1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Геохимия
  4. T. 66, № 4, 2021

Геохимия, 2021, T. 66, № 4, стр. 291-307

Геохимия, геохронология цирконов и возраст архейской железорудной толщи Костомукшского зеленокаменного пояса Карельского кратона Фенноскандинавского щита

А. И. Слабунов a, *, Н. С. Нестерова a, А. В. Егоров a, Л. В. Кулешевич a, В. И. Кевлич a

a Институт геологии Карельского научного центра РАН, Петрозаводск
185910 Карелия, ул. Пушкинская, 11, Россия

* E-mail: slabunov@krc.karelia.ru

Поступила в редакцию 21.04.2020
После доработки 19.08.2020
Принята к публикации 20.08.2020

Полный текст (PDF)

Аннотация

Впервые проведены геохронологические исследования цирконов (методом LA-ICP-MS) из метаосадочных пород, вмещающих полосчатые железистые кварциты (BIF), и метариолитов (геллефлинты) гимольской серии Костомукшского зеленокаменного пояса Карельского кратона. Возраст кислого магматизма (метариолитов), проявленного в виде силлов и даек, оценивается в 2759 ± 19–2743 ± 15 млн лет. В изученных сланцах (метаграувакках) возраст резко преобладающей группы детритовых цирконов оценивается в 2753 ± 19 млн лет, в них отмечены также единичные зерна, возраст которых варьирует в интервале 3.1–2.8 млрд лет. По геохимическим особенностям среди цирконов из метариолитов выделяется три типа 1) обедненные Eu и обогащенные Ce; 2) обогащенные Eu и Ce; 3) обогащенные средними редкоземельными элементами. Цирконы двух первых геохимических типов преобладают и в осадках. Морфология и строение кристаллов циркона в риолитах и осадках также идентичны. Таким образом, главным источником цирконов в изученных метаграувакках, чередующихся с BIF, были риолиты при подчиненной роли мезоархейских пород. Формирование железорудной толщи гимольской серии Костомукшского зеленокаменного пояса происходило синхронно с кислым вулканизмом 2760–2740 млн лет назад в субдукционной геодинамической обстановке.

Ключевые слова: архей, цирконы, геохронология, геохимия, полосчатые железистые кварциты, зеленокаменный пояс, Карельский кратон, Костомукшская структура

ВВЕДЕНИЕ

Полосчатые железистые кварциты (bended iron formation – BIF) являются характерными составляющими многих архейских зеленокаменных поясов. Эти осадочные породы являются уникальными образованиями раннего докембрия и не встречаются в фанерозое (например, Bekker et al., 2010). Таким образом, изучение BIF имеет важнейшее значение для понимания ранней истории развития Земли. Кроме того, BIF – это важнейший тип железных руд, которые широко используются в экономике. Они составляют основу одного из крупнейших в России Костомукшского железорудного месторождения (Михайлов, Аминов, 2005), приуроченного к одноименному зеленокаменному поясу (рис. 1). Несмотря на хорошую изученность и многолетнюю эксплуатацию месторождения вопрос о возрасте формирования главной рудоносной толщи – костомукшской свиты гимольской серии Карельского кратона остается дискуссионным. Это создает проблемы в корреляции разрезов зеленокаменных комплексов Карельского кратона, что, в свою очередь, не позволяет проводить геодинамические реконструкции и вести целенаправленный поиск полезных ископаемых.

Рис. 1.

Расположение и строение Костомукшского зеленокаменного пояса: (а) пояс в структуре Фенноскандинавского щита (Рыбаков и др., 1981; Слабунов и др., 2006, 2011; Балаганский и др., 2016; Куликов и др., 2017). 1 – каледониды, байкалиды и неопротерозойские образования; 2, 3 – палеопротерозойская кора: 2 – ювенильная; 3 – с фрагментами архейской; 4 – архейская кора (НК – кратон Норрботтен; БП – Беломорская провинция, КП – Кольская провинция, МК – Мурманский кратон); 5 – архейские (а) зеленокаменные (Г – Гимольский, И – Иломантси, К – Кухмо, Х – Хедозерско-Большеозерский) и (б) парагнейсовые пояса; 6 – палеопротерозойские границы провинций. (б–г) схемы геологического строения: (б) пояса (Горьковец и др., 1981; Кожевников, 1982; Кулешевич, Фурман, 2009); (в) Костомукшского железорудного месторождения; (г) Корпангского железорудного месторождения. 1 – неопротерозойские (рифейские) лампроиты и кимберлиты, 2 – палеопротерозойские (2.4 млрд лет) долериты; 3–8 неоархейские: 3 – 2.71 млрд лет санукитоиды; 4 – (2.72–2.71 млрд лет) граниты; 5 – 2.78 млрд лет гранитоиды ТТГ ассоциации; 6–8 – породы гимольской серии: 6 – 2.75 млрд лет метаграувакки; 7 – 2.75 млрд лет силлы и дайки метариолитов (геллефлинты); 8 – BIF; 9–11 – мезоархейские (2.84-2.78 млрд лет): 9 – базальты и базальт-коматииты (рувинваарская свита); 10 – туфы, туффиты риолит-риодациты с простоями BIF и углеродистых сланцев (шурловарская свита); 11 – базальты и коматиититы (ниемиярвинская свита); 12 – разломы; 13 – надвиг; 14 – места отбора геохронологических проб.

В рамках данного исследования впервые сделана попытка оценить возраст формирования осадочной, содержащей BIF, толщи с использованием локального метода датирования цирконов, выделенных из 1) вмещающих BIF метаосадочных пород и 2) силлов и даек кислых метавулканитов.

КРАТКИЙ ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК

Карельский кратон (рис. 1а) относится к числу классических структур этого класса и слагается преимущественно архейскими гранитоидами и зеленокаменными (в меньшей степени – парагнейсовыми) комплексами (Лобач-Жученко, 1988; Миллер, 1988; Рыбаков и др., 1981; Слабунов и др., 2006; Slabunov et al., 2006; Hölttä et al., 2014; Куликов и др., 2017). Последние формируют зеленокаменные пояса и представляют собой относительно узкие линейные структуры, окруженные гранитоидами. Зеленокаменные комплексы – это совокупность, как правило, относительно слабо или умеренно метаморфизованных вулканогенных и осадочных (в том числе, BIF) пород. Таким образом, именно в них сосредоточена информация об особенностях экзогенных и вулканогенных процессов на раннем этапе развития Земли.

Костомукшкий зеленокаменный пояс располагается в западной части Карельского кратона (рис. 1а) и входит в состав террейна Кианта Западно-Карельской субпровинции (Лобач-Жученко и др., 2000б; Слабунов и др., 2006, 2011; Hölttä et al., 2014). Он представляет собой относительно небольшую (по простиранию прослеживается на 25 км, при ширине 4.5–7 км) субмеридиональную удлиненную амебовидную в плане структуру (рис. 1б). Она погружается в целом на восток и прослеживается на глубину до 6.5 км (Горьковец и др., 1981; Самсонов и др., 2001; Горьковец, Шаров, 2015).

