Карельский континентальный массив архейской консолидации (кратон).

Лекция 4. Балтийский щит (Мегаблок Балтия)

Балтийский щит в пределах России занимает территории Кольского полуострова и Карелии.

Геологическая история Балтийского щита характеризуется дроблением литосферы на блоки различных порядков, в ходе которой выделяются пять тектономагматических и соответствующих им металлогенических циклов [Рундквист, Митрофанов , 1998]: саамский цикл (> 3.15 млрд. лет), лопийский (3.15-2.5), карельский (2.5-2.0), свекофеннский (2.0-1.65), рифейский (1.65-1.1 млрд. лет). Каждый из них характеризуется определенным комплексом пород, спецификой тектономагматической истории и металлогении, определяемым геодинамическим режимом развития основных геологических структур. Для формирования раннепротерозойских пегматитовых Чупино-Лоухского и магматических месторождений Печенгского рудных районов северо-восточной части Балтийского щита важнейшее значение имеют карельский и свекофеннский тектономагматические циклы.

Относимые к этому мегаблоку комплексы пород под осадочным чехлом выделяются на территориях южной Карелии и сопряженных южных областей, вплоть до Подмосковья, в Архангельской области, Прибалтике и на западе Белоруссии. В строении Балтии принимают участие архейские и палеопротерозойские комплексы пород разного состава, возраста и тектонической принадлежности.

Главными тектоническими единицами Балтийского щита являются:

1. Кольский (Мурманский) массив архейской консолидации (кратон).

2. Карельский массив архейской консолидации (кратон).

3. Лапландско-Кольский подвижный пояс или коллизионный ороген (Беломорский пояс).

4. Свекофеннский подвижный пояс (аккреционный ороген).

Кольский и Карельский кратоны (составные террейны) представляют собой не переработанные коллизионными процессами фрагменты одноименных континентальных плит, столкновение которых началось в позднем архее и продолжилось в раннем протерозое.

Рис. Тектоническая схема Кольского полуострова и Карелии (по С.И. Макиевскому)

Тектонические структуры: I — Мурманский блок; II — Кольский мегасинклинорий — 1 — Кольско-Кейвский синклинорий, 2 — Центральнокольский антиклинорий, 3 — Печенгско-Варзугский синклинорий; III — Беломорский мегантиклинорий — 4 — Тереке-Нотозерский антиклинорий, 5 — Сальнотундрово-Колвицкий синклинорий, 6 — Кандалакшский антиклинорий, 7 — Енско-Лоухский синклинорий, 8 — Ковдозерский антиклинорий; IV — Главная синклинорная зона карелид — 9 — Северокарельский синклинорий, 10 — Северокарельский антиклинорий, 11 — Восточнокарельский синклинорий, 12 — Фенно-Карельский (Центральнокарельский) антиклинорий, 13 — Западнокарельский синклинорий, 14 — Восточнофинляндский антиклинорий, 15 — Восточнофинляндский синклинорий; V — Свекофеннский блок

Кольский (Мурманский) массив архейской консолидации (кратон).

В целом массив может рассматриваться как архейская гранулит-гнейсовая область, интенсивно переработанная процессами тектоно-магматической активизации в позднеархейскую и раннепротерозойскую эпохи. Территория делится на ряд блоков II порядка.

В пределах Кольского мегаблока выделяются:

- крупные блоки - Мурманский, Центрально- Кольский, Кейвский, Инарский, Беломорский, Терский и

- мобильные пояса, сформированные в лопийский и карельский этапы (Колмозеро-Вороньинский, Лапландско-Колвицкий и Печенга-Имандра-Варзугский),

которые подразделяются, на более мелкие блоки, зоны и отдельные структуры [Mitrofanov et al., 1995] (рис. 1.б).

Рис. Схема геотектонического районирования Балтийского (Фенноскандинавского) щита (а) и структурно-геологическая карта северо-восточной части Балтийского щита (б) с раннепротерозойскими пегматитовыми и магматическими месторождениями.

