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

  Коматиит-базальтовые ассоциации, как наиболее характерные образования архейских зеленокаменных поясов, вызывают повышенный интерес многих исследователей. На основе их изучения возможно судить о составе и состоянии магмогенерирующих зон верхней мантии (Arndt, 1986; Abbott et. al, 1994; Herzberg, 1995); многие геохимические характеристики пород коматиитового ряда позволяют реконструировать эволюцию теплового режима Земли, восстановить геодинамические обстановки, существовавшие в период их образования (Nisbet et al., 1993; Komatiites…, 1982; Arndt, 1986; Гирнис, 1985; Гирнис, 1998; Гирнис и др., 1987). С коматиитовыми ассоциациями связаны крупнейшие сульфидные месторождения, такие как Камбалда, Скотия, Агню (кратон Илгарн, Западная Австалия), Лангмур, Алексо (кратон Супериор, Канада), Троян, Дамба, Шангони (Зимбабве) и многие другие с запасами от 0.05 до 45 млн. т. руды с содержанием Ni от 0.9 до 4.1% (Naldrett, 1989; Hill et al, 1987; Lesher, 1989).
  После открытия коматиитов в районе р. Комати нагорья Барбертон Южной Африки (Viljoen, Viljoen, 1969) в течении 10 лет аналогичные породы были выявлены практически на всех докембрийских щитах мира (Komatiites, 1982).
  В пределах Фенноскандинавского щита архейские коматииты обнаружены и исследованы в Центральной Финляндии – пояс Кухмо-Типасярви-Суомуссалми (Jahn et al., 1980; Hanski, 1980), Норвегии – пояс Карасъйок (Often, 1985), Карелии – Сумозерско-Кенозерский, Ведлозерско-Сегозерский, Гимольско-Костомукшский и др. пояса (Зеленокаменные..., 1988; Коматииты..., 1988; Металлогеническая..., 1993; Светов, 1997; Puchtel et al., 1998; 1999; Svetov et al., 2001), и Кольском полуострове (Вревский, 1980; 1989; Борисова и др., 1991; Смолькин и др., 1991;2000; Смолькин, 1992).
  Чаще всего, в пределах архейских зеленокаменных структур коматииты формируют стратифицированные лавовые толщи, состоящие из переслаивания различных типов лавовых потоков (мощностью от 1 до 10–15 м) с пирокластическим и реже, осадочным материалом (Sylvester et al., 1997). Уникальной морфологической чертой коматиитовых лав является проявление сильной дифференциации (Рис.3) при образовании лавовых потоков (мощностью от 1 до 100 м), что выражено в формировании зон закалки, кумулятивного, массивного, крупнозернистого строения, зон спинифекс-структур и кровельных лавобрекчий (Arndt, 1986).
  Уместным будет напомнить классическое определение термина «спинифекс-структура», которое было опубликовано Н. Арндтом и Е. Нисбетом в работе «Что такое коматиит» (Arndt, Nisbet, 1982): «Спинифекс-структура характеризуется большими скелетными, пластинчатыми, вытянутыми формами кристаллов оливина или пироксена, обнаруженными в верхних частях коматиитовых потоков, или (что реже) в краевых частях силлов и даек. В настоящее время чаще всего первичные минеральные фазы, формирующие спинифекс-структуру, замещены на вторичные, такие как: серпентин, хлорит, тремолит, тальк, эпидот и альбит». В коматиитовых лавовых потоках зона спинифекс чаще всего сложена крупными скелетными, пластинчатыми или игольчатыми кристаллами, ориентированными как упорядоченно - перпендикулярно к кровле, так и беспорядочно – различноориентированно (Nesbitt, 1971). Спинифекс структура формируется кристаллами оливина или пироксена, что позволяет соответственно этому выделять «оливиновый» или «пироксеновый» спинифекс.

Рис.3. Схематические разрезы трех типов лавовых потоков перидотитовых коматиитов из района Мунро-Тауншип (Arndt et al., 1977). Фрагмент 1. А1 – зона закалки и полигональная трещинова- тость в кровле лавового потока, А2 –зона структур спинифекс различных типов, В1 – зона харриситового строения (дендритовидный оливин), В2–4 – кумулятивная зона потока. Фрагмент 2. А1 – кровля потока с зоной закалки и полигональной отдельностью, А2 – зона со структурой спинифекс, В – массивная зона лавового потока, без проявления кумулятивных структур. Фрагмент 3. А – кровля потока с зоной закалки и тонкой полигональной отдельностью, В – главная часть лавового потока, среднезернистые, мелкозернистые породы с грубой полигональной трещиноватостью.