Существует две альтернативные точки зрения на строение этого зеленокаменного пояса: одна из них рассматривает его как ассиметричную сложную запрокинутую на запад синклиналь, разрез которой наращивается снизу вверх и подстилается гранитоидами (Горьковец и др., 1981; Горьковец, Шаров, 2015; Лобач-Жученко и др., 2000а); другая рассматривает пояс как коллаж тектонических пластин, в целом запрокинутых на запад (Puchtel et al., 1998; Кожевников, 2000; Бибикова и др., 2005; Кожевников и др., 2006). Имея разные представления о строении и соотношениях слагающих пояс геологических тел, большинство исследователей выделяет в его составе две литостратиграфические (стратотектонические) ассоциации: контокскую и гимольскую серии. Первая формирует западную и центральную часть пояса и состоит из метаморфизованных вулканитов с прослоями осадков (рис. 1б). В составе контокской серии выделяют:

1) базальт-коматиитовую толщу (которая часто подразделяется на две и тогда они рассматриваются как ниемиярвинская и рувинваарская свиты), с редкими прослоями железистых кварцитов и дацитовых туфов, ее изотопный возраст оценивается как мезоархейский: 2843 ± 39 и 2808 ± 95 млн лет – Sm-Nd изохона по базальтам и коматиитам (Puchtel et al., 1998; Лобач-Жученко и др., 2000а); 2792 ± 6 млн лет – по цирконам (SHRIMP-II) из туфов (Кожевников и др., 2006);

2) толщу туфов, туффитов риолитов - риодацитов (редко до андезитов) с простоями BIF и углеродистых сланцев – шурловарская свита, изотопный возраст которой по цирконам из кислых вулканитов оценивается в 2801 ± 7 и 2795 ± 29 (TIMS) (Puchtel et al., 1998; Лобач-Жученко и др., 2000а), 2790 ± 21 (TIMS) и 2791 ± 23 (NORDSIM) млн лет (Бибикова и др., 2005).

Гимольская серия слагает восточный борт зеленокаменного пояса и представлена метаморфизованными песчано-глинистыми осадками флишевого типа. В основании толщи выделяются конгломераты (суккозерская свита), в нижней части толщи велика доля BIF (костомукшская свита), а в верхней резко преобладают безрудные граувакки (сурлампинская свита). В составе гимольской серии описаны также метатуффиты кислого состава, возраст цирконов из которых оценивается в 2787 ± 8 млн лет (TIMS) (Бибикова и др., 2005). Железорудная толща сечется неоархейскими (2707 ± 31 и 2675 ± 9 млн лет, соответственно) гранит-порфирами и гранитами (Шурловарский массив) (Лобач-Жученко и др., 2000а). Кроме того, она содержит силлы и сечется дайками метариолитов (в региональной литературе часто именуемых “геллефлинтой”), изотопный возраст которых не был определен.

Гранитоиды тоналит-трондьемит-гранодиоритовой (ТТГ) ассоциации из обрамления пояса не являются фундаментом для зеленокаменного комплекса, так как их возраст 2779 ± 11 млн лет (Бибикова и др., 2005) и это моложе, по крайней, мере вулканитов контокской серии. Вместе с тем установлены гранитоиды секущие базальт-коматиитовый разрез зеленокаменного пояса: граниты Ниемиярвинского массива (2720 ± 20 млн лет (Бибикова и др., 1977)) и санукитоиды массивов Таловейс (2718 ± 6–2707 ± 9 млн лет (Бибикова и др., 2005)).

Рассматриваемый район в раннем палеопротерозое находился в области формирования крупной магматической провинции, элементом которого является рой даек долеритов с возрастом 2.4 млрд лет (Степанова и др., 2017) секущих, в том числе, и архейский гранит-зеленокаменный комплекс (рис. 1б–1г). Наиболее позднее проявление эндогенной активности здесь – неопротерозойский (около 1.2 млрд лет) щелочно-ультраосновной магматизм (лампроиты, кимберлиты) (Никитина и др., 1999; Горьковец, Шаров, 2015).

Для определения времени формирования железорудной осадочной толщи (костомукшской свиты гимольской серии) нами отобраны пробы из биотитовых сланцев (КОС2-8/1) и две – из силла (КОС2-7/1) и дайки (КОРП1-3/1) метариолитов (табл. 1). Сланцы и метариолиты из силла отобраны в карьере “Центральный” Костомукшского месторождения (рис. 1в), а метариолиты из дайки - в карьере Корпангского месторождения (рис. 1г).

Таблица 1.  

Химический состав (окислы – в мас. %, элементы – в г/т) метариолитов (1 – Э-КОРП1-3/1; 2 – Э-КОС2-7/1) и метаграувакки (3 – Э-КОС-2-8/1) из главной железорудной толщи (костомукшкой свиты гимольской серии) Костомукшского зеленокаменного пояса

Компонент 1 2 3
SiO2 69.54 70.14 60.99
TiO2 0.12 0.09 0.55
Al2O3 16.69 17.21 15.62
Fe2O3 0.83 0.01 1.65
FeO 1.0 1.01 6.05
MnO 0.025 0.022 0.065
MgO 0.39 0.92 2.97
CaO 3.31 3.18 3.67
Na2O 6.18 5.86 3.17
K2O 1.13 0.87 3.09
P2O5 0.07 0.08 0.21
H2O 0.013 0.17 0.02
ппп 0.56 0.38 1.53
Sc 9.19 7.79 24.52
V 45.77 45.10 176.70
Cr 55.23 22.40 207.10
Co 3.11 2.46 26.11
Ni 42.71 18.78 71.47
Cu 11.82 5.78 9.95
Zn 13.52 24.70 105.70
Rb 41.65 15.17 148.00
Sr 520.50 623.00 666.90
Y 1.19 1.51 14.79
Zr 43.25 52.79 109.40
Nb 1.07 1.07 6.42
Ba 448.70 542.70 948.90
La 1.72 1.45 26.00
Ce 3.02 2.81 56.18
Pr 0.32 0.36 7.02
Nd 1.14 1.23 26.33
Sm 0.29 0.32 4.46
Eu 0.20 0.22 1.46
Gd 0.22 0.20 3.93
Tb 0.04 0.04 0.50
Dy 0.22 0.30 2.74
Ho 0.04 0.05 0.52
Er 0.10 0.15 1.41
Tm   0.02 0.20
Yb 0.11 0.17 1.38
Lu 0.02 0.03 0.18
Hf 1.21 1.54 2.57
Ta 0.19 0.20 0.88
Th 0.19 0.23 4.84
U 0.08 0.12 1.48

Биотитовые сланцы представляют собой мелкозернистые тонкополосчатые с хорошо выраженной агрегатной линейностью по биотиту породы. Они являются составляющей, наряду с BIF, ритмично слоистой флишоидной толщи (верхнекостомукшкая подсвита костомукшской свиты гимольской серии) и интерпретируются как метаморфизованные песчано-глинистые осадки флишоидного типа (Горьковец и др., 1981; Милькевич, Мыскова, 1998; Раевская и др., 1992) или как туфы или туффиты (Чернов, 1964; Бибикова и др., 2005). По особенностям химического состава (табл. 1; рис. 2) отобранная проба сланцев полностью сопоставима с породами из разреза осадков костомукшской свиты гимольской серии, специальное литолого-петрогеохимическое изучение которых позволило классифицировать их как метаграуваакки, формирующиеся в островодужной системе (Милькевич, Мыскова, 1998).

Рис. 2.

Фигуративные точки составов сланцев, из которых отобрана геохронологическая проба Э-КОС-8/1, в сравнении с метаграувакками (Милькевич, Мыскова, 1998) и туффитом (Бибикова и др., 2005) костомукшской свиты гимольской серии на диаграммах SiO2 – окислы (в мас. %) и Ni (в г/т), спайдерграмме нормированных по хондритам (Nakamura, 1974) содержаний РЗЭ и на дискриминационной диаграмме Th-La-Sc (Bhatia, 1983) (поля осадков А – океанических островных дуг; B – континентальных островных дуг; C, D – активных и пассивных континентальных окраин соответственно.

Условные обозначения: 1 – сланец (проба Э-КОС-8/1); 2, 3 – метатуффит (проба K-7/97 (Бибикова и др., 2005)); 4  – метаграувакки (Милькевич, Мыскова, 1998)

Силл метариолитов залегает среди рудной толщи в виде субсогласного пластового (с секущими полосчатость вмещающих пород апофизами) тела (рис. 1в) мощностью до 500 м метаморфизованного и деформированного совместно с вмещающими метаосадками (Горьковец и др., 1981; Горьковец, Раевская, 1983).

