WWW.MASH.DOBROTA.BIZ
БЕСПЛАТНАЯ  ИНТЕРНЕТ  БИБЛИОТЕКА - онлайн публикации
 

«Восточно-Европейской платформы A. S. N O V I K O V A TECTONICS OF THE BASEMENT OF THE EAST-EUROPEAN PLATFORM Transactions, vol. 237 PUBLISHING OFFICE «NAUKA» MOSCOW 1971 Л. С. Н О В И К О В А ...»

А. С. Н О В И К О В А

Тектоника основания

Восточно-Европейской

платформы

A. S. N O V I K O V A

TECTONICS OF THE BASEMENT

OF THE EAST-EUROPEAN

PLATFORM

Transactions, vol. 237

PUBLISHING OFFICE «NAUKA»

MOSCOW 1971

Л. С. Н О В И К О В А

ТЕКТОНИКА ОСНОВАНИЯ

ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКОЙ

ПЛАТФОРМЫ

Труды, вып. 237

ИЗДАТЕЛЬСТВО «НАУКА»

МОСКВА 1971 Тектоника основания Восточно-Европейской платформы. Н о в и к о в а А. С .

Труды ГИН, вып. 237. М., «Наука», 1971 .

На основании обобщения геологических и геофизических материалов многих исследователей, а также личных наблюдений автора составлена принципиально новая схема тектоники глубокого докембрия Карелии. Основ­ ные элементы ее структуры — Восточно-Карельская зона рассланцевания и зона гектонитов Ветреного пояса — представляют собой ограничения круп­ ных чешуйчатых форм, возникших при горизонтальном сжатии. Сравнитель­ но-тектонический анализ наиболее полно изученных регионов Карелии, КМА и Украинской железорудной провинции показывает, что деформации, свой­ ственные восточной части Балтийского щита, характерны и для других районов основания Восточно-Европейской платформы .

Табл. 3. Илл. 26. Библ. 86 назв .

Редакционная коллегия:

академик А. В. ПЕЙВЕ (главный редактор), академик В. В. МЕННЕР, Т. Г. ПАВЛОВА, П. П. ТИМОФЕЕВ Ответственный редактор Н. А. Ш Т Р Е й С

Editorial Board:

Academician А. V. PEIVE (Editor-in-Chief), Academician V. V. MENNER, T. G. PAVLOVA, P. P. TIMOFEEV Responsible editor N. A. S H T R E I S 2-9-2 641-72

ВВЕДЕНИЕ

Геологическая история Восточно-Европейской платформы подразде­ ляется на два весьма длительных интервала времени, совпадающих с разными этапами ее тектонического развития. Более ранний охватывает свыше полутора миллиардов лет и связан с формированием среднепро­ терозойской и рифейской структур платформы, последующий, заметно меньшей протяженности,— с послерифейскими ее преобразованиями .

В предыдущих работах автором было показано, что в среднем про­ терозое и рифее платформа представляла собой обширное поднятие — Фенно-Сарматский щит, в теле которого закладывались вулканические борозды и ими рожденные авлакогены. Позднее, в фанерозое, в разви­ тии платформы заметно усилилась тенденция прогибания, охватившего ее значительную часть. При этом сформировалась плита, ведущим тек­ тоническим элементом которой были синеклизы (Новикова, 1963, 1968) .

Попытка понять сущность структурных преобразований ВосточноЕвропейской платформы привела автора к необходимости раскрыть осо­ бенности взаимоотношений между структурами, возникшими на раннем этапе развития платформы, и тектоническими формами ее основания .

Существующие в этой области построения и схемы основаны преимуще­ ственно на анализе геофизических материалов, раскрывающих неодно­ родность состава кристаллического фундамента. При этом еще со времен А, Д. Архангельского широко используется вывод о том, что направле­ ние полос аномалий в общем отображает простирание пород, слагающих докембрийский фундамент Восточно-Европейской платформы .





В настоящее время широко известно, что авлакогены располагаются над зонами линейных магнитных и гравитационных аномалий, обуслов­ ленных породами повышенной плотности и магнитной восприимчивости .

Эти зоны обычно интерпретируют как зоны распространения нижнепро­ терозойских (карельских) складчатых сооружений, разделяющих древ­ нейшие архейские глыбы или массивы кристаллических пород. На тек­ тонических схемах указанные линейные зоны карелид относят к струк­ турам типа синклинориев, заполненных метаморфическими вулканоген­ но-осадочными породами. При этом предполагают, что эти тектонические формы представляют собой либо троги, заложившиеся на древнем архей­ ском основании, либо структуры, гомологичные антиклинориям .

Вместе с тем анализ современных данных об условиях залегания метаморфических комплексов глубокого докембрия показывает, что представление о синклинорных формах не является строго доказанным и требует пересмотра .

В предлагаемой вниманию читателя работе предпринята попытка подойти к выяснению особенностей структурообразования в глубоком докембрии на основе анализа морфологии наиболее изученных структур Карелии и сравнения их с детально разбуренными тектоническими фор­ мами Курской магнитной аномалии и Украинской железорудной про­ винции .

Фиг. 1. Схема размещения метаморфических вулканогенно-осадочных поро^ среди гранитоидов Карелии / — метаморфические вулканогенно-осадочные породы гимольской, бергаульской, парандовской, тунгудской и других серий раннего докембрия; 2 — гранитоиды Фиг. 2. Схема размещения метаморфических вул­ каногенно-осадочных комплексов среди гранитоидов КМА. Составила автор на основе тектониче­ ской схемы докембрия Воронежской антеклизы В. Д. Полищук и В. И. Полищук (1966) 1 — метаморфические вулканогенно-осадочные породы михайловской, курской, курбакинской и тимской се­ рий;

2 — гнейсы и граниты;

3 _ железистые кварциты среди гнейсов и мигматитов;

4 — габброиды;

5 — геофизические аномалии, предположительно связан­ ные с основными и ультраосновными породами и ж е­ лезистыми кварцитами Фиг. 3. Схема размещения метаморфических вул­ каногенно-осадочных комплексов среди гранитоидов Украинской железорудной провинции. Соста­ вила автор на основе тектонической схемы Укра­ инской железорудной провинции Г. И. Каляева (1965) 1 — породы гипербазитовой, диабазово-спилитовой, кера­ тофиро-сланцевой, джеспилитовой, углието-терригенной и других вулканогенно-осадочных формаций;

2 — породы гранитоидных формаций;

3 — геофизические аномалии, предположительно связан­ ные с основными и ультраосновными породами и ж е­ лезистыми кварцитами Как известно, в пределах названных регионов среди обширных полей гранитоидов залегают в разной степени метаморфизованные вулкано­ генно-осадочные породы. Среди них древнейшие амфиболиты КонкскоБелозерского района, возраст которых, согласно данным радиологииг превышает 3,5 млрд. лет. Эти породы наряду с другими образованиями диабазово-спилитового ряда и железистыми кварцитами принадлежат метабазитовой серии Украинской железорудной провинции. Они под­ стилают образования криворожской серии, сложенной железисто-крем­ нистыми сланцами, кварцитами и основными и кислыми вулканитами .

Сходные формационные комплексы развиты и на Воронежском мас­ сиве, где они составляют разрезы михайловской и курской железоруд­ ной серий. В Карелии соответствующие разрезы гимольской, бергаульской и парандовской серий представлены разнообразными по составу сланцами и кварцитами, переслаивающимися с измененными вулкани­ ческими породами, среди которых наряду с метабазитами встречаются измененные кератофиры и альбитофиры, а также пластовые тела и лин­ зы магнетитовых кварцитов и сланцев и графитовых сланцев с вкраплен­ ностью сульфидов и телами колчеданов .

В современном срезе перечисленные метаморфические вулканогенно­ осадочные образования занимают меньшую площадь по сравнению с областями распространения гранитоидов. Это очевидно из схем их раз­ мещения среди гранитоидов Карельского, Воронежского и Украинского массивов, изображенных на фиг. 1—3. На тех же схемах видно, что очер­ тания выходов метаморфических комплексов на поверхность весьма раз­ нообразны. Иногда они имеют форму полос и линз с зазубренными неровными границами с окружающими их гранитоидами, в других слу­ чаях представляют собой поверхности амебообразного расплывчатого рисунка. Их выходы образуют вместе либо линейно-вытянутые пояса, либо дугообразные формы или локальные изолированные пятна, отстоя­ щие одно от другого на заметных расстояниях. Особый интерес представ­ ляют условия залегания супракрустальных образований в разрезе и их соотношения с окружающими гранитоидными породами .

Сравнительное изучение тектоники названных регионов показывает, что на огромной площади Восточно-Европейского континентального сегмента земной коры в глубоком докембрии существовали однотипные деформации. Их морфология позволяет выяснить природу движений, предшествовавших становлению структуры Фенно-Сарматского щита, и наметить черты преемственности в развитии некоторых типов раннедокембрийских структур Карелии, КМА и Украинской железорудной про­ винции с тектоническими элементами платформенного этапа развития Восточно-Европейского сегмента .

Глава I

ТЕКТОНИКА КАРЕЛ ИД КАРЕЛИИ

Современные представления о тектонике основания восточной части Балтийского щита наиболее полно отражают схемы К. О. Кратца (1963) и Л. Я. Харитонова (1966) .

Согласно К. О. Кратцу, основу раннедокембрийской тектоники рас­ сматриваемого региона составляют антиклинорные и синклинорные фор­ мы. Первые из них сложены преимущественно архейскими гранитогнейсами и мигматитами, вторые — нижнепротерозойскими или ранне-ч карельскими метаморфическими вулканогенно-осадочными породами .

В карельской части геосинклинального пояса К. О. Кратц выделяет Центральный антиклинорий, на котором осадконакопление отличалось частыми перерывами и несогласиями и сравнительно малыми мощно­ стями, и Восточно-Финлядскую, Восточно-Карельскую и Северо-Карель­ скую синклинальные зоны интенсивного прогибания и накопления оса­ дочных и вулканических пород большой мощности (Кратц, 1963) .

Л. Я- Харитонов полагал, что на значительной части центральной и западной Карелии и восточной Финляндии расположен срединный Ка­ рельский массив. С востока и с севера его обрамляет геосинклинальный подвижный пояс, в котором формировались флишоидные и вулканоген­ ные породы. В верхнебеломорское время (2400—2100—2000 млн. лет назад) они подвергались интенсивным деформациям, метаморфизму и местами были гранитизированы. Формирование структуры подвижного пояса сопровождалось внедрением ультраосновных пород, которые об­ разуют цепочки вдоль поверхностей глубинных разломов. Наиболее про­ тяженный Главный разлом Л. Я- Харитонов рисует вдоль восточной окраины Карельского массива. Этой глубинной структуре, так же как и другим, свойственна весьма характерная дугообразная форма. Внутрен­ няя структура Карельского массива, по Л. Я. Харитонову, имеет мо­ заично-блоковое строение (Харитонов, 1966) .

Различные результаты анализа геотектонического развития тесным образом связаны с неодинаковым объяснением роли перерыва в осно­ вании ятулийских отложений центральной Карелии. X. Вярюнен (1959), М. А. Гилярова (1949), П. Эскола (Eskola, 1927), а вслед за ними и Л. Я- Харитонов (1966) придают этому несогласию региональное значе­ ние границы между археем и протерозоем и соответственно все доятулийские или докарельские метаморфические комплексы относят к верхнему архею. К. О. Кратц (1963) и другие считают этот перерыв внутриформационным, отделяющим нижнепротерозойские, или раннекарельские, об­ разования от среднепротерозойских, или позднекарельских .

К. О. Кратц и его последователи полагают, что на архейских гранито-гнейсах фундамента залегают протерозойские образования, распада­ ющиеся на три подгруппы — нижнюю, среднюю и верхнюю. Интересую­ щие нас супракрустальные образования относятся, по представлениям К. О. Кратца, к нижнему протерозою. Последний объединяет два отде­ л а — внизу лопий, выше залегает сумий. Двучленному делению нижне­ протерозойских пород соответствует и разделение комплексов пород на' серии с местными названиями .

Так, в западной Карелии, в районе Тимол, Хедозера, Большозера, в основании разреза залегают породы гимольской серии, выше — большезерской, в районе Сегозера — северо-западного Прионежья центральной Карелии— соответственно выделяются бергаульская и тунгудская се­ рии, а в восточной Карелии — Шомбозерском, Тунгудско-Пебозерском и Выгозерском районах — парандовская и тунгудская серии. В табл. I, приведены краткие сведения о составе названных серий пород, заимст­ вованных из таблицы К. О. Кратца (1963) .

Иные соотношения между основными номенклатурными единицами отражает стратиграфическая схема Л. Я- Харитонова (1966). Табл. 2 представляет собой фрагмент этой схемы, раскрывающей последова­ тельность залегания метаморфических комплексов в Карелии .

Приведенные таблицы отражают существенно разные представления о последовательности образования метаморфических комплексов, что, по-видимому, в значительной мере связано с разобщенностью опорных разрезов различных тектонических зон Карельского региона .

Согласно современным радиохронометрическим данным, возраст раннепротерозойских пород определяет интервал времени от 2500 млн .

Таблица 1 Сопоставление стратиграфических разрезов нижнего протерозоя Карелии, по К. О. Кратцу (1963)

–  –  –

лет до 1850 млн. лет, граница между археем и протерозоем соответствен* но находится на уровне 2600± 100 млн. лет (Герлинг и др., 1965) .

Ассоциацию пород, образующих гимольскую серию, относят к крем­ нисто-вулканогенно-сланцевой (Кратц, 1963) или терригенно-вулканогенно-железистой формации (Чернов, 1964). Породы, ее составляющие, распространены почти исключительно в западной и центральной частях Карельской геосинклинальной области и по составу близки лептитовой формации Швеции и Финляндии. Эту весьма оригинальную формацию нередко сравнивают также с джеспилитовой формацией Украинской же­ лезорудной провинции и Курской магнитной аномалии. Гимольскую фор­ мацию отличает сравнительно незначительная мощность железистых пород по сравнению с железорудными провинциями КМА и Украины .

Эффузивы бергаульской и парандовской серий многие исследователи связывают со спилито-кератофиро-сланцевой формацией. Вместе с тем Л. Я. Харитонов отмечает заметную обособленность состава вулканиче­ ских пород бергаульской серии. Согласно его данным, бергаульский вул­ канический комплекс «начинается с излияния лав, близких по химиче­ скому составу платобазальтам и даже океанитам» (Харитонов, 1966, .

стр. 293). Основная масса вулканитов бергаульской серии принадлежит диабазовым эффузивам. Завершают эффузивный магматизм вулканиты андезито-дацитового ряда — кератофиры, альбитофиры, кварцевые пор­ фиры. Примечательно, что в основных эффузивах бергаульской серии количество окиси натрия намного меньше нормы, свойственной спилитам, развитым в вышележащих вулканических комплексах. Характерен также более основной состав по сравнению с метабазитами других серий. «По содержанию кремнекислоты они попадают в группу типичных диабазов* до базальтов-океанитов». (Там же). Соотношение щелочей и кальция в этих породах также не соответствует эволюционному ряду развития ос­ новных изверженных пород (фиг. 4). Иными словами, бергаульские эффузивы попадают в группу пород со щелочным индексом по Пикоку .

Эффузивы и сланцы тунгудской серии образуют диабазово-филлитоидную формацию; местами среди пород, ее составляющих, встречают­ ся кварцевые порфиры и кер,атофиры. В западной части Карельской геосинклинальной области заметную роль играют также андезито-дацитовые пирокласты (болыпезерская серия) .

Фиг. 4. Диаграмма зависимости содержаний суммы щелочей и извести от содержания SiC2 (индекс Пикока) в метабазитах Карелии (Харитонов, 1966) Содержание, %: / — Ыа20 + КгО; 2— СаО. М етабазиты: 3 — бергаульские;

4 — сегозерские; 5 — суйсарские Важное место в разрезах раннекарельских образований занимают перерывы и несогласия. Наиболее значительный из них отмечают в осно­ вании разрезов раннепротерозойских пород, в зонах сочленения их с «архейскими гранитоидами антиклинориев» (Кратц, 1963; Шуркин, 1968) .

Заметное несогласие местами наблюдается также на границе парандовской и тунгудской серий и гимольской и болыиезерской. С поверхностя­ ми несогласий обычно тесно связаны грубые кластогенные образования, относимые к низам разрезов перекрывающих серий. Анализ этих явле­ ний заслуживает специального внимания, что и будет сделано ниже .

Глубинные магматические породы образуют несколько формаций, раскрывающих различную интенсивность и полноту проявлений магма­ тизма в разных частях Карельской геосинклинальной области .

Наиболее ранней является гипербазитовая формация. Тела, ее со­ ставляющие, тесно связаны со структурами, сложенными основными вул­ канитами парандовской серии и чаще всего приурочены к поверхностям тектонических несогласий. Формации глубинных основных и ультраосновных пород особенно широко распространены среди вулканитов и сланцев тунгудской серии .

Формирование тел ультраосновных пород предшествует проявлению гранитоидного магматизма. Намечаются две группы гранитоидов. Ран­ няя группа — умеренно кислых гранитоидов — развита в западной Каре­ лии в тесной связи со средними и кислыми натровыми вулканитами .

С. Б. Лобач-Жученко полагает, что наиболее вероятный возраст этих раннепротерозойских гранитоидов составляет 2300—2000 млн. лет. Во второй половине нижнего протерозоя широко развиты микроклиновые граниты и связанные с ними мигматиты. Интервал формирования микроклиновых гранитов падает на время между 1920—1850 млн. лет на­ зад (Герлинг и др., 1965) .

Таковы краткие сведения о геологическом строении раннедокембрийских образований Карелии на современном этапе его изучения. Автор работы в течение ряда лет собирала материалы по морфологии наиболее изученных участков синклинорных структур в западной, центральной и восточной Карелии. В результате обобщения этих материалов опреде­ лился существенно новый взгляд на тектонику и историю развития Ка­ рельской геосинклинальной области. Перейдем теперь к изложению ре­ зультатов этих исследований .

Деформации пород восточной Карелии Метаморфические комплексы занимают наиболее значительную пло­ щадь на востоке Карелии. Они прослеживаются от северо-западных ее границ на юго-восток и частично захватывают смежный район Архан­ гельской области, где скрываются под покровом палеозойских отложе­ ний. Супракрустальные породы образуют два обособленных пояса за­ метной ширины (до 50—80 км), отделенных один от другого в районе Выгозера участком интенсивно мигматизированных гранитоидов .

Деформации метаморфических пород восточной Карелии все иссле­ дователи объединяют под общим названием Восточно-Карельской синклинорной зоны, полагая, что ее составляют Шомбозерский, Шуезерский, Парандовско-Надвоицкий (Выгозерский) синклинории, а также синклинорий Ветреного пояса. Синклинории отделены один от другого антиклинориями, сложенными гранито-гнейсами и мигматитами. Вос­ точно-Карельская синклйнорная зона на северо-востоке граничит с гра­ нито-гнейсовыми куполами беломорской серии, а с юго-запада к ней примыкает Центрально-Карельский антиклинорий, или срединный мас­ сив, сложенный гранитоидами разного возраста (Кратц, 1963; Харито-' нов, 1966) .

Рассмотрим некоторые особенности структуры Восточно-Карельской зоны, которые, на наш взгляд, позволяют подойти к решению вопросов., связанных с происхождением важных тектонических элементов глубо­ кого докембрия восточной части Балтийского щита. Тектоническая схе­ ма (фиг. 5) в известной мере отражает их своеобразие. Даже беглое знакомство с районом восточной Карелии показывает неоднородность геологического строения разных его частей. Прежде всего обращает на себя внимание структурная обособленность Ветреного пояса. Ориги­ нальный состав пород и своеобразный стиль деформаций, свойственный этой структуре, не проявляются так широко в других местах рассматри­ ваемой зоны. В связи с этим целесообразно познакомиться со структурой Восточно-Карельской зоны в нескольких сечениях. Обратимся сначала к анализу относительно более полно изученных Шомбозерской, Шуезерской и Выгозерской структур, принадлежащих северо-западной части зоны .

При взгляде на геологическую карту бросается в глаза широкое рас­ пространение зеленокаменных пород метаморфизованных диабазов, порфиритов, мандельштейнов, брекчий и зеленых сланцев. Реже встреча­ ются тела кварцевых порфиров и кератофиров. Все эти породы на стра­ тиграфических схемах объединены в единую тунгудскую серию раннего протерозоя (см. табл. 1). Они составляют диабазово-филлитоидную формацию. Более древние комплексы, как видно из той же таблицы, при­ надлежат породам парандовской серии. Ее биотито-плагиоклазовые и амфиболовые сланцы и амфиболиты распространены спорадически, пре­ имущественно вдоль восточной окраины пояса зеленокаменных пород .

Они выделяются в краевой части Шомбозерской и Шуезерской структур, а также в пределах Выгозерской системы нарушений. Метаморфические породы парандовской серии в указанных местах выходят на поверхность в виде узких прерывистых полос, незаметных на мелкомасштабных гео­ логических картах .

Как уже было отмечено, зеленокаменные породы занимают обшир­ ные площади в районе Шомбозера и Шуезера (см. фиг. 5). В этих мес­ тах они протягиваются по простиранию более чем на 100 км при ширине Фиг. 5. Схема тектоники докембрия Карелии. Составила автор на основе материалов ис­ следований Северо-Западного геологического управления, Института геологии докем­ брия, Северо-Западного геофизического треста, а также личных наблюдений / — гипербазитовый комплекс Ветреного пояса; 2 — Карельский диабазово-сланцевый комплекс; 3 — комплекс чарнокитов (милонитизированных); 4 — гранитоиды; 5 — мигматиты; 6 — Ятулийский вул­ каногенно-осадочный комплекс: кварциты, основные эффузивы (а), доломиты, основные эффузивы, шунгитовые сланцы (б); 7 — Суйсарский комплекс вулканитов (основные и ультраоснэвные эф ф узи­ вы, граувакки, флишоидные породы); 8 — поверхности крутых надвигов, выявленных на основе геологических или геофизических данных: протяженных (а), оперяющих (б); 9 — наложенные впа­ дины (а) и ж елоба (б); 10 — область развития гнейсовых куполов .

Тектонические провинции: I — Карельская зона сж атия; II — Беломорский регион гнейсовых купо­ лов; III — Свекофенская область структур «альпийского типа» .

Структурные элементы: 1 — Восточно-Карельская зона рассланцевания; 2 — зона тектонитов Вет­ реного пояса; 3 — Пальеозерско-Койкарская система деформаций; чешуйчатые моноклинали: 4 — Кумсинская, 5 — Х аую варская, 6 — Гимольская; желоба: 7 — Чирка-Кемский, 8 — Елмозерский, 9 — М аслозерский; наложенные впадины: 10 — Онежская, 11 — Янгозерская, 12 — Сегозерская полосы до 50 км. На юго-востоке Шомбозерская и Шуезерская струк­ туры сближаются, и в этом месте их общее поперечное сечение дости­ гает 80 км. В районе озер Тунгудского — Шуезера широкая полоса зеленокаменных пород заканчивается тупо, и далее на юго-восток, от поля почти сплошного развития пород диабазово-филлитоидной форма­ ции, ответвляются узкие, шириной в несколько километров, полосы се­ веро-западного и субмеридионального простираний .

Весьма важная особенность р!ассматриваемой зоны состоит в том, что на расстоянии около 200 км зеленокаменные породы простираются в одном направлении. На всем протяжении сохраняется полосовое рас­ пространение пород с однообразным северо-западным простиранием толщ. На юге Шуезерского участка крайние с востока полосы тунгудских вулканитов и парандовских сланцев и амфиболитов отклоняются к югу и далее протягиваются в субмеридиональном направлении вдоль западного берега Выгозера, не нарушая рисунка полосового распростра­ нения толщ .

Материалы геологического картирования показывают, что углы па­ дения слоев в центральных частях структур, именуемых синклинориями, не меняются в сторону выполаживания. Вулканогенные породы повсе­ местно наклонены очень круто, под углом 60—80°. Крутые углы падения сохраняются и в зонах, прилежащих к гранитоидам, т. е. там, где долж­ ны быть расположены центриклинальные окончания синклинорных структур .

Познакомимся с некоторыми профилями, раскрывающими форму за­ легания пород в рассматриваемом регионе. Благоприятными объектами для этой цели являются профили в районе Пебозера, оз. Вороньего, пос .

Парандово и южнее ст. Кочкома .

На одном из участков, между площадью распространения беломор­ ских гранитоидов и ятулийскими кварцитами краевой части Шуезерской структуры, протягивается сравнительно узкая полоса в значительной мере перекристаллизованных вулканогенно-осадочных пород глубокого докембрия. Особенности состава и условия залегания рассматриваемого метаморфического комплекса наиболее полно раскрываются в обнаже­ ниях района озер Авнеозеро — Пебозеро, Воронье — Рокково. Ю. А. Бог­ данов и А. С. Воинов расчленили этот комплекс пород на несколько толщ, составляющих следующую последовательность .

1. Толща мелкозернистых гнейсов и сланцев. В Пебозерском районе она представляет собой чередование мусковитовых кварцитовых сланцев с биотитовыми кристаллическими сланцами, иногда содержащими порфиробласты и идиобласты роговой обманки. Плагиоклаз развит в виде мелких изометричных зерен с характерной обратной зональностью .

В ряде мест в сланцах наблюдаются скопления округлой, овальной, удли­ ненной, реже — стержневидной формы галек, располагающихся вдоль сланцеватости породы. Размеры их колеблются от 1 до 20 см. По составу это гальки кварца, кварцитов, кварцево-турмалиновой породы, амфибо­ литов, кварцево-хлоритовых сланцев, аплитовидных гранитов и гнейсов .

Описываемая толща мелкозернистых гнейсов и сланцев в северо-восточ­ ном направлении постепенно становится более крупнозернистой и обо­ гащается микроклином, образующим в породах инъекции и порфиробласты (Харитонов, 1966). Общая мощность гнейсово-сланцевой толщи неизвестна. Мощность собственно сланцевой толщи достигает 700— 800 м .

2. Особую группу пород составляют амфиболиты района Вороньего юзера и Пебозера. Они известны после исследований Н. Г. Судовикова (1937) как амфиболиты пебозерского типа. Толща состоит из массивных пойкилобластических амфиболитов, грубозернистых порфиробластических гранатовых амфиболитов и тонкослоистых пород, среди которых полевошпатовые слои перемежаются со слоями, богатыми карбонатом, а также с пачками мелкозернистых кварцитовидных пород. Мощность толщи слоистых амфиболитов 160—180 м .

3. Порфиробластические амфиболиты севернее пролива между озе­ рами Вороньим и Рокково в западном направлении сменяются кварци­ тами с гранобластической структурой (мощность до 15 м )у а на квар­ цитах залегают ортоамфиболиты с реликтами миндалекаменной тексту­ ры и очень редкими следами офитовой структуры. В составе мелкозер­ нистой гранобластовой массы этих пород присутствуют кварц, плагио­ клаз с заметным количеством анортита и зеленая роговая обманка, иногда замещенная биотитом. Мощность толщи ортоамфиболитов до 300 м .

Вулканогенно-осадочные породы, залегающие стратиграфически вы­ ше, исследователи сравнивают с породами сегозерской серии ятулия .

В рассматриваемом районе они представлены косослоистыми кварцита­ ми с прослоями кварцевых галечников и конгломератов. Мощность до 60—80 м. Выше залегают покровы сначала метадиабазов и метаманделынтейнов, а затем кварцевых порфиров и кератофиров .

Метаморфические породы авнеозерско-пебозерской полосы образуют моноклиналь с преобладающим падением слоев в юго-западном направ­ лении. Профиль (фиг. 6) раскрывает структуру моноклинали в районе озер Вороньего — Рокково. В этом месте на протяжении нескольких ки­ лометров вкрест простирания слоев амфиболиты и сланцы образуют чешуйчатую моноклиналь, осложненную многочисленными дизъюнктив­ ными нарушениями. Углы наклона слоев колеблются в широких преде­ л ах — от нескольких градусов до 60—80°. Характерна резкая кристалли­ ческая сланцеватость пород. Она проявляется в параллельном располо­ жении пластинчатых и шестоватых минералов и ориентирована, как правило, согласно с направлением падения слоистости. Наряду с этим Н. Г. Судовиков отмечает, что среди сильно рассланцованных амфибо­ литов встречаются выходы, иногда довольно значительные, в которых не наблюдается никакой сланцеватости и порода имеет равномернозер­ нистое массивное строение (Судовиков, 1937) .

Вдоль побережья озера Выг протягивается полоса метаморфизованных вулканитов и сланцев, принадлежащих Выгозерскому или Парандовско-Надвоицкому синклинорию, по классификациям К. О. Кратца, Л. Я. Харитонова и др. Тектонику этих образований подробно изучал С. А. Дюков. Данные его исследований широко использованы в работах многих геологов .

Условия залегания метаморфических пород Парандовского рудного поля изображает профиль фиг. 7. Здесь в узкой зоне между гранитами, пегматитами и мигматитами Тунгудского массива и гранитоидами Кочкомского массива зажаты мелкозернистые ортоамфиболиты, гранатовые амфиболиты, амфиболовые, амфиболо-биотитовые и кварцево-биотитовые сланцы и измененные кератофиры. К толще кварцево-биотитовых сланцев приурочены пласты и линзы тальково-хлоритовых сланцев мощ­ ностью до 10—50 м, а также залежи серного колчедана и прослои графитистых сланцев. Изотопные анализы свинцов, экстрагированных из магнетитов колчеданных руд, показывают цифры возраста порядка 3 млрд, лет (Тугаринов, Войткевич, 1966) .

Эффузивы основного состава преобладают среди пород Парандовско-Надвоицкой структуры. Распределение других разностей — изменен­ ных кварцевых порфиров и кератофиров, полевошпатовых амфиболитов, анкеритовых порфиробластических амфиболитов, гранат-полевошпатовых амфиболитов — не подчиняется какой-либо определенной законо­ мерности. Перечисленные породы образуют узкие полосы и линзы, сме­ няющие одна другую по простиранию. Вдоль контактов слоев различА. С. Н овикова 17 Фиг. 6. Геологический профиль Авнеозерско-Пебозерской моноклинали в районе озер Вороньего и Рокково, по данным Ю. А. Богданова и А. С. Воинова (Харитонов, 1966) .

Интерполируемая часть снята автором / — парасланцы; 2 — конгломераты; 3 —.параамфиболиты; 4 — кварциты; 5 — ортоамфиболиты; 6 — м етадиабазы и метамандельштейны; 7 — поверхности тектонических несогласий ного состава развиты дайковые тела метагаббро, рассланцованных, как и все породы парандовской серии, согласно с контактовыми поверхностя­ ми и слоистостью (Пинаева, 1966). При этом к зонам особенно интенсив­ ного рассланцевания приурочены графитсодержащие породы и колчедан­ ное оруденение .

На всем протяжении профиля породы круто наклонены на юго-запад .