  Зона кумулята в лавовых потоках чаще всего сформирована идиоморфными кристаллами оливина с небольшим количеством стекловатого вещества в матрице, в кумулятивной зоне выделяются подзоны ортокумулята, мезокумулята и адкумулята и иногда «харрисита» (harrisite) (зона представленная вытянутыми по оси крупными кристаллами оливина, ориентированного перпендикулярно основанию потока (Hill et al., 2001). Типизация кумулятивных структур (Рис. 4) проводится на основе соотношения валового объема кумулятивных кристаллов с «цементирующим» их матриксом. Для ортокумулятов характерен четкий, идиоморфный габитус оливина погруженного в мелко раскристаллизованный матрикс, при этом между кумулятивными кристаллами существуют лишь точечные контакты. Мезокумуляты - имеют более «плотную упаковку», в них часто кристаллы кумулятивного оливина имеют контакт по граням, но при этом сохраняются отдельные участки с раскристаллизованным мелкозернистым матриксом. Адкумуляты имеют для всех зерен 100% непосредственные контакты кумулятивных зерен по граням и для большинства из них тройное сочленение (Hill et al., 2001).

А     Б

В      Г

Рис.4. Микрофотографии структур оливиновых кумулятов в расслоенных лавовых потоках перидотитовых коматиитов Западной Австралии (Hill et al., 2001): А – оливиновый ортокумулят (серпентинизированный) – идиоморфные кристаллы оливина погружены в тонкокристаллический матрикс или имеют редкие точечные контакты; Б – оливиновый мезокумулят (серпентинизированный) – большинство кристаллов имеют контакты по граням, но сохраняются и участки тонкокристаллического матрикса; В – оливиновый адкумулят (серпентинизированный) – 100% зерен имеет контакты по граням; Г – харриситовый кумулят – сформирован дендритовидными кристаллами оливина

