin I.V., Delenitzin A.A. and Mitrofanov F.P. Archaean geochronology of the Kola region (north-eastern Baltic Shield). 4th International Archaean Symposium (Ext. Abstracts), Pert, Western Australia, p.58-60, 2001. Ludwig V.R. ISOPLOT program. US Geol. Survey Open File Report 91, 64 p., 1991.

Mitrofanov F.P., Pozhilenko V.I., Smolkin V.F., Yevzerov V.Ya., Lyubtsov V.V., Nikolayeva S.B. and

Fedotov Zh.A. Geology of the Kola Peninsula. Apatity, 145 p., (in Russian), 1995. Stacey J.S. and Kramers J.D. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model. Earth

Planet. Sci. Lett, v. 26, N 2, p.511-531, 1975. Steiger R.H. and Jager E. Subcommision on geochronology: Convention on the use of dekay constants in geo-

and cosmohronology. Earth. Planet. Sci. Lett., v. 36, N 3, p.359-362, 1976. Woodcock N.H. and Fisher M. Strike-slip duplexes. J. Struct. Geol., v. 8, N 7, p.725-735, 1986. Афанасьев Б.В., Бичук Н.И., Дайн А.Д. Минерально-сырьевая база Мурманской области. Минеральные

ресурсы России, № 3, с.17-22, 1997; № 4, с.12-19, 1997. Баржицкий В.В. Космогеологическая карта дочетвертичных образований северо-восточной части Балтийского щита (Объяснительная записка). Киев, Наукова думка, 85 е., 1988.

Батиева И.Д. Петрология щелочных гранитоидов Кольского полуострова. Л., Наука, 224 е., 1976.

Белолипецкий А.П., Гаскельберг В.Г., Гаскельберг Л.А., Антонюк Е.С., Ильин Ю.И. Геология и геохимия метаморфических комплексов раннего докембрия Кольского полуострова. Л., Наука, 240 е., 1980.

Белолипецкий А.П., Калинин A.A., Петров С.И. Минералогия и геохимия метасоматитов зон глубинных разломов. Апатиты, КФАН СССР, 115 е., 1987.

Бельков И.В. Кианитовые сланцы свиты Кейв. М.-Л., 321 е., 1963.

Болотов В.И., Гавриленко Б.В., Белолипецкий А.П. Сульфидная минерализация и особенности химизма кианит-мусковит-кварцевых сланцев зоны Колмозеро-Воронья. В кн.: Материалы по минералогии Кольского полуострова. Л., Наука, вып. 9, с.148-156, 1972.

Вревский А.Б. Петрология и геодинамические режимы развития архейской литосферы (на примере северо-восточной части Балтийского щита). Л., Наука, 143 е., 1989.

Гавриленко Б.В. Геолого-экономические аспекты золотоносности Мурманской области и сопредельной Северной Карелии. Наука и бизнес на Мурмане, № 3, с.25-29, 1997.

Гавриленко Б.В. Геохимия золота в метаморфических и магматических комплексах северо-востока Балтийского щита. Апатиты, КФАН СССР, 143 е., 1982.

Гавриленко Б.В., Белолипецкий А.П., Болотов В.И., Ильин Ю.И., Предовский A.A. О связи золота с составом глинистого вещества на примере метапелитов раннего докембрия Кольского полуострова. ДАН СССР, т. 242, № 1, с.199-202, 1978.

Гавриленко Б.В., Бичук Н.И., Митрофанов Ф.П., Виноградов А.Н., Волошин A.B., Зозуля Д.Р. Ресурсы редкометального сырья Мурманской области и перспективы их освоения. Минеральное сырье, № 6, с.61-67, 2000.

Гавриленко Б.В., Калинин A.A. Минералого-геохимические аспекты металлогении золота и серебра Кольского региона. В кн.: Проблемы золотоносности и алмазоносности Севера Европейской части России. Петрозаводск, с.68-73, 1997.

Гафаров P.A. Строение докембрийского фундамента севера Русской платформы. М., АН СССР, 212 е., 1963.

Гинтов О.Б., Исай В.М. Тектонофизическое исследование разломов консолидированной коры. Киев, Наукова думка, 227 е., 1988.