Углы падения колеблются от 60 до 90°. Структура, изображенная на про­ филе (см. фиг. 7), обосновывается на глубину от 50 до 200 м четырнад­ цатью наклонными скважинами, распределенными более или менее рав­ номерно по всему сечению профиля. Западная граница ПарандовскоНадвоицкой моноклинали представляет собой зону тектонического кон­ такта, вдоль которого метаморфические толщи наклонен^ под микроклиновые граниты и сопровождающие их мигматиты. Восточная граница структуры в зоне непосредственного контакта с гранитоидами скрыта от наблюдений. К восточной зоне тяготеют дайки гранитов и жилы аплитов. Севернее по простиранию, у пос. Сумского, в зоне контакта развиты метадиабазовые эффузивы — порфириты и манделыптейны с прекрасно выраженными текстурами шаровых лав, вулканическими брекчиями и агломератами, принадлежащими, по-видимому, среднепротерозойским образованиям .

Полоса измененных основных эффузивов и зеленых сланцев Парандовского рудного поля почти непрерывно прослеживается на северозапад, к среднему течению р. Идель. Геологический профиль (фиг. 8) структуры на широте ст. Кочкома показывает во многом уже знакомые черты строения. В этом сечении подавляющая часть структуры также сложена однообразной толщей метадиабазов и зеленых сланцев, места­ ми чередующихся с кварцево-биотитовыми и кварцево-амфиболовыми сланцами. Пласты разного состава стоят почти вертикально, а в югозападной части, близ контакта с тунгудскими гранитами, они постепенно наклоняются на северо-восток под углом до 60—50°. В зоне контакта, согласно данным С. А. Дюкова, развиты базальные конгломераты, кварцитопесчаники и амфиболиты по диабазам. Вдоль границы пояса мета­ морфических пород с кочкомскими гранитами вертикально стоящие толщи метадиабазов и зеленых сланцев срезаются под углом до 45° по­ родами аналогичного состава; выше по разрезу их перекрывают кварцитопесчаники и метадиабазы среднепротерозойского облика. К зоне стыка пород с разными элементами залегания приурочены залежи графитистых кварцево-биотитовых сланцев с вкрапленностью и телами сер­ ного колчедана .

Поверхности тектонических несогласий подобного рода, сопровож­ даемые рассланцеванием и дроблением пород, представляют частые явления в рассматриваемой зоне деформаций. Они, несомненно, свиде­ тельствуют об интенсивных тектонических напряжениях, вызвавших сжатие слоев и их деформацию. Очевидно, напряжения проявлялись не­ равномерно, что привело к морфологической обособленности отдельных участков с наклонами толщ в разные стороны и поперечными наруше- „ ниями, как это наблюдается в районе Парандовского рудного поля (Пинаева, 1966) .

Резюмируя изложенные выше данные о строении Шомбозерского, Шуезерского и Выгозерского участков Восточно-Карельской структур­ ной зоны, можно сказать, что в различных частях рассматриваемой по­ лосы деформаций наблюдаются однообразные условия залегания супракрустальных комплексов глубокого докембрия. Характерны моноклина­ ли. Они представляют собой линейные зоны сжатия, в пределах которых породы либо стоят на головах, либо круто наклонены в каком-либо одном направлении. Весьма примечательно отсутствие периклинальных и центриклинальных разворотов слоев. Пятнистый рисунок распростра­ нения гранитоидов, многочисленные заливы, заходящие в сторону мета­ морфических пород, останцы зеленокаменных пород, не подвергшихся гранитизации, не позволяют связывать выходы гранитоидных пород с ядрами антиклинориев, гомологичных синклинорным формам, а скорее свидетельствуют о том, что процессы гранитообразования являются в значительной мере наложенными на ранее сформированную структуру .

Весь комплекс данных об условиях залегания пород, образующих отме­ ченные выше структуры, свидетельствует о том, что неправомочно их рассматривать как элементы антиклинорно-синклинорной структуры .

Морфологические особенности Восточно-Карельской зоны указывают на то, что ее современное строение принадлежит к иному типу деформаций земной коры .

Весьма важная особенность рассматриваемой зоны состоит в том, что на протяжении около 200 км по простиранию полоса зеленокаменных по­ род шириной до 50 км и более интенсивно рассланцована согласно с на­ правлением простирания пород. «Сланцеватость их преимущественно крутая, падает главным образом на юго-запад и реже на северо-восток.. .

Преобладающее падение сланцеватости на юго-запад... свидетельствует о направлении дислокаций на северо-восток, в сторону соседнего Бело­ морского массива» (Кратц, 1963, стр. 136) .

Рассланцевание охватывает не только метаморфические породы, но также и гранитоидные образования. Кристаллизационная сланцеватость и полосчатость в последних также зачастую сохраняют устойчивое севе­ ро-западное направление. Рассланцованность пород составляет характер­ ную черту морфологии восточной Карелии. В дальнейшем мы будем име­ новать эту зону В о с т о ч н о - К а р е л ь с к о й з о н о й р а с с л а н ц е в а н и я .

Фиг. 7. Геологический профиль района Парандовского рудного поля, по С. А. Дюкову (Харитонов, 1966) 1 кварциты; 2 — мелкозернистые амфиболиты (по диабазам ); 3 амфиболовые и амфиболо-биотитовые сланцы; 4 — кварцево-биотиГовые сланцы; 5 — залеж и серного колчедана и сопровождаю­ щие его графитистые сланцы; 6 — талько-хлоритовые сланцы; 7 — кератофиры и сланцы по ним;

8 — гранатовые амфиболиты; 9 — гранитоиды; 10 — скважины Фиг. 8. Геологический профиль южнее ст. Кочкома, по С. А. Дюкову (Харитонов, 1966) 1 — гранитоиды докарельского фундамента; 2 — базальны е конгломераты; 3 — полевошпатовые кварцитопесчаники; 4 — амфиболиты по диабазам ; 5 — м етадиабазы и зеленые сланцы; 6 — толща пере­ слаивания кварцево-биотитовых, кварцево-амфиболовых пара- и ортосланцев; 7 — кварцево-биотитовые сланцы; 8 — графитистые кварцево-биотитовые сланцы с серным колчеданом; 9 — кварцитопесчаники; 10 — метадиабазы ; 11 — жилы гранитов и грано-диоритов; 12 — тектонические несогласия Восточно-Карельской зоне рассланцевания свойственны многочислен­ ные дизъюнктивные нарушения, в пределах которых особенно интенсив­ но проявляются признаки сжатия пород. Милонигизация, развальцевание, брекчирование, складки волочения прослеживаются на значитель­ ных протяжениях. К поясам сжатия тяготеют дайки габбро-диабазов, локальные тела ультраосновных пород, пластовые тела и линзы талько­ во-хлоритовых сланцев, а также проявления полиметаллического оруде­ нения .

Особое место среди дизъюнктивных нарушений занимают деформа­ ции в зоне сочленения карелид и беломорид. В результате детальных ис­ следований, проведенных Ю. Д. Пушкаревым и К. А. Шуркиным (1967), получены новые интересные данные, весьма важные для тектонического анализа не только рассматриваемого региона, но также и многих других районов Восточно-Европейского сегмента земной коры .

Названные исследователи выяснили, что в районе Топозера и к югу от него на протяжении 120 км при поперечном сечении до 50 км просле­ живается зона дробления, отделяющая карелиды от беломорид. Она со­ стоит из гигантских (до нескольких километров в поперечнике) остро­ угольных блоков гнейсов и мигматитов, а также метабазитов и амфибо­ литов, заключенных в гиперстеновых диоритах (чарнокитах) .

Ю. Д. Пушкарев и К. А. Шуркин выделяют несколько разновидно­ стей бластомилонитов, различающихся по комплексу структурно-петро­ графических признаков (линзокластические, тонкосланцеватые, ультрабластомилониты). Интенсивность бластомилонитизации всех пород уве­ личивается в сторону карелид. По их мнению, «структура зоны сочлене­ ния беломорид и карелид на изученном участке определяется серией сближенных параллельных разломов, преимущественно северо-западного простирания. Менее широко распространены сопряженные с ними северовосточные разломы» (Пушкарев, Шуркин, 1967, стр. 83). Именно с этой зоной связаны чарнокиты. К ней же тяготеют тела габбро-перидотитов, серпентинов, щелочных габброидов, а также трещинные интрузии гра­ нитов Ю. Д. Пушкарев и К. А. Шуркин обращают внимание на аномаль­ но высокие отношения Аг40/К40 для основных пород, связанных с рас­ сматриваемой зоной. Величины этих соотношений соответствуют возра­ сту от 3 до 5—6 млрд, лет и более .

Перечисленные особенности Восточно-Карельской зоны сочленения беломорид и карелид привели исследователей к выводу о том, что эта зона представляет собой крупнейший тектонический элемент Балтийско­ го щита .

В свете всего изложенного выше совершенно очевидно, что своеобраз­ ная морфология структуры Восточно-Карельской зоны рассланцевания генетически связана с одноименной зоной сочленения беломорид и карелид. Весь комплекс данных об условиях залегания пород восточной Карелии свидетельствует о том, что тектонику этого региона неправо­ мочно рассматривать как структуру синклинория. Ее строение ближе тектоническим образованиям иного класса .

О структуре Ветреного пояса Юго-восточнее Карельской зоны рассланцевания на протяжении око­ ло 250 км прослеживается структура Ветреного пояса. В Венельско-Кенозерском районе ее северо-западное простирание резко меняется на юго-западное, образуя дугообразный изгиб на северо-восток. Юго-зпадная ветвь структуры Ветреного пояса на значительном протяжении скры­ та под покровом палеозойских отложений Русской плиты. Особенности ее строения на этом участке выявляются главным образом по геофизиче­ ским данным (Цирюльникова, Сокол, 1968) .

Плохая обнаженность района, казалось бы, не дает возможности со­ ставить в достаточной мере обоснованное представление о тектонике Вет­ реного пояса, благодаря чему остаются неясными соотношения между се­ риями пород, развитыми в различных его частях. Вместе с тем комплекс­ ные геофизические исследования в сочетании с локальной крупномас­ штабной геологической съемкой и бурением позволяют выявить весьма любопытные черты строения Ветреного пояса, неизвестные пока в таком широком и характерном проявлении в других местах центральной и юж­ ной Карелии. Даже при самом беглом знакомстве со строением Ветре­ ного пояса бросаются в глаза асимметрия его структуры, насыщенность региона бескорневыми телами основных и ультраосновных пород и, на­ конец, своеобразный стиль его тектоники .

Северо-Восточная граница рассматриваемой структуры с гнейсово­ гранитными куполами Беломорья проходит вдоль кряжа Ветреного поя­ са, прослеживающегося почти на всем протяжении его северо-западной ветви. С этой границей совпадает и граница на карте графиков магнит­ ного поля ДТа, отмечающая переход «пониженного, сложного и неспо­ койного поля с большим количеством аномалий в нормальное, спокойное и выдержанное, наблюдаемое над гнейсами Беломорья» (Поротова, 1966, стр. 72). Граница с карельскими гранитоидами, судя по имеющимся в на­ стоящее время данным, напротив, имеет прихотливый рисунок и не от­ личается четкостью. На карте графиков магнитного поля ДТ эта грани­ ца подчеркивается переходом в общем пониженного поля в поле повы­ шенное (положительного знака), наблюдаемое над гранитоидами во­ сточного Заонежья .

Тектонический контакт с беломорскими гнейсами отмечают многие исследователи. При этом указывают на несоответствие простираний структуры Ветреного пояса простираниям гнейсовых толщ, образую­ щих купола. Напротив, элементы структуры гранитоидов юго-западнее Ветреного пояса обнаруживают элементы согласия с общим простира­ нием структуры пояса .

Оливинсодержащие породы Ветреного пояса, развитые только вдоль северо-восточной его окраины, многие геологи сопоставляют с суйсарским комплексом среднего докембрия. Вместе с тем геохронологические данные противоречат такой корреляции и свидетельствуют о возрасте этих пород, превышающем 2 млрд. лет. Возраст пироксеновых метапорфиритов горы Голец, определенный по породе в целом K-Ar-методом, до­ стигает 2200 млн. лет, а возраст прорывающих их габбро-диабазов со­ ставляет 2190 млн. лет. Э. К. Герлинг и его соавторы полагают, что указанные величины возраста пород, возможно, ниже истинных значений изза некоторой потери аргона плагиоклазом (Герлинг и др., 1965). Если это явление и связано с аномальными значениями возрастов, тем не ме­ нее оно свидетельствует об особых геохимических и тектонических про­ цессах, свойственных структурам, подобным Ветреному поясу .

В табл. 3 приведены данные радиологических возрастов пород Вет­ реного пояса (гора Голец), а также пород из массивов, расположенных Таблица 3 Абсолютный возраст пород Ветреного пояса

–  –  –

во внутренней части структуры Ветреного пояса. Определения выполне­ ны K-Ar-методом и заимствованы из статьи А. И. Богачева, В. С. Кули­ кова, А. В. Пекурова и А. Д. Слюсарева (Богачев и др., 1968) .

Для подавляющей части исследованных вулканитов цифры показы­ вают раннедокембрийский (нижнепротерозойский) возраст. По-видимо­ му, лавовые толщи Ветреного пояса не могут быть аналогами пород суйсарского комплекса, тем более что прямые наблюдения их залегания вы­ ше терригенных толщ среднего докембрия отсутствуют .

Комплекс оливиновых порфиритов Ветреного пояса, согласно иссле­ дованиям В. С. Куликова и других, по петрохимическим особенностям близок океанитам и оливиновым толеитам Гавайских островов. Оливин­ содержащие породы кряжа Ветреный пояс принадлежат более основным разностям по сравнению с амфиболизированными диабазами, широко развитыми к югу от названного кряжа. В этих диабазах содержание Si02 колеблется от 46 до 61%, в оливиновых порфиритах — от 35 до 47% .

«Наиболее специфическая особенность комплекса заключается в посто­ янстве содержаний железа (FeO—Fe20 3) при переменных значениях (соотношениях) суммы сильных оснований и магния» (Богачев, Куликов и др., 1968, стр. 22). Все разновидности оливинсодержащих пород Ветре­ ного пояса по сравнению с мировыми резко обеднены ТЮ2 и щелочами, но обогащены MgO и Si02. Геохимическая специализация этих пород состоит в заметном содержании никеля и хрома, концентрация которых в два с лишним раза превышает кларки основных пород (Куликов, 1969) .

Приведенные данные склоняют нас к выводу о том, что покровы лав ультраосновного состава, слагающие кряж Ветреный пояс, принадлежат наиболее древним элементам разреза земной коры рассматриваемого се­ чения. Основанием тому служит оригинальный состав пород серии Вет­ реного пояса. Подобного рода образования не характерны для рассмот­ ренных выше разрезов метаморфических вулканогенно-осадочных пород .

Вместе с тем заметная мощность толщи оливиновых порфиритов свиде­ тельствует о том, что ее формирование сопровождали значительные со­ бытия в истории развития Восточно-Карельского региона .

Наряду с эффузивными породами ультраосновного состава на всем протяжении структуры Ветреного пояса развиты локальные пластинооб­ разные, реже секущие дайки и штокоподобные тела габбро-перидоти­ тов. Они встречаются в разных частях структуры пояса среди зеленых сланцев, основных вулканитов, а также среди лавовых и туфовых обра­ зований серии Ветреного пояса. Характерна повсеместная тесная прост­ ранственная связь габброидов и гипербазитов. Нередко тела гипербазитов образуют кучное распределение, чаще всего они тяготеют к местам интенсивных деформаций и рассланцевания. Форма залегания подавляю­ щей части массивов согласна с вмещающими породами. Размеры их тел колеблются в широких пределах. Наиболее крупные достигают 5,5X0,4— 0,6 км2. Мощность некоторых пластинообразных тел не превышает 60— 70 м, чаще всего встречаются массивы с сечением в 1X0,2—0,3 км2 .

Весьма вероятно, что указанные породы принадлежат разрезу, свой­ ственному океанической коре, недавно рассмотренному А. В. Пейве и А. Л. Книппером на примере Альпийско-Гималайского пояса (Пейве, 1969; Книппер, 1970) .

Г. А. Поротова объединила линейные и изометричные аномалии над телами основных ультраосновных пород в несколько «подзон» с местны­ ми названиями: Коросозерско-Кумбуксинскую, Пулозерскую, Кожозерскую, Калгачинско-Монастырскую и Венельско-Кенозерскую. Их прости­ рания как бы повторяют очертания границ прилежащей части Онежской впадины, образуя вместе дугообразный пояс из основных и ультраоснов­ ных пород на некотором расстоянии от нее. Пулозерская и Кожозерская подзоны простираются на значительном протяжении в северо-западном направлении; в том же направлении параллельно им тянется Коросозергко-Кумбуксинская «подзона» распространения основных и ультраоснов­ ных пород. Калгачинско-Монастырская и особенно Венельско-Кенозерская «подзоны» прослеживаются преимущественно в северо-восточном направлении в соответствии с положением «заонежского борта» Онеж­ ской впадины. Весьма вероятно, что докембрийская история формирова­ ния впадины как-то связана с древним этапом тектонического разви­ тия структуры Ветреного пояса .

Амфиболизированные диабазы и сопутствующие им породы состав­ ляют подавляющую часть разрезов метаморфических образований Вет­ реного пояса. Они прослеживаются на всем протяжении его структуры .

Наиболее широкое поле почти сплошного распространения зеленокамен­ ных вулканитов закартировано в юго-восточной части структуры, в ме­ сте разворота ее простирания с северо-запада на юг и юго-запад. В се­ веро-западной ветви Ветреного пояса метаморфические образования ос­ новного ряда занимают значительную площадь в районе г. Калгачихи .

От этого поля их развития к Пулозеру протягивается несколько узких по­ лос, отделенных одна от другой гнейсо-гранитными породами (Богачев и др., 1968; Синицын и др., 1971) .

Серия зеленокаменных пород состоит из метаморфизованных диаба­ зов, мандельштейнов, порфиробластических амфиболитов, зеленых слан­ цев, а также туфогенных песчаников и туфосланцез. Принадлежат ли указанные породы из разных мест к единой стратиграфической серии, как полагает В. А. Перевозчикова, или являются разновозрастными, ос­ тается неясным .

Сильная раздробленность структуры Ветреного пояса наряду с плохой обнаженностью района не позволяет пока составить в достаточной мерз обоснованное представление о последовательности залегания выделяе­ мых здесь комплексов пород. Естественно, что и сопоставления этих комплексов с другими разрезами восточной Карелии также весьма услов­ ны. Вместе с тем многие авторы согласны в том, что подавляющая часть зеленокаменных вулканитов Ветреного пояса принадлежит нижнепроте­ розойским образованиям (Богачев и др,. 1968; Синицын и др., 1971) .

Наряду с зеленокаменными вулканитами в ряде мест рассматривае­ мой структуры сохранились локальные выходы своеобразных кластогенных пород, залегающих стратиграфически выше нижнепротерозойских образований. Это полимиктовые и мономиктовые конгломераты, аркозы, гравелиты, кварциты района г. Калгачихи, озера Левушка, юго-восточнее Ундозера. Местами породы тесно связаны с покровами основных лаз .

Особое внимание обращают на себя пестрые по цвету тонкозернистые туфопесчаники и туфосланцы, прослеживающиеся вдоль всей структуры Ветреного пояса. Согласно данным А. В. Синицына, В. А. Перевозчико­ вой и других, эти породы образуют тонкое чередование маломощных про­ слоев кварцево-биотиго-хлорито-полевошпатовых разностей с флишоидными серицито-кварцевыми сланцами. Они сравнивают их с продуктив­ ными горизонтами Печенгской структуры. Основанием толщ, по-видимо­ му, служат колчеданоносные линзы, содержащие заметные примеси ни­ келя. Решение вопроса о происхождении этих пород зесьма характерного облика нуждается в специальных исследованиях .

Как уже было замечено, структуру Ветреного пояса отличают интен­ сивные дизъюнктивные нарушения, ориентированные в разных направ­ лениях. Их широкое распространение обосновывается в достаточной мере объективными данными .

Детальные геофизические исследования, сопровождаемые провероч­ ным бурением, позволили выяснить, что зонам рассланцевания и дробле­ ния на контактах между разными толщами свойственны пониженные сопротивления электрической проводимости. Пояса тектонических нару­ шений обнаруживают также тесную связь с магнитными аномалиями, обусловленными телами серпентинитов, метаперидотитов и метапироксенитов (Поротова, 1966) .

Намечается определенная упорядоченность в распределении наруше­ ний разного направления в соответствии с общим простиранием структу­ ры Ветреного пояса. На карте А. В. Синицына, В. А. Перевозчиковой и других отчетливо видно, что в северо-западной части структуры преобла­ дают северо-западные, реже широтные простирания зон дробления и рас­ сланцевания. Их заметно больше в средней части структуры, где наме­ чается пережим в распространении оливинсодержащих порфиритов Вет­ реного кряжа. В этом месте наряду с широтными и северо-западными простираниями появляются дизъюнктивные нарушения отчетливо выра­ женного юго-западного направления. Это направление заметно преобла­ дает в Венельско-Кенозерском районе, на юго-востоке структуры, и про­ слеживается в сторону Онежского озера под покровом палеозойских и четвертичных отложений (Цирюльникова, Сокол, 1968). Наиболее замет­ ная скученность тектонических нарушений наблюдается в зоне смены простирания структуры Ветреного пояса, а также в местах развития кластогенных пород, о которых упоминалось выше. К этим же местам приурочено и наибольшее скопление тел ультраосновных пород .

Обращает на себя внимание, что многочисленные дизъюнктивные на­ рушения, как правило, не выходят за пределы структуры Ветреного поя­ са в сторону беломорских куполов. Они тесно связаны с зеленокаменны­ ми вулканитами и прилежащими к ним карельскими гранитами и гней­ сами. Тектоническая раздробленность, по-видимому, не достигала боль­ шой амплитуды, так как на всем протяжении структуры сохраняется общий рисунок полосового распространения пород. Азимуты падения и углы падения пластов, напротив, не обнаруживают такой выдержанности, и от участка к участку они колеблются в широких пределах. Рассмотрим несколько примеров .

Поперечный профиль района Кожозера, составленный А. И. Богаче­ вым, В. С. Куликовым, А. В. Пекуровым и В. Д. Слюсаревым (1968), рисует структуру моноклинно залегающих комплексов, метаморфических вулканогенно-осадочных образований, вмещающих тела основных и ультраосновных пород и осложненных поверхностями тектонических несогла­ сий и зоной рассланцевания .

На юго-западном берегу Кожозера последовательно наклонены на северо-восток под углом 40—50° сначала эпидото-карбонатные, хлори­ товые и слюдяные сланцы, условно сопоставляемые с породами парандовской серии нижнего протерозоя, далее гнейсовидные слюдистые аркозы, затем амфиболизированные диабазы, метаманделынейны, мраморизованные известняки и туфогенные сланцы. Эти породы, залегающие над слюдистыми аркозами, одни геологи относят к образованиям тунгудсконадвоицкой серии нижнего протерозоя (Перевозчикова, 1960), другие — к онежской серии среднего протерозоя (Богачев и др., 1968). На остро­ вах Кожозера и его северо-восточном берегу обнажаются амфиболизи­ рованные диабазы, кварцево-карбонатные, хлорито-биотитовые сланцы и метатуффиты, погружающиеся иод толщу лавовых покровов оливиновых, оливино-пироксеновых и плагио-пироксеновых метапорфиритов и метадиабазов, объединяемых в серию вулканитов Ветреного пояса. Мощ­ ность толщи оливинсодержащих порфиритов более 1,5 км .

Согласно данным В. Д. Слюсарева и В. С. Куликова, эта серия вен­ чает разрез среднепротерозойских образований. Вместе с тем данные об условиях залегания пород ультраоеновных вулканитов в северо-западной части Ветреного пояса (район Пулозера) свидетельствуют о том, что вулканиты Ветреного пояса подстилают толщи, сопоставляемые с онеж­ ской серией, что и нашло отражение на стратиграфической схеме А. В. Синицына, В. А. Перевозчиковой и др. (1971) .

Особый интерес представляют данные о строении Коросозерского массива габбро-амфиболитов. Названный массив расположен в зоне контакта серпентинитов с рассланцованными и перемятыми основными вулканитами. Между серпентинитами и габбро-амфиболитами развита хлорито-актинолитовая порода мощностью до 10 м. Вскрытая мощность амфиболитов 120 м. «Несмотря на метаморфизм, улавливаются общий характер дифференциации и элементы первичной расслоенности. Четко установлено постепенное увеличение содержания плагиоклаза от 15— 30% в наиболее основных меланократовых разностях висячего бока ин­ трузии до 40—70% в лейкократовых габбро-амфиболитах лежачего бока, вплоть до существено плагиоклазовых пород с кварцем» (Богачев и др., 1968, стр. 13). Такое распределение лейкократовых и меланократовых габбро-амфиболитов, по мнению названных геологов, свидетельствует о перевернутом залегании вмещающих пород и согласной с ними интрузии .

Совершенно очевидно, что решение вопроса о морфологии структуры Ветреного пояса принадлежит будущим тектоническим исследованиям .

В качестве рабочей гипотезы напрашивается предположение о том, что комплекс ультраоеновных пород Ветреного пояса, так же как и основных эффузивов, находится здесь в аллохтонном залегании. Структуру Ветре­ ного пояса, вероятно, можно сравнить с гигантской тектонической брек­ чией из интенсивно смятых, развальцованных и раздробленных глыб метаморфизованных перидотитов, габбро-норитов, габбро, диабазов, спилитов, туфов, зеленых сланцев и метаморфизованных известняков, соче­ тающихся ^между собой то в виде отдельных блоков, подобных Кожозерской чешуйчатой моноклинали, то в виде бескорневых массивов из одно­ образных по составу пород .

Происхождение тектонитов Ветреного пояса, по-видимому, имеет об­ щие черты со структурой типа «меланж» Альпийско-Гималайского пояса, а породы, его образующие, в значительной мере принадлежат разрезу океанической коры (Пейве, 1969; Книппер, 1970) .

Такое объяснение природы рассматриваемой структуры, нам кажется, позволяет понять ее особые магнитные и гравитационные свойства, а также то, что структура Ветреного пояса расположена над участком земной коры, совпадающим с зоной наименьших значений ее мощности, не превышающей здесь 35—37 км (Шустова, 1966) .

Условия залегания пород в центральной и западной Карелии Восточно-Карельская зона рассланцевания и зона тектонитов Ветре­ ного пояса сохраняют характерные черты строения на протяжении мно­ гих сотен километров. Они, несомненно, принадлежат к линеаментным структурам первого порядка. Рассмотрим теперь их соотношения со структурами центральной и западной Карелии .

Условия залегания пород западной Карелии раскрывают профили, составленные К. О. Кратцем, В. И. Черновым, М. М. Стенарем и другими исследователями, на основании полевых наблюдений и данных разведоч­ ного бурения в районах озер Гимольского, Суккозера, Болыпозера, ХеДозера и Костомукши (Кратц, 1963) .

Профили выявляют тип деформаций, свойственных породам гимольской серии, образующим кремнисто-вулканогенно-сланцевую формацию с характерными залежами высокожелезистых кварцитов. Названные вы­ ходы метаморфических пород изолированы друг от друга полями раз­ вития гранитов и гнейсов; их взаимное расположение намечает линейно­ вытянутую зону субмеридионального направления. Однако объединение этих выходов в единую структурную зону в известной мере условно .

В районе озер Гимольского и Суккозера кварцево-биотитовые, кварцево-мусковитовые и двуслюдяные сланцы, серицитозые кварциты и гнейсовидные лептиты чередуются с магнетитовыми, роговообманковыми и куммингтонито-гранатовыми кварцитами и сланцами. Выходы этих метаморфических вулканогенно-осадочных пород, судя по данным геоло­ гического картирования, в плане имеют прихотливые очертания с много­ численными заливообразными ответвлениями в поля развития мигмати­ тов и гнейсов .

Профили обоих сечений, напротив, рисуют однообразные условия за­ легания гимольской серии. Литологические комплексы составляют моно­ клиналь, поперечное сечение которой местами достигает 6—10 км .

На всем протяжении поперечного сечения моноклинали слои круго наклонены на северо-восток под углом 60—80°, а местами они стоят на головах (фиг. 9). За пределами рассматриваемых сечений простирания слоев остаются субмеридиональными, сохраняются также и крутые углы падения. Вместе с тем азимуты падения слоев часто не выдерживаются и на близком расстоянии по простиранию нередко меняются на противо­ положные. При этом направление падения слоев меняется резко, без про­ межуточных значений, как это наблюдается обычно на центриклинальных или периклинальных окончаниях складчатых форм .

Причины нарушений такого рода остаются пока неясными из-за неполноты наблюдений. Весьма возможно, что они частично связаны с внутрипластовыми деформациями, представленными разнообразными складчатыми и плойчатыми формами, или, напротив, с крупными нару­ шениями, охватывающими значительную часть различных литологиче­ ских комплексов гимольской серии .

Фиг. 9. Геологические профили Гимольской (А) и Суккозерской (Б) структур, по К. О. Кратцу и В. М. Чернову (Кратц, 1963) / — м етагаббро-диабазы; 2 — микроклиновые и плагио-микроклиновые граниты; 3 — магнетитовые и амфиболовые кварциты и сланцы; 4 — кзарцево-биотитовые, кварцево-мусковитовые и двуслюдяные

•сланцы и серицитовые кварциты; 5 — лептиты и туфогенные сланцы с пластами туфобрекчий; 6 — гранитные конгломераты, туфоконгломераты и туфобрекчии; 7 — плагиогнейсо-граниты и гранодиориты В этом свете весьма интересны данные о том, что близ Суккозера в строении моноклинали заметную роль играют оригинальные толщи слож­ ного состава, состоящие из пород разного происхождения. Они известны в литературе под названием «суккозерской свиты», занимающей, по мне­ нию некоторых исследователей, нижнюю часть гимольской серии (Кратц, 1963). Суккозерской толще свойственны резкие изменения состава на ко­ ротких расстояниях. На участке Межозерского месторождения, в запад­ ной части Суккозерскогэ участка моноклинали, она представлена гранит­ ными конгломератами, в нижней части переслаивающимися с безгалечными сланцевыми прослоями, а в верхней «перемежающимися с прослоя­ ми туфобрекчий и пластами эффузивных пород с переходными разновид­ ностями типа туфоконгломератов» (Кратц, 1963, стр. 31). Местами конг­ ломераты отсутствуют и толща представлена метаморфизированными туфобрекчиями и связанными с ними туфосланцами. Мощность рассмат­ риваемой толщи, так же как и ее состав очень непостоянна и колеблется от 20 до 250—300 м .

Породы суккозерской толщи нередко интенсивно рассланцованы .

Особенно сильно рассланцованы метадиабазы, местами они преврати­ лись в амфиболовые сланцы. Зоны рассланцевания сопровождают жилы и дайки аплитов, пегматитов, гранитов и диабазов. Суккозерская толща неоднократно повторяется в разрезе моноклинали. Вопрос о ее проис­ хождении требует специального подробного анализа. Структурное по­ ложение этой толщи и ее текстурные особенности напоминают некоторые образования, сопровождающие интенсивные тектонические движения .