  Следует подчеркнуть и тот факт, что лавовые потоки всегда имеют свое индивидуальное «лицо», и не смотря на некоторые общие закономерности, проявленные в строгом чередовании дифференцированных зон (кумулята, спинифекс и т. д.), их мощности, обладают существенной структурной вариабельностью. Отличия в типе дифференцированности коматиитовых лавовых потоков непосредственно связано с PТ-условиями их излияния и географической удаленностью от центра извержений (Hill et al., 1987; Lesher, 1989).
  Пирокластические продукты по своим объемам распространения значительно уступают лавам и не превышают 2–10% от суммарной мощности реконструированных архейских коматиит-базальтовых разрезов (Sylvester et al., 1997). В противоположность им, для фанерозойских аналогов – коматиитов острова Горгона (Колумбия), характерны значительные объемы пирокластических фаций, превышающих по распространению лавы (Echeverria, Aitken, 1986; Arndt et al., 1997; Kerr et all., 1996).
  Проводя аналогию, можно предположить, что в архейских коматиит-базальтовых ассоциациях, туфы так же широко были представлены, однако еще до своей консолидации возможно последовала их эрозия. В пользу данного предположения свидетельствует широкое развитие в архейских зеленокаменных комплексах мафитовых граувакковых ансамблей, имеющих коматиитовую (коматиит-базальтовую) характеристику и природу, что подчеркивается их химизмом (высокими содержаниями MgO, Ni, Cr и распределением РЗЭ) (Condie, 1994; Светов, Светова, 2004).
  Результаты исследований показывают, что архейские коматииты формируются в различных геодинамических обстановках. Высокомагнезиальные архейские ассоциации группы Принца Альберта, провинции Рае, Канада (Schau, 1977), Саргур (Naqvi et al., 2002) и Бабадудан, запад кратона Дарвар, Индия (Srinivasan, Ojakangas 1986) находятся в тесном переслаивании с кварцевыми аренитами и аркозами, что характерно для стабильных, субаэральных (или малоглубинных) обстановок, свойственных для структур с интракратонным заложением или пассивных континентальных окраин (Thurston, Chievers, 1990; Lowe, 1994; Eriksson, Fedo, 1994; Thurston, Kozevnikov, 2000). Также возможность образования высококварцевых осадков может быть реализована в условиях «каннибализации» платформенных пород и в транспрессионных обстановках пулл-апарт бассейнов (Thurston, Kozevnikov, 2000), однако большинство аргументов свидетельствует в пользу обстановок типа пассивных континентальных окраин (Thurston, Chievers, 1990; Eriksson et al., 1994).
  В противоположность вышеизложенному, коматиит-базальтовые серии группы Онвервахт, зеленокаменного пояса Барбертон, ЮАР, (DeWitt, 1991), блока Малартик из зеленокаменного пояса Абитиби, Канада (Sylvester et al., 1997), Костомукши, СЗ Карелия (Puhtel et al., 1998) и многих других структур в своем составе имеют мощные толщи массивных и подушечных лав, в которых отмечаются небольшие прослои туфов и глубоководных осадков- чертов (силицитов). Данные серии могут быть образованы в глубоководных обстановках в спрединговых областях (DeWitt et al., 1987), океанических плато или океанических островах (Komatiites, 1982; Arndt et al., 1997; Puhtel et al., 1998). Были предложены геодинамические модели формирования коматиитовых ассоциаций в супрасубдукционных обстановках (коматииты Хизоваары, СЗ Карелия (Кожевников, 2000)).
  Образование коматиитовых и высокомагнезиальных ассоциаций в архее и протерозое происходило асинхронно в широком интервале времени, с несколькими глобальными максимумами на уровне 3.5–3.3, 3.1–2.6, 2.4–1.9 млрд. лет (Isley, Abbott, 1999;2002).
  Для Фенноскандинавского щита, судя по Sm-Nd данным, проявление коматиитового вулканизма приурочено к нескольким временным этапам. Наиболее древние высокомагнезиальные вулканиты (коматииты и базальты) описаны в юго-восточной части Фенноскандинавского щита в пределах Водлозерского блока. U-Pb -SHRIMP возраст тоналит-трондьемитовых гнейсов, формирующих его центральную часть, варьирует от 3210±12 до 3151±18 млн. лет (Lobach-Zhuchenko et al., 1993). Коматииты в Волоцкой толще выделены на севере от оз. Водлозеро, имеют древнейший Sm-Nd возраст 3391±76, ЕNdТ = +1.2 (Пухтель и др., 1991).
  Следующий этап коматиитового вулканизма характеризует интервал 3.05–2.90 млрд. лет. Областью его проявления стали периферические части Водлозерского блока, его северная, западная и восточная окраины .
В северо-восточной части блока в пределах Каменноозерской структуры (Сумозерско-Кенозерский зеленокаменный пояс) выявлена коматиит-базальтовая серия с Sm-Nd возрастом вулканитов 3054?84 млн. лет (Samsonov et al., 1996) и 2916±117 Ma, ЕNdt = +2.7 (Puchtel et al., 1999).
  В западной оконечности блока располагаются зеленокаменные структуры Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса. Sm-Nd возраст коматиитов и базальтов составляет 2921±55 млн. лет (Svetov et al., 2001), что хорошо коррелирует с U-Pb возрастом секущих даек.
  Третий уровень коматиит-базальтового магматизма был проявлен в пределах Фенноскандии в интервале 2.90–2.81 млрд. лет. В этот период происходило формирование высокомагнезиальных ассоциаций на Кольском полуострове в пределах зеленокаменного пояса Ура-Губа – Колмозеро-Воронье (с возрастом вулканитов > 2830 млн. лет. (Смолькин и др., 2000), в Северной Карелии – пояс Парандово-Тикшозерский (Хизоваарская структура с возрастом коматиитов >2805 (Кожевников, 2000)), в северо-западной Карелии пояс Гимольско-Костомукшский (Sm-Nd возраст коматиитов Костомукшской структуры составляет 2808±95 млн. лет (Лобач-Жученко и др., 2000) или 2843±39 млн. лет (Puchtel et al., 1998)), в Восточной Финляндии пояс Типасярви (с возрастом коматиитов >2830±2 млн. лет (Jahn et al., 1980), в зеленокаменном поясе Кухмо-Суомуссалми, Иломантси с возрастом высокомагнезиальных вулканитов >2800 млн. лет (Geological…, 1993).
  Протерозойский этап активизации коматиитового вулканизма (2.45–2.05 млрд. лет) отмечен в Восточной Карелии, где изучены протерозойские коматииты Ветреного пояса с возрастом 2410±34 млн. лет, ЕNdt = –0.9 (Пухтель и др., 1997); а также в Норвегии в пределах зеленокаменного пояса Карасъйок с возрастом коматиитов 2103±87 (Barnes et al., 1990); и в Северной Финляндии (коматииты района Сатасваара имеют возраст >2050 (Lehtonen et al., 1998)).
  Таким образом, основываясь на опубликованных данных можно выделить основные этапы высокомагнезиального (коматиитового) вулканизма на территории Фенноскандинавского щита в архее и протерозое: ? – 3.4, 3.05–2.90, 2.90–2.81 и 2.45–2.05 млрд. лет.

