Начало][Введение][Геология региона][Коматииты, базальты][Андезидациты][Осадки][Протерозойские ассоциации][Литература][Термины

   Раннедокембрийские (нео-, мезо-архейские и палеопротерозойские) образования северо-запада России развиты в пределах трех основных региональных мегаструктур – Карельской гранит-зеленокаменной области (КГЗО или Карельский кратон), Беломорского подвижного пояса и Кольской гранулит-гнейсовой области (Докембрийская…, 1988). Карельский кратон расположен в юго-восточной части Фенноскандинавского щита на территории Восточной Финляндии и Карелии, занимая площадь более 130 тыс. кв. км. Границы кратона на юго-западе со Свекофенской складчатой областью и Беломорским подвижным поясом на северо-востоке имеют тектоническую природу (рис. 1).

Рис. 1. Схема геологического строения Карельского кратона (Кожевников, 2000). 1-4 архейская кора с возрастом: 1- неопределенным; 2- 3.5-3.0 млрд. лет; 3- 3.0-2.8 млрд. лет; 4- 2.85-2.7 млрд. лет; 5-7 архейские ЗКП с возрастом: 5 >2.9-3.0 млрд. лет; 6- 2.8±0.05млрд. лет; 7- неопределенным; 8-Беломорский мобильный пояс (БМП); 9- гранулитовые блоки в Западной Карелии: Вокнаволокский (В), Тулосский (Т), Шальский (Ш); 10- протерозойские супракрустальные породы; 11- платформенные образования; Зеленокаменные структуры: 1- Хизоваара; 2- Костомукша, 3- Хаутаваара; 4- Койкары; 5- Семчь- Суна; 6- Каменные озера; 7- Шилос; 8- Ялонваара; 9- Гимолы- Суккозеро; 10- Большозеро-Хедозеро; 11- Хатту-Иломантси; 12- Типасьярви; 13- Кухмо; 14- Суомуссалми.

  Формирование граничных шовных зон проходило в интервале 1.85–1.75 млрд. лет в связи с коллизионными процессами, протекающими на заключительной стадии развития Свекофенской складчатой области. Близкую природу имеет и северо-западная граница кратона с протерозойскими структурами Панаярви-Куусамо. Юго-восточная граница кратона с Русской платформой перекрывается отложениями венда-палеозоя.