Составлена на основе геологической карты масштаба 1:500000 [Mitrofanov et al., 1995]:

Палеозой: 1 - Хибинский и Ловоозерский комплексы нефелиновых сиенитов. Поздний протерозой: 2 - конгломераты и песчаники. Ранний протерозой: 3 - граниты, гранодиориты и диориты, 4 - чарнокиты (а) и щелочные граниты (б), 5 - вулканогенно-осадочные комплексы, 6 - расслоенные интрузии перидотит- пироксенит-габбро-норитов и габбро-анортозитов. Ранний протерозой - поздний архей: 7 - основные гранулиты, эндербиты, 8 - кислые гранулиты. Поздний архей: 9 - гранодиориты, диориты и эндербиты, 10 - высокоглиноземистые гнейсы и сланцы, 11 - кислые гнейсы, 12 - метакоматииты, амфиболиты и гнейсы зеленокаменных поясов, 13 - железистые кварциты, амфиболиты и гнейсы, 14 - гнейсы, сланцы, 15 - гнейсы, амфиболиты, 16 - гранодиориты, диориты, 17 - плагиограниты, тоналитовые гнейсы, 18 - кианит-гранат- биотитовые гнейсы, 19 - гнейсы, гранитогнейсы, мигматиты и амфиболиты; 20 - субвертикальные разломы (а) и надвиги (б), разделяющие протерозойские блоки, 21 - раннепротерозойские месторождения мусковитовых пегматитов (1 - Чупино-Лоухский, 2 - Енский районы), 22 - раннепротерозойские магматические интрузивы с медно-никелевой, платинометальной и хромитовой минерализацией (2.5-2.4 млрд. лет): 1 - Гора Генеральская, 2 - Мончегорский, 3 - Имандровский, 4 - Федорово-Панский, 5 - Луккулайсваара, 6 - Ципринга, 7 - Кивакка; 23 - раннепротерозойские габбро-верлитовые интрузии с медно-никелевыми месторождениями (1.95-1.94 млрд. лет): 8 - Печенгское, 9 - Аллареченское рудные поля. I - I и II - II - опорные профили через Чупино-Лоухский и Печенгский районы. Бел - Беломорский мегаблок; Мур - Мурманский, Кол - Центрально-Кольский, Тер - Терский, Ке - Кейвский и, Ин - Инарский блоки; Ион - Йонский и К-В - Колмозеро-Вороньинский зеленокаменные пояса; ЛГП - Лапландский и КГП - Кандалакша-Колвицкий фрагменты Лапландского гранулитового пояса; Пе - Печенгская и Им-В - Имандра-Варзугская зоны карелид.

 

Для Мурманского блока (северо-восток) Кольского п-ова ха­рактерны гранито-гнейсовые овалы, образованные преимущественно гранитоидными комплексами позднего архея, как плагиоклазовыми, так и плагиомикролиновыми (мигматит-граниты, гнейсо-граниты, граниты, диориты). Уровень метаморфизма пород отвечает амфиболитовой фации низких давлений. Супракрустальные породы редки и представлены биотитовыми, биотит-амфиболовыми гнейсами, амфиболи­тами и пироксеновыми кристаллосланцами архейского баренцевоморского комплек­са. Плагиомикроклиновые гранитоиды позднего лопия составляют до 50 % площа­ди Мурманского блока.

Для Центрально-Кольского блока типичны линейные структуры, представленные син- и антиформами. Породы архейского Кольского ком­плекса, составлявшие основу этого блока, метаморфизованы в условиях гранулитовой или высокотемпературной амфиболитовой фации низких давлений. В Кольском комплексе можно выделить три петроформации: нижняя - двупироксеновые кристаллосланцы, средняя - меланократовые плагиогнейсы с гранатом, роговой обман­кой и пироксенами, содержащие прослои метасоматических магнетитовых кварци­тов, и верхняя - гранат-силлиманит-ортоклаз-кордиерит-биотитовые кристаллосланцы. В пределах Центрально-Кольского блока намечается латеральная зональность в распределении вещественных комплексов. В его юго-восточной части наиболее широко распространены ультраметаморфические эндербиты (гнейсодиориты) и амфибол-биотитовые мигматит-плагиограниты архея. В центральной части блока они практически отсутствуют, и здесь преобладают супракрустальные породы Коль­ского комплекса (преимущественно ее глиноземистой петроформации). В северо­западной части вновь сокращается количество гнейсов и возрастает объем мигматит-плагиогранитов.

В восточной части Кольского п-ова располагается Кейвский блок, в пределах которого развита существенно вулканогенная среднелопийская понойская серия. Она сложена кислыми метавулканитами и метаосадками (лептиты, двуслюдяные гранатсодержащие гнейсо-сланцы, биотитовые гнейсы, литокластические метатуфы, метаграувакки). Вулканиты по химизму отвечают дацитам, риодацитам, трахиандезитам, толеитам. В бортах синклинория и горстовых поднятиях обнажаются амфиболовые, биотит-амфиболовые гнейсы и ортоамфиболиты. В це­лом понойскую серию можно отнести к амфиболит-сланцевой формации.