Изученная дайка метариолитов сечет вмещающие метаграувакки с прослоями железистых кварцитов, но совместно с ними метаморфизована и деформирована (рис. 1г).

По геохимическим особенностям изученные метариолиты (табл. 1) сопоставимы с островодужными магматическими породами: подобно последним они обеднены Nb, относительно La и Th, на дискриминационных диаграммах (Pearce et al., 1984) их фигуративные точки лежат в соответствующем поле.

Следует еще раз обратить внимание на то, что рассматриваемые метаосадки и метариолиты секутся жильными телами гранит-порфиров (с возрастом 2.7 млрд лет) и массивами микроклиновыми гранитов (с возрастом 2.68 млрд лет).

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Определение петрогенных окислов выполнено классическим методом химического силикатного анализа в Институте геологии Карельского научного центра РАН (ИГ КарНЦ РАН), г. Петрозаводск. Концентрации рассеянных и редкоземельных элементов в породах измерены методом ICP MS (X Series II, ThermoScientific) также в ИГ КарНЦ РАН по методике детально описанной в работе (Светов и др., 2015).

Выделение цирконов проводилось в ИГ КарНЦ РАН (г. Петрозаводск) по стандартной методике с использованием магнитной сепарации и тяжелых жидкостей. При этом для работы с метариолитами, которые характеризуются низким содержанием и тонкодисперсной размерностью цирконов, был использован щадящий режим дробления. Внутренняя структура цирконов изучалась средствами оптической микроскопии и катодолюминесценции в ЦИИ ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург), а состав минеральных включений в них на электронном сканирующем микроскопе Vega II с полупроводниковым детектором Oxford Inca 350 в ИГ КарНЦ РАН (г. Петрозаводск).

U-Pb датирование цирконов и определение в них содержания малых элементов осуществлялось на приборе ICP-MS Agilent 7500 Ce с системой лазерной абляции Complex Pro102 (LA-ICP-MS) с диаметром лазерного пучка ~30–35 μm в Пекинском университете (Китай). Содержание U, Th и Pb в цирконе калибровалось по 29Si. В качестве эталонов при определении возраста и U/Pb отношений использовались международные стандарты циркона PLE и TEM, а при определении содержания малых элементов – #610, #612 и #614. Обработка полученных данных осуществлялась с использованием программного обеспечения ICPMSDataCal, Glitter 4.0 и программы SQUID (Ludwig, 2000). Погрешности единичных анализов (отношений и возрастов) приводятся на уровне 1σ, а погрешности вычисленных конкордантных возрастов и пересечений с конкордией – на уровне 2σ. Построение графиков с конкордией проводилось с использованием программы ISOPLOT/EX (Ludwig, 1999).

ГЕОХРОНОЛОГИЯ И ГЕОХИМИЯ ЦИРКОНОВ

Из метариолитов, слагающих силл среди рудовмещающей толщи костомукшской свиты гимольской серии (рис. 1в), выделены относительно мелкие (размер по длиной оси от 50 до 120 мкм, с преобладанием (около 80% выборки) – 40–80 мкм), изометричные и призматические (коэффициент удлинения (1.1–1.8) зерна циркона (проба Э-КОС2-7/1). На их изображениях в катодной люминисценции (CL) и в отраженных электронах (BSE) (рис. 3а) в большинстве кристаллов видна осцилляторная зональность, характерная для кристаллизации минерала в магматических системах (Corfu et al., 2003), хотя есть зерна, в которых она не проявлена. В качестве минеральных включений в кристаллах цирконов отмечены: апатит, реже – биотит и барит. Соотношение Th/U варьирует в цирконах от 0.48 до 0.98, что характерно для магматических разновидностей.

Рис. 3.

Морфология, возраст и геохимия цирконов из силла метариолитов (Э-КОС-2-7/1): (а) BSE- и CL- изображения цирконов с точками датирования (табл. 2), значениями 207Pb–206Pb возраста (TPb-Pb в млн лет ) и минеральными включениями (Ap – апатит); (б) Диаграммы с конкордией (Tc – конкордантный возраст; T1 – изохронный возраст по верхнему пересечению, T2 – изохронный возраст по нижнему пересечению); (в) спайдерграмма нормированнных по хондриту (Nakamura, 1974) содержаний РЗЭ в цирконах, на врезке – в метариолите, из которого отобрана проба.

Оценка возраста цирконов по 14 аналитическим точкам цирконов по верхнему пересечению с конкордией – 2753 ± 21 млн лет (табл. 2; рис. 3б). Кроме того, по 7 аналитическим точкам вычисляется конкордантный возраст данной выборки цирконов – 2759 ± 8.9 млн лет (рис.3б). Последнее значение принимается за наиболее точную оценку изотопного возраста цирконов из метариолитов силла. С учетом того, что все признаки (зональное строение зерен цирконов, высокие значения отношения Th/U, минеральные включения апатита) указывают на магматическую природу цирконов, следует в большой долей уверенности считать, что возраст 2759 ± 8.9 млн лет соответствует магматической стадии формирования силла.

Таблица 2.  

Результаты U-Pb геохронологических исследований (LA-ICP-MS) цирконов из метариолитов Э‑КОС2-7/1, Э-КОРП1-3/1 и сланцев (метаграувваки) Э-КОС2-8/1 гимольской серии Костомукшского зеленокаменного пояса Карельского кратона