Основные черты строения Карельского кратона

 Карельский кратон (Карельская гранит-зеленокаменная область – КГЗО) представляет собой крупную тектоническую структуру. В ее строении принимают участие супракрустальные метаморфизованные вулканогенно-осадочные образования лопийского комплекса (мезоархей), формирующие до 20% от общего объема пород, и инфраструктурные гранито-гнейсовые комплексы (75%) (Геология Карелии, 1987), представленные гранитами и гранито-гнейсами различного возраста и генезиса с содержащимися ксенолитами супракрустальных пород. Среди гранито-гнейсового комплекса выделяется ассоциация древних гранитоидов и тоналит-трондьемитовых гнейсов (ТТГ) Водлозерского блока, которые сопоставляются с высокометаморфизованными образованиями (эндербиты, чарнокиты) Западной Карелии из Вокнаволокского и Тулосозерского блоков (Володичев, 2002). Завершение формирования Карельского кратона произошло в период 2.6 млрд. лет. В последующем регион претерпел реактивацию, вызванную началом рифтогенеза, инициировавшим новый период конвергентных микроблоковых взаимодействий в палеопротерозое (2.45–2.40 млрд. лет) и формирование сумийских андезибазальтовых ассоциаций окраинно-континентального (Андийского типа) (Светов и др., 2004). Впоследствии этап сменился стабилизационным режимом, в ходе которого происходило образование протоплатформенного чехла, сложенного осадочными и вулканическими породами сариолия, ятулия и вепсия. Протерозойские комплексы образуют в Центральной и Восточной Карелии ряд крупных и мелких синклинальных структур и практически отсутствуют в Западной Карелии и Восточной Финляндии. В последующее время все комплексы подверглись тектонической активизации, связанной со свекофеннской орогенией. Сложное строение Карельского кратона находит свое отражение и в геофизических картах региона, для данной территории характерны в целом пониженные значения магнитного и гравитационного поля. Положительными аномалиями отмечаются мобильно-проницаемые зоны различного порядка, ядерные части блоков, где на уровне эрозионного среза развиты образования «диоритового» слоя, представленные «серыми гнейсами» тоналитового ряда. В целом на общем низком фоне контрастно проступают области, большая часть из которых представлена вулканогенными образованиями мезо-, неоархейского и палеопротерозойского возраста, а также интрузиями мафитов-ультрамафитов, что значительно облегчает картирование такого рода объектов. Блоковая гетерогенность (наличие блоков I, II, III порядков) в пределах Карельского кратона четко маркируется благодаря разделяющих их зонам глубинных разломов различного порядка. Для кратона установлены две главные системы разломов: ортогональная и диагональная, которые не всегда четко проявлены. Существующие геофизические критерии – зоны высоких горизонтальных градиентов силы тяжести; крутое и резкое ограничение аномалий; торцовое сочленение аномалий; пересечение аномалий различного простирания (Металлогения Карелии, 1999), позволяют маркировать большинство разломных нарушений. Наиболее древней является система разломов (ортогональных и диагональных) глубинного заложения, контролирующая размещение верхнеархейских зеленокаменных поясов (Рыбаков, 1987). Среди них выделяются разломы, разграничивающие блоки II порядка (геоблоки) и линеаменты более высоких порядков, при этом межгеоблоковые разломы подчеркивают линейных характер зеленокаменных поясов. В результате детальных геофизических исследований по профилю Гдов – Сосновый бор – Сортавала – Суоярви – Спасская губа, проведенных в 2002 г, были зафиксированы для южного фрагмента Карельского мегаблока (кратона), крупные тектонические нарушения, позволившие разделить его на блоки третьего порядка (с запада на восток): Центрально-Карельский, Хаутавааро-Гирвасский и Онежский (Глубинное строение… 2004). Для Хаутаваарско-Гирвасского блока подтверждены данные о существовании областей глубинных разломов (в пределах Хаутаваарской структуры), секущих земную кору и уходящих в верхнюю мантию (ориентировочные глубины >70 км). В его пределах установлена мощность земной коры варьирующая от 37 до 47 км (средняя расчетная мощность земной коры Карельского кратона составляет в среднем от 34 до 42 км (Металлогеническая эволюция…, 1993), при значительной мощности литосферы от 120 до 150 км в пределах профиля Кемь-Калевала.

Комплекс древних гранитоидов Водлозерского блока

 Древний комплекс гранитоидов наиболее полно сохранился в пределах Водлозерского блока. Блок имеет четкие западные и восточные границы, доминирующим развитием в нем пользуются гранитоиды, гнейсы и гранито-гнейсы, высокометаморфизованные и тектонизированные породы, содержащие в небольшом количестве линзы и прослои амфиболитов двух возрастных групп: 3.15 и 2.85 млрд. лет, наиболее древние амфиболиты соответствуют по геохимической характеристике толеитовым базальтам и могут рассматриваться как комагматы базальтовых ассоциаций позднеархейских зеленокаменных поясов (Чекулаев, 1996). Супракрустальные мафические породы (коматииты и высокомагнезиальные базальты) сохранились лишь в пределах Чревской структуры (Куликова, 1993). Рядом исследователей они интерпретируются как фрагменты раннеархейской протоокеанической коры с Sm-Nd изотопным возрастом 3391±76 млн. лет (Куликова и др., 1990; Пухтель и др., 1991), которая впоследствии была значительно изменена за счет внедрения гранитоидных массивов. Возраст ТТГ – комплекса в пределах Водлозерского блока равен 3540±60 млн. лет (Сергеев и др., 1990), однако существует ряд дополнительных датировок, выполненных по циркону из тоналитов и ранних мигматитов: 3210±12, 3166±14, 3138±63 млн. лет (Lobach-Zhuchenko et al., 1993). Гранитоиды представлены серогнейсовыми ТТГ-ассоциациями, они прорываются интрузиями эндербитов-чарнокитов с ксенолитами супракрустальных пород, измененных в гранулитовой фации метаморфизма (Володичев и др., 2002).