По северному и южному обрамлению Кейвского блока развиты породы кейвской серии мощностью 800-900 м. Ее стратиграфическое положение дискуссионно. Она с угловым и стратиграфическим несогласием залегает на породах лебяжинской свиты, а ее верхи — песцовотундровая серия, представленная доломитами, кварци­тами, двуслюдяными гнейсами и метапесчаниками - сопоставляются с породами ятулия. В составе серии принимают участие мусковитовые кварциты, двуслюдяные, слюдяно-гранатовые, ставролит-гранатовые, ставролит-мусковит-гранат-кианитовые и кианитовые кристаллические сланцы, нередко углеродистые и сульфидизированные. Часть пород (особенно мономинеральные кианитовые сланцы) имеет метасоматическое происхождение. С кейвской серией связаны крупнейшие месторожде­ния кианита.

С юго-запада Центрально-Кольский и Кейвский блоки обрамляются прогибом, выполненным верхнелопийскими породами имандровской серии. Это преимуще­ственно биотитовые и биотит-амфиболовые плагиогнейсы, метаандезибазальты (сланцеватые амфиболиты), изредка содержащие гранат.

Палеопротерозойские метаморфические события проявлены в пределах рифтогенного Печенгско-Имандро-Варзугского пояса.

Состоит из двух звеньев - более широкой Печенгской впадины и более протяженного Имандра-Варзугского прогиба. Обе структуры характеризуются моноклинальным падением слагающего их мощного комплекса к юго-юго-западу.

Нижнепротерозойский комплекс Печенга-Варзугского пояса образовался в интервале от 2,49-2,45 до 1,87-1,73 млрд лет, причем началось его формирование с внедрения мафит-ультрамафитовых расслоенных интрузий и даек. Они распространены и к северу от собственно рассматриваемого пояса. Накопление в его пределах осадков и вулканитов создало толщу общей мощностью до 15 км. В ней сложно чередуются вулканиты, представленные пикритами, пикрито-базальтами, толеитовыми базальтами, андезито-базальтами, трахиандезитам и, трахитами, дацитами и риолитами, и осадочные породы - конгломераты, кварциты, доломиты, известняки, туфосланцы, встречающиеся в меньшем количестве. Отложение комплекса началось в рифтогенной континентальной обстановке, но далее, как предполагается, она сменилась морской, временами даже глубоководной (турбидиты!). Некоторые исследователи допускают, что рифтинг достиг стадии спрединга, и относят часть вулканитов к разряду энсиматических островодужных, а часть - к типу внутриокеанских островов.

Печенгская структура исследована с большой детальностью и является эталонной.

 В ее пределах наблюдается правильная метаморфическая зональность, являющаяся в основной части структуры вертикальной в том смысле, что температура метаморфизма нарастает вниз по разрезу, а границы метаморфических зон примерно совпадают со стратиграфическими границами. Степень метаморфизма меняется от пумпеллиит-пренитовой до низкотемпературных субфаций амфиболитовой фации. Принадлежность метаморфических пород к кианит-силлиманитовой серии определяется на основании анализа парагенезисов в наиболее высокотемпературной зоне. Палеопротерозойский возраст метаморфизма очевиден, так как ему повергаются толщи ятулия и людиковия.

Южное крыло Печенгской структуры отличается специфическими особенностями тектоники и метаморфизма. Оно нарушено серией взбросо-надвиговых структур.

Имандра-Варзугская структура расположена в центральной части Кольского региона, имеет протяженность около 350 км и ширину от 10 км на флангах до 50 км в центральной части и включает ассоциацию осадочно-вулканоген­ных, интрузивных и дайковых комплексов. С севера-северо-востока ИВС контактирует с породами архейского Кольскою блока, а также позднеархейскими щелочными гранитами обрамления Кейвской структуры.