В этом свете интерес представляет замечание Л. Я. Харитонова о том, что стратиграфическое положение суккозерских конгломерато-брекчий, принимаемых некоторыми исследователями за базальные конгломераты гимольской серии, не вполне ясно. Они могут представлять собой текто­ нические брекчии (Харитонов, 1966) .

Локальное развитие суккозерских образований, смешанный состав и оригинальная текстура пород, их интенсивное рассланцевание склоняют нас к выводу о том, что «суккозерская толща» не принадлежит базаль­ ным образованиям гимольской серии, а имеет иную, скорее всего текто­ ническую природу. Эти своеобразные породы заметно развиты на Суккозерском участке (см. фиг. 9) и не выделяются близ оз. Гимольского.

Вме­ сте с тем стиль структуры в обоих случаях сохраняется однотипным:

крутопадающие или вертикально стоящие полосы различных литологи­ ческих комплексов многократно повторяются в обоих разрезах, свиде­ тельствуя о едином плане строения всей рассматриваемой зоны. Необ­ ходимо подчеркнуть, что крутое положение литологических комплексов, наблюдаемое в разрезах западной Карелии, не соответствует строгому понятию об изоклинальной складчатости и нуждается в ином терминоло­ гическом определении. Ближе всего, на наш взгляд, сущности рассмат­ риваемой структуры отвечает термин «м о н о к л и н а л ь» .

Итак, моноклинальное залегание пород и поверхности несогласия, сопровождаемые нагромождением пород разного состава и происхожде­ ния, составляют характерную особенность тектоники рассматриваемого участка. Похожие условия залегания пород рисуют профили и других сечений западнокарельской зоны метаморфических пород .

В районе Большозерско-Хедозерской структуры, согласно данным М. М. Стенаря, в узкой зоне шириной около 1,5 км выходят на поверх­ ность породы, характерные для гимольской серии. Южнее Большозера с северо-северо-востока на юго-юго-запад наблюдается полосовое распрэ* странение пород в следующей последовательности: биотитовые и гранатобиотитовые гнейсы и сланцы, разделенные на две пачки толщей кварци­ тов, затем следуют серицитс-кварцевые и серицито-полевошпато-кварцевые сланцы с линзами кварцевых конгломератов и лептитовые гнейсы .

Все перечисленные породы, как показывает профиль, практически стоят на головах и с северо-востока граничат с мигматизированными плагиогнейсо-гранитами. Юго-западнее полосы круто стоящих пород на про­ тяжении около 6 км обнажаются сначала основные эффузивы, а далее, на значительной части рассматриваемого сечения, без видимой законо­ мерной последовательности— туфы, туфобрекчии и туфоконгломераты андезито-дацитового состава, а также гранитные конгломераты и осадоч­ ные брекчии. Весьма характерно, что обособляющиеся в этой толще пач­ ки и горизонты нередко быстро выклиниваются и исчезают из разреза .

Болыпозерская толща вулканитов, согласно данным В. М. Чернова, С. А. Дюкова и других исследователей, плащеобразно перекрывает зна­ чительную площадь сланцев и гнейсов гимольской серии, а также миг­ матитов плагиогранитов (геологическая схема в кн. Кратца, 1963, .

стр. 117). Структурно-текстурные особенности этой толщи, ее тектониче­ ское положение, на наш взгляд, имеют черты несомненного сходства с суккозерскими тектонитами, в обоих случаях они тяготеют к поясам вер­ тикально-стоящих пород субмеридионального простирания .

Интенсивные деформации пород рассматриваемой зоны нередко со­ провождают тела ультраооновного состава. Они часто бывают приуро­ чены к местам изменения простирания слоев, как это отчетливо прояв­ ляется на Костомукшском железорудном месторождении .

Костомукшские амфиболо-магнетитовые и магнетитовые кварциты образуют рудную линзу на месте разворота толщи в широтном направ­ лении от основного северо-восточного простирания. Геологическая карта, составленная в 1957 г. В. М. Черновым, показывает сложную картину залегания толщи в этом месте. В плане вырисовывается полосовое рас­ пространение узких длинных линз, неожиданно срезающих друг друга .

Так, магнетитовые и амфиболовые кварциты и сланцы в зоне коленооб­ разного изгиба зажаты между альбито-кварцево-биотитовыми туфоген­ ными сланцами (на ЮЗ) и кварцевыми порфирами (на СВ), а в несколь­ ких километрах севернее, на широте озера Карпанги, они залегают среди параамфиболитов. В ряде мест в контакте с рудной толщей развиты туфобрекчии, быстро выклинивающиеся по простиранию. Параамфибо­ литы и кварцевые порфиры на западе пересекает широкая полоса зеле­ ных сланцев, а метадиабазы и метамандельштейны узкими клиньями прорезают и зеленые сланцы, и параамфиболиты, и кварцевые порфиры .

С этим же участком пестрой смены разнообразных и интенсивно дефор­ мированных пород тесно связаны многочисленные тела оливиновых габбро-норитов, оливинитов и серпентинитов, а также пластовые тела талько-хлоритовых и талько-карбонатно-амфиболовых сланцев, возник­ ших, по-видимому, из основных и ультраосновных эффузивов. Все пере­ численные породы в разрезе занимают почти вертикальное положение и не обнаруживают закономерного чередования какой-либо последова­ тельной смены петрографических разностей. Тела основных и ультраос­ новных пород сопровождают зоны интенсивной милонитизации и рассланцевания .

Таковы основные данные о форме залегания пород в западной Ка­ релии. К сказанному выше необходимо добавить, что зоны милонитиза­ ции и рассланцевания нередко совпадают с границей раздела метамор­ фических и гранитондных пород. Вместе с тем наряду с тектоническими контактами между ними в ряде мест наблюдаются и постепенные пере­ ходы, свидетельствующие о наложенное™ процессов гранитообразования и мигматизации на деформированные породы гимольской серии. Перей­ дем теперь к рассмотрению тектонических форм центральной Карелии .

На значительной площади Онежско-Сегозерского водораздела, меж­ ду Медвежьегорском и Пальозером, развиты актинодитовые, актинолитоэпидотовые и хлоритовые сланцы, сменяющиеся вверх по разрезу крем­ нистыми сланцами. Зеленые сланцы часто чередуются с пластовыми те­ лами метаморфизованных диабазов и порфиритов мощностью от несколь­ ких метров до первых сотен метров. Вулканиты связаны постепенными переходами с зелеными сланцами и состоят в значительной мере из тех же минералов, что и сланцы: актинолита, эпидота, кварца, альбита. Ме­ стами на протяжении десятков километров преимущественным распро­ странением пользуются почти исключительно метадиабазы, метапорфириты, шаровые лавы и туфобрекчии. По содержанию кремнекислоты, окиси натрия и других компонентов, как уже было отмечено выше, основ­ ные зулканиты принадлежат типичным диабазам и базальтам-океанитам (Харитонов, 1966) .

Все эти породы после проведения среднемасштабной геологической съемки объединяют под названием бергаульской свиты гимольско-парандовской серии. Видимая мощность свиты 1000—1600 м. Вместе с тем зеленокаменные породы, развитые юго-западнее Елмозера, в районе Верхнего Кумчозера, юго-восточнее Орехозера, западнее Пальеозера и во многих других местах, некоторые исследователи выделяют в самостоя­ тельную свиту и сопоставляют с образованиями тунгудско-надвоицкой серии восточной Карелии, а толщу зеленых сланцев и сопровождающие их породы — с парандовской или гимольской сериями .

Породы, перекрывающие образования бергаульской или гимольскопарандовской серий, относят к образованиям ятулийской серии проте­ розойской системы. В основании ятулия местами выделяется толща так называемых сариолийских полимиктовых и гранитных конгломератов и брекчий с аркозовым, туфогенным и песчано-карбонатным цементом .

Вопрос о происхождении сариолийских пород, на наш взгляд, еще далек от решения .

После исследований В. А. Соколова (1966) и других геологов разли­ чают два основных типа разрезов ятулия — онежский и сегозерский .

Онежский составляют песчанико-кварцитовая, терригенно-карбонатная и шунгито-карбонатно-сланцевая толщи, для сегозерсксго характерно широкое развитие гетерогенных обломочных пород и основных эффузи­ вов. Венчают разрезы сегозерского типа карбонатно-песчано-сланцевые породы с характерными пестроцветными известняками и доломитами .

Разные геологи по-разному оценивают роль ятулийских образований в разрезе докембрия Балтийского щита. Одни вслед за П. Эскола (Eskoа, 1927) относят их наряду с калевийскими и ладожскими толщами к единой карельской формации нижнего протерозоя; другие, во главе с К. О. Кратцем, полагая, что ятулий образует самостоятельный осадочно­ вулканический цикл, рассматривают его обособленно от сланцевых толщ и выделяют как комплекс пород, свойственный среднепротерозойском\г времени (Кратц, Нумерова, 1957; Кратц, 1963) .

Эти, казалось бы, существенно разные представления, на наш взгляд, не исключают друг друга, а, напротив, отражают сложные особенности структуры Центрально-Карельского региона. С одной стороны, они сви­ детельствуют об определенной унаследованное™ развития, проявляю­ щейся прежде всего в преемственности состава магматогенных форма­ ций, а также в том, что среднепротерозойские вулканиты обнаруживают тесную пространственную связь со структурными формами, сложенными доятулийскими породами; они участвуют вместе с ними в строении ряда чешуйчатых моноклиналей и надвигов .

В свете этих данных неожиданно по-новому раскрывается и природа сариолийских конгломерато-брекчий, залегающих в основании ятулийских толщ. Их локальное линейное распространение, специфический со­ став, широкое распространение в этих породах признаков раздавлива­ ния, развальцевания, зеркал скольжения заставляют пересмотреть вопрос о происхождении сариолийских толщ ряда участков в пользу принадлеж­ ности их к тектонитам .

Наряду с элементами подобия и унаследованное™ ятулийские тек­ тонические формы центральной Карелии обнаруживают черты нового структурообразования, не свойственного, по-видимому, более раннему этапу развития. Они проявляются в обособлении ряда впадин и прогибов над зонами магматической проницаемости. Их морфология описана в ряде статей (Новикова, 1965, 1968, 1969а; Новикова, Чахмахчев, 1967) .

Для целей настоящей работы, как будет показано ниже, особый интерес представляют данные об элементах наследования в развитии структур с целью выявления эпох надвигообразования .

Условия залегания доятулийских супракрустальных пород ОнежскоСегозерского водораздела однотипны с уже рассмотренными выше при­ мерами структур восточной и западной Карелии. Чешуйчатые монокли­ нали, несомненно, являются весьма характерными деформациями глубо­ кого докембрия всего Карельского региона и, по-видимому, относятся к самостоятельному классу структур, связанных со сжатием пород. Оста­ новимся на рассмотрении одной из наиболее полно изученных тектони­ ческих форм центральной Карелии, раскрывающей стиль соотношений с ятулийским структурообразованием — Пальеозерско-Койкарской систе­ мой деформаций .

П а л ь е о з е р с к о - К о й к а р с к а я с и с т е м а деформаций про­ слеживается от юго-восточного края Сегозера на юго-юго-запад, в междуозерье Пальозера и озер Сухого, Викшозера и Лавалампи. В строении этой зоны деформаций участвуют зеленокаменные вулканиты, филлиты и зеленые сланцы бергаульской серии, кварциты, кварцевые конгломе­ раты, метадиабазы и метапорфириты ятулия, а также своеобразные конгломерато-брекчии, относимые к сариолию. Протяженность зоны око­ ло 100 км, наибольшее поперечное сечение в районе пос. Койкар не пре­ вышает 10 км .

На всем протяжении Пальеозерско-Койкарской зоны наблюдаются разнообразные по форме интенсивные деформации, сопровождаемые развальцеванием, катаклазом и милонитизацией пород, а также заметным скоплением тел ультрабазитов .

Л. Я. Харитонов (1966) и В. В. Яковлева связывают с этой зоной се­ рию крутых надвигов суб меридионального простирания, В. С. Войтович (1971) предложил назвать ее Койкарской линеаментной зоной. Согласно его данным, крайняя с запада тектоническая поверхность представляет собой взбросо-надвиг, сопровождаемый полосой до нескольких сот мет­ ров интенсивного смятия и рассланцевания как ятулийских, так и дояту­ лийских пород. Полосчатые, изоклинальные складки течения, дайки и Фиг. 10. Геологическая схема Пальеозерско-Койкарской системы деформаций, по В. В. Яковлевой, Л. Я. Харитонову (1966), с дополнениями В. С. Войтовича (1971) и автора 1 — метагаббро-амфиболиты, амфиболизированные габбро-диабазы; 2 — зеленые сланцы, м етадиаба­ зы, серицито-кварцитовые сланцы, филлиты, порфироиды; 3—кварциты, кварцитопесчаники с линза­ ми кварцевых конгломератов; 4 — метагаббро-диабазы; 5 — метадиабазы; 6 — гнейсо-граниты, гнейсо-гранодиориты; 7 — граниты, гранодиориты; 8 — мигматиты; 9 —тектониты; 10 —серпентиниты; 11 — тектонические несогласия; 12 — элементы залегания сланцеватости пород .

Структуры: 1 — М лндусельгская, 2 — П едроварская, 3 — Чумойгоринская, 4 — Салвиламбинская, 5 — Кедриламбинская, 6 — Викшиламбинская, 7 — П альеозерская, 8 — Гирвасская, 9 — Койкарская, 10— Эльмусская, 11 — Кумчезерская, 12 — Орехозерская, 13 — Верхне-Кумчезерская, 14 — Немикас жилы разнообразного состава характерны для этой полосы. Поверхность надвига наклонена под углом 65—85° на запад (Войтович, 1971) .

Анализ геологической карты, составленной названными выше иссле­ дователями, а также личные наблюдения автора позволяют выделить в пределах рассматриваемой структурной зоны несколько морфологиче­ ских типов деформаций (фиг. 10). Среди них: локальные формы, сложен­ ные ятулийскими кварцитами и конгломератами и тесно связанными с ними диабазовыми порфиритами; линейно-вытянутые тела амфиболизированных габбро-диабазов и порфиритов и сопровождающих их карбо­ натных и терригенных пород ятулия; блоки интенсивно метаморфизованных эффузивов и сланцев бергаульской серии и, наконец, клиновидные формы тектонитов, сложенные конгломератами, брекчиями, обломками вулканитов, заключенными в туфогенном граувакковом цементе .

К категории структур первого рода принадлежат Мяндусельгекая моноклиналь, состоящая из серии крутопадающих пластов, местами стоящих на головах; Педроварская тектоническая линза, ограниченная разломами; Чумойгоринская линза с раздавленным и превращенным в зону смятия и рассланцевания западным крылом; Кедрилампинская под­ ковообразная форма, открытая на юг, и др. Протяженность названных форм не превышает 5—7 км, поперечные сечения — обычно 1—2 км .

Более значительны размеры Викшиламбинского, Пальеозерского и Гирвасского линейно-вытянутых элементов структуры рассматриваемой зоны. Они прослеживаются на десятки километров при поперечных сече­ ниях до 3—5 км. Их структуру многие исследователи рассматривают в виде синклиналей, образованных пластовыми телами метаморфизованных габбро-диабазов и порфиритов. Такое представление не является строго доказанным. На фиг. 10 отчетливо видно заметное соответствие формы залегания в плане тел Викшозерских и Пальеозерских зеленока­ менных пород простираниям структурных элементов, сложенных более древними бергаульскими вулканитами и сланцами, а также поверхно­ стям более молодых постятулийских крутых надвигов, прослеживаю­ щихся далеко за пределами Викшозерского и Пальеозерского тел габбродиабазов. Данные бурения показывают однообразно крутые наклоны тектонических поверхностей к западу. Таким образом, формирование тел габбро-диабазов ограничено в пространстве согласно ориентированными структурными линеаментами более раннего и более позднего этапов раз­ вития Пальеозерско-Койкарской зоны. Это обстоятельство, на наш взгляд, позволяет однозначно интерполировать форму залегания тела зеленокаменных пород в скрытой от наблюдения части в виде крутопа­ дающих даек, согласных с региональными тектоническими поверхностя­ ми. Эти тела заполнили пути, благоприятные для внедрения на поверх­ ность глубинных пород основного, а позднее ультраосновного состава .

Эффузивы и сланцы бергаульской серии занимают значительное ме­ сто в структуре рассматриваемой зоны. Они образуют разные по разме­ рам блоки, вытянутые вдоль ее простирания. Одни из них близки к прямоугольной форме (Койкарский) или прямоугольно-лиизовидной (Эльмусский), либо клиновидной, заключенной между Педриварской и Мяндусельгской локальными структурами и гранитоидами района Кумчозера. Обращает на себя внимание выдержанность простираний зелено­ каменных вулканитов и сланцевых толщ. На всем протяжении Пальео­ зерско-Койкарской системы деформаций выдерживается меридиональ­ ное и субмеридиональное направления простирания толщ. В ряде мест обнажаются головы вертикально стоящих пород, иногда сильно перетер­ тых и превращенных в мучной агрегат. Нередки также многочисленные зеркала скольжения, сложные складки и зоны дробления пород .

К рассматриваемой зоне деформаций севернее Пальеозера примыкают Кумчезерская, Орехозерская и Верхне-Кумчезерская структуры северозападного простирания, а в районе пос. Койкары — широтная полоса деформированных вулканитов и сланцев бергаульской серии. В местах сочленения названных структур с Пальеозерско-Койкарской системой деформаций наиболее интенсивно проявлены нарушения в залегании по­ род. В этих местах Пальеозерско-Койкарская зона достигает наибольших поперечных сечений. Кроме того, рисунок некоторых элементов постятулийского структурообразования приспосабливается к древним прости­ раниям прилежащих форм (см. фиг. 10). Так, широтные простирания района Койкар просвечивают в ограничениях Койкарского блока, а так­ же клиновидного блока тектонитов Немикас; Пальеозерская структура на значительном протяжении ориентирована согласно с направлением Кумчезерской реликтовой структуры .

Эти данные свидетельствуют о том, что и в доятулийское время уже существовали ослабленные сечения, вдоль которых проявились ятулийские и посгятулийские тектонические движения .

В свете решения вопроса об эпохах надвигообразования особый ин­ терес представляют элементы структуры рассматриваемой зоны, сложен­ ные породами, относимыми к сариолию. Они занимают заметную пло­ щадь в районе г. Немикас (севернее Койкарского блока), а также к северо-западу от Пальеозера, где прослеживаются неширокой полосой на протяжении более 16 км вдоль края Пальеозерско-Койкарской систе­ мы деформаций. Этим образованиям свойствен пестрый, непостоянный состав и постоянное проявление признаков сжатия: зеркал скольжения, развальцевания, смятия. Округлые включения, как правило, сплющены и нередко группируются в вертикальные цепочки в соответствии с на­ правлением рассланцевания пород. По составу и текстурам породы близки к брекчиям, в которых наряду с обломками, кусками и глыбами вулканитов, сланцев, филлитов, мраморизованных известняков в граувакковом или лавовом цементе заключены также многочисленные «валу­ ны» гранитоидов и «гальки» кварца. Породы гранитоидного ряда иногда заметно преобладают над обломочным материалом иного состава. На­ бор пород, образующих пластический материал брекчий, свидетельствует о постбергаульском времени возникновения тектонитов. Вместе с тем местами трудно отличить их от соломенских брекчий суйсарской серии .

Породы эти, по-видимому, представляют собой тектониты, возникшие в тесной связи с надвиговым структурообразованием .

Таким образом, анализ современной структуры Пальеозерско-Койкар­ ской зоны деформаций показывает, что эта зона не представляет собой сопряженных складчатых форм — антиклиналей и синклиналей, как полагают некоторые исследователи, а образована из тектонических бло­ ков и клиньев, в пределах которых наблюдаются разнообразные наруше­ ния как дизъюнктивного, так и пликативного вида .

Закономерности их расположения тесно сзязаны с поверхностями тек­ тонических несогласий, представляющих собой систему крутых надвигов субмеридионального простирания. В рассматриваемом регионе наме­ чаются по крайней мере две эпохи надвигообразования: постбергаульская и постятулийская .

Примечательны заметная преемственность в расположении постбергаульских и постятулийских дефорхмаций, тесная связь морфологии мел­ ких нарушений с простиранием и падением надвиговых поверхностей .

Древние поверхности надвигов служили зонами линейной проницае­ мости для магматических расплавов ятулийского времени. При этом проседания, связанные с остыванием магматических тел, внесли новые черты в морфологию надвиговых структур. В рассматриваемом регионе они проявились в зачаточной форме, в виде «вулканических борозд» и тесно связанных с ними деформаций, с обратными направлению движе­ ния надвигов падениями (пластов. Такою рода нарушения наблюдаются 3 А. С. Новикова 33 в Пальеозерской и Викшозерской структурах. В других местах Централь­ но-Карельского региона проявились более совершенные формы магматогенного структурообразования, такие, как Янгозерская, Сегозерская и Онежская наложенные впадины. Их рассмотрение выходит за рамки настоящей работы .

Итак, приведенные выше данные показывают, что тектонические формы центральной и западной Карелии группируются в системы ли­ нейно-вытянутых деформаций, которые вместе с Восточно-Карельской зоной рассланцевания и зоной тектонитов Ветреного пояса составляют единую асимметричную чешуйчатую структуру Карельского региона (см. фиг. 5). Отчетливо видно, что и по размерам, и по интенсивности проявления деформаций Восточно-Карельская зона и зона Ветреного пояса являются структурами, определяющими стиль развития чешуйча­ тых моноклиналей центральной и западной Карелии .

В северной части центральной Карелии элементы простирания Чирка-Кемской, Тикшозерской и Маслозерской моноклиналей ориентирова­ ны в том же направлении, что и Шомбозерская и Шуезерская ветви Восточно-Карельской зоны рассланцевания .

На юге Карелии удивительное соответствие с элементами простира­ ния зоны тектонитов Ветреного пояса обнаруживается в очертаниях северо-восточной и восточной границ Онежской впадины. На простира­ нии внешнего субширотного края тектонитов Ветреного пояса, а также деформаций, развитых по северо-восточной периферии Онежской впа­ дины, располагаются субширотные структуры Нюкозера, Сегозера и другие, в значительной части выявленные по геофизическим данным (Цирюльникова и др., 1968) .

На месте стыка Восточно-Карельской зоны с зоной тектонитов Вет­ реного пояса намечается разворот чешуйчатых моноклиналей северо-за­ падного простиранию к югу. В субмеридиональном направлении прости­ раются Пальеозерско-Койкарская, Хаутоварская и другие структуры .

На фоне общего рисунка простираний тектонических форм, вписываю­ щихся в контур краевых линеаментов, весьма характерны пересечения чешуйчатых моноклиналей разного простирания. Наглядным примером тому служит зона сочленения Кумсинской субширотной структуры, впи­ сывающейся в систему простираний зоны тектонитов Ветреного пояса, с Пальеозерско-Койкарской субмеридиональной системой деформаций, расположенной на простирании тыловых структур Восточно-Карельской зоны .

Метаморфизованные диабазы и порфириты, зеленые сланцы и квар­ циты, образующие Кумсинскую структуру, на протяжении 20 км про­ слеживаются в субширотном направлении в виде узкой (до 2 км в поперечнике) полосы очень круто стоящих пластов. Близ Повенецкого залива простирание пород меняется почти на 90° в соответствии с раз­ воротом внутренних элементов зоны тектонитов Ветреного пояса с за­ пада— северо-запада на юг (см. фиг. 5) .

На противоположном северо-западном конце Кумсинская структу­ ра резко срезается Пальеозерско-Койкарской системой деформаций .

В этом месте картина распространения различных комплексов пород напоминает гигантскую брекчию. В районе поселков Покровское — Остречье на площади около 100 км2 обнажаются на поверхности линзы, клинья и блоки грано-диоритов, гранитов, гнейсо-гранитов и мигмати­ тов, зеленых сланцев, кремнистых и карбонатных сланцев, доломитовых мраморов, кварцитов и других пород, заключенных среди зеленокамен­ ных вулканитов, залегающих в промежутках между глыбами и образую­ щих в целом петельчатую структуру. Условия залегания пород на этом участке в известной мере отражают схематические геологические кар­ ты, составленные К. О. Кратцем и О. А. Рийконен и Л. Я. Харитоновым .

Таковы основные данные о морфологии структур метаморфических комплексов докембрия Карелии. К сказанному выше следует добавить, что структуры разного порядка неизменно обнаруживают черты подо­ бия, проявляющиеся, прежде всего, в асимметрии строения как частных форм, так и структуры всего региона. Она выявляется в увеличении ин­ тенсивности деформаций с запада на восток, в изменении разрезов фор­ мационных рядов, в характере соотношений с прилежащими тектониче­ скими областями; восточные границы ведущих карельских линеаментов на всем протяжении четко отделяют область развития беломорских гнейсовых куполов, тогда как западная граница не имеет столь резких и непрерывных очертаний со структурами свекофенид. Асимметрия строения Карельского тектонического региона, наряду со всем изложен­ ным выше, также указывает на связь его происхождения с горизонталь­ ным сжатием. В результате движений такого рода, по-видимому, обра­ зовались поверхности крутых надвигов, уходящих в глубинные зоны земной коры и верхней мантии .

Чешуйчатые моноклинали и элементы структуры гранито-гнейсов На тектонической схеме видно, что значительные площади Карель­ ской тектонической зоны сложены гранитоидами .

Анализ среднемасштабных геологических карт Центрально-Карель­ ского, Южно-Сегозерского, Масельского и других массивов гранитои­ дов, составленных В. В. Яковлевой, С. А. Дюковым и другими, показы­ вает, что подавляющая часть площади массивов гранитоидов сложена древнейшими интенсивно мигматизированными плагиоклазовыми и в меньшей мере плагио-микроклиновыми гнейсо-гранитами и гнейсогранодиоритами. Заметно меньшим распространением пользуются биотитовые и биотито-амфиболовые гнейсы .

На подавляющей площади границы распространения гранитоидов разного состава простираются в северо-западном направлении; близ зоны стыка Восточно-Карельской системы деформаций и зоны тектонитов Ветреного пояса их простирание меняется на широтное, а западнее Пальеозерско-Койкарской чешуйчатой структуры тела гранито-гнейсов и гранитов вытянуты в субмеридиональном и северо-восточном направ­ лениях .

Интересная особенность строения массивов подмечена С. Б. ЛобачЖученко (1969) и другими исследователями. Она состоит в том, что структурные элементы гранитоидов — полосчатость, кристаллизацион­ ная сланцеватость — обнаруживают удивительную конформность с простираниями структур, сложенных супракрустальньши породами .

Согласное простирание метаморфических вулканогенно-осадочных по­ род и гранитоидов особенно наглядно выявляется по периферии Онеж­ ской впадины. Здесь, юго-западнее Верхнего Кумчозера, породы бергаульской свиты и древние гранитоиды вытянуты в северо-западном направлении, а западнее и юго-западнее пос. Пергуба метапорфириты и зеленые сланцы прослеживаются в меридиональном направлении; соот­ ветственно ориентирована гнейсовидность в смежных с ними гранитоидах. Такого рода примеры многочисленны. Совершенно ясно, что кон­ формность структурных элементов гранитоидов с элементами залегания супракруетальных пород не может быть случайной. Скорее всего она свя­ зана с общими особенностями тектоники, свойственными как структу­ рам гранито-гнейсов и гранитов, так и чешуйчатым надвигам, сложен­ ным породами гимольской, бергаульской, парандовской, тунгудской и других серий, что позволяет высказать предположение либо о наложенности процессов гранитизации и ультраметаморфизма на ранее сформи­ рованную структуру, либо об одновременном их образовании .

К интересным выводам по этому поводу пришел в свое время X. Вяюрюнен на основе изучения западной части Карельской тектони­ ческой зоны на территории Финляндии. В этой части структуры, так же как и в Советской Карелии, среди поля гранитоидов встречаются изолированные пояса и пятна негранитизированных пород. К их числу принадлежит, например, пояс сланцевых толщ, протягивающийся между пос. Кухмониеми и пос. Сомуссалми на протяжении около 150 км, при поперечном сечении, не превышающем 10—12 км .

В этой полосе X. Вяюрюнен выделяет две толщи сланцев. Одна из них состоит из мелкозернистых амфиболитов и различных амфиболсо­ держащих сланцев, другая представлена филлитами, слюдяными слан­ цами, слюдяными гнейсами .

Сланцы основного состава первого типа распространены более ши­ роко и часто встречаются среди останцов в гнейсо-гранитах. Особенно широко развиты мономинеральные темные роговообманковые сланцы, состоящие почти нацело из игольчатых кристаллов роговой обманки;

более светлые разности содержат кварц и полевой шпат, иногда с про­ слоями слюдистых пород. В ряде мест наблюдаются также эпидотовые сланцы с подчиненным количеством амфибола. Амфиболовые сланцы иногда сменяют массивные мелкозернистые амфиболиты с реликтами порфировидной текстуры; вкрапленники состоят из уралитовой роговой обманки или светлых миндалевидных скоплений плагиоклаза и кварца .

Эти мелкозернистые разности нередко постепенно переходят в более грубые габбро-амфиболиты. Близ озера Хавуккалампи, в зоце контакта амфиболовых сланцев со слюдяными гнейсами, развиты слоистые квар­ циты,. в которых прослои кварца чередуются с прослоями магнетита, образуя полосчатые железные руды. Железистые кварциты наблюда­ ются также юго-западнее Мекриярви и в других местах. В районе Типасярви, Отраваара, Эно, Туловаара среди амфиболовых сланцев и амфиболитов залегают кремнистые сланцы, содержащие серицит и лин­ зы серного колчедана, тяготеющего к зонам интенсивно милонитизированных пород вдоль тектонических несогласий надвигового типа .

Приведенные данные с несомненностью свидетельствуют о большом сходстве древних сланцев западной части Карельской зоны с порода­ ми, принадлежащими гимольской серии. Они составляют формации единого ряда .

Детальные исследования взаимоотношений между сланцевыми ком­ плексами, гранитами и гнейсами привели X. Вяюрюнена к однозначному выводу о том, что даже наиболее интенсивно огнейсованные граниты являются более молодыми образованиями по отношению к формациям, объединяющим рассматриваемые сланцевые толщи. X. Вяюрюнен пишет, что некоторые авторы считали гранитоиды Карельской гнейсово-гранит­ ной области, характеризующиеся столь сильной степенью метаморфизма, очень древними и предполагали, что в их состав входят даже участки первичной земной коры, которые должны быть более древними, чем любые сланцевые толщи, т. е. прекластическими (Sederholm, 1899) .

Однако в результате более поздних исследований как здесь, так и в Главной Южно-Финляндской зоне пришли к выводу о том, что все, да­ же «наиболее интенсивно огнейсованные граниты инъецируют сланцы более древней группы, основание которых, следовательно, неизвестно .