Высокометаморфизованные комплексы Тулосского и Вокнаволокского блоков

 В пределах Карельской гранит-зеленокаменной области к древним комплексам относятся породы Вокнаволокского и Тулосского блоков, расположенных в Западной Карелии и прилегающих районах Восточной Финляндии. Блоки выделяются по наличию слабоположительных гравитационных аномалий изометричной формы, и характеризуются широким развитием диафторированных пород, сформировавшихся в условиях гранулитовой фации метаморфизма – преимущественно образований эндербитового и чарнокитового ряда и супракрустальных пород основного и среднего состава – гранулитов (Володичев и др., 2002). Вопрос о первичной природе данных комплексов в настоящее время является дискуссионным, что обусловлено недостаточной геохронологической изученностью массивов.

Гранито-гнейсовые ареалы

 Данный тип комплексов представлен биотитовыми гнейсами, гранито-гнейсами, гнейсо-гранитами, амфиболитами и другими породными литотипами, формирование которых происходило субсинхронно с образованием двух генераций зеленокаменных поясов Карельского кратона в интервале 3.05–2.95 и 2.85–2.75 млрд. лет и кроме того, на заключительной стадии становления кратона в период 2.72–2.65 млрд. лет (Чекулаев и др., 1997). С первым этапом (3.0–2.9 млрд. лет) связано формирование гранито-гнейсовых ареалов в восточной части кратона, где они незначительно распространены на территории Водлозерского блока и по его границам, в примыкающих частях к Центральной и Юго-Восточной Карелии, в области распространения зеленокаменных поясов ранней генерации (Кожевников, 2000). В течении второго этапа (2.85–2.75 млрд. лет) ТТГ-ареалы были заложены в Западной, Северной Карелии, Восточной Финляндии, зона их распространения частично совпадает с областью развития гранитоидов первого уровня в Центральной и Юго-Восточной Карелии. Третий этап (2.75–2.65 млрд. лет) представлен в КГЗО в основном двуполевошпатовыми гранитами и, реже, субщелочными образованиями, которые формируют локальные син-, поздне- и пост-складчатые интрузии (Чекулаев и др., 1997; Кожевников, 2000).