Структуры и текстуры высокомагнезиальных вулканитов

  Коматииты
  В пределах зеленокаменных доменнов Фенноскандинавского щита наиболее широко распространенны вулканиты коматиитового ряда представленные следующими фациальными разновидностями: лавовой фацией (массивные, подушечные, вариолитовые, дифференцированные лавы и лавобрекчии с мощностью потоков от 1 до 30 м) и пирокластической фацией (глыбовыми туфами, с величиной фрагментов 0,4-0,8 м, агломератовыми, пелитовыми туфами и туффитами, с мощностью туфовых прослоев от долей метра до 25 м). Палеоэксплозивный индекс в ряде структур достигает 15-18%.  Площади распространения коматиитов в пределах зеленокаменных структур варьируют от 1-1,5 до 15-20 кв.км. Коматииты в пределах Карельской гранит зеленокаменной области метаморфизованы в условиях зеленосланцевой и амфиболитовой фациях. При зеленосланцевом метаморфизме перидотитовые коматииты преобразуются в тальк-тремолит-карбонат-хлоритовые с магнетитом и серпентином, а пироксенитовые коматииты- в актинолит-тремолитовые породы. В амфиболитовой фации происходит их интенсивная антофиллитизация. 

Спинифекс-структура радиально-лучистого типа в лавовом потоке перидотитового коматиита, Совдозерская структура (масштаб 1:1).

А            Б

А- Спинифекс-структура веерообразного типа в кровле лавового потока перидотитового коматиита, Койкарская структура. Б-пакетный спинифекс в кровле лавового потока пироксенитового коматиита, Койкарская структура.

А            Б

А - Спинифекс-структура радиально-лучистого типа в центральной части лавового потока пироксенитового коматиита, Паласельгинская структура, Б - зона пакетного спинифекса в кровле лавового потока пироксенитового коматиита, Койкарская структура

А            Б

Реликты структуры спинифекс в пироксенитовых коматиитах (николи x, увеличение 35). Паласельгинская (А) и Койкарская (Б) структуры

Реликт кумулятивной структуры в подошве лавового потока перидотитового коматиита (николи ||, увеличение 35). Паласельгинская структура. 

Подушечные лавы пироксенитовых коматиитов Койкарской структуры. Межподушечное пространство представлено дробленым коматиитовым материалом с примесью хемогенного силицита. По подушкам в лавовом потоке четко диагностируется направление кровли.

Подушечные лавы пироксенитовых коматиитов Койкарской структуры в зоне растяжения. Обнажение находится в непосредственной близости от предыдущего, при этом в нем значительно изменяется за счет растяжения и смятия форма подушек, становится трудно реконструировать элементы залегания.

Массивные вариолитовые лавы пироксенитовых коматиитов Койкарской структуры. Вариоли (округлые образования) отвечают по своему составу низко-К андезидацитам, "матрикс" - пироксенитовым коматиитам. На фотографиях приведена прикровельная зона лавового потока мощностью около 20м. Вариолиты наиболее широко распространены в кровельной части лавового потока, присутствуют и в зоне кровельной лавобрекчии.

Вариолиты и микровариолиты в ядерных частях подушек пироксенитовых коматиитов Койкарской структуры. В зонах закалки подушечных лав вариоли отсутствуют, микровариоли появляются в краевых частях подушек, максимальная концентрация крупных глобул отмечается в ядерных частях подушек. Там же присутствуют линзы и пятна ликвата, образованные в ходе коалесценции глобул.

Фотография полированного образца вариолитовой лавы пироксенитового коматиита Койкарской структуры (размер образца 18см). Четко видна граница раздела вариоль-матрикс, зональное строение глобул и процесс сливания глобул с преодолением фазовых границ -коалесценция.

А            Б

А- Полигональная отдельность в горизонтальной стенке интрузива перидотитов (комагматичного коматиитам), Койкарская структура, Б - Полигональная отдельность в горизонтальной стенке (кровля) потока перидотитового коматиита, Каменноозерская структура.