ИВС обладает наиболее полным разрезом слагающих ее осадочно-вулканогенных пород, который начинается с сумия и в этом отношении не имеет аналогов в регионе. В основании свит залетают осадочные породы, а в верхах - вулканогенные. Осадочные образовании представлены метаморфизованными граувакками, аркозами, кварцитами, доломитами, углеродистыми сланцами, иногда с конгломератами в основании. Суммарная мощность осадочных образований достигает 4 км. Вулканиты представлены широким спектром пород от низкотитанических пикритов и базальтов до андезитов, дацитов и риолитов с преобладанием базальтов. Высокая интенсивность извержений в раннем палеопротерозое постепенно уменьшалась к его позднему этапу. Суммарная мощность вулканитов составляет около 11 км.

Интерес, который продиктован к ИВС, обусловлен тем, что с ней пространственно и генетически связано подавляющее большинство расслоенных интрузий Кольского региона, несущих важные в промышленном отношении стратегические месторождения Сr, ЭПГ, Cu-Ni и Pt-Pd руд.

Как в Печенгской, так и в Имандра-Варзугской структурах проявлен зональный метаморфизм в диапазоне от пренит-пумпеллиитовой до амфиболитовой фации кианит-силлиманитовой фациальной серии. Время проявления метаморфизма около 1800 млн лет. Веро­ятно, в этом рифтогенном поясе проявился и более ранний этап регионального мета­морфизма на границе ятулия и людиковия (-2150 млн лет), относящийся к андалузит-силлиманитовой серии низких давлений.

Карельский континентальный массив архейской консолидации (кратон).

Занимает центральную часть Балтийского щита, где он вытянут в северо-западном направлении на 700 км при ширине около 300 км. Он рассматривается как архейския структура.

Современные геологические ограничения субпровинции не соответствуют границам структуры в архее. На юго-востоке она уходит под чехол Русской плиты, где ее продолжение хорошо прослеживается в геофизических полях.

В пределах Карельского составного террейна выделяются три главных типа разновозрастных архейских комплексов:

1) палео- и мезоархейские тоналит-трондьемит-гранодиоритовые (ТТГ) блоки,

2) мезо- и неоархейские ТТГ-зеленокаменные пояса,

3) неоархейские гранит-парагнейсовые пояса.

В позднем архее представлял собой гранит-зеленокаменную область (ГЗО), в которой на раннеархейском тоналит-гнейсовом ("серогнейсовом") фундаменте заложилась система верхнеархейских зеленокаменных прогибов пре­имущественно меридионального простирания. Мантийными разломами С-СВ про­стирания ГЗО была разделена на несколько блоков II порядка. Это деление во мно­гом было унаследовано и в период раннепротерозойского тектогенеза.

Позднеархейские приразломные зеленокаменные прогибы Карельского блока обычно состоят из двух структурных подъярусов:

- среднелопийского (коматиит-базальтовая субформация) и

- позднелопийского (терригенная или вулканогенно-терригенная субформация).

В составе среднелопийского подъяруса преобладают метабазальты толеитового, коматиит-базальтового (пикритового) и реже коматиитового ряда. В некоторых структурах отмечены вулканиты андезит-риолитовой серии. Среди оса­дочных пород известны углеродсодержащие сульфидные сланцы и метаграувакки.

В разрезах верхнего лопия преобладает метаалевропесчаниковая (граувакковая) ассоциация пород, известны горизонты полосчатых железистых кварцитов и конгломератов. Характерно, что в песчаниках и конгломератах полностью отсутствует обломочный калиевый полевой шпат. Крайне редки высокодифференцированные осадки (кварциты, глиноземистые сланцы). Вулканогенная часть разреза сложена дацит-риолитовыми лавами и их туфами. В целом разрезы лопия относятся к мета-базальт-коматиит-граувакковой формации.

В пределах Карельского террейна степень метаморфизма в целом не очень высокая и колеблется от зеленосланцевой до среднетемпературной амфиболитовой фации (гранат-силлиманит-биотит-мусковитовая субфация). На данной территории проявляется закономерность в распределении фаций метаморфизма, свойственная всем архейским гранит-зеленокаменным областям: степень метаморфизма повышается от осевой части зеленокаменного пояса к его окраинам. В целом зеленокаменные пояса более низко метаморфизованы по сравнению с окружающими гранито-гнейсовыми ареалами.

Более высокая степень метаморфизма последних выражается в повсеместном проявлении процессов ультраметаморфизма, которые в частности приводят к формированию автохтонных гранито-гнейсовых и гнейсо-гранитных комплексов в областях сильной мигматизации, а также массивов паравтохтонных и аллохтонных гранитоидов S-типа и других производных процессов ультраметаморфизма, которые отражают процесс формирования коровых магматических очагов.