Супракрустальный комплекс

 На современном эрозионном срезе лопийские вулканогенно-осадочные ассоциации сохранились лишь среди гнейсо-гранитных ареалов в виде реликтовых структур протяженностью от первых километров до 200–320 км при ширине от сотен метров до 50–60 км. Согласно геофизическим исследованиям они трассируются на глубины до 5–7 км. Линейное расположение реликтов зеленокаменных структур маркирует линейных характер первоначальных вулканических поясов региона (Зеленокаменные пояса…, 1988). В пределах КГЗО выделяются (Вулканизм архейских…, 1981) несколько крупных зеленокаменных поясов, соответствующих по своим размерам «суперпоясам» по К. Конди (Конди, 1983): Сумозерско-Кенозерский, Парандово-Тикшозерский, Ведлозерско-Сегозерский, Южно-Выгозерский, Гимольско-Костомукшский, Иломантси-Ялонвара-Тулос, Кухмо-Суомуссалми. Отдельные зеленокаменные структуры в пределах поясов зачастую имеют автономный характер развития. Для них установлено отсутствие достоверных базальных породных ассоциаций на границе с гранитоидными комплексами; тектонические границы между страто-тектоническими ассоциациями (СТА); стратифицированный характер толщ в СТА; фрагментарность разрезов и сложность их корреляции в пределах СТА; асимметрия структурного плана зеленокаменных доменов; осложнение структур большим количеством shear-зон, преимущественно субмеридионального заложения, приуроченных к внешним границам супракрустальных ассоциаций. Исторически выделяются несколько типов разрезов: хаутаваарский (с полимодальным вулканизмом и андезитами в нижней части разреза), костомукшский (с бимодальным вулканизмом и ассоциацией турбидитов и BIF в верхней осадочной части разреза) и пебозерский (с преобладанием в разрезе осадочных пород) (Стратиграфия…, 1984; Геология Карелии, 1987), которые в первом приближении могли выступать в качестве типоморфных при объединении структур в зеленокаменные пояса. Однако не всегда представляется возможным исчерпывающе, в данных координатах, описать все многообразие существующих породных ассоциаций и их взаимоотношений в пределах зеленокаменных структур. Следует подчеркнуть, что наиболее широко распространенными породными ассоциациями в зеленокаменных структурах восточной части Фенноскандинавского щита являются: коматиит-базальтовая (± ферробазальты); андезитовая (± андезибазальты); андезидацитовая (± риолиты) и осадочная (хемогенные, вулканогенно-кластические, терригенные и породы смешанного генезиса). Принимаемая до недавнего времени в построении обобщенного разреза верхнего архея аксиома о одновозрастном возникновении коматиит-базальтовых ассоциаций и соответственно этапов андезитового магматизма (Горьковец, 1993) сейчас претерпела значительные изменения в связи с определением возрастов реперных событий. Анализ накопившихся к середине 90-х годов геохронологических данных для супракрустальных пород зеленокаменных структур и ассоциирующих с ними гранитоидов позволил выделить несколько периодов формирования зеленокаменных поясов: 1) 3.4–3.2 млрд. лет, гранит-зеленокаменная система Водлозерского блока; 2) 3.05–2.95 (до 2.87) млрд. лет, зеленокаменные пояса обрамления Водлозерского блока, с севера – Каменоозерский, Южно-Выгозерский, с запада Ведлозерско-Сегозерский; 3) около 2.8 млрд. лет, зеленокаменные пояса: Костомукшско-Гимольский, Типасьярви, Кухмо-Суомуссалми, а так же Северо-Карельская группа зеленокаменных поясов от северной части оз. Выгозеро до оз. Тикшозеро и Кичаны. Геологические исследования последних лет показывают возможность выделения еще одной дополнительной группы гранит-супракрустальных комплексов в интервале 2.72–2.65 млрд. лет, приуроченных к периоду транспрессии и транстенсии коллизионного этапа развития Карельского кратона в бассейнах типа «pull-apart» (Кожевников, 2000; Володичев и др, 2002; Светов, 2005). К настоящему времени на современном уровне детально изучено лишь небольшое количество зеленокаменных структур (поясов, доменов) Карельской гранит-зеленокаменной области – Каменноозерская (Puchtel et al., 1999; Samsonov et al., 1999), Костомукшская (Puchtel et al., 1998; Лобач-Жученко и др., 2000), Хизоваарская (Кожевников, 1992; Щипанский и др., 1999; Кожевников, 2000), Иринегорская (Щипанский и др., 2001), что позволяет пока только апробировать концептуальное направление и методологию исследований подобных объектов и оставляет широкое поле для научного поиска. При этом в геологических обобщениях приводится большое количество аргументов в пользу применения плейт-тектонической концепции для объяснения эволюции формирования как отдельных страто-тектонических ассоциаций (СТА), так и архейских зеленокаменных поясов в целом. В ряде работ рекомендуется рассматривать их в качестве аккреционных орогенных систем не зависимо от масштаба объектов (Кожевников, 2000), включая в историю их формирования два основных этапа – латеральную аккрецию (Лобач-Жученко и др., 2000; Puchtel et al., 1998, 1999; Светов, 2005) и коллизию (Sorjonen-Ward et.al., 1997).