*Гнейсо-граниты пропитывают сланцы в общем конформно, иначе гово­ ря, по направлению плоскостей сланцеватости, но почти всегда дают резкие контакты со сланцами, не смешиваясь с ними, чаще всего без образования в последних даже жил» (Вяюрюнен, 1959, стр. 136, 137) .

И далее: «...В пределах Карельской гранито-гнейсовой области часто обнажаются основные породы, габбро-амфиболиты и ассоциирующие с ними серпентиниты и горшечный камень. Амфиболиты обычно череду­ ются с гнейсо-гранитами в виде длинных узких пластообразных полос, как и в Южной Финляндии. По этой причине их здесь принимали за прорывающие жильные интрузии. Однако были встречены полные серии основных интрузивных пород, имеющие с гранитами постепенные пе­ реходы. На северном побережье мыса Коли, между Рясяваара и Пиелисранта, граниты сменяются диоритами и амфиболизированными габ­ бро, затем серпентинитами» (там же, стр. 137) .

Выводы X. Вяюрюнена имеют важное принципиальное значение;

они позволяют подойти к оценке стратиграфии огромного региона Балтийского щита с новых позиций. Современные представления об истории развития структуры земной коры вполне согласуются с этими исключительно интересными данными .

После детальных исследований В. В. Яковлевой, С. А. Дюкова, С. Б. Лобач-Жученко и других геологов выяснилось, что останцы сланцево-метабазитовых пород и линзовидные тела габбро-амфиболитов и ортоамфиболитов широко распространены среди древнейших гранитоидов Карелии, за пределами рассмотренных выше чешуйчатых структур .

В. В. Яковлева отмечает явления активного воздействия плагиогнейсо-гранитов на габбро-амфиболиты. Вдоль контактов с ними наблюда­ ются зоны гнейсо-диоритового, гнейсо-гранодиоритового состава. Поро­ ды останцов, несомненно, принадлежат к тому же ряду формаций, что и вулканогенно-осадочные образования гимольской, бергаульской, парандовской и, возможно, тунгудской серий с оригинальными особенно­ стями химизма, свойственного океанитам .

Таким образом, выявляется, что развитие метабазитового форма­ ционного ряда предшествовало становлению основной массы гранитоидов Карельской тектонической зоны. Морфология структуры ее догранитоидного этапа развития, по-видимому, существенно отличалась от тектонической обстановки, господствовавшей на месте распространения гнейсовых куполов Беломорского региона, где биотитовые, биотито-амфиболовые и амфиболовые гнейсы и гранито-гнейсы, похожие по соста­ ву на гнейсы Центрально-Карельского массива, образуют изометричные купольные структуры. В рисунке карельских тектонических форм бро­ сается в глаза неравномерное, прерывистое распространение гранитоидных пород. Несомненно, что уже в догранитоидный этап развития суще­ ствовали элементы структурной и геохимической дифференциации, пре­ допределившие существенно разные пути эволюции разных участков Карельского региона .

Надвиговые движения, проявлявшиеся многократно вдоль одних и тех же зон, свидетельствуют об определенной унаследованности в раз­ витии структуры карельского докембрия .

Возникновение форм, сложенных породами гранитоидного ряда, происходило в тесной связи с движениями вдоль поверхностей надвигов .

Их морфология сочетает черты линейности и изометричности; для них характерны вытянутые сигарообразные, овальные и открытые подково­ образные или дугообразные структуры. В догранитоидный этап разви­ тия на их месте, очевидно, были формы, гомологичные древним крутым надвигам, они принадлежат пока еще не классифицированным элемен­ там первичной структуры .

В свете изложенного в строении Карельского региона выделяются два типа структурообразования. Один из них связан с формациями базитового ряда и формированием зон сжатия, особенности развития вто­ рого определяет процесс гранитообразования и структуры разуплотне­ ния .

Конформность ориентировки кристаллизационной сланцеватости и полосчатости гранито-гнейсов и гнейсов с простиранием чешуйчатых структур, интенсивная мигматизация, катаклаз, брекчирование и обра­ зование очковых гнейсов и гранитов согласно простираниям фронталь­ ных частей надвиговых структур свидетельствуют о параллельности процессов надвигообразования росту гранитоидных форм. Разумеется, процесс этот был неравномерным, пятнистым. Вместе с тем имеющиеся в настоящее время данные радиометрических определений возрастов гранитоидов, с одной стороны, и метаморфических вулканогенно-оса­ дочных комплексов — с другой, позволяют наметить несколько эпох гранитообразования и надвигообразования, близких по времени про­ явления .

Все изложенное о тектонике и истории развития Карельской зоны приводит к выводу о том, что существующие представления о страти­ графическом разрезе глубокого докембрия этого региона не являются безусловными. Совершенно очевидно, что по крайней мере часть раз­ реза гимольской, парандовской и других серий принадлежит более древ­ ним образованиям, нежели древнейшие карельские гранитоиды .

В свете этого вывода исключительный интерес представляют данные радиологических исследований. Они в значительной мере противоречат общепринятым стратиграфическим схемам и свидетельствуют о том, что среди вулканогенно-осадочных пород, принадлежащих гимольской, бергаульской и парандовской сериям, наряду с относительно «мслодыми», казалось бы, подтверждающими отнесение их к раннекарельским (нижнепротерозойским) образованиям, неизменно встречаются породы, абсолютный возраст которых близок к 2,5—3 млрд. лет. Породы этого возраста не являются случайными, они образуют тела заметной протя­ женности во всех реликтовых структурах Карелии. Так, в районе Сегозера, близ дер. Паданы, возраст амфиболизированных габбро-пироксенитов достигает 2640 млн. лет (К-Аг-метод по амфиболам), габброноритов массива Кивач — 3050, 2510 млн. лет, возраст габбро-диабазов Хауговары также оценивается порядка 3000 млн. лет, а серпентиниты массива Сумеречи имеют «сверхдревний» возраст — 4760 млн. лет .

Если полученные значения возрастов основных пород являются истинными, то время формирования пород, образующих «сланцевые пояса карелид», следует «удревнить» до трех с лишним миллиардов лет и предположить, что в их строении принимают участие разновозрастные комплексы. Этот вывод Э. К. Герлинга и его соавторов неоднократно следует из анализа данных радиологических определений и, несомнен­ но, указывает на то, что формирование пород реликтовых структур свя­ зано с наиболее древним этапом развития Карельской зоны. То обстоя­ тельство, что их образование предшествовало процессам массового становления гранитоидов, находит подтверждение и в картине соотно­ шений возрастов сланцеватых амфиболитов и метадиоритов, залегаю­ щих в виде останцев среди ультраметаморфических образований — гранитизированных гнейсов, гнейсо-гранитов, мигматитов и пегматитов, занимающих огромные площади. Соотношения такого рода наблюда­ ются севернее Сегозера, южнее дер. Шалговары, где выходят на по­ верхность метадиориты возраста 3390 млн. лет (K-Ar-метод по амфи­ болу), возраст амфиболитов района дер. Койкары достигает 2700 млн .

лет, а «вмещающих» их микроклиновых гранитов не превышает 2600 млн. лет, возраст останцов амфибол-пироксеновых сланцев среди гранитов близ разъезда Суйоки (Сунская глыба) определен в 3070 млн .

лет (по пироксену, К-Аг-метод) .

Э. К. Герлинг пишет, что «в настоящее время радиологически уста­ новлен возраст гранитов, прорывающих раннекарельские серии в запад­ ной и центральной Карелии — 2300—2000 млн. лет. Таким образом, время седиментации этих серий находится в интервале 2500— 2300 млн. лет, так же как седиментация литологически сходных криво­ рожской и курской серий, нижняя граница которых опускается до 2700—2600 млн. лет» (Герлинг и др., 1965, стр. 67) .

Аналогичные выводы получены и А. И. Тугариновым на основании изучения абсолютного возраста пород зеленокаменных и железорудных формаций Гимол, Парандова и других мест и гранитоидных образова­ ний Центрально-Карельского массива. Возраст амфиболитов и слан­ цев гимольской и парандовской серий, согласно радиологическим опре­ делениям (свинцовый метод), оценивается в 3 млрд, лет, формирование же наиболее древних гранитоидов происходило 2,7—2,8 млрд, лет назад (Тугаринов, Войткевич, 1966) .

Относительно молодые цифры возрастов карельских пород (1850— 1600 млн. лет) еще не до конца понятны. Весьма вероятно, что они обусловлены особым тектоническим положением в зонах дизъюнктив­ ных нарушений. Вдоль последних наблюдаются интенсивные проявле­ ния метаморфизма и магматизма, возможно явившиеся причиной реге­ нерации пород и омоложения их истинного возраста .

Высказанные выше положения позволяют по-новому поставить во­ прос о вероятных соотношениях чешуйчатых структур Карельской тектонической зоны с беломорскими гнейсовыми куполами. Решение этого вопроса тесно связано с выяснением стратиграфических соотно­ шений пород, слагающих те и другие структурные формы .

Схема стратиграфии, предложенная Л. Я- Харитоновым и другими исследователями, согласно которой авнеозерские сланцы и гнейсы и пебозерские параамфиболиты являются более молодыми образования­ ми относительно беломорских гнейсов, по-видимому, неоднозначна, так как не согласуется с некоторыми данными .

Как известно, беломорский гнейсовый комплекс внизу сложен гранито-гнейсами и биотитовыми гнейсами, выше залегают амфиболовые гнейсы, над которыми — гранато-ставролитовые, гранато-кианитовые и биотитовые гнейсы и сланцы. Все эти интенсивно мигматизированные микроклином породы образуют пологие купола. Форму их залегания отчетливо вырисовывают различные по цвету гнейсы, перемежающиеся с темными амфцболитами. На фоне общего пологого залегания толщ в куполах выделяются мелкие складчатые и плойчатые нарушения, со­ провождаемые крутыми падениями поверхностей первичной слоистости .

Высокоглиноземистые гнейсы и сланцы, составляющие верхнюю часть разреза беломорского гнейсового комплекса в районе озера Во­ роньего, находятся в тектоническом контакте с параамфиболитами пебозерского типа. Прямые геологические данные о более молодом воз­ расте пебозерских параамфиболитов относительно гнейсов купольных структур, по-видимому, отсутствуют. Вместе с тем пебозерские амфибо­ литы все исследователи единодушно относят к парандовской серии .

Как уже неоднократно отмечалось выше, эти породы, согласно данным радиологических исследований, принадлежат древнейшим образованиям рассматриваемого региона. Пебозерские амфиболиты и плагиосланцы сходны по химическому составу, степени метаморфизма и положению в разрезе с парандовскими амфиболитами .

В свете приведенных соображений можно допустить, что породы пебозерского комплекса принадлежат наиболее древним членам разре­ за: авнеозерские сланцы и гнейсы залегают стратиграфически выше, а еще выше — гнейсы беломорского комплекса .

Гранитизация и метаморфизм по-разному проявились в разных ча­ стях рассмотренного разреза. Биотитовые гнейсы беломорского ком­ плекса, согласно данным Л. Я. Харитонова, являются крупнокристал­ лическими полевошпатовыми породами и весьма интенсивно мигматизированы (содержат инъекционный микроклин). Авнеозерские сланцы, хотя и содержат плагиоклаз, но он развит в виде мелких изометричных зерен, обычно имеющих обратную зональность, и не содержит микро­ клина. В них в значительном количестве присутствуют порфиробластический биотит, гранат и нередко сине-зеленый амфибол (Харитонов, 1966, стр. 155). Постепенное нарастание признаков гранитизации в направлении к породам, образующим беломорский комплекс, указывает на одновременное проявление процессов метаморфизма пебозерских и авнеозерских вулканогенно-осадочных образований с гранитизацией беломорских пород. Однако на месте распространения беломорских гнейсов возникли купола, а пебозерские амфиболиты и сопровождаю­ щие их гнейсы и сланцы составили чешуйчатую моноклиналь, просле­ живающуюся на многие десятки километров и представляющую собой один из элементов Восточно-Карельской структурной зоны. На прости­ рании Пебозерской структуры к югу располагаются рассмотренные вы­ ше Парандовская и Надвоицкая чешуйчатые моноклинали .

Возникновение куполов, с одной стороны, и моноклиналей — с дру­ гой, несомненно, предопределено разным планом строения глубинных частей земной коры и наложением процессов гранитизации и ультра­ метаморфизма на ранее дифференцированную структуру коры. Веро­ ятнее всего, Карельская зона сжатия уже существовала в примитивной форме к началу метаморфизма и гранитизации пород беломорского ком­ плекса .

Таковы основные выводы о раннедокембрийской тектонике и истории развития Карельского сегмента земной коры. Обратимся теперь к срав­ нительным данным по другим регионам .

СТРУКТУРЫ ЖЕЛЕЗОРУДНЫХ КОМПЛЕКСОВ ДОКЕМБРИЯ

КУРСКОЙ МАГНИТНОЙ АНОМАЛИИ

Сведения о строении кристаллических пород Воронежского массива основываются на материалах бурения картировочных и поисковых сква­ жин, преимущественно на территории Курской магнитной аномалии, а также на данных аэромагнитных и гравиметрических исследований .

Наиболее полно изучены железистые кварциты и их кора выветрива­ ния, являющиеся предметом практического использования. Другие разнообразные по составу и возрасту докембрийские магматические и метаморфические породы исследованы в значительно меньшей степени, в связи с чем картина строения докембрия Воронежского массива носит фрагментарный характер. Вместе с тем имеющиеся данные раскрывают вполне определенные черты тектоники массива. Они выявляются на ряде наиболее изученных участков Белгородского, Михайловского, Коробковского и других месторождений .

Современные представления о стратиграфии докембрия КМА сложи­ лись после исследований А. Д. Архангельского (1922), В. И. Лучицкого (1926), Н. А. Плаксенко (1957), М. Н. Доброхотова (1958), Ю. С. Зайце­ ва (1964), В. Д. Полищук (1964), А. П. Никольского (1964; Никольский, Ефимов, 1960) и других геологов. Несмотря на большой объем работ, проведенных при геологическом картировании территории КМА, многие вопросы о соотношениях метаморфических комплексов остаются откры­ тыми, о чем свидетельствуют существенно различные представления о стратиграфии докембрийских образований .

Структуру Воронежского массива составляют широко развитые на его площади под покровом осадочных отложений гнейсы и граниты и сравнительно узкие линейные зоны и локальные пятна метаморфизованных эффузивно-осадочных пород с толщами железистых кварцитов (см .

фиг. 2). С последними, как известно, связаны интенсивные полосовые аномалии, отмечаемые различными методами геофизических исследова­ ний. Согласно гравиметрическим и магнитометрическим данным, анома­ лии образуют две крупные полосовые системы, пересекающие с юго-во­ стока на северо-запад почти всю территорию массива. Восточная полоса объединяет Старооскольский и Новооскольский железорудные районы, а Белгородский и Курско-Орловский принадлежат к западной системе .

Среди метаморфических комплексов содержатся несколько литологи­ ческих и минералого-петрографических разностей железисто-кремнистых пород. Их положение в разрезе служит опорным репером при обоснова­ нии стратиграфических взаимоотношений различных толщ. Наиболее полно, на наш взгляд, это отражено на схеме стратиграфии докембрия КМА, составленной в 1964 г. Ю. С. Зайцевым .

Ю. С. Зайцев считает, что в составе докембрийских образований Во­ ронежского массива принимают участие три типа железорудных форма ций: вулканогенный, осадочно-метаморфический и кластогенный. В соот ветствии с такой последовательностью ряда формаций названный исследователь выделяет в составе докембрия КМА три серии: михайловскую, курскую и оскольскую (Зайцев, 1966) .

Наиболее древняя, михайловская серия, внизу сложена породами ам­ фиболитовой свиты: биотитовыми и амфиболовыми гнейсами, амфиболи­ тами, метадиабазами, альбитовыми метапорфиритами, актинолитовыми сланцами, слюдяными кварцитами и сланцами и метаультрабазитами .

Мощность свиты более 2000 м. В верхней части серии залегает береговская свита (450—600 м) стильпномеланомагнетитовых кварцитов и слан­ цев в тесной связи с биотито-хлоритовыми сланцами и метаморфизованными спилитами и кератоспилитами. В кровле верхней свиты михайлов­ ской серии развиты высокоглиноземистые породы с корундом и кварц-серицитовые и мусковитовые сланцы. Они представляют собой, по мнению некоторых исследователей, метаморфизованную кору выветри­ вания .

В основании курской серии залегают породы аркозово-филлитовой свиты мощностью 450—600 м. Ее составляют кварцевые, кварцево-поле­ вошпатовые метапесчаники и кварцево-серицитовые, реже двуслюдяные, мусковитовые сланцы, иногда слабоуглистые. В основании серии разви­ ты конгломераты и метагравелиты с обломками голубого кварца .

Выше следуют отложения нижней сланцевой свиты мощностью до 400 м. Она состоит преимущественно из филлитовидных углисто-глини­ стых пиритизированных сланцев с прослоями безрудных и слаборудных роговиков, двуслюдяных и биотитовых сланцев. Некоторые разновидно­ сти мусковитовых сланцев с примесью корунда, принадлежащих рас­ сматриваемой свите Старооскольского района, иногда относят к метаморфизованным образованиям каолиновой коры выветривания .

Железорудная свита курской серии сложена в основном железистыми магнетитовыми и магнетито-железнослюдковыми кварцитами с подчи­ ненными прослоями и пачками филлитовидных сланцев. Мощность желе­ зорудной свиты 350—500 м .

Над породами продуктивной свиты местами (Белгородский, Староос­ кольский районы) развита верхняя сланцевая толща мощностью до 200 м. Сланцы, ее слагающие, подобны сланцам нижней свиты курской серии. В Яковлевском районе отложения верхней сланцевой свиты, повидимому, отсутствуют .

Вышележащие надрудные образования Ю. С. Зайцев объединил в оскольскую серию. Обращает на себя внимание то обстоятельство, что в разных районах надрудные комплексы представлены существенно раз­ ными по составу породами. Прямые данные об их взаимоотношениях не известны .

В Яковлевском районе выше пород железорудной свиты залегают кластогенные образования железистых кварцитов. Эти породы на схеме Ю. С. Зайцева относятся к основанию яковлевской свиты оскольской се­ рии. В составе яковлевской свиты выделяются две подсвиты.

В нижне :

части ее разреза развиты пестрые сланцы и алевролитовые филлиты, метапесчаники, мартито-железнослюдково-серицитовые сланцы, метаал^ вролиты, «желваковистые» кварциты, ритмичнослоистые мартито-железнослюдково-хлоритовые руды. Верхнюю подсвиту составляют кварцевосерицитовые, кварцево-хлорито-серицитовые, иногда углистые сланцы, метапесчаники и алевролиты, гнейсы и слюдяные сланцы с гранатом и ставролитом, прослои и пачки мраморизованных известняков и углистых доломитов. Мощность яковлевской свиты 800—1500 м .

Курбакинская свита развита в Михайловском районе. Среди пород этой свиты главную роль играют метаморфизованные часто рассланцованные серицитизированные туффиты и туфы кварцевых порфиров, пере­ слаивающиеся с туфогенными сланцами и метапесчаниками. Породы этой свиты содержат характерные обломки железистых кварцитов, иног­ да сланцев, особенно в нижней части разреза, где они образуют горизон­ ты брекчий заметной мощности. Мощность курабкинской свиты предпо­ ложительно оценивается не менее 600 м. Породы курбакинской свиты за­ легают на сланцах верхней сланцевой свиты или непосредственно на же­ лезистых кварцитах железорудной свиты курской серии .

Тимская свита выделена при картировочном бурении Тим-Ястребовской структуры Старооскольского железорудного района и представляет собой комплекс метаморфизованных вулканогенно-осадочных пород — амфиболитов, миндалекаменных порфиритов, метадиабазов, альбитобиотито-актинолитовых и других зеленых сланцев, залегающих среди углисто-глинистых сланцев, шунгитов и других осадочно-метаморфиче­ ских пород. Мощность тимской свиты более 600 м .

Таковы краткие сведения о стратиграфических взаимоотношениях по­ род глубокого докембрия КМА. Особый интерес представляет происхож­ дение некоторых пород. Среди них талько-хлорито-тремолитовые образо­ вания в зоне раздела метаультрабазитов и метагаббро, двуслюдяные сланцы, высокоглиноземистые породы с корундом и кварц-серицитовые и мусковитовые сланцы вдоль границ раздела михайловской и курской се­ рий Беленихинского, Коробковского, Михайловского, Яковлевского и других участков, а также конгломерато-брекчий в основании верхней сланцевой толщи и курбакинской свиты .

В ряде мест эти породы располагаются вдоль тектонических поверх­ ностей. А. А. Прозоровский (1955), И. А. Русинович (1959), А. С. Его­ ров (1961) и другие геологи неоднократно отмечают сколовые наруше­ ния на контактах железорудной толщи с вмещающими сланцами; эти нарушения прослежены на значительную глубину и сопровождаются многочисленными трещинами скола, плоскостями перетирания, залечен­ ными инфильтрационным шамозитом, сидеритом, кальцитом и пиритом, зонами смятия и плойчатыми текстурами. Весьма вероятно, что талькохлорито-тремолитовые образования, высокоглиноземистые породы, а так­ же кварцево-серицитовые и мусковитовые сланцы, рассматриваемые как коры выветривания, в значительной мере связаны с катаклазом пород при образовании поверхностей тектонических несогласий и последующих эпигенетических преобразований .

Фиг. И изображает размещение типов железисто-кремнистых форма­ ций в основных железорудных районах КМА: Михайловском, Яковлевском, Тимском, Осколецком, Салтыковском и Коробковском. Форма­ ционные комплексы, показанные на этом рисунке, вместе с приведенны­ ми выше данными о составе и порядке мощностей пород свидетельству­ ют о том, что разрезы михайловской и курской серий выдерживаются на значительной площади КМА. Напротив, вышележащие образования оскольской серии в разных местах представлены породами существен­ но иного состава, что привело к необходимости выделения ряда местных свит .

Для анализа структурного развития Воронежского массива несом­ ненный интерес представляют результаты изучения закономерностей образования железисто-кремнисто-сланцевой формации, полученные Н. А. Плаксенко (1966). Хемогенная природа осадков железисто-крем­ нисто-сланцевой формации, аутигенно-минералогическая зональность, «сглаженно-упорядоченный» тип распределения элементов на фациаль­ ном профиле и другие характерные черты названной формации привели Н. А. Плаксенко к весьма важному, на наш взгляд, заключению о том, что рельеф областей сноса во время накопления железисто-кремнистых осадков был чрезвычайно спокойным, равнинным. «Плоский рельеф дна водоема обеспечил устойчивость фациального профиля в различных его частях. Ширина области седиментации железистых кварцитов на поло­ гом дне водоема превышала, видимо, 100—150 км, следуя за довольно широкой полосой отложения алевролитовых и глинистых илов... В связи с изложенным представление о разобщении единой Курской геосинклина­ ли на ранних этапах ее развития на две структурно-фациальные зоны.. .

и о троговом характере этих зон, требует уточнения» (Плаксенко, 1966, стр. 35—36). Этот весьма интересный, на наш взгляд, вывод противоре­ чит широко распространенным представлениям о раннедокембрийской структуре рассматриваемого региона .

Фиг. П. Типы железисто-крем­ нистых формаций и их геоло­ гическое положение в разрезе докембрия КМА (Плаксенко, 1966) / — Михайловский район;

11 — Яковлевское месторождение;

I II — Тимский район, IV — Оскол едкое месторождение;

V — Салтыковское месторождение;

VI — Коробковское месторождение 1 — гнейсы;

2 — железисто - кремнисто-гнейсо­ вая формация;

3 — плагиограниты;

4 — 5 — м етабазитовая серия:

4 — амфиболиты, 5 — ж елезистые кварциты ж елези­ сто-кремнисто - метабазитовой формации;

6 — 9 — курская метаморфическая серия:

6 — сланцы, метапесчаники, 7 — ж елезистые кварциты ж елези­ сто-кремнисто-сланцевой фор­ мации, 8 — конгломераты железистых кварцитов, F Ш 9 — железисто-кремнисто-кластогенная формация;

Е~Э1 I+ ++I3 SO — курбакинская свита: м етам о{физованные кварцевые порфи­ ры, гуфы кварцевых порфироз, туфолесчаники, седиментационC Z3/ ные брекчии и другие породы;

11 — тимская свита: углистые слан­ |л1Що) цы, алевролиты и песчаники с. прослоями эффузивов;

12 — стратиграфические перерывы Общепризнанно, что метаморфические эффузивно-осадочные комплек­ сы глубокого докембрия Воронежского массива выполняют крупные синклинорные формы. В структуре КМА выделяют юго-западный и северовосточный синклинории, разделенные антиклинорием, сложенным поро­ дами гранитоидных комплексов. Эти элементы рассматривают как различные структурно-фациальные зоны единой геосинклинальной области .

Складчатую структуру синклинориев относят к изоклинальному типу с крутыми падениями крыльев под углами 70—80°, опрокинутыми чаще всего на запад. «Узлы магнитных аномалий» представляются как обра­ зования, возникшие в результате воздымания шарниров сопряженных складок, обусловливающих их замыкание, или как сложные флексурные изгибы на крыльях синклиналей, или как сложные синклинальные склад­ ки более высокого порядка .

Эти положения находятся в противоречии с фактически наблюдаемой картиной строения, изображаемой на многочисленных профилях и гео­ логических схемах как отдельных структур, так и всего массива в целом .

Схематическая тектоническая карта, сравнительно недавно опублико­ ванная В. Д. Полищук и В. И. Полищук (1966), изображает в плане структуры КМА первого порядка. На карте видно, что юго-западная и северо-восточная синклинорные зоны не имеют четко обособленных гра­ ниц с разделяющим их антиклинорием, как это следовало бы ожидать в Фиг. 12. Геологический профиль Береговской моноклинали Белгородского железорудного района, по Ю. С. Зайцеву (1964) 1 — тальково-хлоритовые и тремолитовые породы; 2 — метаультрабазиты; 3 — хлоритоамфиболовые породы (измененные габброиды); 4 — биотито-хлоритовые и амфиболовые сланцы, безрудные и сидеритовые кварциты; 5 — железистые кварциты; 6 — кератоспилиты, кератофиры, их туфы, туффиты, сланцы; 7 — двухслюдяные сланцы; 8 — порфиробластовые альбито-хлорито-роговообманковые породы; 9 — конгадиабазы, ам ­ фиболиты, альбнтовые порфириты, м етадиабазы; 10 — мигматизированные и гранитизированные плагиогранитами и розовыми микроклиновыми гранитами породы амфи­ болитовой свиты; 11 — предполагаемая поверхность тектонического несогласия случае, если бы нижнепротерозойские геосиклинали были наложены на древнюю архейскую структуру (Павловский, Марков, 1964) .

Элементам структур, образующим «синклинорные зоны», свойственны разнообразные очертания — от узких, линейно-вытянутых, до расплывча­ тых, амебообразных, петельчатых или изометричных форм, иногда с мно­ гочисленными заливами и выступами. Наглядный пример тому показы­ вают схематическая геологическая карта докембрия Старооскольского района КМА и геолого-структурные карты докембрия Коробковского, Михайловского и других месторождений (Прозоровский, 1955; Егоров, 1955; Калинин, 1966). Размеры структур также разнятся в больших пре­ делах — от долей километра до нескольких десятков километров в попе­ речнике. Весьма любопытно, что гранитоиды образуют не только тело «антиклинория», они «заполняют» и многочисленные промежутки между структурами, сложенными метаморфическими железорудными комплек­ сами. На севере КМА, так же как и на юге, «синклинорные зоны» сбли­ жаются .

Фиг. 2 дает представление о размещении вулканогенно-осадочных же­ лезорудных комплексов среди гранитоидов. Как видно из этой схемы, структуры, сложенные метаморфическими породами, занимают значи­ тельное место на площади КМА. Расплывчатый и разнообразный рису­ нок контуров распространения метаморфических комплексов сочетается с однообразными элементами залегания пластов в разрезах. Слои желези сты^кварцитов и сопровождающих их пород, как известно, круто накло­ нены; углы падения слоев нередко близки к вертикальным. Такое несоот­ ветствие в рисунке плана и разреза структур свидетельствует о разновре­ менности структурообразования и гранитообразования и мигматизации .

По-видимому, современные области распространения гранитоидов КМА нельзя рассматривать как геоантиклинальные поднятия, гомологичные синклинорным прогибам, сложенным вулканогенно-осадочными комплек­ сами. Попытаемся проанализировать этот вопрос. Прежде всего остано­ вимся на тектонике метаморфических комплексов .

Б е р е г о в с к а я м о н о к л и н а л ь характеризует условия залегания пород михайловской серии в Белгородском районе близ хутора Береговка. Геологический профиль (фиг. 12), составленный Ю. С. Зайцевым (1966), изображает моноклиналь с круто-наклоненными на северо-восток толщами кератофиров и кератоспилитов, чередующихся с туфами, туффитами и биотито-хлоритовыми сланцами, с линзами и пластами желези­ стых кварцитов. Этот комплекс метаморфических вулканогенно-осадоч­ ных пород выделяется в этом районе в самостоятельную береговскую свиту михайловской серии .

В верхней части свиты залегают своеобразные кварцево-серицитовые сланцы, кровля которых, по мнению Ю. С. Зайцева, совпадает с поверх­ ностью тектонического контакта. Вдоль этой поверхности с породами береговской свиты соприкасаются амфиболиты, альбитовые порфириты, метадиабазы, принадлежащие более древним породам — амфиболитовой свите михайловской серии. В-северо-восточной части профиля образова­ ния амфиболитовой свиты мигматизированы и гранитизированы с обра­ зованием плагиогранитов и розовых микроклиновых гранитов. На югозападе согласно с падением поверхностей слоистости пород береговской свиты залегает пластовое тело метаультрабазитов. Оно отделено узкой

–  –  –

зоной талько-хлорито-тремолитовых образований от хлорито-лейкоксеноцоизито-амфиболовых пород, представляющих собой, по-видимому, метаморфизованные габброиды. Береговская моноклиналь принадлежит структуре Белгородского железорудного района. К числу наиболее полно изученных участков этого района относится также структура Яковлев­ ской железорудной полосы .

Я к о в л е в с к а я м о н о к л и н а л ь сложена породами курской се­ рии, простирающимися здесь на протяжении около 30 км в северо-запад­ ном направлении. На всем этом протяжении сохраняются одинаковые условия залегания пород, составляющих различные части разреза кур­ ской серии. Фиг. 13 показывает, что железистые кварциты и руды, так же как и подстилающие их подрудные филлиты и перекрывающие руд­ ные филлиты и сланцы, наклонены к северо-востоку под углом 65—70\ Вдоль контакта богатой рудной залежи с вышележащими породами на­ блюдается зона раздробленных и деформированных пород (Чайкин, 1964). Этот контакт между железорудными породами курской серии и вышележащими, существенно кластогенными породами заслуживает специального рассмотрения .