 

А            Б

А - Полигональная отдельность в горизонтальной плоскости (кровля) лавового потока перидотитового коматиита, Паласельгинская структура. Б- Полигональная отдельность в вертикальной плоскости (перпендикулярно кровле) лавового потока перидотитового коматиита, Паласельгинская структура (оба выхода находятся в непосредственном контакте на расстоянии 3м).

А            Б

А - Полигональная отдельность лавового потока перидотитового коматиита, Хаутаваарская структура. Б- Мелкая полигональная отдельность лавового потока перидотитового коматиита, Хаутаваарская структура

А            Б

А - Полигональная отдельность лавового потока перидотитового коматиита, Хаутаваарская структура. Б- Полигональная отдельность в подушечном лавовом потоке перидотитового коматиита, Хаутаваарская структура.

Автобрекчии (кровельные брекчии) в лавовом потоке перидотитового коматиита, Совдозерская структура.

Реликт офитовой структуры в базальтовом коматиите (николи x, увеличение 35). Хаутаваарская структура. 

Агломератовые туфы пироксенитового коматиита (состав цемента и обломков отвечает коматиитам), Койкарская структура.

 

А            Б

А - Контакт массивного лавового потока пироксенитовых коматиитов и тонких плойчированных туфов пироксенитового коматиита, Паласельгинская структура. Б-Тонкие плойчированные туфы пироксенитового коматиита, Койкарская структура.

А            Б

А- Складки в тонких туфах пироксенитового коматиита, Койкарская структура. Б- Бомбовые туфы перидотитового коматиита, в контакте с массивным лавовым потоком пироксенитового коматиита, Койкарская структура.

Кристаллокластические туфы базальтового коматиита (николи x, увеличение 35), Койкарская структура.

Тонкие плойчированные туфы пироксенитового коматиита (николи x, увеличение 15), Койкарская структура.

Туф пироксенитового коматиита (николи x, увеличение 15), Паласельгинская структура.

Тремолититы (иголки тремолита формируют структуры похожие на спинифекс) в метаморфизованных ультрамафитах Койкарской структуры.

  Базальты
  Базальты являются наиболее распространенными породами в зеленокаменных поясах и занимают до 40- 8О% объема их разрезов. Они располагаются часто на нескольких стратиграфических уровнях, отвечающим самостоятельным стадиям вулканизма. Продукты базальтового вулканизма формируют обширные поля площадью в сотни кв. км и реже вулканические постройки центрального типа в пределах Карельской гранит-зеленокаменной области.
  В фациальном плане в базальтовых разрезах доминирует лавовая фация (массивные, подушечные лавы) с относительно редкими пирокластитовыми прослоями (горизонтами туфов не более 1О%).  Мощности потоков колеблются в широких пределах: от 1-2 м до 50-60 м. Для подушечных лав характерно многообразие морфологических разновидностей подушечной отдельности. Размеры их колеблются от 0,2-0,3 м до 0,7-1,0 м в поперечнике. Иногда встречаются блоки не распавшейся лавы до 6-7 м в поперечнике. Подушечная отдельность имеет следующее строение: темная зона закалки (от 0,5 до 5 см) - зона мелких миндалин (5-15 см) - центральная часть, иногда с пустотами размером 5-25 см.   
  В относительно слабо деформированных подушечных базальтах верхняя, направленная в сторону  кровли, часть  подушек выпуклая, а нижняя - вогнутая, с затеками между ниже лежащими подушками. Эта деталь помогает устанавливать кровлю и подошву потоков в случае их крутого и опрокинутого залегания.
Пирокластические фации представлены редкими горизонтами агломератовых, лапиллиевых псамммитовых туфов мощностью от 1-2 м до 35 м.     В Семченской структуре (Ведлозерско-Сегозерский зеленокаменный пояс) встречаются горизонты бомбовых туфов и гиалокластитов  мощностью 1,0-7,0 м.  
  В процессе регионального метаморфизма базальты претерпевают значительные  химические, минеральные и структурно-текстурные преобразования. На стадии автометасоматоза широко проявляются процессы кислотного выщелачивания и пропилитизации, результатом которых являются светлые, альбит-кварцевые или эпидот- альбит- кварцевые метасоматиты. При зеленосланцевом метаморфизме изменяется минеральный состав породы. Характерна ассоциация актинолит + альбит + плагиоклаз № 35-55 (реликтовый) + эпидот (клиноцоизит) + хлорит + магнетит - карбонат). По периферии подушек формируются зоны эпидотизации, которые в обнажении выделяются светлым оттенком. Сохраняются морфологические и минеральные особенности, образованные на стадии автометасоматоза.
  Первичная микроструктура породы сохраняется до эпидот- амфиболитовой фации. В процессе возрастания метаморфизма породы преобразуются в амфиболиты различной зернистости. При активном динамометаморфизме в условиях высокой ступени амфиболитовой фации образуются участки грубозернистых гранат- роговообманковых пород. Характерной чертой эволюции текстуры базальтов является образование метаморфической полосчатости в условиях динамометаморфизма и в процессе метаморфической дифференциации. Этот процесс  начинается еще при зеленосланцевом метаморфизме и достигает максимума на стадиях амфиболитовой и гранулитовой фаций. В условиях зпидот- амфиболитовой фации формируется сеть метаморфических жил  или образуются отдельные жилы эпидозитов, в минеральном составе которых преобладают зпидот (клиноцоизит), с примесью актинолита, хлорита, кварца, карбоната, сульфидов. В условиях амфиболитовой фации данный процесс проявлен более интенсивно Массивные базальты преобразуются иногда в полосчатые породы, внешне сходные со слоистыми осадочными. Полосы темные, существенно амфиболовые, и светлые, скарноиды, состоящие из эпидота, диопсида, плагиоклаза, кварца; иногда в них присутствуют скаполит гранат, сульфиды. В подушечных лавах эпидозиты в виде овальных, линзовидных обособлений образуются в центральных частях подушек, занимая до 1/3 ее объема. В центральных частях этих обособлений формируются гнезда кварца. В условиях складчатости подушки базальтов могут вытягиваться в узкие ленты с соотношением осей от 1:10 до 1:25. Одновременно проявленные процессы метаморфической дифференциации с образованием линз эпидозитов, преобразуют подушечные базальты  в псевдослоистую породу, которую можно принять в поле за осадочную.