Точки
анализов 		Содержание Th/U Измеренные изотопные отношения   Возраст*, млн лет D, %
U, г/т Th, г/т 207Pb/206Pb ± 1σ 207Pb/235U ± 1σ 206Pb/238U ± 1σ Rho 206Pb/238U ± 1σ 207Pb/206Pb ± 1σ
Э-КОС2-7/1
KC-1 395 317 0.80 0.1897 0.00457 13.66919 0.30704 0.52239 0.00491 0.9 2709 21 2739 25 1.11
KC-2 192 144 0.75 0.1904 0.00481 13.91295 0.32984 0.52964 0.00541 0.9 2740 23 2746 26 0.22
KC-3 198 157 0.79 0.1913 0.00484 14.09435 0.33454 0.53404 0.00545 0.9 2758 23 2754 26 –0.15
KC-4 496 406 0.82 0.1778 0.00552 11.3954 0.33225 0.46492 0.00499 0.9 2461 22 2632 53 6.95
KC-5 563 468 0.83 0.1799 0.00537 12.5225 0.3505 0.50485 0.00521 0.91 2635 22 2652 51 0.65
KC-6 165 118 0.72 0.1905 0.00498 13.86453 0.34133 0.52756 0.00557 0.9 2731 24 2747 27 0.59
KC-7 414 369 0.89 0.1868 0.00575 13.31739 0.38399 0.51701 0.00553 0.91 2686 24 2714 52 1.04
KC-10 366 192 0.52 0.1842 0.00546 12.74783 0.35226 0.50186 0.00536 0.9 2622 23 2691 50 2.63
KC-11 177 152 0.86 0.1930 0.00514 14.32713 0.36123 0.53814 0.00569 0.9 2776 24 2768 27 –0.29
KC-13 188 156 0.83 0.1930 0.00518 14.28466 0.36318 0.53655 0.00569 0.9 2769 24 2768 28 –0.04
KC-14 179 135 0.75 0.1924 0.00532 14.16431 0.37257 0.53383 0.00595 0.9 2758 25 2763 29 0.18
KC-15 142 95 0.67 0.1925 0.00539 14.1337 0.37624 0.53235 0.00602 0.9 2751 25 2764 29 0.47
KC-18 688 528 0.77 0.1816 0.0048 12.68713 0.31822 0.5065 0.00502 0.9 2642 21 2668 28 0.98
KC-19 178 132 0.74 0.1912 0.00527 14.0777 0.36975 0.53389 0.00573 0.9 2758 24 2752 29 –0.22
KC-20 167 107 0.64 0.1898 0.00525 13.76826 0.36299 0.52598 0.00564 0.9 2724 24 2740 29 0.59
Э-КОРП1-3/1
KR-1 234 147 0.63 0.18966 0.00593 14.76593 0.44814 0.56462 0.00647 0.9 2886 27 2739 35 –5.09
KR-2 258 153 0.59 0.18473 0.00654 12.96075 0.43224 0.50886 0.00607 0.9 2652 26 2696 60 1.66
KR-3 315 247 0.78 0.19157 0.00597 13.68807 0.41492 0.51819 0.00581 0.9 2691 25 2756 35 2.42
KR-4 352 248 0.70 0.19098 0.00619 13.9682 0.44223 0.53044 0.0062 0.9 2743 26 2751 37 0.29
KR-5 632 563 0.89 0.18582 0.00838 12.01451 0.51898 0.46893 0.00611 0.91 2479 27 2706 76 9.16
KR-7 225 147 0.65 0.19162 0.00633 14.1046 0.45568 0.53382 0.00635 0.9 2758 27 2756 37 –)0.07
KR-9 683 647 0.95 0.19259 0.00635 14.03258 0.45361 0.52845 0.00612 0.9 2735 26 2764 38 1.06
KR-10 396 132 0.33 0.16277 0.00659 9.59326 0.36958 0.42746 0.00528 0.89 2294 24 2485 70 8.33
Э-КОС2-8/1
S1 717 934 1.30 0.19068 0.00663 13.99591 0.48029 0.53237 0.0065 0.9 2751 27 2748 40 –0.11
S2 357 194 0.54 0.19185 0.00669 13.73465 0.47258 0.51925 0.00631 0.9 2696 27 2758 40 2.30
S3 851 1272 0.89 0.18642 0.00647 12.37562 0.42426 0.4815 0.00574 0.9 2534 25 2711 41 6.99
S4 731 388 0.53 0.20073 0.00698 16.08857 0.55361 0.58134 0.00695 0.9 2954 28 2832 40 –4.13
S5 580 653 1.13 0.24397 0.00858 21.9674 0.76467 0.65307 0.00801 0.9 3240 31 3146 40 –2.90
S6 234 99 0.42 0.19212 0.00691 14.27618 0.50912 0.53898 0.0068 0.9 2779 28 2760 42 –0.68
S7 95 86 0.91 0.19048 0.00712 13.41255 0.49695 0.51072 0.00693 0.9 2660 30 2746 43 3.23
S8 141 112 0.79 0.19301 0.00718 13.96195 0.51473 0.52468 0.00701 0.9 2719 30 2768 43 1.80
S9 836 892 1.07 0.1915 0.00687 14.73748 0.52508 0.5582 0.00682 0.9 2859 28 2755 42 –3.64
S10 799 887 1.11 0.22118 0.00797 19.22357 0.68854 0.63041 0.00775 0.9 3151 31 2989 42 –5.14
S11 316 240 0.76 0.19111 0.00713 13.08037 0.48604 0.49646 0.00639 0.9 2599 28 2752 44 5.89
S12 1017 748 0.74 0.18982 0.00701 15.15877 0.55828 0.57924 0.00723 0.9 2946 30 2741 44 –6.96
S13 115 84 0.72 0.20598 0.00805 16.10873 0.62742 0.56726 0.00808 0.9 2897 33 2874 45 –0.79
S14 311 270 0.87 0.19144 0.00727 14.90548 0.56498 0.56474 0.00743 0.9 2886 31 2755 45 –4.54
S15 283 155 0.55 0.19199 0.00731 14.26749 0.54252 0.53902 0.00707 0.9 2779 30 2759 45 –0.72
S16 125 88 0.70 0.19551 0.00767 15.55842 0.61051 0.5772 0.00803 0.9 2937 33 2789 46 –5.04
S17 432 573 1.33 0.192 0.0074 14.52819 0.56092 0.54886 0.00726 0.9 2820 30 2759 46 –2.16
S18 79 70 0.89 0.19291 0.00813 14.27227 0.60078 0.53663 0.00853 0.9 2769 36 2767 48 –0.07
S19 96 61 0.64 0.19321 0.00782 14.95421 0.6058 0.5614 0.00818 0.9 2872 34 2770 47 –3.55
S20 319 146 0.46 0.19011 0.00741 14.1987 0.55556 0.54175 0.00719 0.9 2791 30 2743 47 –1.72
S21 97 69 0.71 0.19163 0.00797 13.15041 0.54991 0.49777 0.00732 0.9 2604 32 2756 49 5.84
S22 355 375 1.05 0.19138 0.00776 13.93441 0.56911 0.52813 0.00729 0.9 2734 31 2754 49 0.73
S23 374 143 0.38 0.19184 0.00776 14.13235 0.57685 0.53435 0.00729 0.9 2760 31 2758 49 –0.07
S24 348 158 0.46 0.19112 0.00778 13.97736 0.57447 0.53048 0.0073 0.9 2743 31 2752 49 0.33
S25 337 224 0.66 0.18933 0.00773 13.88739 0.57305 0.53206 0.00732 0.9 2750 31 2736 50 –0.51

Примечания. Поправка на обыкновенный свинец проведена по измеренному 204Pb. D – степень дискордантности D = 100 {[t(207Pb/206Pb)] / [t(206Pb/238U)] – 1}. Rho –коэффициент корреляции отношений 207Pb/235U – 206Pb/238U.

Геохимические особенности цирконов (табл. 3; рис. 3в) позволяют выделить среди них три типа: 1) обедненные Eu и обогащенные Ce; 2) обогащенные Eu и Ce; 3) обогащенные средними редкоземельными элементами (РЗЭ). В изученной выборке преобладают именно обедненные Eu (Eu*/Eu < 1) и несколько обогащенные Ce кристаллы (рис. 3в), что типично для магматических цирконов (Hoskin, Schaltegger, 2003).

Таблица 3.  

Содержание (в г/т) РЗЭ в цирконах из метариолитов (геллефлинты) Э-КОС2-7/1 (КС-1-20) и Э‑КОРП1-3/1 (KR-1-10), сланца (метаграувакки) Э-КОС2-8/1 (S1-25)