Возраст рассмотренных процессов метаморфизма определяется следующим образом. Они накладываются как на древние (около 3 млрд. лет), так и на сравнительно молодые (около 2,8-2,85 млрд лет) зеленокаменные пояса. В то же время эти процессы явно предшествуют внедрению комплексов санукитоидов и сиенитов (2,72-2,74 млрд лет) [Бибикова и др., 1993, 1999 а, б; Ранний докембрий..., 2005].

Особняком в последовательности метаморфических процессов стоят «пятна» гранулитов, выделенных в Карельской гранит-зеленокаменной области и отражающих появление «точечных» (локальных) положительных термических аномалий. Их возраст – 2,66 млрд лет, и они представляют отдельное метаморфическое событие.

В платформенной частиКарельский кратонзанимает юго-западное Прионежье, район оз. Белое, Воже-Лачский блок и протягивается на юг до района Вологды. Для Карельской ГЗО характерны достаточно выдержанные меридиональные простирания структур.

Наиболее нижнюю часть разреза Карельской ГЗО образуют двупироксеновые сланцы, гранатовые плагиогнейсы и гранатовые амфиболиты, возникшие по основным и средним вулканитам. Этот гранулит-базитовый комплекс характеризуется возрастом протолита около 3,2 млрд лет, гранулитовым метаморфизмом 3,13 млрд лет и ретроградным метаморфизмом 2,50 млрд лет. Близкий возраст 3,2-3,1 млрд лет имеет комплекс кислых гранулитов: гранат-биотитовые плагиогнейсы, высокоглиноземистые силлиманитовые и кордиеритовые гнейсы и кристаллические сланцы по осадочным породам, реже кварциты.

Очень четко в магнитном поле и поле силы тяжести выделяются неоархейские зеленокаменные «троги», образующие протяженные меридиональные структуры, сложенные лопийской серией – основными, средними, реже кислыми метавулканитами и разнообразными кристаллическими сланцами, испытавшими в палеопротерозое региональный метаморфизм в условиях низкой амфиболитовой (эпидот-амфиболитовой) фации метаморфизма.

В промежутках между зеленокаменными линейными структурами неоархейские образования Карельской ГЗО представлены на западе обширными полями плагиогранитов, тоналитов, гранодиоритов возрастом 2,70-2,65 млрд лет, обрамленными широкими ореолами мигматитов и мигматит-гранитов.

Палеопротерозойские образования в рассматриваемой части Карельской ГЗО развиты ограниченно. На восточном побережье Онежского озера они представлены Бураковской интрузией расслоенных габбро, норитов, пироксенитов, дунитов с возрастом 2,45 млрд лет.

Крупную Онежскую мульду слагают осадочная карбонатно-терригенная толща калевия (1,95–1,90 млрд лет) и пестроцветные до красноцветных метатерригенные толщи вепсия (1,90–1,60 млрд лет), в т.ч. известные шокшинские кварциты.

3. Лапландско-Кольский подвижный пояс или коллизионный ороген (Беломорско-Лапландский пояс).

Расположен между Кольским и Карельским кратонами и имеет северо-западное простирание. По набору слагающих его геологических формаций и тектоническому строению коренным образом отличается от всех других блоков ВЕП и представляет собой классический пример гранулито-гнейсового пояса, тектонически активного на протяжении длительного времени.

В настоящее время этот блок большинством исследователей рассматривается как коллизионная зона, сложенная полиметаморфическими комплексами древних пород, испытавшими не менее трех этапов метаморфизма (> 2,9; 2,7; 1,9 млрд лет).

Тем не менее, в беломорском поясе можно выделить три петроформации (снизу вверх):

1) биотитовые, двуслюдяные, биотит-амфиболовые гранито-гнейсы, обычно микроклинизированные (керетская «свита»),

2) амфиболовые гнейсы, амфиболиты, эпидот-биотитовые плагиомикроклиновые гнейсы с линзами и пластами кианито-гранато-биотитовых гнейсов (хетоламбинская «свита»),

3) средне- и крупнозернистые ржавые кианито-гранато-биотитовые, нередко с кордиеритом, силлиманитом, ставролитом плагиогнейсы в переслаивании с двуслюдяными и гранат-мусковитовыми плагиогнейсами (чупинская, енская "свиты").