 В связи с тем, что в основе атласа лежит коллекция фотоматериалов по мезоархейскому Ведлозерско-Сегозерскому зеленокаменному поясу центральной Карелии, ниже приводится его краткая характеристика. Ведлозерско-Сегозерский зеленокаменный пояс (рис. 2) в Центральной Карелии протягивается более чем на 300 км в субмеридиональном направлении при ширине 50–60 км. В современном эрозионном срезе он состоит из Хаутаваарской, Койкарской, Семченской, Эльмусской, Паласельгинской, Остерской, Бергаульской, Совдозерской, Киндасовской и других структур.

Рис. 2. Схема геологического строения Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса. 1, 2 - Палеопротерозойские образования: 1- граниты рапакиви (1,65–1,62 млрд. лет), 2 – супракрустальные образования (2,50–2,10 млрд. лет); 3, 4 – Неоархейские образования: 3- плагиомикроклиновые граниты (2,85–2,87 млрд. лет), 4- диориты, гранодиориты, санукитоиды (2,74 млрд. лет), 5- габбродиориты, 6- габбронориты, 7- основные и ультраосновные породы, 8 – 11 мезоархейские образования: 8 – андезидацитовые вулканиты, адакиты и осадки (2,86–2,85 млрд. лет), 9- высокомагнезиальное габбро, 10 – коматиит-базальтовая ассоциация (лавы, туфы)(3,0–2,95 млрд. лет), 11 – вулканиты БАДР-серии, адакиты (3,05–2,94 млрд. лет), 12- амфиболиты, 13- гнейсо-граниты и мигматит-граниты (3,15–2,95 млрд. лет), 14- палеовулканические постройки: 1- Няльмозерская, 2- Игнойльская, 3- Хаутаваарская, 4- Масельгская, 5- Чалкинская, 6- Янишская, 7- Корбозерская, 8- Эльмусская, 9- Семченская (1-5 Хаутаварская структура, 6-9 Койкарско-Семченская структура); 15- разломы.

 В разрезах зеленокаменных структур преобладают вулканиты коматиит-базальтовой и известково-щелочной серии, формирующие вулканические постройки центрального типа. Реликты палеовулканов известны в Хаутаваарской и Койкарской структурах (Вулканические постройки 1978; Вулканизм архейских... 1981; Светова, 1988). Наиболее представительными являются реконструированные разрезы Хаутаваарской структуры общей мощностью 6 км и Койкарской структуры мощностью 3 км. Хаутаваарская структура вытянута в меридиональном направлении на 100 км и имеет максимальную ширину 10–12 км. Супракрустальные породы, объединяемые ранее в составе хаутаваарской серии, имеют общую мощность до 5.5–6 км. В опорном стратиграфическом разрезе серии выделяются 5 свит (Стратиграфия докембрия…, 1992 ) интерпретируемых нами как ансамбль совмещенных геодинамически контрастных стратотектонических ассоциаций (снизу вверх):

 Древнейшая базальт-андезит-дацит-риолитовая СТА (Виетуккалампинская свита). Включает БАДР-ассоциацию и сопутствующие вулканогенно-осадочные, вулканогенно-хемогенные парагенезы, сменяемые на заключительном этапе вулкано-терригенными породными ансамблями. U-Pb возраст крупнопорфировых дацитов Игнойльского субвулканического некка равен 2995±20 млн. лет (Сергеев, 1989), субвулканического штока андезитов Остерской структуры – 3020±10 млн. лет, субвулканической дайки андезитов (секущей коматииты Паласельгинской структуры) – 3000±10 млн. лет (Лобиков, 1982).