Точка изм. La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
KC-1 5.38 82.83 8.34 59.89 49.8 21.43 66.37 12.16 92.66 27.95 114.2 23.48 229.74 45.56
KC-2 13.87 155.66 27.54 216.58 116.37 44.24 77 9.55 62.32 18.11 77.06 16.93 177.78 39.1
KC-3 7.7 81.48 11.53 89.73 47.62 14.82 40.34 7.55 67.51 22.46 99.34 21.57 219.04 45.56
KC-4 33.35 223.16 33.06 210.35 170.59 83.8 211.6 35.48 221.54 55.86 205.34 38.28 348.78 67.02
KC-5 18.31 174.5 23.71 159.83 109.86 87.26 122.06 19.4 124.22 33.38 126.43 25.49 242.05 46.14
KC-6 4.23 56.39 6.89 56.08 31.61 8.09 31.37 6.02 54.09 18.31 81.48 17.83 185.47 38.86
KC-7 21.74 128.01 17.88 105.23 59.19 24 84.42 16.86 131.52 38.62 151.35 30.24 288.56 54.76
KC-10 5.78 61.49 8.28 50.09 39.13 11.17 50.79 10.83 85.78 26.44 111.16 23.38 226.02 45.29
KC-11 14.72 72.98 9.68 75.66 40.66 10.57 42.51 7.43 60.09 19.57 85.62 18.65 189.3 39.81
KC-13 20.23 96.91 17.3 126.04 63.98 8.09 55.95 8.35 61.94 19.67 84.62 18.54 194.05 41.91
KC-14 15.57 60.34 10.65 83.2 48.94 13.11 44.71 6.93 57.14 18.84 83.03 18.37 189.94 41.35
KC-15 4.83 43.06 4.59 36.98 23.06 4.12 24.28 4.32 37.78 12.28 54.22 11.61 123.61 25.87
KC-18 93.81 242.38 54.39 319.02 203.92 89.38 250.06 41.57 239.91 54.97 186.93 33.8 312.99 56.1
KC-19 14.13 60.18 7.69 54.45 29.35 6.06 31.33 5.83 49.88 17.49 78.25 17.6 187.92 41.18
KC-20 0.688 23.8 0.531 4.29 3.87 1.064 9.19 2.62 28.15 11.14 56.46 13.4 149.08 34.32
KR-1 0.405 19.8 0.17 2.03 3.32 0.683 14.18 4.3 45.05 15.83 70.83 15.02 149.82 30.33
KR-2 12.8 37.72 5.77 31.78 13.68 12.46 28.64 6.98 64.47 21.73 92.73 19.28 187.99 37.56
KR-3 2.54 29.17 1.74 13.81 12.73 1.99 38.21 10.04 96.83 32.15 131.55 27.06 256.92 49.27
KR-4 1.227 28.71 0.823 6.46 7.47 1.146 27.98 7.97 82.78 28.6 124.96 26.2 254.73 49.32
KR-5 15.2 142.79 21.09 143.35 116.5 44.21 167.63 32.39 232.19 62.99 236.82 46.37 426.54 78.29
KR-7 0.988 19.7 1.166 8.7 8.63 1.68 23.32 6.23 60.01 20.45 88.26 18.5 183.26 36.91
KR-9 17.94 171.05 28.21 220.57 146.33 78.9 194.24 34.54 246.26 67.12 253.01 48.8 441.61 82.66
KR-10 32.85 144.84 17.29 92.24 29.82 6.25 39.15 7.72 64.15 19.86 81.88 16.42 156.23 29.51
S1 43.88 274.75 26.74 198.79 91.83 238.08 176.28 37.45 329.96 101.8 382.42 69.9 600.52 106.52
S2 9.99 67.5 5.37 28.19 9.19 5.54 22.21 6.29 71.74 28.23 136.48 31.07 333.22 70.89
S3 32.39 149.46 15.62 107.67 49.12 84.51 97.23 21.05 187.38 58.73 223.86 42.6 388.03 73.75
S4 59.04 197.51 29.02 172.42 73.83 130.57 124.52 25.45 223.9 68.73 265.96 51.48 482.71 93.4
S5 8.17 160.73 4.75 35.41 21.15 24.97 65.26 19.92 223.74 83.7 371.98 76.64 743.29 143.61
S6 11.61 65.54 6.78 39.58 13.73 14.85 24.52 5.73 55.85 20.16 90.61 20.51 215.3 47.27
S7 0.72 16.25 0.611 6.45 7.29 1.68 24.87 7.74 87.96 32.4 145.45 31.35 311.62 61.93
S8 0.232 22.38 0.168 1.86 2.41 0.774 10.34 3.27 39.11 15.69 77.61 18.55 201.38 45.22
S9 11.53 163.53 8.03 59.81 35.72 45.12 90.35 23.53 231.1 80.32 347.57 74.1 738.46 149.93
S10 49.77 277.51 32.38 228.73 106.44 263.36 180.48 35.71 306.2 94.24 353.32 65.32 597.37 117.17
S11 37.91 159.13 20.48 141.25 60.64 115.34 100.8 20.62 177.63 53.56 197.82 36.39 332.97 64.28
S12 31.37 130.45 13.23 77.72 33.55 43.07 76.85 19.85 202.07 72.57 316.42 66.23 656.54 132.46
S13 0.5 13.37 0.404 3.75 3.59 0.801 16.33 5.22 60.64 23.25 103.64 22.03 211.19 41.89
S14 32.01 144.36 17.35 106.98 43.24 64.74 81.14 17.68 161.49 50.56 200.56 38.55 366.55 72.55
S15 9.41 56.49 4.79 30.92 14.02 5.65 29.96 7.13 70.8 24.14 106.55 22.89 235.86 50.29
S16 62.87 141.15 12.57 52.09 11.06 2.34 23.5 5.75 56.47 19.59 84.44 18.14 184.03 38.27
S17 38.33 203.15 23.78 166.45 72.2 153.43 115.47 22.93 189.19 56.54 207.11 35.78 323.51 60.4
S18 0.779 17.58 0.508 4.54 3.91 1.39 12.98 3.77 40.79 15.21 71.39 16.19 169.63 37.02
S19 56.04 168.96 19.92 92.95 17.23 3.66 20.56 4.39 39.38 13.15 55.88 11.87 122.23 26.07
S20 4.42 39.68 2.11 14.48 6.86 7.29 18.99 5.12 54.88 20.59 94.23 21.45 224.48 47.77
S21 1.197 32.25 0.736 6.63 6.75 1.95 21.81 5.78 55.69 18.69 77.01 15.76 150.84 30.34

Это, по-видимому, означает, что часть цирконов кристаллизовались в магматической камере из расплава совместно с плагиоклазом (коэффициент распределения плагиоклаз/кислый расплав $K_{{\text{D}}}^{{{\text{Eu}}}} = 2.1$; $K_{{\text{D}}}^{{{\text{Ce}}}} = 0.3$ (Кокс и др., 1982)), обеспечив дефицит Eu и обогащение Ce. Вторая – более редкая группа цирконов, наоборот, обогащена Eu (Eu*/Eu > 1), также как и валовый состав метариолитов, из которых эта проба выделена (рис. 3в). Эта часть выборки, по-видимому, кристаллизовалась из поздней фазы расплава, обогащенного плагиоклазом и калиевым полевым шпатом. Третья группа имеет черты сходства с составом цирконов с наиболее дискордантными (степень дискордантности более 15%) значениями возрастов, что, вероятно, является признаком начальных стадий нарушения геохимической системы.

Следующая группа изученных цирконов (Э‑КОРП1-3/1) была выделена из метариолитов дайки, секущей осадочный разрез железорудной части гимольской серии (рис. 1в). Концентрация цирконов мала: из пробы весом 3 кг выделено 34 зерна. Они, также как и в предыдущей пробе, мелкие (от 50 до 130 мкм, с преобладанием (более 57% выборки) – 50–80 мкм), изометричные и призматические (коэффициент удлинения варьирует от 1.1 до 3.5, но существенно (около 80%) преобладает 1.1–1.76 (рис. 4а).

Рис. 4.

Морфология, возраст и геохимия цирконов из дайки метариолитов (Э-КОРП1-3/1): (а) BSE- и CL-изображения цирконов с точками датирования (табл. 2), значениями 207Pb–206Pb возраста (TPb-Pb в млн лет); (б) Диаграммы с конкордией (Tc – конкордантный возраст; T1 – изохронный возраст по верхнему пересечению, T2 – изохронный возраст по нижнему пересечению; (в) спайдерграмма нормированнных по хондриту (Nakamura, 1974) содержаний РЗЭ в цирконах, на врезке – в метариолите, из которого отобрана проба.

С цирконами из силла их роднит и то, что большая часть зерен характеризуется наличием осцилляторной зональности, которая видна на CL- и BSE-изображениях (рис. 4а), а также тем, что соотношение Th/U в зернах также высокое – 0.46–0.95, типичное для магматических цирконов (Hoskin, Schaltegger, 2003). Кроме того, в кристаллах цирконов отмечены минеральные включения апатита и биотита. Таким образом, строение и состав цирконов в обеих пробах из метариолитов весьма сходны и согласуются с предположением о формировании их в магматической системе.

U-Pb возраст цирконов из дайки по 8 аналитическим точкам по верхнему пересечению оценивается в 2736 ± 37 млн лет (рис. 4б). Кроме того, можно оценить возраст цирконов по 3 наиболее конкордантным аналитическим точкам – 2743 ± ± 15 млн лет. Последнее значение наиболее точно отражает возраст магматической стадии формирования метариолитов дайки.