Исследования, проведенные Н. А. Плаксенко и В. А. Тулуповым, по­ казывают, что железистые кварциты средней свиты курской серии отде­ лены от кластогенных образований верхней свиты той же серии толщей переотложенных неотсортированных пород, которые названные геологи относят к продуктам древней протерозойской коры выветривания (Плаксенко, Тулупов, 1964). Геологическая схема, составленная ими (фиг. 14), свидетельствует о том, что на раз­ ных горизонтах железорудной сви­ ты залегает сложный комплекс «рыхлых» пород, представляющих собой продукты преобразования же­ лезистых кварцитов и перекрываю­ щих их сланцев. Как видно на схеме, местами к зоне контакта приурочены мартитовые кварциты характерного желваковистого сложения. В севе­ ро-западном направлении ниже желваковистых кварцитов появляются кварциты железнослюдковые, грубо­ полосчатые, обломочные, которые в в свою очередь сменяются по про­ стиранию рудами железнослюдковыми и мартито-железнослюдковыми с ритмичной слоистостью. Мощность «переотложенных» пород непостоян­ на и меняется в пределах рассматри­ ваемого участка от первых десятков до ста и более метров. Вышележа­ щие кластогенные породы представ­ лены чередованием филлитовидных сланцев и конгломератов желези­ стых кварцитов, которые вверх по разрезу сменяют метапесчаники и сланцы с линзами и прослоями мраморизованных известняков и угли­ Фиг. 14. Схема соотношения средней и верхней свиты курской серии Яковстых доломитов. левского месторождения КМА, по Таким образом, данные, получен­ Н. А. Плаксенко и В. А. Тулупову ные Н. А. Плаксенко и В. А. Тулупо- (1964) вым, однозначно свидетельствуют о / — сланцы нижней свиты; 2—4 — кварци­ том, что «граница между породами ты средней свиты: 2 — безрудные, 3 — м ар­ средней и верхней свит курской се­ титовые, 4 — мартито-(магнетито-)железнослюдковые; 5—10 — верхняя свита: 5 — рии имеет сложную конфигурацию; переотложенные интенсивно деформиро­ в одних местах она проходит по ванные породы разного состава, 6 — квар­ верхней стратиграфической поверх­ циты мартитовые грубослоистые с «желности толщи кварцитов, в других — 7 — кварциты ижелезнослюдковыесложением, ваковистым» линзослоистым грубопо­ врезается глубоко в толщу кварци­ лосчатые обломочного сложения, 8 — руда тов средней свиты, и в третьих — железнослю дковая, 9 — сланцы, 10 — кон­ поднимается высоко в сланцы и дру­ гломераты железистых кварцитов; 11 — ли­ гие породы, перекрывающие соглас­ ния размыва (?) толщи ж елезистых квар­ но толщу железистых кварцитов» цитов средней свиты (поверхность надвига в интерпретации автора) (Пл аксенко, Тулупов, 1964, стр. 68) .

Н. Л. Пл аксенко и В. А. Тулупов связывают природу наблюдаемого не­ согласия с древним размывом пород средней свиты курской серии. Этот вывод, однако, не объясняет структурно-текстурных особенностей толщи «переотложенных» пород, а также формы залегания остаточных руд .

Как уже было замечено, вдоль контакта железорудных и кластогенных пород наблюдаются зоны брекчий, сопровождаемых многочисленны­ ми поверхностями скола. Сланцевые породы образуют зоны смятия и истирания материала, пласты кварцитов превращены в раздробленную щебенку. Местами блоки одного состава как бы затерты в породах дру­ гого состава. Скопления брекчиевидных пород приурочены к разным «стратиграфическим» уровням рассматриваемой толщи неотсортирован­ ных пород. Сланцы в контакте с брекчиями интенсивно смяты, разлинзованы, отдельные обломки имеют как бы закрученную форму. Все эти признаки, нам кажется, не дают оснований рассматривать брекчиевид­ ные породы как базальные образования. Весьма интересно также то об­ стоятельство, что «к зонам брекчиевидных пород иногда приурочивается гипогенная гематитовая или гематито-магнетитовая минерализация, обычно сопровождаемая карбонатизацией» (Егоров, 1961, стр. 213) .

Приведенные данные позволяют сделать вполне определенный вывод о тектонической природе несогласия, возникшего при формировании крупного надвига. Такое представление о тектонике Яковлевской железо­ рудной полосы вполне согласуется с формой залегания остаточных руд .

Как известно, среди богатых железных руд КМА выделяется тип ко­ ренных или остаточных руд. По морфологическим особенностям их раз­ деляют на руды площадного и руды линейного распространения, уходящие -на глубину. Руды площадного распространения образуют плащеобразную форму залегания на «головах» железистых кварцитов .

Они имеют прихотливый характер нижней границы и весьма изменчивую мощность. Руды, уходящие на глубину, представляют собой клиновидно­ пластообразные тела, ответвляющиеся от плащеобразных залежей. Обо­ им морфологическим типам руд присущи общие черты состава и струк­ туры. Согласно данным С. И. Чайкина и других исследователей, они состоят в основном из окислов и гидроокислов железа (мартит, гидроге­ матит, гетит, гидрогетит), характеризуются полосчатыми текстурами, сходными с таковыми железистых кварцитов, и содержат обильные об­ ломки и блоки железистых кварцитов. Остаточным рудам свойственна высокая пористость, достигающая иногда 20—30%. Богатые руды неред­ ко сопровождают залежи бокситов (Чайкин, 1964) .

Данные о формах размещения остаточных руд, их физических свойст­ вах, составе и других особенностях свидетельствуют о тесной связи оста­ точных руд с надвиговой структурой. При этом разные морфологические типы остаточных руд принадлежат разным элементам надвига в зоне перехода его из крутого в пологое залегание .

Таким образом, на примере анализа формы залегания пород Яковлевской рудной полосы, так же как и Береговского района, намечается вполне четкий вывод о том, что моноклинали и осложняющие их надви­ ги представляют собой основные элементы, определяющие тектонику рассмотренных районов .

На большую роль тектонических явлений при гипергенном рудообразовании неоднократно указывал А. С. Егоров. Он отмечает, что «струк­ туры, благоприятные для глубокого проникновения вод поверхностного происхождения, устанавливаются на Яковлевском месторождении в виде заметных следов послойных движений (зон смятия, реликтов скольже­ ния и т. п.), приуроченных к прослоям и пластам сланцев в железистых кварцитах и контактам пачек сланцев с пачками железистых кварцитов и имеющих сбросо-сдвиговый характер» (Егоров, 1961, стр. 218) .

Изложенный взгляд на тектонику Яковлевской рудной полосы позво­ ляет по-новому трактовать структуру Белгородского района в целом .

Представление о ней как о синклинории, заполненном сложными склад­ ками, не отвечает наблюдаемой картине строения. Крупные «синклиналь­ ные складки» — западная и центральная — образуют систему монокли­ налей, наклоненных на северо-восток под углом до 80°. Моноклинали отделены одна от другой чешуйчатыми крутыми надвигами. Это отчетли­ во видно на профиле, составленном Ю. С. Зайцевым через зону распро­ странения пород курской серии примерно на широте г. Белгорода (Зай­ цев, 1964). Примечательно также, что система Белгородских моноклина­ лей расположена в зоне сочленения в разной степени гранитизированных Фиг. 15. Геологическая схема Михайловско-Новоялтинского железорудного района КМА, по И. Г. Калинину (1966) Архей: / — гнейсы биотитовые и мигматиты; 2—9 — нижний протерозой: 2 — м етабазиты, 3 — слан­ цы кварцево серицито-биотитовые, 4 — кварцигопесчаники, доломиты, известняки, 5 — сланцы кзарцево-серицитовые, углисто-кварцево-серицитовые, 6 — железистые кварциты, 7 — сланцы кварцевосерицитовые с прослоями известняков и доломитов, 8 — туфосланцы и туфопесчаники с обломками железистых кварцитов, 9 — кварцевые порфиры; 10, 11 — верхний протерозой: 10 — габбро-диабазы, серпентиниты, 11 — розовые микроклиновые граниты, граносиениты; 12 — тектонические несогласия;

/ —/ / — линия профиля (см. фиг. 17) Фиг. 16. Геолого-геофизическая схема Михайловского железорудного района КМА, по Е. Б. Серебрякову (1966) 1 — ж елезистые кварциты; 2 — основные и ультраосновные породы; 3 — амфиболиты метадиабазовой серии; 4 — кварцитовидные песчаники; 5 — метаморфизованные кварцевые порфиры и туфосланцы;

6 — сланцы, кварцитовидные песчаники, гнейсы, мигматиты и граниты; 7 — предполагаемые текто­ нические нарушения

–  –  –

4 А. С. Новиков3 парод, сеьеро-восточнее Белгородской системы моноклиналей развиты гнейсы, мигматизированные и гранитизированные серыми плагиоклазовыми и розовыми микроклиновыми гранитами. Юго-западнее — развиты преимущественно мигматиты розовых гранитов и микроклиновые гра­ ниты .

Береговская и Яковлевская моноклинали представляют собой приме­ ры простых форм, в общих чертах похожих на уже рассмотренные моно­ клинали Карельской зоны сжатия. И те, и другие принадлежат к числу весьма характерных элементов тектоники рассматриваемых регионов фундамента Восточно-Европейской платформы .

Своеобразная особенность Воронежского массива состоит в том, что наряду с простыми моноклиналями в ряде мест здесь проявляются слож­ ные деформации. Они известны в литературе как «узлы аномалий», свя­ занные с участками скопления больших масс железистых кварцитов .

Тектоническая позиция этих узлов, как уже было замечено, разными гео­ логами трактуется по-разному. Природа этих интереснейших участков остается загадочной. Их тектоническое положение наиболее полно рас­ крывается в Михайловском железорудном районе, где пробурено около 2500 поисковых и разведочных скважин и проведен большой объем гра­ виметрических и магнитометрических исследований. Резкое отличие же лезистых кварцитов по плотности и магнитным свойствам дает возмож­ ность интерполировать геофизические данные между разбуренными уча­ стками .

Современные представления о строении Михайловского железорудно­ го района сведены на схематических геологических и геолого-геофизи­ ческих картах и профилях (фиг. 15—17) (Калинин, 1966; Серебряков, 1966). Эти весьма интересные схемы раскрывают оригинальные особен ности тектоники, свойственные многим структурам Воронежского кри­ сталлического массива. Однако они не отражают представлений их авто­ ров, которые считают, что Михайловская структура принадлежит к ка­ тегории тектонических форм типа синклинальных складок. Сравнитель­ ный анализ материалов Михайловского и других участков показывает, что эта структура представляет собой коленообразную моноклиналь .

М и х а й л о в с к а я к о л е н ч а т а я м о н о к л и н а л ь сложена поро­ дами железисто-кремнисто-сланцевой формации, в меньшей мере — метабазитами вулканогенно-осадочной формации, а также кластогеннымн породами кварцевых порфиров и кератофиров (курбакинская свита) .

Железистые кварциты, заключенные в толще кварцево-серицитовых с танцев, протягиваются в субмеридиональном направлении на протяже­ нии более 75 км. Внутри этой толщи железорудные пласты образуют н докембрийской поверхности узкие полосы субмеридионального нап­ равления. Один из пластов (западный бугровский) прослеживается поч­ ти непрерывно на расстоянии более 70 км, другой (восточный бугров­ ский), параллельный первому, заметно короче. Выходы железистых кварцитов напоминают вместе гигантские рельсы, отстоящие друг от друга на расстоянии до 5 км у Новой Ялты и заметно расширяющиеся на южном конце, в районе Курбакино. Весьма примечательны неожидан­ ные раздувы железорудных пластов с увеличением ширины выхода до 2,5—3 км у хутора Михайловского, Новой Ялты, пос. Лубянского. В этих местах сосредоточены крупные месторождения .

С запада сравнительно прямолинейную полосу распространения же­ лезисто-кремнисто-сланцевых пород отделяют от поля гнейсов и мигма­ титов метабазиты михайловской серии. Восточная граница распростране­ ния железистых кварцитов и сланцев имеет коленчатый рисунок При­ мерно на широте пос. Новая Ялта в результате резкого коленообразно­ го изгиба поперечное сечение моноклинали сужается более чем в два ра­ за (ем. фиг. 15). На широте пос. Остапово среди пород железисто-крем­ нисто-сланцевой формации локальным пятном залегают интенсивно рассланцованные кварцевые порфиры и тесно связанные с ними туфы и ту­ фогенные сланцы и песчаники. В этом месте ширина выхода железоруд­ ных пород и сопровождающих их сланцев снова резко сужается до не­ скольких километров и неширокой полосой уходит за пределы рассмат­ риваемого района (см. фиг. 17) .

Восточнее полосы распространения железисто-кремнисто-сланцевой формации (к югу от коленообразного изгиба у Новой Ялты) заметным распространением пользуются основные и ультраосновные породы. Д ан­ ные интерпретации магнитных и гравитационных аномалий, проверенных в ряде случаев бурением, показывают, что эти породы залегают в виде вытянутых пластообразных тел длиной до 10 км й более при ширине 0,4—1 км, иногда до 2 км. К этой же полосе приурочены локальные тела железистых кварцитов — Лев-Толстовское, Копенковское, Троицкое. Се­ ребряков считает, что они не продолжаются на глубину более 1—2 км .

Особенности размещения пластов железистых кварцитов на схемах разных исследователей выглядят одинаково даже в деталях, что указы­ вает на достаточную полноту изученности этой части структуры. Напро­ тив, интерпретация тектоники восточной периферии Михайловской струк­ туры обоснована в меньшей мере, что и отражают карты разных авторов .

Разница в представлениях состоит в том, что некоторые магнитные ано­ малии сравнительно небольшой интенсивности И. П. Калинин связывает с выходами основных и ультраосновных пород, тогда как Е. Б. Серебря­ ков считает их обусловленными железистыми кварцитами с большим ко­ личеством прослоев сланцев или других пород пониженной плотности (Калинин, 1966; Серебряков, 1966) .

К сожалению, многие вопросы стратиграфии докембрия КМА оста­ ются до сих пор открытыми, в связи с чем возникают трудности и при составлении профилей структур. Имеющиеся в настоящее время мате­ риалы показывают, что толкование Михайловской структуры как син­ клинальной складки не является строго доказанным. Дело в том, что на Воронежском кристаллическом массиве «нет ни одной, даже небольшой геологической структуры в докембрии, которая была бы изучена на всю мощность слагающих ее протерозойских пород» (Леоненко, 1966, стр .

10). Из этих слов ясно, что профили, изображающие синклинальное строение железорудных комплексов, отражают представления исследова­ телей, выходящие за пределы прямых наблюдений (см. фиг. 17а) .

Если снять интерполируемую часть профиля, то совершенно отчетли­ во видно, что на протяжении 25 км пласты выведены из своего первона­ чального положения и круто наклонены под углом 70—80° на восток, а близ восточной границы с гнейсами угол падения слоев достигает 90° (см. фиг. 176). Аналогичная форма залегания прослеживается и в более северном сечении, в районе Новой Ялты, где толщу железисто-кремни­ сто-сланцевых пород на значительном протяжении прорывают микроклиновые граниты. Обращает на себя внимание многократная повторяе­ мость в разрезе толщи железистых кварцитов и подстилающих их слан­ цев. Вместе с тем рисунок выходов пластов на докембрийскую поверх­ ность в плане (см. фиг. 16) показывает, что толщи железистых кварци­ тов разобщены и не образуют центриклинальных замыканий. Эти данные свидетельствуют о том, что рассматриваемая тектоническая форма не принадлежит к категории структур типа синклинальных складок. Повто­ ряемость в разрезе моноклинали толщи железистых кварцитов и слан­ цев, по-видимому, обусловлена чешуйчатым строением Михайловской ко­ ленчатой моноклинали. Ее структуру в ряде мест осложняют сколовые нарушения. В зоне наибольшего раздува мощности железистых кварци­ тов наблюдаются интенсивное рассланцевание, брехчирование пород и сколовые нарушения, сопровождаемые щелочной минерализацией .

фиг. 18. Геологический профиль Салтыковского месторождения, по А. А. Прозоровскому (1955) / _ железные руды; 2 — граниты; 3 — железнослюдково-магнетитовые кварциты; 4 — магнетитовыекварциты; 5 — сланцы двуслюдяные филлитовидные и кристаллические; 6 — магнетитовые кварциты с куммингтонитом, тремолитом и актинолитом; 7 — гнейсы; 8 — скважины Анализ геологических схем и профилей Михайловского месторожде­ ния показывает, что скопления железорудных пород, с которыми связа­ ны «узлы аномалий», тяготеют к поперечным изгибам моноклиналей .

В этом свете особенно интерсны данные о тектонике района Староос­ кольского «узла аномалий», в частности его Коробковского месторож­ дения .

К о р о б к о в с к а я ч е ш у й ч а т а я с т р у к т у р а расположена меж­ ду линейными тектоническими формами, прослеживающимися в северозападном направлении: Лебединской — на северо-востоке и Салтыковской — на юго-западе .

В пределах Салтыковского участка породы образуют моноклиналь, поперечное сечение которой не превышает 600—800 м. Магнетитовые, железнослюдкоБО-магнетитовые, а также магнетитовые кварциты с кум­ мингтонитом, тремолитом и актинолитом многократно перемежаются здесь со сланцами двуслюдяными, филлитовидными и кристаллически­ ми. На всем протяжении рассматриваемого сечения породы однообразно наклонены на северо-восток под углом 75—85°. В этом направлении они погружаются под толщу двуслюдяных гнейсов с прослоями амфиболи­ тов, как это показано на профиле (фиг. 18). Юго-западнее Салтыковской моноклинали распространены граниты и гранодиориты (Прозоровский, 1955) .

Похожие условия залегания наблюдаются и в Лебединской полосе развития железистых кварцитов, в зоне сочленения ее с Коробковским месторождением. Согласно данным Н. А. Плаксенко и А. А. Прозоров­ ского, толщи сланцев, безрудных и железистых кварцитов, так же как и в Салтыковской моноклинали, наклонены на северо-восток под углом 65—70° под толщу кварцево-гранато-биотитовых сланцев .

Коробковская структура сложена почти исключительно железистыми кварцитами и в незначительной мере сланцами. Наряду с железнослюдково-магнетитовыми кварцитами здесь выделяются куммингтонито-магнетитовые и доломито-магнетитовые кварциты. В плане рудные кварци­ ты образуют коленообразную форму, поперечное сечение которой не пре­ вышает 4 км. В разных частях рудного поля наблюдаются различные про­ стирания пластов железистых кварцитов: на юго-западе они простира­ ются к северо-западу, в центральной части простирание близкое к широт­ ному, местами слегка отклоняющееся на северо-восток и юго-восток, а вдоль восточной периферии рудного поля наряду с широтными прости­ раниями снова выявляются северо-западные. В пределах рассматривае­ мой структуры пласты железистых кварцитов залегают очень круто, поч­ ти вертикально. Вертикальное падение пластов прослежено от поверхно­ сти докембрия на глубину до 200—250 м .

Коробковская структура представляет собой весьма своеобразное тектоническое образование. Разрывные деформации являются характер­ ным элементом ее строения. Они простираются в северо-западном на­ правлении согласно с простиранием смежных моноклинальных структур и принадлежат к категории крутопадающих надвигов или взбросо-сдвигов с амплитудой перемещения до нескольких сот метров (Егоров, 1961), В тесной связи с крутыми надвигами находятся зоны смятия и брекчирования пород, приуроченные к контактам железистых кварцитов с вмещающими их сланцевыми толщами, а также к внутренним частям толщи железистых кварцитов. Разрывные нарушения сопровождаются будинированными и рассланцованными породами, продольными и диа­ гональными трещинами скалывания, а также многочисленными и разно­ образными по форме и размерам пликативными дислокациями, не свой­ ственными смежным структурным формам. Складки с раздутыми замка­ ми и сплющенными крыльями, килевидные, с редуцированными, а так­ же выжатыми замками, разбитыми трещинами кливажа,— все эти фор­ мы дислокаций ориентированы в северо-западном направлении, лишь изредка наблюдается обратное падение осей складок к юго-востоку, под углом 85—90° .

Разрывные деформации сопровождаются образованием метаморфогенного магнетита, обволакивающего обломки тектонических брекчий .

Вдоль трещин скалывания местами прослеживаются зоны эгиринового, доломито-анкеритового минералообразования, а также интенсивной куммингтонизации, заметно ослабевающей по мере удаления от разрывов .

Зоны карбонатизированных железистых кварцитов вдоль продольных разрывов местами достигают ширины 50—100 м а куммингтонизированных—30—80 м (Егоров, 1966) .

Приведенные данные свидетельствуют о том, что Коробковская струк­ тура представляет собой серию сложно деформированных крутонаклоненных пластин железистых кварцитов, ограниченных крутыми надвига­ ми или взбросами северо-западного простирания, образующими вместе чешуйчатую структуру. Возникновение разрывных нарушений сопровож­ далось в пределах Коробковской структуры интенсивными пластически­ ми деформациями и проявлением щелочного и щелочноземельного мета­ соматоза .

Тектоническая природа Коробковской структуры во многом остает­ ся загадочной. С одной стороны, намечается обособленное, локальное положение этой формы и определенное сходство ее морфологии, вещест­ венного состава и характера метасоматических преобразований пород с трубообразной Желтореченской структурой Кривого Рога. С другой сто­ роны, выявляется тесная связь простираний всех деформаций с направ­ лением моноклиналей, органичивающих с северо-востока и юго-запада рассматриваемую структуру. Как увязать эти особенности строения, пока остается неясным. Вместе с тем следует подчеркнуть, что Салтыковская и Лебединская моноклинали представляют собой элементы однотипно построенных структур, объединяемых под названием Старо-Оскольской группы месторождений .

Как известно, западнее Салтыковской моноклинали расположена наиболее протяженная Шигровско-Тимская полоса линейных магнитных аномалий, прослеженных на протяжении более 175 км при ширине вы­ хода железистых кварцитов в Тимском районе не более 0,3 км.

Во мно­ гих сечениях этой полосы выявляется одна и та же картина строения:

железистые кварциты, вмещающие их толщи сланцев и карбонатные по­ роды, венчающие разрез метаморфических комплексов, образуют моФиг. 19. Схема тектоники докембрия КМА / — 4 — формации метабазитового ряда: / — железистых кварцитов (среди гнейсов и мигматитов), 2 — диабазово-спилитовая, джеспилитовая, терригенно-карбонатная, 3 — габбро-амфиболитовая, 4 — гипербазитовая; 5—7 — формации гранитоидного ряда: 5 — гнейсо-гранитов, 6 — плагиогранитов, 7— микроклиновых гранитов; 8 — поверхности крутых надвигов ноклиналь, наклоненную на северо-восток под углом 50—70°. Между железистыми кварцитами и перекрывающими их филлитовиднЫми слан­ цами, а также внутри толщи железистых кварцитов прослеживаются поверхности тектонических несогласий, сопровождаемые зонами брекчирования и мартитовым оруденением .

Заметно меньшая по протяженности полоса аномалий проходит че­ рез поселки Ястребовка и Стойло. На Ястребовском участке, так же как и в Щигровско-Тимской полосе, в узкой зоне вскрыты железистые квар­ циты среди подстилающих и перекрывающих их сланцев. В составе верх­ ней сланцевой толщи наряду с углисто-глинистыми разностями присут­ ствуют горизонты гранато-биотитовых сланцев с тальком, а нижнюю со­ ставляют биотитовые сланцы, сменяющиеся вниз по разрезу роговообманково-биотитовыми парагнейсами. Толща железистых кварцитов Ястребовского участка отличается многопластовым строением: желези­ стые породы чередуются здесь с горизонтами кристаллических сланцев .

Все эти толщи наклонены на юго-запад под углом 65° .

Щигровско-Тимская и Ястребовско-Стойленская узкие полосы желе­ зорудной и сопровождающих ее формаций разделяют обширные площа­ ди гнейсов и гранитоидов: западнее Щигровско-Тимской полосы на докембрийскую поверхность выходят плагиограниты и их мигматиты .

Коробковский узел аномалий, так же как и Лебединский и Стойлен­ ский, вместе с Салтыковской и Лебединской моноклиналями многие гео­ логи рассматривают как центриклинальное окончание крупного ТимЯстребовского синклинория, для которого характерны сложно построен­ ный замок и сильно сжатые Щигровско-Тимское и Ястребовско-Стойленское крылья простой формы (Егоров, 1961) .

Изложенные выше данные об условиях залегания пород СтароОскольской структурной системы противоречат такому представлению .

Они в большей мере согласуются с предположением о том, что эта си­ стема однообразно деформированных слоев метаморфических комплек­ сов глубокого докембрия представляет собой серию кулисообразно рас­ положенных моноклиналей, осложненных крутыми надвигами северо-за­ падного простирания (фиг. 19). Расположение линейных магнитных ано­ малий дает основание предполагать, что системы моноклиналей образу­ ют три наиболее протяженные кулисы: Щигровско-Тимскую, Салтыковско-Ново-Оскольскую и Ястребовско-Стойленскую. Кроме того, намеча­ ется ряд аномалий небольшой протяженности, среди которых одни сог­ ласны с простиранием длинных кулис, другие ориентированы в иных направлениях. Узлы аномалий, по-видимому, соответствуют местам с относительно частым расположением чешуй крутых надвигов или взбро­ сов над зонами субширотного простирания пород, совпадающего с коле­ нообразными изгибами основных структурных линеаментов .

Анализ истории развития деформаций Старо-Оскольской группы и других рассмотренных выше месторождений показывает, что чешуйчатые моноклинали представляют собой характерную форму структурообразования в глубоком докембрии КМА. Тектонические несогласия, ослож­ няющие моноклинали, совпадают с крутыми надвиговыми поверхностя­ ми, вдоль которых наблюдаются проявления процессов гипергенного рудообразования. Элементы этих же структур, по-видимому, сохранились в виде плащеобразных залежей мартитовых руд на неровной поверхно­ сти железистых кварцитов, стоящих на головах. По-видимому, началь­ ное сжатие происходило вдоль узких зон, не захватывая обширных пло­ щадей с плоским залеганием кристаллических пород между СтароОскольской чешуйчатой структурой и Михайловской коленчатой моно­ клиналью .

Особый интерес представляет вопрос о времени заложения монокли­ налей. Анализ петрографических и текстурно-структурных особенно­ стей железистых кварцитов КМА привел А. С. Егорова к выводу о том, что формирование «изоклинальных складок» (моноклиналей — А. Н.) происходило в первично-осадочных породах, еще не претерпевших мета­ морфизма и перекристаллизации. Этот весьма важный вывод для пони­ мания истории развития структуры КМА А. С. Егоров подкрепляет не­ которыми данными экспериментальных исследований. Нам представля­ ется, что доводы, выдвигамые А. С. Егоровым, в равной мере приложи­ мы и к предположению о том, что формирование этих структур проис­ ходило в процессе метаморфизма и перекристаллизации пород и что сам фактор метаморфизма, возможно, являлся одной из причин возникнове­ ния деформаций .

Литологические особенности первично-осадочных комплексов, их па­ леогеографическое распределение на площади и в разрезе дают основа­ ние предполагать, что образованию чешуйчатых надвигов предшествова­ ла примитивная бассейновая форма структуры, в пределах которой осад­ ки накапливались на обширных пространствах вдали от областей сноса, в относительно спокойных тектонических условиях (Плаксенко, 1966) .

Контуры этих первичных структур остаются неясными; вместе с тем не­ сомненно, что они были далеки от троговых форм .

В современном срезе они представляют собой реликтовые структуры, сохранившиеся от воздействия процессов гранитизации и ультрамета­ морфизма, захвативших обширные площади рассматриваемого массива .

Их морфология, по-видимому, обусловлена особым типом тектонических напряжений над зонами с аномальным строением земной коры и верхней мантии (Чамо и др., 1969) .

Итак, элементы структуры докембрия КМА и Карелии обнаружива­ ют черты морфологического подобия. Сравнительно-тектонический ана­ лиз этих регионов показывает, что породы, образующие формации метабазитового ряда, и на территории КМА выявляют структуру, свойствен­ ную сжатию. В этом районе полосовое линейное расположение интенсив­ ных деформаций обусловлено нарушениями надвигового типа. Вдоль поверхностей тектонических несогласий породы надвинуты на юго-запад по крутым поверхностям скалывания. В целом образовалась чешуйча­ тая структура, строение которой наиболее полно раскрывается в Михай­ ловском, Яковлевском, Белогородском, Салтыковском, Коробковском и других месторождениях .

Фиг. 19 отражает представление автора о тектонике рассматриваемо­ го региона. Нельзя не заметить, что наряду с преобладающим направле­ нием поверхностей наклонов слоев на северо-восток в ряде мест наблю­ даются крутые моноклинали с падениями слоев, обратными преоблада­ ющему направлению. Их природа остается нераскрытой. Ясно только, что эти нарушения не являются крыльями синклинальных форм. Совер­ шенно очевидно также, что крутые чешуйчатые надвиги или монокли­ нали, наблюдаемые среди докембрийских образований района Курской магнитной аномалии, так же как и Карелии, принадлежат ряду харак­ терных тектонических форм континентальных сегментов земной коры .

СТРУКТУРЫ ДОКЕМБРИЯ

УКРАИНСКОЙ ЖЕЛЕЗОРУДНОЙ ПРОВИНЦИИ

Украинская, или Криворожская, железорудная провинция занимает, как известно, восточную часть Украинского массива. Данные по текто­ нике супракрустальных образований этого района содержатся в обстоя­ тельных монографиях и статьях Я- Н. Белевцева (1957), М. Н. Доброхо­ това (1958, 1969), М. Н. Доброхотова и В. А. Кудели (1968), Г. И. Ка­ ляева (1965), А. П. Никольского и Н. Н. Ефимова (1960), Н. П. Семененко (1953), Ю. И. Половинкиной (1953) и многих других геологов. Рас­ сматриваемая часть Украинского массива ограничивается областью распространения пород криворожской и метабазитовой серий древнего докембрия, распадающихся на несколько свит (Каляев, 1965). Возраст наиболее древних пород оценивается здесь в 3,5 млрд, лет (Семененко, и др., 1967; Тугаринов, Войткевич, 1966) .

Подавляющая часть площади железорудной провинции занята гней­ сами и мигматитами, среди которых обнаружены почти все морфологиче­ ские типы, выделяемые в современных классификациях. Метаморфиче­ ские породы Вулканогенного и вулканогенно-осадочного происхождения образуют здесь ряд своеобразных локальных структур. Их чаще всего, иногда с оговорками, относят к классу синклинориев (Криворожский, Чертомылский, Белозерский, Верховцевский), синклиналей (Желтореченская, Михайловская), а также моноклиналей (Восточно-Аннозская, Широковская). Только последние две структуры, на наш взгляд, соот­ ветствуют морфологической сущности применяемого к ним термина .

Остальные понятия требуют уточнения .

К р и в о р о ж с к а я с и с т е м а н а д в и г о в позволяет существенно изменить представление о Криворожской структуре как о синклинории или «сложной однокрылой синклинали» (Каляев, 1965). Новые данные показывают, что складчатые деформации не определяют морфологии Криворожской структуры. В этом нетрудно убедиться при анализе гео­ логических карт и профилей, составленных М. Н. Доброхотовым и В. А. Куделей (1968). Обратимся к их рассмотрению. Схематическая геологическая карта, изображенная на фиг. 20, охватывает часть Криво­ рожской структуры, совпадающей с областью распространения пород преимущественно верхней кластогенной и в меньшей мере средней, желе­ зорудной свиты криворожской серии .

При взгляде на эту карту прежде всего бросаются в глаза линии дизъюнктивных нарушений, пересекающие рассматриваемую часть Кри­ ворожской структуры на протяжении нескольких десятков километров и продолжающихся за ее пределами. Они представляют собой серию крутых надвигов. Один из надвигов ограничивает Кризорожскую структуру с запада. В этом месте мигматиты Ингулецкого вала перекрывают различные породы верхней и средней свит криворожской серии: на юге — железорудные горизонты средней свиты, а на севере — кластогенные образования верхней свиты. Вдоль этого надвига, именуемого Западным, прослеживается полоса тектонических брекчий, катаклазитов и милонитов мощностью до 150 м. Амплитуда перемеще­ ний местами достигает 4—5 км. Перемещение вдоль поверхности на­ двига не только вертикальное, но и горизонтальное (Куделя, 1965) .

В южной части западный надвиг имеет чешуйчатое строение. Вдоль поверхностей скола местами залегают линзы и пластообразные залежи тальково-карбонатных пород (Черновский, 1960) .

Кулисообразно расположенные дизъюнктивные нарушения просле­ живаются и близ границы распространения пород верхней и средней свит криворожской серии. Наиболее крупный из них — Саксаганский надвиг — проходит в зоне распространения железорудных пород криво­ рожской серии и вдоль границы этих пород с терригенными образова­ ниями верхней свиты. Это по-существу система надвигов субмеридио­ нального простирания, продолжающаяся далеко на север, где она есте­ ственно ограничивает ряд локальных структур — Восточно-Анновскую, Желтореченскую и Галещинскую, подобных по своему строению Кри­ ворожской .

С зоной Саксаганских надвигов пространственно тесно связана весь­ ма оригинальная по составу толща, которую некоторые исследователи выделяют в отдельную подсвиту KJ (Доброхотов, Куделя, 1968). Эта голща не поддается стратиграфичес­ кому расчленению даже в пределах одной структуры. В ряде мест она включает в себя своеобразные поро­ ды, определяемые как седиментационные брекчии. Последние не име­ ют определенного стратиграфическо­ го положения, залегают на разных горизонтах средней свиты, а пере­ крывают их породы разных подсвиг верхней свиты. Брекчии состоят из обломков железистых кварцитов свиты (Кг), сцементированных, кварц-магнетитовым или карбонат­ ным цементом. Отдельные линзы и пласты этих брекчий достигают 30 м мощности и прослеживаются по простиранию до нескольких сот мет­ ров. В Саксаганском районе, между рудником им. Ф. Э. Дзержинского и рудником им. В. И. Ленина, рас

–  –  –

сматриваемая толща представлена отдельными линзами — будинами протяженностью до 200 м и мощностью от 8 до 30 м. На южном про­ должении Криворожской структуры, в зоне сочленения пород кластогепной свиты (К3) с железорудной (Кг), преобладают доломиты мощностью от 4 до 10 м .

Данные о составе и структуре пород, объединяемых в подсвиту Кз\ наводят на мысль о том, что рассматриваемая толща образовалась вдоль поверхности крупного тектонического несогласия. В современном срезе она почти непрерывно прослеживается на протяжении десятков кило­ метров вдоль поверхностей Саксаганских надвигов. По-видимому, поро­ ды, относимые к подсвите Кз1 не могут рассматриваться в ранге страти­, графического подразделения. Их образование тесно связано с формиро­ ванием Саксаганских надвигов .

Между Западньш и Саксаганским надвигами располагаются менее крупные по протяженности и амплитуде перемещения нарушения. К ним принадлежат Тарапаковский надвиг, Продольный разлом, многочислен­ ные поперечные разломы субширотного простирания, а также Саксаганский поддвиг. Все эти нарушения сопровождают зоны интенсивной трещиноватости и кливажа, а также дробления пород, многочисленные борозды и зеркала скольжения .

Породы, зажатые между надвигами, обнаруживают полосовое рас­ пространение в плане и моноклинальное залегание в разрезе. На карте видны многократно чередующиеся полосы кварцитопесчаников и кон­ гломератов со сланцами кварцево-биотитовыми и кварцево-графитовы­ ми. Эти кластогенные отложения, относимые к верхней свите криворож­ ской серии (Кз), в свою очередь перемежаются с железистыми кварци­ тами и сланцами средней свиты (Кг) той же серии. И терригенные по­ роды верхней свиты, и резко отличные от нее по составу железорудные образования средней свиты обнаруживают однообразные условия зале­ гания слоев. Они наклонены к западу под углом 75—80°. Весьма любо­ пытно, что граница между верхней и средней свитами, как правило, сов­ падает с поверхностями надвигов (фиг. 21) .

В южной половине рассматриваемой части Криворожской структу­ ры породы верхней свиты (Кз) образуют подобие центриклинали, силь­ но нарушенной поперечными и продольными пликативными и дизъюнк­ тивными деформациями различной формы и размера. В районе рудни­ ка им. М. В. Фрунзе они сопровождаются неожиданным раздувом мощ­ ности доломитовых мраморов, совершенно исчезающих севернее рудни­ ка и образующих устойчивый горизонт к югу от места раздува. Все эти и другие данные об условиях залегания метаморфических пород верхней и средней свит криворожской серии наглядно видны на геологических схеме и профиле (см. фиг. 20, 21) .

Криворожская система надвигов прослеживается к северу вплоть до г. Кременчуга. Эта зона деформаций известна под названием Криво­ рожско-Кременчугской .

На протяжении восточной полосы надвигов Криворожской системы расположена Восточно-Анновская моноклиналь. Она сложена амфиболитами, апоспилитами и амфиболовыми сланцами метабазитовой серии, метапесчаниками и кварцитами нижней свиты и сланцами и железистыми породами средней свиты криворожской серии .

Породы простираются на северо-запад и наклонены к юго-западу под углом 80°; местами слои стоят вертикально. Северо-западное окончание Восточно-Анновской моноклинали перекрыто крутым надвигом субмери­ дионального простирания, прослеживающимся к северу в пределы Желтореченской и других структур, расположенных кулисообразно относи­ тельно поверхности субмеридиональной Криворожско-Кременчугской системы надвигов .

Ж е л т о р е ч е н с к а я м о н о к л и н а л ь прослежена на протяже­ нии около 20 км. Зеленокаменные породы образуют значительную часть этой структуры, достигающей в поперечном сечении 3 км. На северо-за­ паде, на простирании вертикально стоящих слоев амфиболовых сланцев, располагается трубообразное тело, сложенное различными породами кри­ ворожской серии. Его форма прекрасно видна на блок-диаграмме, со­ ставленной Г. И. Каляевым. Ему же принадлежат и другие интересные сведения о строении этой оригинальной структуры, осложняющей Желтореченскую моноклиналь (Каляев, 1965). Вместе с тем необходимо заме­ тить, что представление названного исследователя об этой структуре как о синклинальной складке, на наш взгляд, нуждается в уточнении .

На блок-диаграмме (фиг. 22) видно, что кварциты, графито-биотитовые и серицитовые сланцы вырисовывают в плане следы концентричеФиг. 22. Блок-диаграмма трубообразного тела на северо-западном окончании Желтореченской моноклинали, по Г. И. Каляеву (1965) / — ж елезные руды; 2 — графито-биотитовые и серицитовые сланцы; 3 — кварциты; 4 — доломиты;

5 — амфиболовые сланцы; 6 — альбититы; 7 — железистые кварциты; 8 — тектонические несогласия ских поверхностей, круто погружающихся под углом до 80° на глубину .

Форму трубообразного тела подчеркивают железорудные пласты и лин­ зы, приуроченные к окружающим его с о всех сторон рассланцованным амфиболовым сланцам .

Г. И. Каляев отмечает, что породы рассматриваемой части Желтореченской структуры несут на себе следы более высоких ступеней мета­ морфизма по сравнению с породами криворожского разреза. Здесь слан­ цевые горизонты средней свиты криворожской серии представлены роговообманковыми и куммингтонитовыми разностями, а среди амфиболи­ товой толщи появляются пачки роговообманковых гнейсов. В тесной свя­ зи с трубообразной структурой находятся также проявления щелочных метасоматических процессов. Как видно на фиг. 22, альбититы опоясы­ вают западную окраину структуры, расширяясь до килевидной формы в зоне, переходной к моноклинальному залеганию пород. Железорудные залежи «также представляют собой метасоматически обогащенные маг­ нетитом тела, образовавшиеся путем замещения магнетитовых кварци­ тов или сланцев в зонах рассланцевания» (Каляев, 1965, стр. 105) .

Приведенные данные о структуре и породах, составляющих трубооб­ разное тело, дают основание предполагать, что эта форма близка по при­ роде трубкам взрыва. Это предположение, однако, нуждается в дальней­ шем исследовании .

С зоной трубообразного залегания пород Желтореченской структуры связаны надвиги северо-западного простирания. Наиболее значительный среди них — Даниловский надвиг, вдоль.которого породы переместились на северо-восток, под некоторым углом к Криворожской системе надви­ гов субмеридионального направления .

Итак, среди тектонических форм Криворожско-Кременчугской поло­ сы распространения метаморфических пород развиты вполне определен­ ные морфологические типы структур — моноклинали, трубообразные те­ ла и крутые надвиги. Морфология этих структур и их соотношения в про­ странстве свидетельствуют о тем, что процесс образования КриворожскоКременчугской системы надвигов является наложенным на монокли­ нальные формы. Одни из надвигов этой системы согласны с простира­ ниями слоев моноклиналей, как, например, в Криворожской структуре, другие срезают ранее сформировавшиеся зоны деформаций под некото­ рым углом, как это имеет место в Восточно-Анновской и Желторечен­ ской моноклиналях. Криворожско-Кременчугская система надвигов объ­ единяет длинный ряд кулисообразно расположенных реликтов их струк­ тур на протяжении около 200 км. Таким образом, выявляется определен­ ная направленность тектонических движений, вызванных односторонне ориентированными напряжениями .

Особое место среди рассмотренных структур занимают трубообраз­ ные тела. Их морфология в известной мере напоминает уже знакомые нам черты строения коленообразных изгибов моноклиналей района КМА. Вслед за Я. Н. Белевцевым (1957) можно предполагать, что тру­ бообразные формы тяготеют к поперечным изгибам моноклинальных структур, предшествовавших образованию Криворожско-Кременчугской системы надвигов .

Белозерская с и с т е м а н а д в и г о в известна в литературе как Белозерский синклинорий. Его границы с окружающими мигматита­ ми представляют собой метасоматические контакты, наиболее полно изу­ ченные вдоль западной окраины структуры. Основанием для опреде­ ления синклинорной структуры является то, что в «западном и восточ­ ном крыльях залегают породы наиболее древней диабазово-спилитовой формации, а в центральной части...кератофиро-сланцевая, нижняя терригенная, джеспилитовая и кроющая метабазито-сланцевая подформа­ ции» (Каляев, 1965, стр. 111). При этом выходы на поверхность «наибоФиг. 23. Геологический профиль Белозерской чешуйчатой моноклинали. Составила автор по материалам Г. И. Каляева (1965) 1 — диабазово-спилитовая формация; 2—3 — кератофиро-сланцевая формация: 2 — туффиты, кварце­ вые апокератофиры, кварцево-серицитовые и хлоритовые сланцы, 3 — сланцы, кварцитопесчаники„ туфосланцы; 4 — джеспилитовая формация; 5 — ультрабазитовая формация; 6 — мигматиты; 7 — метасоматические контакты; 8 — поверхность Белозерского надвига лее древних» диабазово-спилитовых пород во внутренней части струк­ туры рассматриваются как «антиклинали высшего порядка» .

Анализ геологической карты и профилей, составленных в результате исследований В. Д. Ладиевой (1965), Г. И. Каляева и других, не позво­ ляет согласиться с такой трактовкой Белозерской структуры. Если от­ влечься от интерполяций, то строение этой тектонической формы пред­ ставится как серия чешуйчатых надвигов, осложняющих моноклиналь, сложенную породами диабазово-спилитовой, кератофиро-сланцевой и джеспилитовой формаций (фиг. 23). Полосовое распространение пород, прекрасно видно и на геологической карте. Слои почти повсеместно од­ нообразно наклонены на восток под углом 75—80°. Иногда породы стоят на головах .

Поверхности тектонических несогласий приурочены преимуществен­ но к западной половине структуры. Наиболее значительный по протя­ женности надвиг — Главный — пересекает южную половину Белозер­ ской моноклинали. На широте пос. Тимошевка он разветвляется на две чешуи — одна прослеживается на северо-запад — Малобелозерский надвиг, другая продолжается на север по простиранию Главного надви­ га. Вдоль плоскости разрыва, круто наклоненной к востоку, приведены в контакт породы, занимающие разное положение в формационном разре­ зе. На юге вдоль поверхности надвига соприкасаются кварцевые кера­ тофиры и ультрабазиты, в центральной части — сланцы и кварцитопесчаники кератофиро-сланцевой формации с амфиболитами и туфосланцами джеспилитовой формации, а на северо-западе в контакт приведены разные части разреза кератофиро-сланцевой формации .

С поверхностью Главного надвига тесно связаны тела серпентини­ тов. Они залегают вдоль простирания этого нарушения в виде пластов мощностью от нескольких сот метров до километра. Согласно с прости­ ранием Главного надвига юго-западнее пос. М. Белозерка залегают еще несколько пластовых тел ультрабазитов меньшей мощности. Вместе с магнетитовыми кварцитами диабазо-спилитовой формации они представ­ ляют собой серию маркирующих толщ, вырисовывающих детали строе­ ния надвиговой структуры. Восточнее основного теконического несогла­ сия наблюдаются локальные пластовые тела серпентинитов, местами осложненные поперечными нарушениями предположительно сбросо­ сдвигового характера (Каляев, 1965) .

Таковы вкратце основные черты тектоники Белозерской структуры, которую, на наш взгляд, правильнее именовать системой белозерских надвигов. Из изложенного видно, что морфологические элементы рас­ сматриваемой тектонической формы подобны элементам структуры Криворожско-Кременчугской полосы .

Глубинное строение Белозерской структуры весьма существенно отли­ чается от строения смежных участков. Под Белозерской системой надви­ гов поверхность Мохоровичича зафиксирована на меньшей глубине, чем :на окружающих участках. А. В. Чекунов отмечает, что в Белозерском районе наряду с резким усложнением общей структуры земной коры, по­ явлением в верхних ее частях многочисленных преломляющих горизон­ тов с высокими скоростями, свойственными основным и ультраосновным породам, наблюдается аномальное затухание волн от раздела Мохорови­ чича, которое, по-видимому, связано с сильной нарушенностью этой сейс­ мической границы и, возможно, с определенным изменением ее физиче­ ских свойств (Чекунов, 1966) .

На простирании Белозерской системы надвигов к северо-востоку сре­ ди поля мигматитов и гранитов располагается Конкская реликтовая струк­ тура, сложенная породами тех же формационных комплексов, что и Бе­ лозерская. Породы названных реликтовых структур принадлежат древ­ нейшим супракрустальным образованиям земной коры. Возраст их ме­ таморфизма и кристаллизации, определенный по роговым обманкам, не менее 3500 млн. лет (Семененко и др., 1967). Метаморфические вулканогенно-осадочные образования составляют здесь чешуйчатую структуру из круто, почти вертикально стоящих слоев кварц-биотитовых и серицитовых сланцев, амфиболитов, железистых пород, кварцитов и гнейсов. С по­ верхностями тектонических разрывов связаны внедрения серпентинитов .

О р е х о в о - П а в л о г р а д с к а я з о н а н а д в и г о в ограничива­ ет с востока область распространения структур Конкско-Белозерского вида. Ее образуют биотитовые и биотито-амфиболовые мигматиты, среди которых заключены сравнительно незначительные по размерам (сотни метров— первые километры в поперечном сечении) разобщенные одна ют другой моноклинали, «неполные синклинали», или «разорванные ли­ нейные складки», сложенные сильно метаморфизованными железисто­ кремнистыми, терригенными и вулканическими породами. Наиболее изучены среди них Ново-Павловская, Павловская, Васиновская и Северо-Терсянская реликтовые структуры (Каляев, 1965) .

Восточнее зоны распространения названных структур на обширной площади Приазовья среди полей мигматитов обнаруживаются реликто­ вые формы, подобные развитым в Орехово-Павлоградской зоне. Их морфология описана в недавно опубликованной статье большого коллек­ тива авторов (Каляев и др., 1968) .

Высокая степень метаморфизма пород Приазовья служит основанием для некоторых исследователей относить их к наиболее древней тетеревобугской серии гнейсов. Другие геологи, напротив, не связывают степень метаморфизма с древностью развитых здесь гнейсов. Однако и те, и дру­ гие единодушно отмечают разную тектоническую природу Приднепров­ ского и Приазовского полей гранитоидов. Это положение вполне согласу­ ются и с данными о глубинном строении, полученными при сравнитель­ ном изучении Белозерской и Орехово-Павлоградской структур (Солло­ губ, Чекунов, Калюжная, 1966; Чекунов, 1966) .

Под Орехово-Павлоградской зоной, так же как и под Белозерской си­ стемой надвигов, наблюдается «изменение структуры поверхности Мохо­ ровичича». Однако, как отмечают А. В. Чекунов и другие геологи, это изменение носит иной характер и заключается в том, что в Орехово- Павлоградском районе «раздел Мохоровичича представлен не одной, а двумя сейсмическими, почти аналогичными границами, отстоящими друг от друга по вертикали примерно на 5 км» (Чекунов, 1966, стр. 47) .

«Раздвоение» раздела Мохоровичича в районе Орехово-Павлоград­ ской структурной зоны представляет, на наш взгляд, исключительный интерес для понимания структуры глубокого докембрия рассматривае­ мой части Украинского массива. Нарушения, связанные с аномальным осложнением раздела Мохоровичича, пронизывают всю земную кору и уходят в верхнюю мантию. Земная кора Орехово-Павлоградской зоны насыщена плотными высокоскоростными породами, представляющими собой, по-видимому, мантийный материал, причем «степень насыщения уменьшается снизу вверх. Нечеткость, «расплывчатость» раздела Мохоровичича является, по-видимому, следствием этого процесса» (Чекунов, 1966) .

Орехово-Павлоградская зона продолжается далеко за пределами Украинского массива; она прослежена под Большедонбасским авлакогеном, поперек его простирания, а на юге пересекает основание Причер­ номорской впадины. Эта структура подавляющим большинством иссле­ дователей относится к категории глубинных разломов (Семененко и др.г 1967; Соллогуб и др., 1966; Субботин и др., 1965; Каляев, 1965; Чекунов, 1966) .

Обращает на себя внимание однообразное залегание пород вдоль Орехово-Павлоградской зоны. В разобщенных одна от другой монокли­ налях слои, как правило, наклонены на восток. Структуру Орехово-Пав­ лоградской зоны пронизывают многочисленные тела ультрабазитов, их пластовые тела нередко залегают согласно с элементами структуры ме­ таморфических комплексов. Вдоль рассматриваемой полосы наблюда­ ется «аномальный раздув зоны взаимоперехода коры и мантии, обра­ зованной смесью корово-мантийного материала» (Чекунов, 1967, стр. 23). Эти данные, вместе с тем, что было изложено выше, позволяют высказать предположение о том, что Орехово-Павлоградская зона пред­ ставляет собой корневую часть глубинной надвиговой структуры, при­ уроченной к границе раздела Приднепровского и Приазовского блоков земной коры .

Крутые надвиги и гранито-гнейсовые купола Сравнительный анализ тектоники Криворожско-Кременчугской си­ стемы надвигов с Белозерской и другими реликтовыми структурами Приднепровья показывает удивительное однообразие форм залегания метаморфических комплексов. Два тектонических элемента неизменно присутствуют в реликтовых структурах: моноклинали и разделяющие их крутые поверхности надвигов. Движения вдоль крутых поверхностей надвигов составляли, по-видимому, существенную особенность тектони­ ческого развития восточной части Украинского кристаллического масси­ ва. Посмотрим теперь, каковы соотношения между структурообразованием такого рода и гранитообразованием .

На фиг. 24 показан гипотетический профиль глубинной структуры Украинской железорудной провинции. Профиль пересекает Криворож­ скую, Чертомылскую, Конкскую и Ореховскую реликтовые структуры, разделяющие Западно-Ингулецкий вал, Демуринский купол, Запорож­ ское поднятие и Камышевахский купол, сложенные, как известно, раз­ нообразными гранитоидами (Каляев, 1965) .

Вместе с обзорными геологическими и тектоническими картами про­ филь однозначно свидетельствует о том, что в рассматриваемом регио­ не наиболее широким распространением пользуются разнообразные по составу и возрасту гранитоиды, занимающие огромные, подавляющие площади. Особенности процесса становления гранитоидов на обширных пространствах Украинской железорудной провинции выяснены бла­ годаря исследованиям многих геологов (Белевцев, 1957; Белевцев, Стрыгин, 1960; Стрыгин, 1963; Стрыгин и Довгань, 1961; Никольский и Ефи­ мов, 1960; Каляев, 1965; Доброхотов, 1969) .

Обширные поля мигматитов, гнейсов и гранитов образовались в ре­ зультате интенсивной гранитизации и ультраметаморфизма. Массивы плагиогнейсов и гранодиоритов нередко связаны постепенными перехоФиг. 24. Гипотетический профиль структуры глубокого докембрия Украинской ж елезо­ рудной провинции / — поверхность Мохоровичича; 2 — «базальтовый слой»; 3 — формации метабазитового ряда; 4 гранитоидные формации; 5 — гнейсовая, карбонатная и терригенная формации; 6 — поверхности надвигов, сопровождаемые телами ультрабазитов; 7 — мантийно-коровая формация; 8 — абсолютный возраст гранитоидов, млрд, лет дами с мигматизированными толщами основных пород. Метасоматические контакты между гранитоидами и вулканогенно-осадочными порода­ ми доступны наблюдению во многих местах. На юге Криворожской структуры они рисуются в следующем виде. Метапесчаники южного окончания Криворожской структуры отделены полосой гранитизированных кварцитов от поля плагиогранитов. В этом месте грубозернистые кварцитопесчаники основания метабазитовой серии представлены угло­ вато-округлыми зернами кварца, заключенными в перекристаллизованном кварцево-серицитовом цементе. По направлению к контакту с плагиогранитами в кварцитопесчаниках с псаммитовой структурой «развива­ ется в результате еще далее зашедшей перекристаллизации кристаллобластовая структура... крупнообломочного материала... а мелкозернистый кварц образует агрегаты с мозаичной структурой... Еще далее в направ­ лении к гранитам структура кварцитов становится гранобластовой, зуб­ чатой, породы постепенно переходят в гибридные в виде мигматитов и, наконец, замещаются гранитами» (Каляев, 1965, стр. 114—115) .

Похожие соотношения между гранитоидами и породами метабази­ товой и криворожской серий выявляются и вдоль бортов Желтореченской моноклинали, по окраинам Белозерской структуры и в других ме­ стах. Во всех случаях не наблюдается полной гомогенизации вещества преобразующихся пород: сланцевые горизонты криворожской серии за­ мещаются гнейсами, амфиболо-магнетитовые и другие железистые квар­ циты — пироксено-магнетитовыми кварцитами, «кварцитопесчаники — слюдистыми кварцитами; углистые сланцы —нередко графитовыми гней­ сами, доломиты и доломитовые мраморы — пироксенсодержащими метасоматитами с доломитовыми мраморами; филлиты — плагиоклазсодер­ жащими слюдяными сланцами; сланцевые толщи (особенно верхней сви­ ты криворожской серии) — биотитовыми гнейсами и т. д.» (Каляев, 1965, стр. 151) .

Примечательно, чго останцы негранитизированных пород, заключен­ ные в толщах гнейсов и мигматитов, состоят исключительно из пород метабазитовой и криворожской серий. Среди них обнаруживаются, по выражению Г. И. Каляева, «буквально все разности», образующие ре­ ликтовые структуры. Вокруг останцов амфиболитов среди плагиограни­ тов наблюдается зональное изменение химического и минерального со­ става и текстуры породы. Плагиограниты приобретают черты гибридной породы по мере приближения к контактам с амфиболитами. Исчезает калиевый полевой шпат, увеличивается основность плагиоклаза, отсут­ ствует акцессорный циркон .

Эти данные наряду с другими приводят многих исследователей к од­ нозначному выводу о том, что огромные поля мигматитов и других гранитоидов представляют собой вторичные образования. Наложенность процессов гранитообразования является весьма важной чертой геологи­ ческого развития востока Украинского массива. Зеленокаменные породы метабазитовой и железорудной формаций, по-видимому, были тем суб­ стратом, вещество которого подверглось интенсивному преобразованию в связи с обширным гранитоидным магматизмом .

Формирование гранитоидных структур Украинской железорудной про­ винции происходило неравномерно на протяжении длительного време­ ни. Г. И. Каляев отмечает, что некоторые из куполов были заложены в глубоком докембрии и в зачаточном виде уже существовали к моменту отложения осадков криворожской серии .

Геохронологическая карта украинского докембрия, составленная Н. П. Семененко (1953) по данным измерения возраста амфиболов, в известной мере отражает отмеченную неравномерность образования гранитоидых структур. Из анализа карты следует, что широкое проявление гранитоидного магматизма охватывает интервалы времени 3100— 2700 млн. лет (Запорожский массив), 2700—2300 млн. лет (Демуринский купол), 2300—2000 млн. лет (Ингулецкий вал) .

Становление гранитоидов западнее и восточнее рассматриваемой области (Кировоградский массив, Приазовье) происходило в основном в среднем докембрии: 2000—1900 млн. лет назад. Таким образом, вы­ рисовывается обширное длительно формировавшееся Приднепровское поднятие, в пределах которого различаются обособленные участки струк­ туры глубокого докембрия разного возраста. Эта структура на основании геологических данных была выделена в свое время Ю. Ир. Половинкиной под названием Приднепровского мегантиклинория (Половинкина, 1953; Никольский, Ефимов, 1960; Каляев, 1965) .

Анализ истории развития Приднепровского поднятия показывает, что явлениям гранитизации и ультраметаморфизма предшествовало сформирование пород железорудной и метабазитовой формаций. К тому же ряду формаций принадлежит гипербазитовая, представленная линза­ ми, пластовыми телами или останцами среди гранитоидных формаций .

-Иными словами, геологическое развитие Приднепровского сегмента рас­ падается на два крупных этапа, различающихся рядами магматических формаций. Наиболее ранний связан с основным вулканизмом и, по-види­ мому, ультраосновными протрузиями (Книппер, 1969); для второго, более позднего характерно преобразование пород в результате гранити­ зации и ультраметаморфизма. Смена их во времени происходит нерав­ номерно и неодновременно, в соответствии с неравномерным ростом ку­ половидных форм .

Такая последовательность формационных рядов, свидетельствующая об определенной направленности геологических событий в истории раз­ вития земной коры в глубоком докембрии, впервые была подмечена Н. В. Фроловой (1955) на Алданском щите и, по-видимому, является ха­ рактерной для основания всех древних платформ северного полушария (Павловский, Марков, 1964; Штрейс, 1964). Совершенно очевидно, что гипербазитовая, вулканогенная — метабазитовая — и железорудная фор­ мации образовались при тектонических условиях, весьма отличных от условий, господствовавших при гранитообразовании .

Теперь уже многие исследователи считают, что в основании наибо­ лее древнего формационного ряда залегает гипербазитовая формация, состоящая из серпентинитов, диабазов, а также габбро и перидотитов .

Эффузивно-осадочные породы рассматриваемого ряда — сланцево­ амфиболитовая и кератофиро-сланцевая серии — образуют диабазо-спилитовую и кератофиро-сланцевую формации .

К тому же ряду формаций принадлежат, по-видимому, и многочи­ сленные пластовые тела тальковых пород: карбонатно-серпентино-таль­ ковых, карбонатно-серпентиновых и хлорито-тальковых. Они широко распространены в разных частях разреза криворожской серии среди образований сланцево-амфиболитовой серии и местами достигают мощ­ ности 200 м (западная часть Лихмановской структуры); на других участках мощность тальковых пластовых тел обычно не превышает 10— 20 м. А. П. Никольский отмечает, что в химическом составе тальковых пород наблюдается высокое содержание магния (22—23%), железа (8—10%), никеля (от десятых долей до 1%) и хрома (сотые и первые десятые доли процента) при сравнительно низком содержании кремнекислоты (38—40%). Под микроскопом среди них выявляются реликты структур магматических пород. Эти данные о составе и структурно­ текстурных особенностях тальковых пород позволяют связывать их при­ роду с процессами преобразования пироксенитов, перидотитов и пикритов (Никольский, Ефимов, 1960) .

Железорудная формация обнаруживает тесную связь с нижележащи­ ми членами диабазо-спилитовой формации. Амфиболиты, широко раз­ витые в диабазо-спилитовой формации, встречаются и среди пород кри­ ворожской серии. И те, и другие амфиболиты содержат реликты диаба­ зовой структуры, обнаруживают сходство по химическому и минераль­ ному составу и образуют согласно залегающие серии, образование которых происходило «без существенного перерыва, так как в процессе формирования криворожской серии продолжались излияния основной магмы, впоследствии давшей амфиболиты» (Никольский, Ефимов, 1960, стр. ПО). Весьма любопытно также то обстоятельство, что в породах аркозового горизонта, развитого в основании криворожской серии, замет­ ным распространением пользуются хромитовые песчаники, среди кото­ рых содержатся гальки слабо метаморфизованных сланцев, сложенных фукситом, цементирующим зерна хромита .

Вероятно, криворожскую железорудную формацию следует рассма­ тривать в одном ряду с формациями гипербазитовой, спилито-диабазовой и кератофиро-сланцевой. Эта формация, по-видимому, принадлежит к категории «слоистых формаций» разреза океанической коры (Штрейс, 1967). Венчает разрез древнего формационного ряда терригенно-карбонатная формация, состоящая из пород верхней свиты криворожской серии .

Какими же были стиль деформаций и характер породивших их дви­ жений в ранний, «догранитоидный» этап развития? Этот вопрос, на наш взгляд, представляет первостепенный интерес. Исключительное значе­ ние имеет тот факт, что породы, образующие реликтовые структуры Украинской железорудной провинции — Белозерской, Чертомылкской, Конкской, Сурской, Верховцевской и других, в течение огромного интер­ вала времени глубокого докембрия не были гранитизированы в той степени, как это наблюдается на смежных с ними площадях. Явление это, по-видимому, не случайное, так как гранитоиды формировались на обширных пространствах многих десятков тысяч квадратных километ­ ров в течение почти полутора миллиардов лет. Неохваченными гранити­ зацией оказались структуры, наибольшее сечение которых не превышает 10—20 км, а чаще всего измеряется первыми километрами .

Удивительно, что во всех реликтовых структурах Украинской железо­ рудной провинции сохраняются постоянными черты их строения. Они выражаются в определенной парагенетической ассоциации моноклина­ лей и осложняющих их поверхностей крутых надвигов .

Совершенно очевидно, что на протяжении всей истории развития рассматриваемого региона реликтовые формы находились в особых условиях сжатия, неблагоприятных для гранитообразования. Места их проявления совпадают с аномальным строением поверхности Мохоровичича, тогда как купола, валы и другие формы залегания гранитоидов не дадот локдльных изменений в строении коры и верхней мантии, несмот­ ря на то, что их размеры нередко заметно превышают величины попереч­ ных сечений реликтовых структур. Следовательно, зоны сжатия уже су­ ществовали к моменту начала гракитообразозания. Соотношения подоб­ ного рода, по-видимому, характерны не только для структур глубокого докембрия, но также и для неогея. По этому поводу Н. А. Штрейс неод­ нократно высказывался, что «гипербазиты представляют собой образо­ вания, чуждые процессам становления «гранитного слоя», их магмати­ ческое проникновение в области геосинклинальных прогибов происходит в то время, когда под этими прогибами «гранитный» слой, по-видимому, еще отсутствовал или не достиг достаточной зрелости» (Штрейс, 1968, стр. 9) .

Анализ рисунков геологических границ реликтовых структур также показывает, что деформации пород метабазитовой серии возникли до начала становления приднепровских гранитоидов. Данные геохроноло­ гии не противоречат этому выводу. Амфиболиты Конкской реликтовой структуры принадлежат древнейшим породам земной коры. Их возраст, определенный по роговым обманкам, превышает 3,5 млрд, лет (Семененко и др., 1967; Тугаринов, Войткевич, 1966) .

В ряде мест видно, что гранитизации подвергались ранее деформи­ рованные метаморфические породы. Прекрасные примеры этого явле­ ния наблюдаются во многих местах к западу от Криворожского рудного пояса. Так, на Моисеевском участке, западнее Кривого Рога, среди микроклин-плагиоклазовых мигматитов сохранились останцы амфиболовых сланцев и амфиболо-магнетитовых кварцитов, представляющих со­ бой реликты гранитизированного субстрата. Их залегание согласно с общим моноклинальным падением толщ. Аналогичные соотношения между деформациями пород и явлениями гранитизации выступают за­ паднее Анновской моноклинали, в районе Петровского месторождения, Ивановского участка и во многих других местах .

Любопытно также, что в непсредственной близости от даек и штоков гранитов, прорывающих метаморфические толщи, нередко наблюдается своеобразное наложение деформаций пород на моноклинальную струк­ туру. По морфологическим особенностям эти деформации похожи на нарушения, возникающие в связи с внедрением магматического распла­ ва и его остыванием. Породы в этих местах наклонены в сторону маг­ матических тел. Ширина зоны распространения магматогенных дефор­ маций ограничивается непосредственной близостью к дайкам и штокам гранитов. Такого рода явления отчетливо выявляются в пределах мно­ гих структур Карельского и Воронежского массивов .

Высказанные соображения позволяют сделать вывод о том, что наи­ более ранними тектоническими элементами Украинского массива явля­ ются чешуйчатые моноклинали, представляющие собой характерную форму залегания пород, предшествовавшую становлению сиалической оболочки. Морфология этих тектонических элементов, отсутствие замк­ нутых контуров, центриклинальных и периклинальных окончаний сви­ детельствуют о том, что они не принадлежат к складчатым формам, хотя и возникли в результате односторонне направленных напряжений. Та­ ким образом, чешуйчатые моноклинали являются начальной формой структурообразования раннего этапа развития земной коры в глубоком докембрии .

При взгляде на тектоническую карту докембрия Украинской железо­ рудной провинции (фиг. 25) видно, что в расположении реликтовых структур намечается определенная упорядоченность. Их простирания составляют вместе рисунок, напоминающий план расположения остров­ ных дуг. При этом Верховцевская и Сурская структуры образуют ку­ лисы северо-западного простирания, а Чертомылкская и Конкская ориенФиг. 25. Схема тектоники докембрия Украинской железорудной провинции. Составила автор по материалам Г. А. Каляева (1965), М. Н. Доброхотова (1964, 1969), Н. П. Семененко (1966), А. П. Никольского и А. Н. Ефимова (1960) и других геологов I — Приднепровский блок; II — Кировоградский блок; III — Приазовский блок / —4 — формации метабазитового ряда: / — ультрабазитовая, 2 — диабазово-спилитовая, 5 — керато­ фиро-сланцевая, 4 — дж еспилитовая; 5, 6 — формации гранитоидного ряда: 5 — нерасчлененные (гней­ совая, карбонатная, терригенная), 6 — гнейсовая (а), гранито-батолитовая (б), аплитовидных пегматоидных гранитов (в); 7 — надвиги дугообразной формы; 8 — системы надвигов в зонах сочленения между блоками; 9 — ориентировка гнейсовидности тированы на северо-восток. Согласно с простираниями названных форм располагаются и некоторые структуры Криворожско-Кременчугской по­ лосы на западе и Орехово^Павлоградской зоны на востоке. Дугообраз­ ные моноклинали представляют собой, по-видимому, самостоятельную морфологическую разновидность структурообразования раннего докем­ брия. Их возникновение связано с какими-то пока нераскрытыми осо­ бенностями глубинной тектоники Украинской железорудной провинции, отличными от Карельской зоны сжатия. Обращает на себя внимание морфологическое подобие этих тектонических форм контурам современ­ ных островных дуг океанических областей. Весьма вероятно, что меха­ низм заложения островных дуг над поверхностями сколов, изображен­ ных на схеме М. С. Маркова, И. А. Соловьевой и В. Д. Чеховича, повто­ ряет древние черты одной из разновидностей структурообразования глу­ бокого докембрия (Марков и др., 1967) .

Моноклинали, как уже было неоднократно отмечено, осложняют по­ верхности крутых надвигов; одни из них не выходят далеко за пределы 5 Л. С. Новикова отдельных структур, другие объединяют несколько реликтовых форм,, образуя системы крутых поверхностей надвигов. К их числу принадле­ жат Криворожско-Кременчугская и Орехово-Павлоградская системы .

Они, как известно, пересекают в субмеридиональном направлении Украинский массив и прослеживаются в этом направлении далеко за его пределы .

Орехово-Павлоградская структурная зона на севере пересекает осно­ вание Большедонбасского авлакогена и раскрывается в виде серии крутых моноклиналей, осложненных поверхностями тектонических не­ согласий, составляющих вместе чешуйчатую структуру КМА. О большой глубине заложения этой структурной зоны свидетельствуют ультрабазиты, играющие заметную роль среди пород, ее образующих (см .

фиг. 24). Эти данные находятся в соответствии с оригинальной сейсми­ ческой картиной строения зоны. Вдоль нее мантийный материал распо­ лагается наряду с коровым в верхней части разреза земной коры. Отме­ чается также аномальный раздув переходной зоны между корой и ман­ тией, образованной смесью корово-мантийного материала (Чекунов, 1967) .

Для Криворожско-Кременчугской системы надвигов также характер­ ны гипербазиты, тальково-карбонатные и тремолитовые породы, тесно связанные с поверхностями сколов и объединенные в гипербазитовую»

формацию. В пределах этой зоны выделяется своеобразная толща нестратифицированных пород, разделяющая образования железорудной и терригенно-карбонатной свит криворожской серии. На разных участках ее состав не остается постоянным. Чаще всего она состоит из обломкоз железистых кварцитов, сцементированных кварцево-магнетитовым или карбонатным цементом .

Приведенные данные о строении Орехово-Павлоградской и Криво­ рожско-Кременчугской систем надвигов позволяют рассматривать их как корневые части глубинных надвигов, связанных с базальтовым слоем земной коры и верхней мантии. Вероятно, не случайно, что по­ верхности этих крупных линеаментов земной коры располагаются вдоль окраин Приднепровского поднятия (на некотором удалении от видимых геологических границ) и обращены навстречу друг другу, в сторону сво­ довой его части. Очевидно, процесс надвигообразования нарастал во времени и в значительной мере протекал одновременно с явлениями метасоматического замещения и гранитизации. Окончательное заверше­ ние развития Криворожско-Кременчугской и Орехово-Павлоградскои структурных зон, по-видимому, произошло после образования пород криворожской серии, примерно 2000 млн. лет назад. Становление микроклиновых гранитов продолжалось до 1700 млн. лет назад .

К началу рифейского времени на обширной площади Украинской же­ лезорудной провинции уже закончилось преобразование пород, состав­ ляющих формации основного ряда, в породы гранйтоидного ряда .

Общая направленность процесса в сторону разуплотнения вещества при­ вела к оформлению рассматриваемого сегмента земной коры в структу­ ру поднятия с континентальным типом коры. Причины, определившие такое направление развития вещества и смену структурных форм, свой­ ственных разным этапам развития, пока остаются открытыми. Вероятно* они связаны с физико-химической эволюцией Земли как планеты .

Г л а в а IV

О ТЕКТОНИКЕ ОСНОВАНИЯ ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКОЙ ПЛАТФОРМЫ

Современные данные об условиях залегания метаморфических ком­ плексов детально изученных районов Карелии, Курской магнитной ано­ малии и Украинской железорудной провинции требуют пересмотра не­ которых понятий о ходе развития геосинклинального процесса в глубо­ ком докембрии. Анализ тектоники названных регионов показывает, что представление о структуре карелид как о геосинклинальных и геоантиклинальных прогибах и поднятиях не является строго доказанным (Но­ викова, 19696). Обобщение геологических и геофизических материалов, собранных многочисленными геологами и геофизиками различных-геологических управлений, Института геологии докембрия и геофизических трестов, а также личных наблюдений автора, показывает, что тектонику основания Восточно-Европейской платформы определяют асимметрич­ ные чешуйчатые структуры .

Породы, их образующие, принадлежат гипербазитовой, габбро-амфиболитовой, диабазовой (толеитовой), спилито-диабазовой, кератофитосланцевой, железисто-кремнисто-сланцевой формациям метабазитового ряда. Гипербазитовая, габбро-амфиболитовая и диабазовые формации являются ведущими членами названного ряда. Они относятся к наиболее древним образованиям разреза глубокого докембрия рассматриваемых регионов. Эти формации вместе с другими, парагенетически с ними свя­ занными, составляют разрез, во многом сходный с разрезами океани­ ческой коры (Пейве, 1969; Книппер, 1970). Наряду с чертами сходства древним формационным рядам рассматриваемых регионов присущи и существенные отличия.Для древнего ряда весьма характерны железо­ рудная и кератофиро-сланцевая формации, неизвестные среди образо­ ваний океанического типа .

Обширные площади, разделяющие сравнительно узкие зоны распро­ странения формаций метабазитового ряда, заняты гранитоидами, обра­ зующими ряд формационных комплексов .

Во всех исследованных регионах западной части основания Восточ­ но-Европейской платформы, доступной для непосредственного изучения, наблюдается однообразный стиль деформаций метаморфических вулка­ ногенно-осадочных пород. В современном срезе они проявляются в виде крутых чешуйчатых надвигов или моноклиналей, наблюдаемых как в одном обнажении, так и при анализе средне- и мелкомасштабных карт целых регионов. При этом сохраняются черты подобия в строении струк­ тур разного порядка .

Сколовые поверхности надвигов неизменно сопровождают тектони­ ческие брекчии, катаклазиты, милониты, рассланцевание и смятие пород .

Тектониты занимают значительное место в строении крупных чешуй­ чатых структур первого порядка. В их составе наряду с вулканогенно­ осадочными метаморфическими породами заметно распространены бескорневые тела ультрабазитов и габбро-амфиболиты, представляющие собой фрагменты наиболее древних частей разреза рассматриваемых регионов. Многочисленные и разнообразные признаки сжатия пород на­ блюдаются и в чешуйчатых структурах меньшей протяженности и амплитуды, в тылу крупных линеаментов, Линзы и пластообразные тела серпентинитов, тальково-карбонатных пород, специфические рудопроявления никеля, хрома, молибдена, щелочных титано-магнетитов и других элементов тесно связаны с поверхностями рассматриваемых тектони­ ческих несогласий .

Намечается несколько эпох надвигообразования, разделенных интер­ валами в сотни миллионов лет; при этом сохраняется преемственность в развитии структурных зон. Сколовые напряжения реализуются в пре­ делах одних и тех же регионов обычно параллельно ранее заложившимся поверхностям .

Признаки унаследованного развития чешуйчатых надвигов прояв­ ляются в структурах с особым типом глубинного строения земной коры .

Поверхность Мохоровичича под ними заметно приподнята относительно смежных участков. Характерно аномальное затухание волн от раздела Мохоровичича, которое геофизики связывают с нарушенностью этой сейсмической границы и, возможно, с изменением ее физических свойств .

Верхние части структуры коры осложняют преломляющие горизонты с высокими скоростями, свойственными основным и ультраосновным поро­ дам. Тесная пространственная связь чешуйчатых моноклиналей с зона­ ми нарушений, пронизывающими всю земную кору и уходящими в верх­ нюю мантию, свидетельствуют о глубинной природе деформаций .

Таким образом, крутые чешуйчатые надвиги или моноклинали пред­ ставляют собой самостоятельный класс структур основания ВосточноЕвропейской платформы. Природа этих тектонических форм тесно свя­ зана с односторонне направленными напряжениями .

Неповсеместное прерывистое распространение гранитоидных форм свидетельствует о том, что процессы гранитизации и ультраметамор­ физма наложились на дифференцированную структуру земной коры, в которой были обособлены зоны, неблагоприятные для гранитообразования. Поэтому весьма вероятно, что заложение наиболее ранних чешуй­ чатых структур относится к догранитоидному этапу развития основания Восточно-Европейской платформы. Элементы этой дифференциации со­ хранились на протяжении всей истории развития структуры глубокого докембрия в виде многократно возобновлявшегося надвигового структурообразования .

В связи со сказанным представляется естественным, что формы за­ легания гранито-гнейсов находятся в тесной зависимости от рисунка по­ верхностей надвигов. Дугообразные моноклинали окаймляют куполо­ видные структуры гранитоидов, а между линейными зонами сжатия раз­ виваются удлиненные сигарообразные формы. Структурные элементы гранитоидов — гнейсовидность, полосчатость — согласны с простирания­ ми чешуйчатых моноклиналей .

Формирование гранитоидных структур в глубоком докембрии проис­ ходило на протяжении огромного интервала времени, охватившего почти 1,5 млрд. лет. Процесс созидания был неравномерным, локальным .

Гранитоиды наиболее древнего возраста тяготеют к структурам, смеж­ ным 0 дугообразными моноклиналями, сложенными породами древней­ ших формаций метабазитового ряда. По-видимому, каждая из частных структур сжатия в какой-то мере предшествует развитию гранитоидной формы, сопряженной с ней. Вместе с тем развитие чешуйчатых структур в значительной мере синхронно росту как отдельных купольных форм, так и их совокупностей, образующих обширные поднятия .

Таким образом, структурные зоны сжатия, уходящие корнями в глу­ * бинные слои земной коры и верхней мантии, и поднятия, возникшие в формации беломорид; 4 — гранитизированные участки разреза коры океанического типа; 5 — гранитоидные формации свекофенид; 6 — вулканогенно-осадочные фор­ 3 — гранито-гнейсовые результате разуплотнения вещества, обнаружи­ вают тесную взаимную связь. Незначительные амплитуды перемещения пород вдоль сколовых поверхностей, по-'видимому, обязаны тому, что на огромных площадях вслед за образованием над­ вигов начали формироваться гранитоидные струк­ туры, которые как бы консервировали структурообразование в зонах сжатия .

Итак, тектонические формы, сложенные фор­

–  –  –

Фиг. 26. Гипотетический профиль Карельской зоны сжатия значительную часть Карелии, а также Курской и Украинской железорудных провинций .

На схеме тектоники Карельской зоны сжатия (см. фиг. 5) видно, что между Беломорской об­ ластью развития гнейсовых куполов и Свекофенским регионом структур «альпийского типа» (по определению Вяюрюнена, 1959) располагается Карельская асимметричная структура. На восто­ ке, она ограничивает область развития гнейсовых куполов Беломорья, а на западе постепенно пере­ ходит в структуру свекофенид .

Восточно-Карельская зона рассланцевания и зона тектонитов Ветреного пояса являются наи­ более крупными линеаментами рассматриваемого 7?

региона .

Структурные элементы, составляющие Во­ Н сточно-Карельскую зону, простираются в северозападном и субмеридиональном направлениях .

На протяжении всей зоны сохраняется однообраз­ ное полосовое распространение пород, принадле­ жащих формациям метабазитового ряда. Чешуй­ чатые моноклинали, интенсивное раселанцевание пород вдоль их простирания составляют важней­ шие особенности строения рассматриваемой структурной зоны .

В зоне сочленения карельских структур с бе­ ломорскими развиты весьма оригинальные по со­ ставу и текстуре образования. Они прослежены в полосе изменчивой ширины — от нескольких до 50 км и более на расстоянии около 120 км. В этой полосе остроугольные блоки гнейсов, мигматитов, а также метабазитов и амфиболитов заключены в чарнокитах с характерной ассоциацией желези­ стого гиперстена, ортоклаза и голубого кварца. + Породы сильно раздроблены и местами превра­ + + щены в ортогнейсы (бластомилониты). Радиоло­ гический возраст чарнокитов около 2,4 млрд, лет, J___ L а ультрабазитов, тяготеющих к этой же зоне Сэ CS с э ^ с о o Cч rj J дробления, колеблется от 3 до 5—6 млрд. лет .

Текстурно-структурные соотношения между породами зоны дробле­ ния, подробно исследованные Ю. Д. Пушкаревым и К. А. Шуркиным (1967), их положение на стыке крупных тектонических регионов позво­ ляют сравнивать рассматриваемые образования с тектонитами типа «меланж» альпийского орогенического пояса (Пейве, 1969). Их суще­ ственным отличием является чарнокитовый состав пород «связующей массы», а не серпентинитовый, как это наблюдается на примерах струк­ тур, возникающих в области с океаническим типом разреза коры. Ве­ роятно, «чарнокитовый меланж» представляет собой более позднюю стадию развития тектонитов и характеризует переход океанического типа разреза коры в континентальный .

Зону тектонитов Ветреного пояса отличает ряд специфических осо­ бенностей. Это прежде всего заметная насыщенность телами ультраосновных пород, не имеющих столь широкого распространения в других структурах Карельского региона. Обращают на себя внимание также многочисленные дизъюнктивные.нарушения и, наконец, резко выражен­ ная асимметрия строения .

Названная структурная зона прослеживается на протяжении около 250 км. В районе Кожозера, примерно в средней части зоны, породы резко меняют простирание с северо-западного на широтное, а затем на меридиональное и юго-западное, образуя дугообразный выступ на се­ веро-восток. На месте этого выступа намечается пережим в распростра­ нении оливиновых порфиритов, прослеживающихся на всем протяжении структурной зоны вдоль ее внешнего края по границе с беломорскими куполами. Внутренняя граница зоны Ветреного пояса с карельскими гранитоидами имеет прихотливый, сложный рисунок .

Оливинсодержащие породы пояса, развитые только вдоль северовосточной его окраины, по-видимому, принадлежат весьма древним образованиям рассматриваемой зоны. Их возраст определен в 2,2 млрд, лет (Герлинг и др., 1965). По петрохимическим особенностям они близки океанитам и оливиновым толеитам Гавайских островов (Куликов, 1969) .

На всем протяжении структуры Ветреного пояса развиты локальные пластинообразные, реже секущие тела габбро-перидотитов. Наиболее крупные из них достигают размеров 5,5X0,4—0,6 км2; чаще встречаются тела с сечениями 1x0,2—0,3 км2. Подавляющая часть структуры Вет­ реного пояса сложена амфиболизированными диабазами и сопутствую­ щими им породами .

Линейные и изометричные аномалии над телами основных и ультраосновных пород наиболее часто группируются вдоль Кожозерского ду­ гообразного выступа рассматриваемой зоны. С этим же выступом свя­ зана заметная скученность дизъюнктивных нарушений разного направ­ ления. Пестрая смена элементов залегания пород сопровождает текто­ ническую раздробленность структуры Ветреного пояса. Кожозерская моноклиналь погружается под толщу лав оливиновых порфиритов; в се­ веро-западной части пояса ультраосновные лавы залегают ниже подоб­ ных метаморфических комплексов; признаки перевернутого залегания обнаруживает Коросозерский массив габбро-амфиболитов (Богачев и др., 1968) .

Перечисленные особенности зоны Ветреного пояса позволяют сравни­ вать его структуру с гигантской тектонической брекчией, во многом по­ хожей на образования типа «меланж». Породы, его образующие, несом­ ненно принадлежат разрезу коры океанического типа в понимании А. В. Пейве (1969), А. Л. Книппера (1970) .

Анализ карты (см. фиг. 5) показывает, что и по размерам, и по ин­ тенсивности проявления деформаций Восточно-Карельская зона рассланцевания и зона тектонитов Ветреного пояса являются структурами, определяющими стиль развития всего Карельского региона .

Чешуйчатые структуры центральной и западной Карелии — Пальеозерско-Койкарская, Кумсинская, Гимольская и многие другие — зани­ мают тыловое положение относительно отмеченных выше линеаментов первого порядка. Ориентировка тыловых моноклиналей и надвигов под­ чиняется элементам простирания Восточно-Карельской структурной зоны и зоны тектонитов Ветреного пояса .

На фоне общего рисунка простираний чешуйчатых форм, вписываю­ щихся в контур краевых линеаментов, характерны пересечения монокли­ налей разного простирания. Местам подобного рода свойственны тектониты, в которых глыбы и блоки метаморфических вулканогенно-осадоч­ ных и гранитоидных пород заключены в зеленокаменных эффузивах .

Асимметрия строения тектонических форм составляет характерную черту рассматриваемого региона. Она проявляется неизменно в структу­ рах разного порядка и Карельского региона в целом .

Важным этапом в развитии Карельской зоны сжатия является фор­ мирование элементов ее структуры, связанных с гранитоидным магма­ тизмом. На схеме (см. фиг. 5) видно, что гнейсовидность и полосчатость гнейсо-диоритов, плагиогранитов, плагиомигматитов и других пород «формаций гранитоидного ряда ориентированы согласно с направлением простирагий чешуйчатых моноклиналей. Несомненно, что морфология структур, возникших в процессе гранитообразования, в значительной ме­ ре зависит от ранее заложившихся чешуйчатых моноклиналей. Это относится прежде всего к наиболее древним гранитоидам. Размещение в пространстве гранитоидных форм подчиняется элементам структуры рассматриваемой зоны, непосредственно связанным с глубинными слоя­ ми земной коры .

Представлению о Карельской зоне доформаций как единой зоне сжа­ тия отвечает своеобразное глубинное строение земной коры. В пределах Карельской зоны наблюдается прерывистый характер внутрикоровых границ с меньшей длиной интервалов непрерывно прослеживаемых гра­ ниц, нежели за ее пределами, например в поле развития беломорских гнейсовых куполов .

Данные предварительного изучения строения коры вдоль сейсмиче­ ского профиля «Кемь — Ухта» существенно дополняют материалы де­ тальных геофизических исследований в зонах развития эффузивно-оса­ дочных пород Печенгской и Имандра-Варзугской структур Кольского по­ луострова. Они раскрывают «чешуйчатое строение коры в верхних частях с ориентировкой падения границ в одном направлении». Глубинные раз­ резы Печенгской и Имандра-Варзугской структурных зон выявляют «не синклинальные структуры, а скбрее срезанные и надвинутые по зонам нарушений крутопадающие „чешуйчатые" моноклинали» (Литвиненко, 1968, стр. 189). Этот весьма важный, на наш взгляд, вывод, вытекающий из детальных геофизических и тектонических исследований структур Кольского полуострова, дает основание предполагать, что подобное глу­ бинное строение свойственно и Карельской зоне сжатия. Основанием то­ му служат прежде всего черты сходства геологического строения Ка­ рельского и Кольского регионов .

Карельская зона сжатия представляет собой структуру сочленения между крупными блоками земной коры с разной историей геологическо­ го развития и разными мощностями глубинных слоев коры. Согласно данным М. Я. Цирюльниковой, Э. К. Чечель, Л. Е. Шустовой и Р. С. Со­ кол (1968), рассматриваемая зона занимает промежуточное положение по значениям мощностей земной коры. Наименьшие мощности — 30— 37 км — свойственны Беломорскому региону, в пределах Карельской зо­ ны (центральная и южная Карелия) мощность коры возрастает до 37— 40 км, а западнее указанной зоны отмечены наибольшие значения мощ­ ностей—37—42 км. Весьма примечательно, что в Карельской зоне располагаются участки сокращенной мощности «гранитного слоя»: 3— 4 км — в Приладожье, 7—8 км — в северо-западном Прионежье и в за­ падной Карелии .

Судя по данным измерений мощностей гравитационно-активного слоя и общей мощности земной коры, можно полагать, что в Карельской зо­ не развита наиболее мощная кора океанического типа. Отличительной чертой смежного с запада блока является максимальное прогибание поверхности Мохоровичича. Под Карельской зоной сжатия поверхность Мохоровичича, напротив, образует пологое валообразное поднятие отно­ сительно смежных областей (Литвиненко, Некрасова, 1962) .

Рассматриваемые тектонические провинции отличают существенна разные разрезы догранитоидного этапа развития .

В пределах Свекофенского региона верхнюю часть разреза указан­ ного этапа составляют наиболее древние породы Финляндии, основание которых неизвестно. К ним принадлежат основные, средние и кислые эффузивы, аркозы и граувакки, а также граувакковые ленточные сланцы района Тампере и их метаморфические аналоги — кварциты, полосчатые железные руды, параамфиболиты и слюдяные гнейсы (кинцигиты). Об­ щая мощность этого комплекса (лептитовая формация) превышает 7— 8,5 км. Возраст циркона, выделенного из граувакк района Тампере, оп­ ределенный свинцовым методом, оказался равным 2240 млн. лет (Wetherill е. а., 1962) .

В Беломорском регионе процессы анатексиса, палингенеза и мигматизации почти нацело переработали вещество пород и форму их перво­ начального залегания. Вместе с тем петрографические особенности не­ которых разностей, а также редкие признаки реликтовых текстур перво­ начальных пород приводят исследователей к единодушному заключению о том, что на месте пород беломорской серии широким распространением пользовались вулканогенно-терригенная и терригенная формации. Со­ гласно представлениям К. А. Шуркина и других геологов, первичный разрез беломорской серии был представлен главным образом терригеьными породами, накапливающимися в условиях ярко выраженной осадочной дифференциации, без видимых внутренних несогласий и пере­ рывов. Накопление псаммитового материала чередовалось с вулканоген­ ным, карбонатным, а также с основными лавами и пирокластами. Види­ мая мощность беломорской серии приблизительно оценивается в 8— 10 км (Шуркин, 1968). Среди гранитизированных пород залегают редкие локальные тела основных и ультраосновных пород, возраст которых до­ стигает 3000 млн. лет. Эти породы, по-видимому, также принадлежат к формациям догранитоидного ряда .

В Карельской зоне, как уже неоднократно было замечено, разрез, догранитоидного этапа развития определяют формации метабазитовога ряда .

Таким образом, сравнительный формационный анализ разрезов по­ род догранитоидного этапа развития рассматриваемых регионов пока­ зывает, что для Свекофенской области ведущее положение занимает лептитовая формация, в Беломорском районе — терригенная, а в Ка­ рельской зоне — диабазово-филлитоидная .

Время широкого становления свекофенских гранитоидов, как извест­ но, охватывает интервал 1900—1800 млн. лет. Близкие значения возра­ стов гранитизации и ультраметаморфизма получены и для Беломорского района, где однако, наряду с «молодыми» гранитоидами локально раз­ виты и сравнительно древние. Наиболее раннее проявление процессов гранитизации и ультраметаморфизма—2800 млн. лет назад — связана с Карельской зоной .

Дорифейское гранитообразование захватило все три региона, спаяв их в единую структуру щита. Вместе с тем структурная дифференциа­ ция, наметившаяся в предшествующий этап развития, предопределила существенно разную морфологию и гранитоидных форм. В Свекофенском регионе широко развиты пластовые тела гранитоидов, в Беломор­ ском — изометричные купола, а в Карельской зоне наблюдаются линей­ но вытянутые формы залегания гранитоидов, согласные с простиранием чешуйчатых структур .

Таким образом выясняется, что Карельская зона представляет собой своеобразный элемент структуры земной коры. Для нее характерна наи­ большая мощность «базальтового слоя» и валообразная форма его зале­ гания относительно смежных структур. Карельской зоне свойствен спе­ цифический метабазитовый ряд формаций, образование наиболее древ­ них членов которого предшествовало развитию формаций гранитоидного ряда, а более поздние члены возникали одновременно с формирова­ нием структур гранитоидного ряда. К Карельской зоне приурочено наи­ более раннее гранитообразование. И, наконец, рассматриваемая зона в современном срезе представляет собой асимметричную чешуйчатую структуру, природа которой связана со сжатием пород (см. фиг. 26) .

Фиг. 19 изображает структуру глубокого докембрия КМА. На схеме видно, что тектонический стиль указанного региона определяют формы, подобные развитым в Карельской зоне. Так же как и там, они состав­ ляют линейные системы кулисообразно расположенных относительно друг друга элементов чешуйчатых надвигов. Через весь район КМА про­ слеживаются в северо-западном направлении две разобщенные системы деформаций — Михайловско-Белгородская и Щигровско-Старо-Оскольская. Эти реликтовые формы, по-видимому, принадлежат структурному линеаменту более крупного порядка, расположенному за пределами рассмотренного региона. Основанием для такого предположения в из­ вестной мере служит то, что в гранитоидах, разделяющих чешуйчатые моноклинали, наряду с крутыми падениями гнейсовидности наблюдают­ ся ненарушенные участки с пологим ее залеганием .

Однообразные тектонические формы, свойственные докембрийским метаморфическим образованиям, сохраняют морфологическое постоян­ ство на огромных пространствах. Различия проявляются лишь в форме рисунка в плане современного среза. Наряду с линейными, кулисообраз­ но расположенными чешуйчатыми надвигами или моноклиналями, ши­ роко развитыми в Карелии и КМА, в докембрии Украинской железоруд­ ной провинции наблюдаются дугообразные структуры сравнительно не­ большой протяженности (см. фиг. 25). На более поздних стадиях разви­ тия они группируются в системы, объединяемые линеаментами значи­ тельной протяженности .

Изложенное выше позволяет наметить черты морфологического подо­ бия в развитии западной части структуры основания Восточно-Евро­ пейской платформы и орогенических поясов неогея с широким проявле­ нием горизонтальных перемещений по разломам земной коры (Пейве, 1960, 1967). Структурообразование в глубоком докембрии, так же как и формирование покровных структур альпид, мезозоид, герцинид и каледонид, протекало в условиях, способствовавших появлению на поверх­ ности глубинных пород. При этом деформации, связанные с тектониче­ ским сжатием, играли ведущую роль. Докембрийские структуры раскры­ вают строение корневых частей крутых надвигов с незначительными амплитудами перемещений. В современной структуре основания Восточ­ но-Европейской платформы они сохранились в виде реликтовых форм и занимают заметно меньшее место по сравнению с обширными площадя­ ми гранитоидов. Однако без анализа этих структур невозможно понять строение и историю развития основания платформы и эволюцию тектони­ ки и магматизма ее чехла .

Проведенный анализ тектоники основания Восточно-Европейской платформы не позволяет согласиться со сторонниками гипотезы о по­ всеместном развитии гранитного слоя на Земле. Этому противоречат данные геологии докембрия щитов. Существующие представления о строении ранних карелид восходят к тем взглядам, согласно которым этот структурный комплекс возник в виде прогибов и поднятий на кон­ тинентальной коре, образовавшейся еще в архее. Эти представления ос­ нованы на чрезвычайно широких интерполяциях, так как в пределах Балтийского щита архейские гранитоидные формации известны на весь­ ма ограниченной территории. Проведенный же структурный анализ ка­ релид не оставляет сомнений в том, что значительные площади ВосточноЕвропейского сегмента земной коры продолжали сохранять в архее океа­ нический тип разреза. Именно на этих участках и развивались в первую очередь чешуйчатые структуры карелид. В свете новых данных гипотеза возникновении карельских трогов на гранитной коре, с нашей точки о.зрения, не имеет под собой основания .

А р х а н г е л ь с к и й А. Д. 1922. К вопросу о геологическом строении местности в обла­ сти КМА и о возможных причинах последней. М., Госиздат .

л е л е в ц е в Я. Н. 1957. Геологическое строение и железные руды Криворожского бас­ сейна. М., Госгеолтехиздат .

Б е л е в ц е в Я. Н., С т р ы г и н А. И. 1960. Гранитизация пород железорудной форма­ ции и рудообразование. М., «Наука» (Междунар. геол. конгр., XXI сессия. Докл .

сов. геол. Проблема 13) .

Б о г а ч е в А. И., К у л и к о в В. С., П е к у р о в А. В., С л ю с а р е в В. Д. 1968. Новые данные по геологии и магматизму синклинорной зоны Ветреного пояса.— В кн .

«Вулканогенные и гипербазитовые комплексы протерозоя Карелии». Петрозаводск, Карельск. кн. изд-во .

В о й т о в и ч В. С. 1971. О природе Койкарской зоны дислокаций Балтийского щ ита.— Геотектоника, № 1 .

В я ю р ю н е н X. 1959. Кристаллический фундамент Финляндии. М., ИЛ .

А ф а н а с ь е в а Л. И., В а с и л ь е в а С. Н., Г е р л и н г Э. К., Г л е б о в а - К у л ь б а х Г. О., Л о б а ч - Ж у ч е н к о С. В. 1965. Новые данные по геохронологии д о ­ кембрия Карелии. — В кн. «Абсолютный возраст докембрийских пород СССР» .

М.—Л. «Наука» .

Т и л я р о в а М. А. 1949. Новые данные по стратиграфии и тектонике геологических об­ разований Карелии. — Изв. Карело-Финской базы АН СССР, № 2 .

Д о б р о х о т о в М. Н. 1958. Некоторые вопросы геологии докембрия КМА.— Материа­ лы по геол. и полезн. ископ. центр, районов Европейской части СССР, вып. 1 .

Д о б р о х о т о в М. Н. 1969. О некоторых вопросах геологии докембрия КриворожскоКременчугской структурно-фациальной зоны.— Изв. АН СССР, серия геол., № 4 .

. Д о б р о х о т о в М. Н., К у д е л я В. А. 1968. Геологическое строение ядра Криворож­ ского синклинория. — Геология рудных месторожд. № 5 .

iE г о р о в А. С. 1955. О структуре толщи железистых кварцитов Коробковского место­ рождения КМА. — В кн. «Железистые кварциты и богатые железные руды КМА» .

М., Изд-во АН СССР .

" Е г о р о в А. С. 1961. Главнейшие типы дислокаций и рудоконтролирующих структур в железорудной формации КМА. — В кн. «Вопросы разработки месторождений Кур­ ской магнитной аномалии». М., Изд-во АН СССР .

Е г о р о в А. С. 1966. Новые данные по тектонике и метаморфизму железорудной форма­ ции Курской магнитной аномалии. — Докл. АН СССР, 169, № 6 .

. З а й ц е в Ю. С. 1964. Результаты геологического картирования докембрия Белгород­ ского железорудного района КМА. — В кн. «Геология и полезные ископаемые центрально-черноземных областей». Труды Межобл. геол. совещания. Изд-во Воронежск. гос. ун-та .

З а й ц е в Ю. С. 1966. Михайловская серия Белгородского железорудного района и не­ которые вопросы стратиграфии докембрия Воронежской антеклизы. — В кн. «Тру­ ды 3-го Совещания по проблемам изучения Воронежской антеклизы». Изд-во Воронежск. гос. ун-та .

К а л и н и н И. П. 1966. Структура Михайловско-Новоялтинской синклинальной зоны КМА. — В кн. «Труды 3-го Совещания по проблемам изучения Воронежской анте­ клизы». Изд-во Воронежск. гос. ун-та .

К а л я е в Г. И. 1965. Тектоника докембрия Украинской железорудной провинции. Киев, «Наукова думка» .

К а л я е в Г. И., Б о й ч у к М. Д., Г л е в а с с к и й Е. Б., З а р и ц к и й А. И., Л а с ь к о в В. А., П о л у н о в с к ий Р. М. „ П я т н и ц а Л. С., X а р а к е з о в М. К. 1968 .

Стратиграфия вмещающих пород и структура Мариупольского железорудного место рождения. — Геология рудных месторожд., № 4 .

К н и п п е р А. Л. 1969. Тектоническое положение пород гипербазитовой формации в геосинклинальных областях. — В кн. «Проблема связи тектоники и магматизма». М., «Наука» .

К н и п п е р А. Л. 1970. Габброиды офиолитовой «формации» в разрезе океанической ко­ ры,— Геотектоника, № 2 .

К р а т ц К. О. 1963. Геология карелид Карелии. М., Изд-во АН СССР .

К р а т ц К. О., Н у м е р о в а В. Н. 1957. Краткий очерк геологического строения и ос­ новные черты металлогении восточной части Балтийского щита. — В кн. «Материа­ лы по геологии и полезным ископаемым северо-запада СССР», 1, Л., кн. изд-во .

К у д е л я В. А. 1965. Криворожско-Кременчугский глубинный разлом и сдвиговые дви­ жения вдоль н его.— Докл. АН УССР, № 1 .

К у л и к о в В. С. 1969. Базальтовый комплекс кряжа Ветреный пояс. Автореф. канд .

дисс., Свердловск .

Л а д и е в а В. Д. 1965. Осадочно-вулканогенные формации Конкско-Белозерской зоны.— В кн. «Геохронология докембрия Украины». Киев, «Наукова думка» .

Л е о н е н к о И. Н. 1966. Проблемы изучения Воронежской антеклизы и перспективы от­ крытия новых месторождений минерального сырья.— В кн. «Труды 3-го Совещания по проблемам изучения Воронежской антеклизы». Изд-во Воронежск. гос. ун-та .

Л и т в и н е н к о И. В. 1968. О некоторых результатах изучения глубинных разрезов различных структурно-фациальных зон Кольского полуострова и Карелии.— В кн .

«Геология и глубинное строение восточной части Балтийского щита». Л., «Наука» .

Л и т в и н е н к о И. В., Н е к р а с о в а К. А. 1962. Особенности глубинного сейсмическо­ го зондирования на Балтийском щите. — В кн. «Глубинное сейсмическое зондиро­ вание земной коры в СССР», ч. 1. М., Гостоптехиздат .

Л о б а ч - Ж у ч е н к о С. Б. 1969. Общая характеристика тектонического строения. — В кн. «Геология и петрология гранито-гнейсовой области юго-западной Карелии» .

Л., «Наука» .

Л у ч и ц к и й В. И. 1926. Петрографическое исследование кристаллических пород райо­ на КМА. — Труды Особой комиссии по изучен, курск. магнит, аномалии, вып. 7 .

М а р к о в М. С., С о л о в ь е в а И. А., Ч е х о в и ч В. Д. 1967. Островные дуги и станов­ ление «гранитного» слоя земной коры. — Геотектоника, № 1 .

Н и к о л ь с к и й А. П. 1964. О метаморфизме верхнеархейских пород юго-западной ча­ сти Русской платформы.— Труды Лабор. геол. докембрия АН СССР, вып. 19 .

Н и к о л ь с к и й А. П., Е ф и м о в А. Н. 1960. Геолого-металлогенический очерк восточ­ ной части Украинского щ ита.— Труды Всес. научно-исслед. геол. ин-та, новая се­ рия, 37, Н о в и к о в а А. С. 1963. О тектоническом положении магматических образований Вос­ точно-Европейской платформы. — Труды ГИН АН СССР, вып. 93 .

Н о в и к о в а А. С. 1965. О строении Восточно-Европейской платформы в протерозое.— Геотектоника, N° 1 .

Н о в и к о в а А. С. 1968. К вопросу о происхождении авлакогенов Восточно-Европейской платформы. — В кн. «Вулканизм и тектоника». М., «Наука». (Междунар. геол .

конгр., XXIII сессия. Докл. сов. геол. Проблема 5) .

Н о в и к о в а А. С. 1969а. Тектоника магматогенных структур Восточно-Европейской платформы. — В кн. «Проблемы связи тектоники и магматизма». М., «Наука» .

Н о в и к о в а А. С. 19696. Элементы тектоники глубокого докембрия основания Восточ­ но-Европейской платформы.— Докл. АН СССР, 188, № 2 .

Н о в и к о в а А. С., Ч а х м а х ч е в В. Г. 1967. К вопросу о происхождении ОнежскоСегозерской системы дислокаций. — Геотектоника, № 4 .

П а в л о в с к и й Е. В., М а р к о в М. С. 1964. Особенности тектоники ранних этапов развития земной коры континентов. — В кн. «Деформации пород и тектоника». М., «Наука» (Междунар. геол. конгр., XXII сессия. Докл. сов. геол. Проблема 4) .

П е р е в о з ч и к о в а В. А. 1960. Нижний и средний протерозой. Участок Ветреного по­ я с а.— В кн. «Геология СССР», 37, ч. 1. М., Госгеолтехиздат .

П е й в е А. В. 1960. Разломы и их роль в строении земной коры. — В кн. «Структура земной коры и деформации горных пород». М., Изд-во АН СССР (Междунар. геол .

конгр., XXI сессия. Докл. сов. геол. Проблема 18) .

П е й в е А. В. 1967. Разломы и тектонические движения. — Геотектоника, № 5 .

П е й в е А. В. 1969. Океаническая кора геологического прошлого. — Геотектоника, № 4 .

П и н а е в а Н. И. 1966. Новые данные о геолого-литологическом строении высокометаморфизованного осадочно-вулканогенного комплекса пород района Парандово (Центральная Карелия).—В кн. «Проблемы осадочной геологии докембрия, вып. 1» .

М., «Недра» .

П л а к с е н к о Н. А. 1957. К стратиграфии докембрия КМА. — В кн. «Труды межвузов­ ского научного совещания по геологии и полезным ископаемым Центрально-Черно­ земной области». Изд-во Воронежск. гос. ун-та .

П л а к с е н к о Н. А., Т у л у п о в В. А. 1964. К вопросу о стратиграфической границе между средней и верхней свитами Курской серии КМА. — В кн. «Геология и полез­ ные ископаемые центрально-черноземных областей». Изд-во Воронежск. гос. ун-та .

П л а к с е н к о Н. А. 1966. Главнейшие закономерности образования докембрийских желеэисто-кремнистых формаций (на примере КМА, Кривого Рога и других районов) и задачи их дальнейшего изучения. — В кн. «Труды 3-го Совещания по проблемам' изучения Воронежской антеклизы». Изд-во Воронежск. гос. ун-та .

П о л и щ у к В. Д. 1964. Основные черты строения и история геологического формиро­ вания докембрия КМА.— В кн. «Геология и полезные ископаемые центрально-чер­ ноземных областей». Изд-во Воронежск. гос. ун-та .

П о л и щ у к В. Д., П о л и щ у к В. И. 1966. Основные и ультраосновные интрузивные породы Воронежской антеклизы и перспективы поисков связанных с ними полезных ископаемых. — В кн. «Труды 3-го Совещания по проблемам изучения Воронежской антеклизы». Изд-во Воронежск, гос. ун-та .

Ц о л о в и н к и н а Ю. Ир. 1953. Стратиграфия, магматизм и тектоника докембрия Ук­ раинской С С Р.— Труды Лабор. геол. докембрия АН СССР, вып. 2 .

П о р о т о в а Г. А. 1966. Результаты геофизических работ по структурно-тектонической зоне Ветреный пояс и направление дальнейших исследований. — В кн. «Вопросы геологии и закономерности размещения полезных ископаемых Карелии». Петроза­ водск, Карельск. кн. изд-во .

П р о з о р о в с к и й А. А. 1955. Состояние разведанности и геологические перспективы района КМА. — В кн. «Железистые кварциты и богатые железные руды КМА». М., Изд-во АН СССР .

П у ш к а р е в Ю. Д., Ш у р к и н К. А. 1967. Особенности строения зоны сочленения беломорид и карелид и морфологические типы бластомилонитов. — В кн. «Деформа­ ция и структура докембрийских толщ». Л., «Наука» .

Р у с и н о в и ч И. А. 1959. Зона гипергенных изменений докембрийских пород и генезис железных руд КМА. — В кн. «Материалы по геологии и полезным ископаемым центральных районов Европейской части СССР». М., Госгеолтехиздат .

С е м е н е н к о Н. П. 1953. Докембрий Украинской С С Р.— Труды Лабор. геол. докемб­ рия АН СССР, вып. 2 .

С е м е н е н к о Н. П., Б о р д у н о в И. Н., Б о й к о В. Л., М а к у х и н а А. А., Л а д и ева В. Д. 1967. Геология осадочно-вулканогенных формаций Украинского щита (центральная часть).— Киев, «Наукова думка» .

С е р е б р я к о в Е. Б. 1966. О геологических результатах геофизических работ в Михай­ ловском железорудном районе КМА. — В кн. «Труды 3-го Совещания по проблемам изучения Воронежской антеклизы». Изд-во Воронежск. гос. ун-та .

С и н и ц ы н А. В., П е р е в о з ч и к о в а В. А., П о р о т о в а Г. А., Е р м о л а е в а Л. А., Г р и б В. П., С т а н к о в с к и й А. Д. 1971. Геологическое строение и перспек­ тивы никеленосности Ветреного пояса.— Геология рудных месторожд., № 1 .

С о к о л о в В. А. 1966. Вопросы геологии ятулия Карелии. — В кн. «Вопросы геологии и закономерности размещения полезных ископаемых Карелии». Петрозаводск, Ка­ рельск. кн. изд-во .

С о л л о г у б В. Б., П а в л е н к о в а Н. И., Ч е к у н о в А. В., X и л и н с к и й Л. А. 1966 .

Глубинное строение земной коры вдоль меридионального пересечения: Черное море — Воронежский массив. — Геофиз. сб. АН УССР, вып. 18 .

С о л л о г у б В. Б., Ч е к у н о в А. В., К а л ю ж н а я Л. Т. 1966. Глубинное строение земной коры Белозерского железорудного района, по данным сейсмических иссле­ дований.— Геофиз. сб. АН УССР, вып. 18 .

С т р ы г и н А. Н., Д о в г а н ь М. Н. 1961. Гранитизация метабазитов и пород нижней свиты в Ингулецком районе Криворожья.— Изв. АН СССР, серия геол., № 6 .

С т р ы г и н А. Н. 1963. Гранитизация пород в Украинском щите. — В кн. «Проблемы магмы и генезиса изверженных горных пород». М., Изд-во АН СССР .

С у б б о т и н С. И., Г у р е в и ч Б. Л., К у ж е л о в Г. К., С о л л о г у б В. Б., Ч е к у ­ н о в А. В., Ч и р в и н с к а я М. В. 1965. Глубинное строение территории Украинской ССР, по данным геофизических исследований. — В кн. «Геологические результаты прикладной геофизики». М., «Недра» (Междунар. геол. конгр. XXII сессия. Докл .

сов. геол. Проблема 2) .

С у д о в и к о в Н. Г. 1937. Докембрий Карельской АССР.— В кн. «Труды М еждународ­ ного конгресса. XVII сессия», 2. М., ОНТИ .

Т у г а р и н о в А. И., В о й т к е в и ч Т. В. 1966. Докембрийская геохронология матери­ ков.— М., «Недра» .

Ф р о л о в а Н. В. 1955. О методике изучения и стратиграфического расчленения архей­ ских образований на примере архея Восточной Сибири.— В кн. «Вопросы геологии Азии», 2. М., Изд-во АН СССР .

Х а р и т о н о в Л. Я. 1966. Структура и стратиграфия карелид восточной части Балтий­ ского щ ита.— М., «Недра» .

Ц и р ю л ь н и к о в а М. Я., Ч е ч е л ь Э. К., Ш у с т о в а Л. Е., С о к о л Р. С. 1968 .

Глубинное строение земной коры в восточной части Балтийского щита. — В кн. «Ге­ ология и глубинное строение восточной части Балтийского щита». Л., «Наука» .

Ц и р ю л ь н и к о в а М. Я., С о к о л Р. С. 1968. Особенности тектонического строения восточной части Балтийского щита, по геофизическим данным. — В кн. «Геология и глубинное строение восточной части Балтийского щита». Л., «Наука» .

Ч а й к и н С. И. 1964. Морфогенетические типы богатых железных руд КМА. — В кн.:

«Геология и полезные ископаемые Центрально-Черноземной области». — Изд-во Воронежск. гос. ун-та .

Ч а м о С. С., Б о р и с о в а Т. Т., А й з е н б е р г Т. М., Я к о в л е в Б. Ф. 1969. Глубин­ ное строение земной коры и верхней мантии Воронежской антеклизы, по исследо­ ваниям ГСЗ в 1967 году.— Бюлл. Моек, об-ва испыт. природы, отд. геол., 44, вып. 2 .

Ч е к у н о в А. В. 1966. Орехово-Павлоградский глубинный разлом и его продолжение на Русской платформе и в альпийском геосинклинальном поясе. — Геофиз. сб. АН УССР, вып. 6 .

Ч е к у н о в А. В. 1967. Особенности строения земной коры юга Европейской части СССР. — Сов. геол., № 12 .

Ч е р н о в В. М. 1964. Стратиграфия и условия осадконакопления вулканогенных (лептитовых) железисто-кремнистых формаций Карелии. — М.—Л., Изд-во АН СССР .

Ч е р н о в с к и й М. Н. 1960. Структура з ’еднання Захидно-Ингулецькой синклинали з Тарапако-Лихманивською антиклиналлю в Кривбаси. — Геол. ж. АН УССР, 20, вип. 2 .

Ш т р е й с Н. А. 1964. О происхождении Гондваны. — В кн. «Гондвана». М., «Наука»

(Междунар. геол. конгр., XXII сессия, Докл. сов. геол. Проблема 9) .

Ш т р е й с Н. А. 1967. Значение исследований Н. П. Хераскова в развитии учения о гео­ логических формациях — В кн. Н. П. Х е р а с к о в. Тектоника и формации. М., «Наука» .

Ш т р е й с Н. А. 1968. Проблема связи магматизма со структурами геосинклинальных систем. — В кн. «Вулканизм и тектогенез». М., «Наука» (Междунар. геол. конгр., XXIII сессия. Докл. сов. геол. Проблема 2) .

Ш у р к и н К. А. 1968. Главные черты геологического строения и развития восточной ча­ сти Балтийского щита. — В кн. «Геология и глубинное строение восточной части Балтийского щита». Л., «Наука» .

Ш у с т о в а Л. Е. 1966. Глубинное строение Балтийского щита по данным геофизиче­ ских исследований. — Сов. геол., № 5 .

Е s к о 1 а Р. 1927. Petrographische Charakteristik der kristallische Gestein Finnlands.— Fortschr: Mineral. Bd. 2 .

S e d e r h o l m J. J. 1899. Uber eine archaische Sedimentformation im siidwestlichen Finnland und ihre Bedeutung fur die Erklarung der Entstehungsweise des Grundgebirges.—Bull. Commiss geol. Finlande, N 6 .

W e t h e г i 11 G. W., К о u v о О., T i l t o n G. R., G a s t P. W. 1962. Age measurementson rocks from the Finish Precambrian.—J. Geol. 70, N 1 .

ВВЕДЕНИЕ. 5

–  –  –

Глава II

СТРУКТУРЫ ЖЕЛЕЗОРУДНЫХ КОМПЛЕКСОВ ДОКЕМБРИЯ КУРСКОЙ

МАГНИТНОЙ А Н О М А Л И И

–  –  –

ЛИТЕРАТУРА. 79

–  –  –

Chapter II

STRUCTURES OF IRON-ORE COMPLEXES OF THE PRECAMBRIAN OF THE

KURSK MAGNETIC A N O M A L Y

Chapter III

STRUCTURES OF THE PRECAMBRIAN OF THE UKRAINIAN IRON-ORE

P R O V I N C E

–  –  –

И З Д А Т Е Л Ь С Т В О «НАУКА»





Похожие работы:

«ЬЦ Ш НАУЧНЫ Е ВЕДОМ ОСТИ Серия История. Политология. Экономика. Информатика. дд 2012. № 13(132). Выпуск 23 УДК 930.23, 941470Г16/18”, 9414771”16/18”, 34.07 ПРОБЛЕМА СООТНОШЕНИЯ КИЕВСКОЙ ГУБЕРНИИ И ГЕТМАНСКОЙ УКРАИНЫ В ГОДЫ ПЕТРОВСКИХ РЕФОРМ В РОССИЙСКОЙ ИСТОРИОГРАФИИ' Статья посвящена анализу проблемы соотношения Я А ЛАЗАРЕВ правового статуса Ге...»

«ВОПРОСЫ ТЕОРИИ © 1992 г.,ЭО, № 1 В. М. Ш у й н и н ВЫЗОВ ДАРА В предисловии к своей книге "Миф о вечном возвращении" Мирча Элиаде писал: "Со всей определенностью можно сказать, что западна...»

«М. В. С а з о н о в а НОВОЕ В ИЗУЧЕНИИ СОЦИАЛЬНО-ЭКОНОМИЧЕСКИХ ОТНОШЕНИИ В КОКАНДСКОМ ХАНСТВЕ XIX в. Большой вклад в изучение истории узбекского народа вносит публи­ кация "Каталога архива кокандских ханов XIX в.", правителей одного из феодальных ханств Средней Азии, а также исследование на...»

«ГОМБОЖАПОВ Александр Дмитриевич КОЧЕВЫЕ ЦИВИЛИЗАЦИИ ЦЕНТРАЛЬНОЙ АЗИИ В ТРУДАХ Л.Н. ГУМИЛЕВА http://old.imbt.ru/gomboj.doc Специальность 07.00.09 – историография, источниковедение и методы исторического исследования Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата исторических наук Улан-Уд...»

«Академия и Кадм, Господское Обиталище и Храм Знаний в Армении Добродетель это знание (Сократ). Мифы это история об истории, ее мотивы хранят скрытые знания. Их выявление это отражение когнитивного света добродетели. Проф. Г. Ваганян...»

«Студенческий электронный журнал "СтРИЖ". №3(14). Май 2017 www.strizh-vspu.ru УДК 93/94 е.п. сухорукова, п.в. ЗакИреев (elenas81@inbox.ru, peterzakireev@gmail.com) Волгоградский государственный социально-педагогический университет ВНЕШНЕПОЛИТИчЕСКА...»

«Васильков Сергей Владимирович Борьба североамериканских колоний за независимость на страницах британской прессы Специальность 07.00.03 – всеобщая история (новая и новейшая история Западной Европы и Америки) Диссертация на соискание ученой степени кандидата исторических наук Научный руководите...»

«Июнь 2017 Привет, друзья! Даже если питерское солнце не спешит раскрыть объятия, мы знаем, как поднять вам настроение. В новом номере St.Scalpelburg Times вас ждут неизменно теплые новости, истории ярких и интересных людей, самые стильные украшения и множество полезных лайфхаков из мира красоты и любви к себе! Insid...»

«Античная древность и средние века. 2015. Вып. 43. С. 192–207 УДК 94(495).02+736.3+94(744.75) DOI 10.15826/adsv.2015.43.012 Н. А. АЛЕКСЕЕНКО НОВЫЕ СФРАГИСТИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ ПО ИСТОРИИ ВИЗАНТИЙСКОГО ХЕРСОНА VII–IX ВВ.1 Аннотация: Автор статьи публикует несколько византийских печатей VII–IX вв., найденных на тер...»

«САЛАВАТ АСФАТУЛЛИН 1812-1814: БАШКИРЫ ("Северные амуры") 200-летию победы России в Отечественной войне 1812 САЛАВАТ АСФАТУЛЛИН 1812-1814: Башкиры ("Северные амуры") КИНОСЦЕНАРИЙ ХУДОЖЕСТВЕННОГО ИСТОРИЧЕСКОГО ФИЛЬМА-ЭПОПЕИ УДК 791. 43 ББК 85. 374. 9(2) А91 В оформлении обложки использована картина А. О. Орловского "Башкир верхом", 1800-1810 гг....»

«О.Г. Басалаева Гуманитарная информатика. 2016. № 11. С. 18–24 УДК 165.19 DOI: 10.17223/23046082/11/3 СПЕЦИФИКА ИНФОРМАЦИОННОГО МИРОВОЗЗРЕНИЯ О.Г. Басалаева Национальный исследовательский Томский государственный университет, Томск, Россия e-mail: Oksana_Basalaeva@mail.ru Выявляются...»

«О. Р. Б у д и н а, М. Н. Ш м е л е в а ОБЩЕСТВЕННЫЕ ПРАЗДНИКИ В СОВРЕМЕННОМ БЫТУ РУССКОГО ГО Р О Д С К О ГО НАСЕЛЕНИЯ Праздники — сложное социальное и культурно-бытовое явление. Им посвящена значител...»

«Вестник ПСТГУ. Серия III: Давыденкова Мария Эмильевна, Филология ст. препод. кафедры теории и истории языка 2016. Вып. 4 (49). С . 129–140 филологического факультета ПСТГУ mdavydenkova@yandex.ru Калужнина Надежда Викто...»

«О некоторых особенностях реставрации произведений живописи Э.М. Белютина из коллекции Нижнетагильского музея изобразительных искусств. В 2012 году доктор исторических наук, искусствовед, член Союзов Писателей и Художников СССР и РФ, профессор МГУ, вдова Э.М.Белютина Нина Михайловна Молева перед...»

«Советский Союз в 1953-1964 гг. (конспект лекций, части 1, 2) Продолжаем публиковать конспекты лекций по истории СССР. Сегодня предлагаем первую часть о ситуации в СССР в первое десятилетие после смерти И.В. Сталина. В предлагаемом конспекте лекций разсмотрены следующие исторические события:Карибский кризис, XX съезд КПСС, запуск первого иск...»

«Абдуллаева Самира Мирахмед АРХИТЕКТУРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ РАЗВИТИЯ ПРИБРЕЖНЫХ ГОРОДОВ РЕКИ КУРЫ (АЗЕРБАЙДЖАН) В статье раскрывается специфика формирования архитектуры городов Азербайджана, расположенных в прибрежных зонах реки Куры. Анализируются факторы, влияющие на архитектурно-планировочные особенности рассматриваемых горо...»

«УДК 821.111(73) ББК 84(7Сое) Я65 Rick Yancey The Isle of Blood Published by arrangement with Simon & Shuster Books For Young Riders, an imprint of Simon & Shuster Children’s Publishing division Янси, Рик. Я65 Монстролог. Кровавый остров / Рик Янси; пер. с англ. М. Моррис. – Москва: Издательство АСТ, 2015....»

«Проблема свободы слова – одна из проблем, которые называются вечными. Во все исторические времена человек не был удовлетворен уровнем свободы слова, предоставляемым ему обществом. И для этого недовольства существуют объективные основания. В любом обществе не вся социальная информация...»

«Ойкумена. 2009. № 2 УДК 341.1. К.Л. Сазонова Миротворческая деятельность Великих Держав с использованием инструментария Организации Объединенных Наций The role of Great Power in the United Nations peacekeeping Статья посвящена проблеме миротвор...»

«ОСНОВНАЯ ПРОФЕССИОНАЛЬНАЯ ОБРАЗОВАТЕЛЬНАЯ ПРОГРАММА ПОДГОТОВКИ БАКАЛАВРА 44.03.01 Педагогическое образование Направленность (профиль): Образование в области иностранного языка Б. 1.14 История литературы стран первого иностранного языка Приложение 1 Типовые задания для проведения процедур оценивания результатов...»

«История и политология ИСТОРИЯ И ПОЛИТОЛОГИЯ Рожкова Аза Мусаевна Магистрант Милевский Олег Анатольевич д-р ист. наук, профессор ГОУ ВПО ХМАО – Югры "Сургутский педагогический университет" г. Сургут, ХМАО – Югра ИСТОРИЧЕСКИЕ ПРЕДПОСЫЛКИ ОТКРЫТИЯ ЦЕРКОВНЫХ ШКОЛ В РОССИИ Анно...»

«УДК 94(47).084.8 К.К. Семенов БЕЛЫЙ КРЕСТ О.А. ГЕШВЕНДА. РУССКО-НЕМЕЦКИЕ КОЛЛИЗИИ В ВОСПОМИНАНИЯХ О ФОРМИРОВАНИИ АНТИСОВЕТСКИХ ЧАСТЕЙ НА ВОСТОЧНОМ ФРОНТЕ С конца ХХ в . наметился заметный прорыв...»

«Министерство сельского хозяйства Российской Федерации ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ ОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ ВЫСШЕГО ПРОФЕССИОНАЛЬНОГО ОБРАЗОВАНИЯ САРАТОВСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ АГРАРНЫЙ УНИВЕРСИТЕТ ИМЕНИ Н.И.ВАВИЛОВА Факультет менеджмента и агробизнеса Кафедра социально-гуманитарных...»

«№ 5, 1944 К. В. Тревер (Член-корреспондент АН СССР) Н. Я. Марр и вопросы исторической науки • О б р а з М а р р а и с т о р и к а н е р а з р ы в н о связан с о б р а з о м Марра-арх е о л о г а в с и л у тех о с о б ы х в з а и м о о т н о ш е н и й, к о т о р ы е с л о ж и л и с ь с...»

«Judaica Ukrainica I (2012), 287–313 КрымсКий период в жизни америКансКой писательницы айн рэнд (алисы розенбаум)1 людмила ниКифорова Евпаторийское культурно-просветительское общество имени Анны Ахматовой nikifforovall@rambler.ru михаил Кизилов Тюбин...»







 
2019 www.mash.dobrota.biz - «Бесплатная электронная библиотека - онлайн публикации»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.