 Коматиит-базальтовая СТА (Лоухиваарская свита). Представляет стратифицированную толщу коматиит-базальтовой ассоциации с сопутствующими им туфами, туффитами и хемогенно- эксгаляционными породами с общей мощностью 2.7 км. Граувакки и моноконгломераты появляются в верхней осадочной пачке, ассоциируясь с графитистыми сланцами, серноколчеданными рудами, силицитами, железистыми кварцитами. Sm-Nd изохронный возраст свиты – 2921±55 млн. лет (Светов, Хухма, 1999).

 Молодая андезидацитовая СТА (Калаярвинская свита), разделяется на три пачки – нижняя, терригенная (полимиктовые конгломераты, арениты, алевролиты, внутриформационные конгломераты, вулканические арениты, аркозы, графитистые алевролиты) мощностью до 320 м., средняя пачка – вулканогенные породы дацитового состава, и третья пачка – осадочные породы (туффиты – граувакки – арениты – силициты – графитистые алевролиты – серноколчеданные руды) мощностью до 400 м. Общая мощность свиты составляет 900 м. Породы свиты прорываются Хаутаваарским массивом гранодиоритов – 2850±50 млн. лет (Тугаринов, Бибикова,. 1980), дайкой риолитов – 2854±14 млн. лет (Сергеев, 1989) и дайкой дацитов – 2862±45 млн. лет (Овчинникова и др., 1994).

 Базальтовая СТА (Кульюнская свита) сложена подушечными и массивными базальтами с единичными линзами гиалокластитов и туфов. Граувакки присутствуют в основании свиты, сменяя конглобрекчии в стратиграфической колонке вверх по разрезу. Общая мощность свиты составляет 600 м. Верхняя осадочная СТА (Усмитсанъярвинская свита), завершает разрез Хаутаваарской структуры, сложена осадочными (углеродсодержащими сланцами) и пирокласто-осадочными (туфы, туффиты дацитового состава, кремнистые сланцы) породами, видимой мощности до 200 м, встреченными в локальных разрезах.

 В пределах Койкарской структуры (рис. 2, № 6–9) сохранился фрагмент стратиграфического разреза, представленный двумя стратотектоническими ассоциациями (свитами): Коматиит-базальтовая СТА (Питкилампинская свита – аналог лоухиварской в Хаутаваарской структуре) слагает нижнюю часть стратиграфического разреза и представлена коматиит-базальтовой ассоциацией, общей мощностью 1000–1200 м. Разрез свиты сформирован массивными, подушечными, вариолитовыми, дифференцированными лавовыми потоками с тонкими прослоями туфового материала. Пирокластические фации не превышают 5–7% от их общего объема. Базальты перекрывают коматииты или чередуются с ними в разрезе. Верхняя часть свиты включает в себя кору выветривания, продукты перемыва коры, граувакки с редкими линзами аркоз и гравелитов общей мощностью в 200–230 м. Возраст коматиит-базальтовой ассоциации – 2944±170 млн. лет (Sm-Nd, изохрона) (Светов, Хухма, 1999). Молодая андезидацитовая СТА (Кивилампинская свита – аналог Калаярвинской свиты в Хаутаваарской структуре). Стратотектоническая ассоциация перекрывает коматиит-базальтовый ансамбль (питкилампинскую свиту) и разделяется на две пачки. Нижняя пачка представлена андезитовыми вулканитами в ассоциации с вулканогенно-осадочными породами, и верхняя – терригенными (конгломераты, гравелиты, граувакки, аркозы), хемогенными и вулканогенно-осадочными породами, общей мощностью до 940 м. В северной части структуры возраст некка субвулканических дацитов равен 2860±15 млн. лет (Самсонов и др., 1996). В прочих структурах Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса в современном эрозионном срезе реконструируемые стратиграфические последовательности представлены лишь фрагментарно, что является результатом его сложнодеформированного, слайдерного (пластинчатого) глубинного строения. В результате сейсмологического профилирования региона, выполненного в 2002–2003 гг. по профилю «Рубин» (г. Костомукша – г. Плесецк в своей западной части пересекающего юго-восточную часть Карельского кратона, фрагмент Центрально-Карельского террейна и Водлозерского домена), было установлено надвигание стратотектонических ассоциаций Сегозерско-Ондозерской пластины (северный фрагмент Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса) на расположенные восточнее породные комплексы Водлозерского блока. При этом плоскость надвига на глубинах 11–13 км сливается с разломом, ограничивающим Центрально-Карельский террейн и подчеркивает бескорневой характер пластины. Реликты разрезов зеленокаменных структур Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса сохранились на глубине в виде фрагментов коллажированных пластин меньшего масштаба, выклинивающихся на глубинах от первых до нескольких километров (Глубинное строение…, 2004). Таким образом, имеются достаточные основания для интерпретации геологического строения и эволюции Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса в координатах теории литосферных плит, однако следует учесть, что это вносит определенные ограничения на трактовку стратиграфических разрезов, обсуждаемых ранее многими авторами с позиций статического накопления (Стратиграфия докембрия…, 1992).