Геохимические особенности цирконов из рассматриваемой пробы полностью аналогичны таковым из силла риолитов (Э-КОС1-7/1): среди них также выделяется три типа (рис. 4в): 1) обедненные Eu и обогащенные Ce; 2) обогащенные Eu и нейтральным Ce; 3) обогащенные средними РЗЭ.

Столь значительное сходство возрастов и вариаций составов цирконов из кислых субвулканических тел различной морфологии и из различных участков зеленокаменного пояса (рис. 1б) служит важным аргументом в пользу их формирования в ходе единого магматического события.

Еще одна проба цирконов, выделенная из биотитовых сланцев (метаграувакк), была проанализирована в рамках данного исследования. Для изотопных исследований было отобрано 40 зерен и проанализировано 25 точек. Цирконы не имеют признаков окатанности. По морфлогическим признакам среди них выделяется две группы: первая составляет около 70% выборки, характеризуется относительно мелким (50–100 мкм) размером, изометричной и слабоудлиненно-призматической (коэффициент удлинения 1.0–2.0) формой; вторая – составляет около 18% выборки, состоит из относительно крупных (120–140 мкм) удлиненно-призматических (коэффициент удлинения 2.5–5.9) кристаллов (рис. 5а).

Рис. 5.

Морфология, возраст и геохимия цирконов из сланцев (Э-КОС2-8/1): (а) BSE- и CL-изображения цирконов с точками датирования (табл.2), значениями 207Pb–206Pb возраста (TPb–Pb в млн лет), минеральными включениями (Ap – апатит, Pl – плагиоклаз- андезин); (б) Диаграммы с конкордией (T1 – изохронный возраст по верхнему пересечению, T2 – изохронный возраст по нижнему пересечению); (в) спайдерграмма нормированнных по хондриту (Nakamura, 1974) содержаний РЗЭ в цирконах (пунктирная линия – аналитические точки с TPb–Pb более 2770 млн лет, серое поле – состав цирконов в метариолитах).

Важно отметить, что возраст наиболее многочисленной части цирконов из метаграувакки (2753 ± 15 млн лет) в пределах аналитической ошибки совпадает с таковым для цирконов из рассмотренных выше метариолитов (2759 ± 8.9 и 2743 ± 15 млн лет).

Сходство цирконов из метаграувакки и метариолитов проявляется и при сопоставлении их геохимических характеристик (рис. 5в). Неоархейские цирконы из осадков, также как и из субвулканических тел, обеднены легкими РЗЭ, характеризуются положительной аномалией Ce, а аномалия Eu у части зерен положительная, у другой – отрицательная. При этом большая часть древних цирконов немного обогащена тяжелыми РЗЭ (рис. 5в). Несмотря на то, что цирконы из метаграувакки и метариолитов очень сходны, обращает на себя внимание, что среди первых не отмечены аналитические точки с высокой дискордантностью и, соответственно, обогащенные легкими и средними РЗЭ.

Таким образом, большая часть (21 из 25 проанализированных) детритовых цирконов из метаграувакки сходна по возрасту, геохимии РЗЭ и морфологии с цирконами из рассмотренных выше метариолитов. Это означает, что одним из ведущих источников вещества для осадков являлись неоархейские риолиты и, таким образом, время вулканической активности и осадконакопления были весьма сближены (или практически синхронны). Вместе с тем, в источнике сноса присутствовали и более древние – мезоархейские породы.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Проведенные геохронологические и геохимические исследования цирконов из метаморфизованных магматических и осадочных пород костомукшской свиты гимольской серии Костомукшского зеленокаменного пояса позволяют оценить возраст формирования главной железорудной толщи Карельского кратона. Впервые показано, что возраст магматических цирконов из метариолитов силла и дайки – 2759 ± 8.9 и 2743 ± 15 млн лет, соответственно. Это означает, что возраст толщи вмещающих эти магматические тела осадков не моложе 2.74 млрд лет, так как исследованная дайка сечет вмещающие осадочные породы (рис. 1г). Метаморфические процессы, которые фиксируются в породах, не привели к формированию в изученных породах новых генераций цирконов и не нарушили существенно изотопную систему существовавших кристаллов.

Для оценки возраста накопления осадков были изучены цирконы из метаграувакки костомукшской серии гимольской серии, залегающей стратиграфически выше силла риолитов (рис. 1в). Петрогеохимические характеристики этой породы полностью сопоставимы с метаграуваакками детально изученного (Милькевич, Мыскова, 1998) здесь разреза (рис. 2). Особенности состава метаграувакк позволили сделать вывод о том, что эти слабодифференцированные незрелые осадки сформировались за счет разрушения базальтов (около 50%) и кислых вулканитов (Милькевич, Мыскова, 1998). Полученные нами данные так же указывают на важную роль риолитов при их формировании: возраст, морфология и геохимические особенности детритовых цирконов из этих осадков аналогичны таковым из метариолитов в составе гимольской серии. Особенно следует обратить внимание на сходство геохимических характеристик цирконов в осадках и метариолитах (рис. 3в; рис.4в; рис. 5в).

Представленные факты могут означать, что активный вулканизм и осадконакопление рассмотренной части гимольской серии Костомукшского пояса происходили синхронно 2.76–2.74 млрд лет назад. Вместе с тем, среди детритовых цирконов из осадков установлены и редкие зерна со значительно большим – мезоархейским (до 3.1 млрд лет) возрастом. Это может означать, что в области питания бассейна осадконакопления присутствовали более древние породы. На то, что в источнике сноса осадков были и породы с древним коровым компонентом указывает также и тот факт, что Sm-Nd модельный возраст сланцев (туффитов) гимольской серии оценивается в 2.98 млрд лет, а их εNd2800 варьирует от +1.2 до +1.58 (Cамсонов и др., 2001; Бибикова и др., 2005).

Полученные оценки возраста главной железорудной осадочной толщи (костомукшской свиты гимольской серии) Костомукшского зеленокаменного пояса в 2759 ± 19–2743 ± 15 млн лет хорошо коррелируются со временем (не древнее 2753 ± 15 млн лет (Мыскова, Львов, 2019)) формирования метаграувакки с прослоями BIF нижней терригенной толщи соседнего Хедозерско-Большезерского зеленокаменного пояса (рис. 1а), осадочной толщи (свита Ронкаперя, время формирования не древнее 2750–2700 млн лет) зеленокаменного пояса Кухмо (рис.1а) (Lehtonen et al., 2016) и терригенными метаосадками всего Западно-Карельского региона (Чекулаев, Арестова, 2020). Кислые вулканиты с близкими к исследованным метариолитам возрастами 2749 ± ± 5 млн лет (Левченков и др., 2000) и 2754 ± ± 6 млн лет (Sorjonen-Ward, 1993) фиксируются, соответственно, в Гимольском и Иломантси зеленокаменных поясах (рис.1а), а в Хедозерско-Большезерском велика роль более молодых (2712–2703 млн лет) вулканитов (Мыскова и др., 2020). Следует также отметить, что в Костомукшском зеленокаменном поясе осадочный железорудный комплекс гимольской серии сформировался спустя 35–50 млн лет после вулканитов и осадков контокской серии.

Полученные данные, убедительно указывающие на (а) неоархейский (2.76–2.74 млрд лет) возраст осадочной толщи, элементом которой являются BIF, (б) а также на синхронность ее формирования с кислыми вулканитами имеют важное значение для оценки условий формирования BIF. Во-первых, это означает, что осадконакопление железорудной толщи происходило в эпоху до кислородного взрыва (Great Oxidation Event – GOE), начавшегося около 2.45 млрд лет назад. Как предполагается (Bekker et al., 2010; Kasting, 2019), атмосфера в архее преимущественно состояла из углекислого газа с крайне низким содержанием кислорода. Это значит, что в гидросфере железо должно было находиться в хорошо растворимой двухвалентной форме. Для его осаждения необходимо, чтобы, по крайней мере, периодически в водном бассейне возникали условия для окисления железа до трехвалентной формы. Их могли обеспечить синтезирующие кислород цианобактерии или железобактерии, окисляющие двухвалентное железо микроорганизмы (Koehler et al., 2010). Находка в Австралии неоархейских строматолитов, которые могли быть постройками цианобактерий (Buick, 1992), а также наличие разнообразных архейских микрофоссилий в зеленокаменных комплексах Карельского кратона (Высоцкий и др., 2019; Медведев и др., 2014; Розанов, Ушатинская, 2011) позволяют рассматривать такую модель, как одну из перспективных. Во-вторых, геохимические характеристики рассматриваемых метаосадков и метариолитов указывают на их формирование в связи с субдукционными процессами, а значит образование BIF происходило в бассейне, связанном с данной геодинамической обстановкой.