Эти петроформации можно объединить в кианит-гнейсовый полиформационный комплекс повышенных давлений. Температура метаморфизма менялась от ранней гранулитовой фации до поздней эпидот-амфиболитовой или низкотемпературной амфиболитовой фации. Вмещающими их породами являются глиноземистые гнейсы, приуроченные к осевой части Беломорского пояса.

Беломорский пояс включает в себя образования:

1) Лапландско-Колвицкого гранулитового пояса;

2) Беломорского амфиболито-гнейсового пояса.

Составной частью Беломорского блока является комплекс гранулитов, известный как Лапландский гранулитовый комплекс или Корва-Колвицкая зона.

Лапландский гранулитовый пояс протягивается из Северной Норвегии через полярную Финляндию на территорию Русской Лапландии и далее после перерыва он снова появляется на северо-восточном побережье Кандалашского залива в виде Колвицко-Умбинской тектонической зоны.

Гранулитовый комплекс по составу представлен основными и кислыми гранулитами, а в тектоническом отношении - серией покровных пластин, общая мощность которых могла достигать двух десятков километров. Комплекс в целом полого надвинут к югу. Для его подошвы характерно развитие гранатовых амфиболитов. Возраст гранулитового метаморфизма оценивается в 1,95-1,9 млрд лет, но возраст протолитов, по некоторым данным, является позднеархейским. В качестве протолита гранулитов выступают парагнейсовые толщи (кислые гранулиты) северной части Лапландского фрагмента, дифференцированные (расслоенные) базит-гипербазитовые и габбро-анортозитоые интрузии (включая Колвицкие массивы) и ассоциация аллохтонныхчарнокитов и эндербитов. Возраст расслоенных лерцолит-габбро-норитовых и габбро-анортозитовых плутонов по циркону попадает в интервал 2,50-2,45 млрд лет, что свидетельствует о палеопротерозойском возрасте метаморфизма гранулитовой фации. В архейской части Беломорско-Лапландского пояса повсеместное наложение палеопротеротерозойского метаморфизма доказывается участием в этих процессах комплекса лерцолитов, габбро, норитов (друзитов), возраст которых 2,45 млрд лет [Ранний докембрий…, 2005]. Степень метаморфизма основных пород соответствует средне- и высокотемпературным субфациям.

Беломорский комплекс расположен в Карелии преимущественно вдоль побережья Белого моря, сложен гнейсами и мигматитами, тектонически подстилает Лапландско-Колвицкий пояс и формирует серию гранито-гнейсовых куполов. Аналогичные купола присутствуют и в Печенга-Варзугском поясе. Возраст Беломорского комплекса определяется как позднеархейский - 2,9-2,8 млрд лет, он коррелируется с возрастом зеленокаменных поясов смежной с юга Карельской гранит-зеленокаменной области (ГЗО), причем установлены непосредственные переходы последних в «беломориды». В раннем протерозое породы «беломорид» претерпели интенсивную тектоническую переработку, и именно в эту эпоху были образованы характерные для них купольные структуры.

Беломорская мегазона целиком сложена отложениями беломорской серии нижнего архея, которая состоит из гранито-гнейсов, амфиболитов, амфиболовых, биотитовых, двуслюдяных и высокоглиноземистых гнейсов и сланцев, прорванных интрузиями габброидов и гранитов архейского и раннепротерозойского возраста. Мощность отложений превышает 10 км. Породы беломорской серии характеризуются сложной складчатой структурой и проявлением многофазного (выделяются до четырех фаз) метаморфизма ретроградной направленности (от гранулитового, датируемого 2,85 млрд. лет, через амфиболитовый с возрастом 2,5-2,7 млрд. лет до эпидот-амфиболитового и зеленосланцевого, проявившихся 2,2 и 1,8-1,9 млрд. лет назад). Необходимо отметить относительно слабое проявление в Беломорской мегазоне по сравнению со смежными Кольской и Карельской процессов гранитизации.

В целом Лапландско-Беломорский пояс представляет типичный гранулит-гнейсовый коллизионный пояс, образование которого началось с рифтинга и, вероятно, спрединга и завершилось коллизией Кольского и Карельского эпиархейских континентальных блоков в конце раннего протерозоя. Южный пограничный надвиг пояса уходит на глубину 12 км и прослеживается вглубь пояса на 80 км.

---

Дата добавления: 2023-01-08; просмотров: 219; Мы поможем в написании вашей работы!

Поделиться с друзьями:

---

---

Мы поможем в написании ваших работ!