Палеопротерозойские комплексы

 Согласно официальному варианту региональной стратиграфической шкалы, использованной при разработке общей шкалы докембрия России, в нижнем протерозое Карелии выделяются следующие региональные стратиграфические единицы в ранге надгоризонтов (снизу вверх): сумийский (2500-2400 млн. лет), cариолийский (2400-2300 млн. лет), ятулийский (2300-2100 млн. лет), людиковийский (2100-1920 млн. лет), калевийский (1920-1800 млн. лет) и вепсийский (1800-1650 млн. лет). Состав отложений, включаемых в отдельные из перечисленных надгоризонтов, и их взаимоотношения трактуются геологами по-разному, однако взгляды на общий характер последовательности в целом единообразны, по крайней мере, в части интерпретации условий их формирования.

 Сумийский надгоризонт в Карелии представлен в основании маломощными корами физического выветривания и высокозрелыми осадками, затем мощной толщей вулканитов основного (андезибазальты) состава. Мощность лав достигает 1,5 км. Образование осадков происходило в условиях жаркого климата в тектонической обстановке пассивной окраины. Быстрое накопление мощной толщи лав при спокойном характере извержений позволяет сопоставить данный вулканический комплекс с древнейшей прототрапповой формацией. В составе лав преобладают массивные, миндалекаменные, вариолитовые, плагиофировые, брекчированные разности, реже подушечно-шаровые и пенистые в кровле потоков. Иногда почти треть верхней части разреза составляют брекчированные и пенистые лавы. Туфы в разрезе встречаются в виде маломощных слоев, редко фиксируются линзы грубых туфов.

 Сариолийский надгоризонт – представлен продуктами разрушения складчато-глыбовых сооружений сумия с образованием мощных толщ грубообломочных пород – сариолийских полимиктовых конгломератов. Денудации, видимо, способствовала деятельность ледников – вначале горных, затем покровных. (Коросов, 1991). Ледниковая деятельность обусловила образование тиллитоподобных конгломератов и осадочных, слоистых песчаников, завершающих разрез сариолия. Мощность отложений колеблется от 0,5-0,6 до 1-1,5 км.

 Ятулийский надгоризонт - начинается с площадных силикатных кор химического выветривания, которые установлены практически во всех районах развития ятулия в Карелии. Представлен тремя ритмически повторяющимися толщами – осадочными (кварциты, песчаники, конгломераты или карбонаты) в основании и вулканическими (базальты) в кровле. Мощность ятулия различна в разных структурах от первых метров до 2 км. Ятулийский платформенный эвапоритовый бассейн занимал практически весь архейский кратон (Хейсканен, 2001). В раннем ятулии происходило компенсационное заполнение бассейна существенно монокварцевыми осадками, перекрывавшееся базальтовым вулканизмом. В позднеятулийское время бассейн приобрел черты, свойственные карбонатной платформе. Тяжелый изотопный состав углерода ятулийских карбонатов придает им статус глобального маркера. Для осадочных карбонатных (доломитовых) комплексов ятулия характерны фитогенные постройки – строматолиты и микрофитолиты (п. Райгуба, д. Пялозеро, Южный Олений остров и др.) (Макарихин, Кононова, 1983). Карелия является классической областью распространения ятулийского базальтового вулканизма в условиях установившегося платформенного режима. Относительно спокойные трещинные излияния лав сформировали обширное лавовое плато, аналогичное фанерозойским трапповым комплексам. Выявлены подводящие каналы и палеовулканические постройки, среди которых особое место занимает Гирвасский вулкан, как наиболее уникальный и хорошо сохранившийся древний вулкан Европы (Светов, Голубев, 1967). Здесь представлены все структурно-текстурные особенности строения вулканической постройки: однородные и массивные лавовые покровы базальтового состава, вулканические эруптивные брекчии, заполняющие жерло вулкана, лавовые языки течения лавы, подушечные лавы, трубка взрыва, гидротермальные проявления – минеральные агрегаты хлорита, турмалина, кварца, эпидота, талька, кальцита, пирита, халькопирита и др.

 Людиковийский надгоризонт – сложен первично-глинистыми, карбонатными и существенно углеродистыми породами. В Онежской структуре людиковийский надгоризонт представлен заонежской и суйсарской свитами. Заонежская свита мощностью 1,3 км кроме осадков вмещает большое количество пластовых тел основных пород, в средней части свиты с базальтами чередуются шунгитсодержащие туфоалевролиты, аргиллиты, силициты, лидиты, известняки и доломиты. К данному уровню приурочены линзовидные тела высокоуглеродистых (30-7-% углерода) пород типа Заонежского и Шуньгского месторождений. Суйсарская свита (о. Суйсари) представлена 650-метровой толщей, сложенной туфами и лавами пироксеновых, плагиоклазовых и пикритовых базальтов. В людиковийское время кардинально изменилась геодинамическая ситуация – возникает океан Ермуа (по линии С. Приладожье – Кируна) с офиолитовым комплексом и более масштабный бассейн вдоль современного лапландского гранулитового пояса. Интенсивный вулканизм проявился на фоне специфического углеродистого седиментогенеза.

 Калевийский надгоризонт объединяет отложения флишевого типа большей мощности от 3-3,5 до 10 км, с конгломератами в основании залегающие с резким угловым и азимутальным несогласием на складчатых породах Сортавальской серии и ятулийских толщах. Терригенные породы представлены монотонным чередованием ритмично-слоистых биотитовых, кварц-биотитовых и биотит-кварцевых пород, часто содержащих порфиробласты глиноземистых минералов и известково-кремнистые конкреции. Среди них присутствуют вулканогенные образования по составу изменяющиеся от андезибазальтов до риолитов и хемогенные осадки. Климат калевийского времени был гумидным.

 Вепсийский надгоризонт – представлен континентальными аллювиально-озерно-дельтовыми зрелыми мономиктовыми кварцевыми отложениями красноцветного облика, сформировавшимися в условиях аридного (жаркого, засушливого) климата. На побережье Онежского озера обнажается нижняя часть шокшинской свиты (Шокшинский карьер), мощностью 200 м, в центре площади развития свиты мощность достигает 1 км. Породы свиты вмещают крупный габбро-диабазовый силл (карьеры Роп-ручей, … и др.). В отложениях вепсия выявлены онколитовые горизонты, которые возникали в мелководных лагунных фациях. 

Начало][Введение][Геология региона][Коматииты, базальты][Андезидациты][Осадки][Протерозойские ассоциации][Литература][Термины