КРАТКИЕ ВЫВОДЫ

1. Возраст кислого магматизма, проявленного в виде силлов и даек метариолитов среди метаосадков железорудной гимольской серии Костомукшского зеленокаменного пояса, на основании изучения U-Pb возраста цирконов методом LA-ICP-MS, оценивается в 2759 ± 19–2743 ± ± 15 млн лет;

2. Главным источником цирконов в метаграувакках, чередующихся с BIF гимольской серии Костомукшского зеленокаменного пояса, были риолиты. На это указывает сходство U-Pb возраста (2753 ± 19 млн лет) наиболее распространенной группы детритовых цирконов в осадках с таковым из метариолитов, а также сопоставимые геохимические и морфологические особенности цирконов в этих породах;

3. Формирование железорудной осадочной толщи (гимольской серии) в Костомукшском зеленокаменном поясе происходило синхронно с кислым вулканизмом в субдукционной геодинамической обстановке.

Авторы выражают благодарность руководству и сотрудникам рудоуправления АО “Карельский окатыш” (г. Костомукша) за возможность провести научные геологические исследования на карьерах, сотрудникам Школы наук о Земле и Космосе Пекинского университета проф Жангу Лифею, к.г-м.н. Сяоли Ли и PhD Ф. Ma, которые в рамках реализации договора о сотрудничестве предоставили возможность провести геохронологические исследования в лаборатории университета. Авторы признательны рецензентам, ценные замечания и рекомендации которых помогли лучше раскрыть тему.

Статья является вкладом в выполнение государственного задания КарНЦ РАН (ИГ КарНЦ РАН, проект АААА-А18-118020290085-4).

Список литературы

  1. Балаганский В.В., Горбунов И.А., Мудрук С.В. (2016). Палеопротерозойские Лапландско-Кольский и Свекофеннский орогены (Балтийский щит). Вестник Кольского научного центра РАН (3), 5.

  2. Бибикова Е.В., Бергман И.А., Грачева Т.В., Макарова В.А. (1977) Архейский возраст железорудных формаций Карелии. Геохронология и проблемы рудообразования. М.: Наука, 25-32.

  3. Бибикова Е.В., Самсонов А.В., Петрова А.Ю., Кирнозова Т.И. (2005) Геохронология архея западной Карелии. Стратиграфия. Геологическая корреляция 13(5), 3.

  4. Высоцкий С.В., Ханчук А.И., Кулешевич Л.В., Игнатьев А.В., Слабунов А.И., Веливецкая Т.А. (2019). Мультиизотопный состав серы сульфидов и микрофоссилии мезоархейского колчеданного рудопроявления Лекса Карельского кратона: новые данные о роли абиогенных и биогенных факторов при формировании древнейших руд. ДАН, 485(5), 599.

  5. Горьковец В.Я., Раевская М.Б. (1983) О взаимоотношении геллефлинт и железорудных толщ Костомукшского месторождения. Геология и стратиграфия докембрийских образований Карелии. Оперативно-информационные материалы за 1982 год. Петрозаводск: КНЦ РАН, 32-36.

  6. Горьковец В.Я., Раевская М.Б., Белоусов Е.Ф., Инина К.А. (1981) Геология и металлогения района Костомукшского железорудного месторождения. Петрозаводск: Карелия, 143 с.

  7. Горьковец В.Я., Шаров Н.В. (Отв. ред.) (2015) Костомукшский рудный район (геология, глубинное строение и минерагения). Петрозаводск: КарНЦ РАН, 322 с.

  8. Кожевников В.Н. (1982) Условия формирования структурно-метаморфических парагенезисов в докембрийских комплексах. Л.: Наука, 184 с.

  9. Кожевников В.Н. (2000) Архейские зеленокаменные пояса Карельского кратона как аккреционные орогены. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 223 с.

  10. Кожевников В.Н., Бережная Н.Г., Пресняков С.Л., Лепехина Е.Н., Антонов А.В., Сергеев С.А. (2006) Геохронология циркона (SHRIMP-II) из архейских стратотектонических ассоциаций в зеленокаменных поясах Карельского кратона: роль в стратиграфических и геодинамических реконструкциях. Стратиграфия. Геологическая корреляция 14(3), 19.

  11. Кокс К.Г., Белл Дж.Д., Панкхерст Р.Дж. (1982) Интерпретация изверженных горных пород. М.: Недра, 414 с.

  12. Кулешевич Л.В., Фурман В.Н. (2009) Золоторудное месторождение Таловейс в Костомукшской докембрийской зеленокаменной структуре (Карелия). Геология рудных месторождений 51(1), 58.

  13. Куликов В.С., Светов С.А., Слабунов А.И., Куликова В.В., Полин А.К., Голубев А.И., Горьковец В.Я., Иващенко В.И., Гоголев М.А. (2017) Геологическая карта Юго-восточной Фенноскандии масштаба 1 : 750 000: новые подходы к составлению. Труды Карельского НЦ РАН. Серия “Геология докембрия” (2), 3.

  14. Левченков О.А., Богданов Ю.Б., Матреничев В.А., Саватенов В.М., Яковлев С.З., Макеева А.Ф. (2000). Новые данные о возрасте вулканитов лопия Карелии. Общие вопросы расчленения докембрия. Материалы III Всероссийского совещания. Апатиты: КНЦ РАН, 143-145.

  15. Лобач-Жученко С.Б. (Отв. ред.) (1988) Зеленокаменные пояса фундамента Восточно-Европейской платформы (геология и петрология вулканитов). Л.: Наука, 215 с.

  16. Лобач-Жученко С.Б., Арестова Н.А., Милькевич Р.И. Левченков O.A., Сергеев C.А. (2000а) Стратиграфический разрез Костомукшской структуры Карелии (верхний архей), реконструированный на основе геохронологических, геохимических и изотопных данных. Стратиграфия. Геологическая корреляция 8(4), 319.

  17. Лобач-Жученко С.Б., Чекулаев В.П., Арестова Н.А., Левский Л.К., Коваленко A.B. (2000б) Архейские террейны Карелии: геологическое и изотопно-геохимическое обоснование. Геотектоника (6), 26.

  18. Медведев П.В., Светов С.А., Светова А.И. (2014) Реликты термофильной хемолитотрофной микробиоты в кремнистых породах архейского возраста (Центральная Карелия). Труды Карельского научного центра РАН (1), 135.

  19. Миллер Ю.В. (1988). Структура архейских зеленокаменных поясов. Л.: Наука, 142 с.

  20. Милькевич Р.И., Мыскова Т.А. (1998) Позднеархейские метатерригенные породы Западной Карелии (литология, геохимия, источники сноса). Литология и полезные ископаемые (2), 177.

  21. Михайлов В.П., Аминов В.Н. (Oтв. ред.). (2005) Минерально-сырьевая база Республики Карелия /Кн. 1. Горючие полезные ископаемые. Металлические полезные ископаемые. Петрозаводск: Карелия, 280 с.

  22. Мыскова Т.А., Львов П.А. (2019) История формирования Хедозеро-Большозерской структуры Балтийского щита в свете новых геохимических и геохронологических данных. Труды Карельского научного центра РАН. Серия “Геология докембрия” (10), 5.