Подушечные лавы высокомагнезиальных базальтов с мощными ( 3-5 см) зонами закалки. Эпидот-амфиболитовая фация метаморфизма. Хаутаваара. 

Подушечные лавы высокомагнезиальных базальтов Хаутаваарской структуры с тонкими зонами закалки у подушек ( <2 см).

А            Б

А - Гнездообразные обособления эпидозитов в подушечных базальтах, сформировавшиеся в результате метаморфической дифференциации в условиях эпидот-амфиболитовой фации метаморфизма. Паласельгинская структура Б - Подушечные лавы базальтов, подвергшиеся процессам кварц-альбитового автометасоматоза. Состав осветленных зон: кварц, альбит, эпидот, лейкоксен, хлорит.  Семченская структура.

А            Б

А- Подушечные базальты с порфиробластами плагиоклаза (псевдомандельштейн). Амфиболитовая фация метаморфизма. Бергаул. Б-Сильно деформированные (псевдослоистые) с проявлением метаморфической дифференциации подушечные базальты.Светлые полосы имеют существенно эпидотовый, темные - амфиболовый составы. Амфиболитовая фация метаморфизма. Бергаул.  

Подушечные лавы высокомагнезиальных базальтов Хаутаваарской структуры, в отдельных подушках наблюдаются центральные миндалины.

Подушечные лавы высокомагнезиальных базальтов. Паласельгинская структура.

А            Б

А-Метаморфические жилы в массивных базальтах, развитые по сланцеватости. Минеральный состав жил позволяет определить их как скарноиды: эпидот, диопсид, плагиоклаз №20-35; второстепенные: скаполит, лейкоксен, серицит, сульфиды. Амфиболитовая фация метаморфизма. Шотозеро. Б -Реликты офитовой структуры в базальтах (николи x, увеличение 35), метаморфизованных в условиях эпидот-амфиболитовой фации. Хаутаваарская структура

Реликт офитовой структуры в высокомагнезиальных базальтах (николи x, увеличение 35), метаморфизованных в условиях эпидот-амфиболитовой фации. Койкарская структура. 

А            Б

А- Железистые кварциты, образующие маломощные (1-2 м) горизонты между потоками высокомагнезиальных базальтов. Хаутаваарская структураБ- Туфы базальтов (актинолит тремолитовые сланцы) с кремнистыми стяжениями, вкрапленностью пирротина и графита. Хаутаваарская структура.

К разделу продукты андезидацитового вулканизма

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