Глебовицкий В.А., Бушмин С.А. Послемигматитовый метасоматоз. Л., Наука, 216 е., 1983.

Головенок В.К. Высокоглиноземистые формации докембрия. Л., Недра, 226 е., 1977.

Гончаров М.А. Различные иерархические взаимоотношения пластической и разрывной деформаций. Вестник МГУ, Сер. 4. Геология, № 5, с.27-34, 1996.

Гордиенко В.В. Минералогия, геохимия и генезис сподуменовых пегматитов. М., Недра, 238 е., 1970.

Гордиенко В.В., Кривовичев В.Г., Сырицо Л.Ф. Метасоматиты пегматитовых полей. Л., ЛГУ, 224 е., 1987.

Даркшевич О.Я., Лукьянова Н.В., Антонюк Е.С. Вопросы стратиграфии Колмозеро-Воронинской структуры. В кн.: Геология и история формирования докембрийских структур Кольского полуострова. Апатиты, с.38-45, 1984.

Добржинецкая Л.Ф. Деформация магматических пород в условиях глубинного тектогенеза. М., Наука, 288 е., 1989.

Другова Г.М., Глебовицкий В.А., Дук В.Л., Кицул В.И., Савельева Т.Л., Седова И.С., Семенов А.П.

Высокоградиентные режимы метаморфизма в развитии земной коры. Л., Наука, 229 е., 1982.

Егоров Д.Г. Преобразование и перенос вещества в сдвиговых зонах земной коры: возможен ли твердофазный процесс? Строение литосферы и геодинамика. Матер. XIX Всерос. молод. конф., Иркутск, с.27-28, 2001.

Жиров К.К., Шестаков Г.И., Рюнгенен Г.И., Кравченко Э.В. Радиологическое определение возраста катархейских образований Кольского полуострова. Изв. АН СССР. Сер. Геол., № 9, с.3-23, 1972.

Зозуля Д.Р. Геодинамическая обстановка формирования средне-кислых метавулканитов и щелочных гранитов Кейвско-Колмозерского района. В кн.: Геология и геоэкология Фенноскандинавского щита, Восточно-Европейской платформы и их обрамления. СПб, с.44-46, 2001.

Иванов С.Н. Зоны пластических и хрупких деформаций в вертикальном разрезе литосферы. Геотектоника, № 2, с.3-13, 1990.

Кириченко Л.А. Геологическое строение свиты полмос на Кольском полуострове. В кн.: Вопросы геологии и минералогии Кольского полуострова, М.-Л., АН СССР, вып.2, с.245-254, 1960.

Козлов М.Т. Разрывная тектоника северо-восточной части Балтийского щита. Л., Наука, 140 е., 1979.

Кольская сверхглубокая. М., Недра, 490 е., 1984.

Копп М.Л. Структуры латерального выжимания в Альпийско-Гималайском коллизионном поясе. М., Научный Мир, 317 е., 1997.

Кропоткин П.Н., Валяев Б.М., Гафаров P.A., Соловьева И.А., Трапезников Ю.А. Глубинная тектоника древних платформ Северного полушария. М., Наука, 392 е., 1971.

Кудряшов Н.М., Зозуля Д.Р., Апанасевич Е.А. Возраст и условия формирования кварцевых порфиров зеленокаменного пояса (ЗКП) Колмозеро-Воронья (Кольский п-ов). Тез. докл. Международн. Конфер. Проблемы генезиса магматических и метаморфических пород. С-Пб., Россия, с.105-106, 1998.

Кудряшов Н.М., Петровский М.Н. Изотопный возраст лампрофиров зеленокаменного пояса Колмозеро-Воронья. В кн.: Геология и геоэкология Фенноскандии, Северо-Запада и Центра России. Петрозаводск, с.36-38, 2000.

Ласточкин А.Н. Морфодинамическая концепция общей геоморфологии. Л., ЛГУ, 218 е., 1991.

Литвиненко И.В., Анкудинов С.А., Платоненкова Л.Н., Сипарова Ю.А. Глубинный разрез Кейвской синклинорной зоны. В кн.: Геология и глубинное строение восточной части Балтийского щита. Л., Наука, с.104-110, 1968.

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

Магматические горные породы. Т.6: Эволюция магматизма в истории Земли (Отв. ред. М.П. Коваленко). М., Наука, 440 е., 1987.

Маслеников В.А., Бондаренко Л.П., Прияткина Л.А., Дагелайский В.Б., Борисова К.Д. Граниты северо-восточной части Кольского полуострова. В кн.: Граниты Кольского полуострова и Карелии. М.-Л., АН СССР, 336 е., 1963.

Метаморфические формации: принципы и методы оценки рудоносности геологических формаций (В.В. Жданов, Б.В. Петров, Б.А. Блюман и др.). Л., Недра, 246 е., 1986.

Минц М.В., Глазнев В.Н., Конилов А.Н. Ранний докембрий северо-востока Балтийского щита: палеогеодинамика, строение и эволюция континентальной коры. М., Научный мир, 287 е., 1996.

Минц М.В., Колпаков Н.И., Пузанов В.И. Тектоническая структура Мурманского блока Балтийского щита (по результатам совместной интерпретации геологических, аэрофото-, космофото- и региональных геофизических материалов). В кн.: Региональная тектоника раннего докембрия СССР. Л., Наука, с.133-145, 1980.

Минц М.В., Соботович Э.В., Цьонь О.В. Свинцово-изохронное датирование горных пород Мурманского блока и его обрамления (Кольский полуостров). Изв. АН СССР. Сер. геол., № 10, с.5-16, 1982.

Никитин И.В. Олистостромы докембрийской зоны Колмозеро-Воронья. В кн.: Литология и геохимия раннего докембрия. Апатиты, КФАН СССР, с.49-55, 1977.

Никитин И.В. Опыт тектонофациального анализа образований катазоны (Зона Колмозеро-Воронья). В кн.: Тектонофациальный анализ и его роль в геологии, геофизике и металлогении. Алма-Ата, Гылым, с.87-97, 1991.

Никитин И.В. Строение и особенности формирования структурно-вещественных комплексов шовной зоны Колмозеро-Воронья. Автореф. дисс. канд. геол.-мин. наук. М., МГУ, 18 е., 1986.

Никитин И.В. Тектоника зоны Колмозеро-Воронья в свете концепции горизонтальных движений. В кн.: Региональная тектоника раннего докембрия СССР. Л., Наука, с.104-111, 1980.

Никитин И.В. Черты офиолитовой формации в полмос-поросозерской амфиболитовой толще. В кн.: Геология и геохимия метаморфических комплексов Кольского полуострова. Апатиты, КФАН СССР, с.47-56, 1975.

Овчинников Г.В., Яковлев С.З., Кутявин Э.П. U-Pb системы гнейсов района оз. Лице (зона Колмозеро-Воронья, Кольский полуостров). В кн.: Современные данные изотопной геохимии и космохимии. Л., Наука, с.78-81, 1985.

Панин В.Е., Егорушкин В.Е., Хон Ю.А., Елсукова Т.Ф. Атом-вакансионные состояния в кристаллах. Изв. вузов. Физика, № 12, с.5-28, 1982.

Парфенов Л.М., Ноклеберг У.Дж., Ханчук А.И. Принципы составления и главные подразделения легенды геодинамической карты Северной и Центральной Азии, юга Российского Дальнего Востока, Кореи и Японии. Тихоокеанская геология, т. 17, № 3, с.3-13, 1998.

Паталаха Е.И. Генетические основы морфологической тектоники. Алма-Ата, Наука, 180 е., 1981.

Петров В.П., Беляев O.A., Волошина З.М. Эндогенные режимы метаморфизма раннего докембрия. Л., Наука, 184 е., 1990.

Петров В.П., Беляев O.A., Волошина З.М., Глазунков A.H., Кортикова Л.П. Рудно-метаморфические системы раннего докембрия (северо-восточная часть Балтийского щита). Апатиты, КНЦ РАН, 134 е., 1996.

Платунова А.П. О "литосферных" сегментах Кольского полуострова и разграничивающих их шовных зонах. В кн.: Восточная часть Балтийского щита. Геология и глубинное строение. Л., Наука, с.84-102, 1975.

Полканов A.A., Герлинг Э.К. Геохронология и геологическая эволюция Балтийского щита и его складчатого обрамления. Вопросы геохронологии и геологии. Тр. ЛАГЕД АН СССР, вып. 12, с.7-102, 1961.

Поротова Г.А., Болгурцев H.H. Глубинное строение восточной части Балтийского кристаллического щита и некоторые вопросы связи с ним магматизма. В кн.: Проблемы магматизма Балтийского щита. Л., Наука, с.16-24, 1971.

Прияткина Л.А. Ритмичная слоистость в архейских породах Кольского полуострова. В кн.: Вопросы геохронологии докембрия. М.-Л., АН СССР, с.156-165, 1961.

Прияткина Л.А., Дагелайский В.Б. Метаморфизм свит полмос и порос. Тр. ЛАГЕД АН СССР, вып. 15, с.72-84, 1963.

Пушкарев Ю.Д., Кравченко Э.В., Шестаков Г.И. Геохронометрические реперы докембрия Кольского полуострова. Л., Наука, 135 е., 1978.

Расцветаев Л.М. Парагенетический метод структурного анализа дизъюнктивных тектонических нарушений. В кн.: Проблемы структурной геологии и физики тектонических процессов. Ч. 2. М., ГИН АН СССР, с.173-235, 1987.

Рождественская В.А. Региональные метасоматиты метаморфического комплекса Вороньих тундр (Кольский полуостров). Бюлл. Моск. об-ваиспыт. природы, отд. геол., т. 55, № 1, с.107-119, 1980.

Ройзенман Ф.М. О перспективах поисков комплексных редкометальных пегматитов в Вороньих тундрах (Кольский полуостров). Геология и разведка, № 2, с.65-73, 1996.

Сидоренко A.B., Теняков В.А., Розен О.М., Жук-Почекутов К.А., Горбачев О.В. Пара- и ортоамфиболиты докембрия. М., Наука, 209 е., 1972.

Смолькин В.Ф. Коматиитовый и пикритовый магматизм раннего докембрия Балтийского щита. С-Пб, Наука, 272 е., 1992.

Талицкий В.Г. Генетические типы структурных парагенезов. Вестник МГУ. Сер. 4, Геология, № 4, с.65-72, 1994.

Токарев В.А. О конгломератах свиты Колмозеро-Воронья. Известия Карельского и Кольского филиалов АН СССР, № 5, с.38-48, 1958.

Токарев В.А., Гарифулин Л.Л. К стратиграфии серии Колмозеро-Воронья. В кн.: Вопросы геологии и минералогии Кольского полуострова, М., Госгеолтехиздат, вып. 4, с.24-34, 1963.

Уилсон Дж. Геологические структуры малых форм. М., Недра, 112 е., 1985.

Фролова Т.П. Магматизм океанов и подвижных поясов. Сравнение и выводы. В кн.: Закономерности эволюции земной коры. СПб, с.184-185, 1996.

Хаин В.Е. Расслоенность Земли и многоярусная конвекция как основа подлинно глобальной геодинамической модели. Докл. АН СССР, т. 308, № 6, с.1437-1440, 1989.

Харитонов Л.Я. Структура и стратиграфия карелид восточной части Балтийского. М., Недра, 359 е., 1966.

Цирульникова М.Я., Сокол P.C. Особенности тектонического строения восточной части Балтийского щита по геофизическим данным. В кн.: Геология и глубинное строение восточной части Балтийского щита. Л., Наука, с.78-89, 1968.

Чиков Б.М. Сдвиговое стресс-структурообразование в литосфере: разновидности, механизмы, условия. Геол. и геоф, № 9, с.3-45, 1992.

Шерман С.И., Семинский К.Ж., Борняков С.А. Разломообразование в литосфере. Зоны сдвига. Новосибирск, Наука, 262 е., 1991.

Шуркин К.А. Главные черты геологического строения и развития восточной части Балтийского щита. В кн.: Геология и глубинное строение восточной части Балтийского щита. Л., Наука, с.5-59, 1968.