  23. Мыскова Т.А., Милькевич Р.И., Львов П.А., Житникова И.А. (2020) Неоархейские вулканиты Хедозеро-Большозерской зеленокаменной структуры Центральной Карелии: состав, возраст и тектоническая обстановка. Стратиграфия. Геологическая корреляция 28(2), 3.

  24. Myskovaa T. A., Milkevich R. I., Lvov P. A., Zhitnikova I. A. (2020) Neoarchean Volcanites of the Khedozero-Bolshozero Greenstone Structure (Central Karelia): Composition, Age, and Tectonic Setting. Stratigraphy and Geological Correlation, 28(2), 107.

  25. Никитина Л.П., Левский Л.К., Лохов К.И., Беляцкий Б.В., Журавлев В.А., Лепехина Е.Н., Антонов А.В. (1999) Протерозойский щелочно-ультраосновной магматизм восточной части Балтийского щита. Петрология 7(3), 252.

  26. Раевская М.Б., Горьковец В.Я., Светова А.И., Володичев О.И. (1992) Стратиграфия докембрия Карелии. Опорные разрезы верхнеархейских отложений. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 191 с.

  27. Розанов А.Ю., Ушатинская Г.Т. (Науч. ред.). (2011) Ископаемые бактерии и другие микроорганизмы в земных породах и астроматериалах. М.: ПИН РАН, 172 с.

  28. Рыбаков С.И., Светова А.И., Куликов В.С., Робонен В.И., Горьковец В.Я., Раевская М.Б. (1981) Вулканизм архейских зеленокаменных поясов Карелии. Л.: Наука, 154 с.

  29. Cамсонов А.В., Берзин Р.Г., Заможняя Н.Г., Щипанский А.А., Бибикова Е.В., Кирнозова Т.И., Конилов А.Н. (2001) Процессы формирования раннедокембрийской коры Северо-Западной Карелии, Балтийский щит: результаты геологических, петрологических и глубинных сейсмических (профиль 4В) исследований. Глубинное строение и эволюция земной коры восточной части Фенноскандинавского щита: профиль Кемь – Калевала. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 109-143.

  30. Светов С.А., Степанова А.В., Чаженгина С.Ю., Светова Е.Н., Рыбникова З.П., Михайлова А.И., Парамонов А.С., Утицына В.Л., Эхова М.В., Колодей В.С. (2015) Прецизионный (ICP-MS, LA-ICP-MS) анализ состава горных пород и минералов: методика и оценка точности результатов на примере раннедокембрийских мафитовых комплексов. Труды Карельского научного центра РАН. Серия “Геология докембрия” (7), 173.

  31. Слабунов А.И., Лобач-Жученко С.Б., Бибикова Е.В., Балаганский В.В., Сорьонен-Вард П., Володичев О.И., Щипанский А.А., Светов С.А., Чекулаев В.П., Арестова Н.А., Степанов В.С. (2006) Архей Балтийского щита: геология, геохронология, геодинамические обстановки. Геотектоника (6), 3.

  32. Слабунов А.И., Хёлтта П., Шаров Н.В., Нестерова Н.С. (2011) 4-D модель формирования земной коры Фенноскандинавского щита в архее как синтез современных геологических данных. Геология Карелии от архея до наших дней. Материалы докладов Всероссийской конференции, посвященной 50-летию Института геологии Карельского научного центра РАН. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 13-21.

  33. Степанова А.В., Сальникова Е.Б., Самсонов А.В., Ларионова Ю.О., Егорова С.В., Саватенков В.М. (2017) Дайки долеритов 2404 млн лет на Карельском кратоне – фрагмент палеопротерозойской крупной магматической провинции. ДАН 472(2), 185.

  34. Чекулаев В.П., Арестова Н.А. (2020) Архейские метатерригенные породы Карельской провинции: геологическое положение, геохимия, источники сноса. Стратиграфия. Геологическая корреляция 28(4), 3.

  35. Чернов В.М. (1964) Стратиграфия и условия осадконакопления вулканогенных (лептитовых) железисто-кремнистых формаций Карелии. М.- Л.: Наука, 123 с.

  36. Bhatia M.R. (1983) Plate tectonics and geochemical composition of sandstones. J. Geol 91, 611.

  37. Buick R. (1992) The antiquity of oxygenic photosynthesis: Evidence from stromatolites in sulphate-deficient Archaean lakes. Science 255, 74.

  38. Corfu F., Hanchar J.M., Hoskin P.W.O., Kinny P. (2003) Atlas of Zircon Textures. In Zircon. Reviews in Mineralogy and Geochemistry. The Mineralogical Society of America (53), 469-500.

  39. Hoskin P.W.O., Schaltegger U. (2003) The Composition of Zircon and Igneous and Metamorphic Petrogenesis. In Zircon. Reviews in Mineralogy and Geochemistry. The Mineralogical Society of America (53), 27-62.

  40. Höltta P., Heilimo E., Huhma H. Kontinen A., Mertanen S., Mikkola P., Paavola J., Peltonen P., Semprich J., Slabunov A., Sorjonen-Ward P. (2014) The Archaean Karelia and Belomorian Provinces, Fennoscandian Shield. In Evolution of Archean Crust and Early Life (Eds. Dilek Y., Furnes H.). Modern Approaches in Solid Earth Sciences (7). Springer, 55-102.

  41. Kasting J.F. (2019) Early Earth Atmosphere and Oceans. In Oldest Rocks. Second Edition. (Eds.: van Kranendonk M.J., Bennett V.C., Hoffmann J.E.). Amsterdam: Elsevier, 49-61.

  42. Lehtonen E., Heilimo E., Halkoaho T., Käpyaho A., Hölttä P. (2016) U-Pb geochronology of Archaean volcanic-sedimentary sequences in the Kuhmo greenstone belt, Karelia Province – Multiphase volcanism from Meso- to Neoarchaean and a Neoarchaean depositional basin? Precambrian Res. 275, 48.

  43. Ludwig K.R. (2000) SQUID 1.00. User’s Manual. Berkeley Geochronology Center. Special Publication (2), 2455. Ridge Road, Berkeley, CA 94709. USA.

  44. Ludwig K.R. (1999) User ’s manual for Isoplot/Ex. Version 2.10. A geochronological toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geochronology Center. Special Publication(1a), 2455. Ridge Road, Berkeley CA 94709. USA.

  45. Nakamura N. (1974) Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochim. Cosmochim. Acta 38, 757.

  46. Pearce J.A., Harris N.B.W., Tindle A.G. (1984) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. J. Petrol. 25, 956.

  47. Puchtel I.S., Hofmann A.W., Mezger K., Jochuma K.P., Shchipansky A.A., Samsonov A.V. (1998) Oceanic plateau model for continental crustal growth in the Archaean: a case study from the Kostomuksha greenstone belt, NW Baltic Shield. Earth Planet. Sci. Lett. 155, 57.

  48. Slabunov A.I., Lobach-Zhuchenko S.B., Bibikova E.V., Sorjonen-Ward P., Balagansky V.V., Volodichev O.I., Shchipansky A.A., Svetov S.A., Chekulaev V.P., Arestova N.A., Stepanov V.S. (2006) The Archean nucleus of the Fennoscandian (Baltic) Shield. In European Lithosphere Dynamics. (Eds. Gee D.G. & Stephenson R.A.). London: The Geological Society Publishing House, 18-38.

  49. Sorjonen-Ward P. (1993) An overview of structural evolution and lithic units within and intruding the late Archean Hattu schist belt Ilomantsi eastern Finland. In Geological development, gold mineralization and exploration methods in the late Archean Hattu schist belt, Ilomantsi, Eastern. (Eds. Nurmi P., Sorjonen-Ward P.). Geological Survey of Finland Special Paper (17), 9-102.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска содержание выпуска

Геохимия

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал