Стратиграфия. Геологическая корреляция, 2020, T. 28, № 6, стр. 37-66

Вулканогенные образования

Согласно стратиграфическим реконструкциям (Имандра-Варзугская…, 1982; Федотов, 1985; Предовский и др., 1987; Melezhik et al., 2012) и геохронологическим данным (Amelin et al., 1995; Балашов, 1996; Баянова, 2004; Чащин и др., 2008; Вревский, 2011), наиболее древние вулканогенные образования, относящиеся к инициальной фазе развития рифта, формируют северный лежачий бок Имандра-Варзугской структуры (рис. 2). В течение сумийско-сариолийского периода выделяют крупные циклы магматической активности, представленные в разной степени метаморфизованными вулканитами в составе пурначской, кукшинской, сейдореченской и полисарской вулканогенно-осадочных свит. Помимо пурначской свиты, в которой наблюдается чередование горизонтов вулканитов и осадков, каждая из вышележащих свит имеет двучленное строение: в основании залегают осадочные образования, сменяющиеся вверх по разрезу вулканитами, доля которых составляет более 80% мощности свиты (Скуфьин, 2014).

Рис. 2.

Схема геологического строения западной части Имандра-Варзугской структуры (по Имандра-Варзугская…, 1982; Федотов, 1985; Melezhik et al., 2012, с дополнениями и изменениями). 1 – палеозой: нефелиновые сиениты, фоидолиты Хибинского и Ловозерского массивов; 2–18 – протерозой: 2 – щелочные сиениты Соустовского массива; 3 – панареченская свита; 4, 5 – томингская свита нерасчлененная (4) и вулканогенная (5); 6, 7 – ильмозерская свита вулканогенная (6) и осадочная (7); 8, 9 – умбинская свита вулканогенная (8) и осадочная (9); 10, 11 – полисарская свита вулканогенная (10) и осадочная (11); 12, 13 – сейдореченская свита вулканогенная (12) и осадочная (13); 14, 15 – кукшинская свита: гранофир (имандрит) (14) и осадочная (15); 16 – перидотит, пироксенит, габбро Имандровского интрузивного комплекса; 17 – перидотит, пироксенит, габбро Мончегорского и Федорово-Панского массивов; 18 – габбро-анортозиты Мончетундровского массива; 19 – гнейсы верхнеархейского комплекса; 20 – несогласное залегание (а), тектонические нарушения (б). Цифры в рамках – номера обнажений и отобранных образцов.

Пурначская свита. Метаосадочные породы, образующие среди вулканитов три горизонта в основании свиты, залегают на эродированной поверхности архейского фундамента. Метаосадки в основании свиты представлены граувакками, реже аркозовыми метапесчаниками, сохранившими горизонтально-слоистые или волнистые текстуры. Верхний горизонт осадков представлен метапесчаниками со значительной долей карбонатного цемента. Состав пород и их текстурные особенности свидетельствуют об их образовании в мелководных бассейнах со спокойной гидродинамикой (Предовский и др., 1987). Вулканогенная часть разреза представлена амфиболитами, в которых отмечены реликтовые текстуры миндалекаменных и массивных лав (Федотов, 1985). Оценки времени формирования пород свиты основаны на геологических соотношениях с перекрывающими ее вулканитами кукшинской свиты; нижняя возрастная граница определена на основе интрузивных пород, которые перекрываются вулканитами и датированы 2502 ± 2 млн лет (Amelin et al., 1995).

Кукшинская свита. Согласное залегание нижней части свиты на пурначских амфиболитах установлено в восточной части структуры (Melezhik et al., 2012; Скуфьин, 2014). Осадки, мощность которых достигает 400 м, в нижней части представлены метаграувакками, сменяющимися в верхах осадочной толщи аркозовыми метапесчаниками с линзами гравелитов и конгломератов. Как в граувакках, так и в песчаниках обнаруживаются следы косой слоистости, в последних также установлено присутствие материала нижележащих интрузивных базитов, имеющих возраст 2504 ± 2 млн лет (Amelin et al., 1995; Melezhik et al., 2012). В западной части Имандра-Варзугской структуры полимиктовые конгломераты и брекчии в основании свиты несогласно залегают на поверхностях выветривания не только архейских гнейсов и гранитов, но и интрузивных пород Мончегорского плутона. Вулканиты из верхов свиты прослежены вдоль северной границы структуры в виде полосы шириной от 200 до 1200 м, где согласно залегают на метаосадках. Разрез сложен многочисленными покровами, варьирующими по составу от афировых метабазитов, частично сохранивших первичные текстуры эффузивов, в частности пиллоу-лав, до полнокристаллических метадолеритов (Федотов, 1985). Указанные особенности строения свиты свидетельствуют о субаэральных условиях формирования пород (Melezhik et al., 2012).

Сейдореченская свита. Метаосадки, формирующие основание свиты, залегают на эродированной поверхности кукшинских метавулканитов. Особенностью внутреннего строения осадочной части разреза является выдержанность маркирующих горизонтов. Среди осадков доминируют метапелиты и кварцевые метапсаммиты, линзы карбонатных пород и метаграувакки. Согласно представлениям В.А. Мележика с соавторами (Melezhik et al., 2012), данный разрез характеризует постепенную смену стабильного мелководного платформенного режима, существовавшего на границе континентальной шельфовой зоны, на режим интенсивного погружения.

В строении разреза вулканогенной части выделяют три группы покровов (Федотов, 1985; Предовский и др., 1987). Нижняя группа мощностью до 800 м сложена переслаивающимися покровами Mg-базальтов и андезибазальтов. Средняя часть разреза мощностью до 1600 м сложена однородными андезибазальтами с редкими покровами андезидацитов и дацитов. В нижней части свиты и в подстилающих породах распространены силлоподобные дифференцированные гипабиссальные тела габбро-пироксенитов, комагматичные Mg-базальтам. Верхняя группа сложена однородными риодацитами, возраст которых составляет 2448 ± 8 млн лет (U–Pb метод, циркон; Чащин и др., 2008). Аналогами вулканитов сейдореченской свиты могут являться коматиитовые базальты, андезибазальты, дациты и риолиты в составе изолированного Арваренчского блока, располагающегося в западной части Имандра-Варзугской структуры и имеющего возраст 2424–2430 млн лет (Вревский, 2011).

Полисарская свита. Присутствие метаморфизованных кор выветривания нижележащих вулканитов, выше которых располагается слой полимиктовых конгломератов, свидетельствует о значительном перерыве в формировании сейдореченской и полисарской свит (Melezhik et al., 2012). Главной чертой стратиграфического разреза свиты, осложненного тектоническими нарушениями, является крайняя невыдержанность. Среди осадков полимиктовые, плохо сортированные конгломераты, перекрываемые массивными и слоистыми граувакками, составляют около 20% осадочной части разреза. В восточной части структуры в разрезе присутствуют коматиитовые и базальтовые туфы (Мележик, Предовский, 1982). Маркером континентальных геодинамических обстановок этого периода, существовавших на границе зоны рифтогенеза, является присутствие в составе свиты диамиктитов ледникового происхождения, возраст которых оценивается в 2411 ± 11 млн лет и отвечает времени Гуронского оледенения (Gärtner et al., 2014). Вместе с тем наличие в разрезе пиллоу-лав и особенности смены типа осадков в западной части свиты указывают на постепенный переход к морским условиям осадконакопления (Melezhik et al., 2012). Мощность вышележащих вулканитов, среди которых широко распространены шаровые лавы и лавобрекчии, достигает 2000 м. Признаком высокой проницаемости континентальной коры в этот период является преобладание среди вулканитов слабодифференцированных примитивных Mg-базальтов коматиитовой серии. Верхнюю часть разреза слагают вулканические и эруптивные брекчии среднекислого состава и дифференцированные продукты серии – андезибазальты, андезиты и дациты (Скуфьин, 2014).

Наиболее древние образования Печенгской структуры, которые могут быть сопоставлены с вулканогенно-осадочными сериями Имандра-Варзугской структуры, представлены ахмалахтинской свитой. Осадки в основании свиты, выделяемые в самостоятельную свиту неверскрук, залегают на архейском фундаменте, несущем следы длительного выветривания (Melezhik et al., 2012). В основании свиты преобладают плохо сортированные конгломераты и крупнозернистые песчаники, в составе которых присутствуют фрагменты архейских пород, непосредственно подстилающие осадки. Залегающие выше покровы, сложенные низкотитанистыми магнезиальными базальтами и ферробазальтами, чередуются с мелкими телами габбро-долеритов. Наиболее мафические члены серии, представленные пикробазальтами, вверх по разрезу сменяются андезибазальтами и дацитами (Melezhik, Sturt, 1994; Магматизм…, 1995; Минц и др., 1996). Наличие осадочных горизонтов, приближающихся по строению и составу к диамиктитам, может указывать на ледниковое происхождение толщи (Gärtner et al., 2014); особенности строения лавовых покровов базальтоидов свидетельствуют о субаэральном характере магматизма, происходившего в континентальных условиях (Melezhik et al., 2012).

Субвулканические образования

Палеопротерозойские дайки и силлы распространены в пределах всей северо-восточной части Фенноскандинавского щита и весьма разнообразны по составу. Крупные рои даек, приуроченные к границе архея и протерозоя, прослежены нами вдоль Баренцевоморского побережья, от российско-норвежской границы до губы Савиха, а также в центральной части Кольского полуострова, в районе Оленегорска и Мончегорского рудного узла (рис. 1). Имеются свидетельства присутствия роев раннедокембрийских базитовых даек в центральной части Кольского полуострова в районе Кейвской структуры (Федотов и др., 2012). Согласно полученным геохронологическим данным (Степанова и др., 2018, 2019), среди палеопротерозойских даек и силлов присутствуют две возрастные группы: 2.51 и 2.40 млрд лет.

Дайки возраста 2.51 млрд лет представлены кварцевыми долеритами, пироксен-плагиоклазовыми порфиритами и оливиновыми габбро-норитами, которые являются, по нашим данным (Егорова и др., 2019), производными кристаллизации единого первичного расплава. Тела кварцевых долеритов образуют несколько крупных роев, распространенных на всей территории Кольско-Мурманского блока (рис. 1). Дайки этого состава однородны по структуре, имеют слабо выраженные зоны закалки и не образуют крупнозернистых разновидностей. Основной мотив структуры долерита формирует плагиоклаз, центральные зоны которого имеют состав An_45–55. Интерстиции плагиоклаза выполнены авгитом и микрогранофировым агрегатом кварца и микроклина. Установленные по бадделеиту возрасты двух даек кварцевых долеритов из районов Лиинахамари и губы Волоковая составляют соответственно 2508 ± 6 и 2513 ± ± 16 млн лет (Степанова и др., 2019). Дайки пироксен-плагиоклазовых порфиритов закартированы только в центральной части Кольского полуострова, в районе Оленегорска, где они образуют компактный рой субпараллельных тел меридионального простирания. Помимо плагиоклаза, формирующего основной структурный мотив породы, для порфиритов характерно присутствие орто- и клинопироксена, а также магнетита. Оливиновые габбро-нориты, также закартированные в районе Оленегорска, образуют серию субвертикальных тел мощностью до 30 м. Согласно данным Ж.А. Федотова (Федотов и др., 2012), дайки этого состава присутствуют в Кейвском блоке и примыкающих к нему областях Мурманского блока. Помимо идиоморфных зерен оливина, в породе присутствуют плагиоклаз состава An₈₀, ортопироксен и клинопироксен (авгит). Возраст бадделеита из дайки оливинового габбро-норита, определенный U–Pb методом, составляет 2503 ± 2 млн лет (Степанова и др., 2019).

Отдельную группу даек близкого возраста, но имеющих отличные от описанных выше субвулканических пород геохимические характеристики, образуют единичные тела, сложенные оливиновым габбро (рис. 1). Для пород характерна микропорфировая структура, наиболее четко проявленная в зонах эндоконтактов и образованная фенокристами оливина (Fo_74–76), располагающимися в матриксе, состоящем из зонального плагиоклаза (An_45–22), авгита и оливина (Fo_25–41). Возраст даек, установленный по бадделеиту U–Pb методом, составляет 2505 ± 6 млн лет (Степанова и др., 2019).

Силлы и дайки возраста 2.40 млрд лет закартированы в северном обрамлении Печенгской структуры. Среди даек пикродолеритов, образующих рой северо-восточного простирания (40°), преобладают порфировые разновидности, содержащие во вкрапленниках фенокристы оливина Fo_75-80 (10%) и пижонита (30%). Маломощные силлы (до 30 м) пикродолеритов, формирующие пологие кулисообразные тела протяженностью до 4–5 км (Морозов и др., 2017; Ерофеева и др., 2019), имеют признаки дифференциации. Подошва и нижние части тел сложены меланократовым оливиновым габбро-норитом, который вверх по разрезу сменяется среднезернистым оливиновым габбро, а затем мелкозернистым кварцсодержащим габбро-долеритом и долеритом. Верхняя зона закалки сложена порфировидным пикродолеритом, вкрапленники в котором образованы фенокристами оливина Fo_81–92 и авгита. Возраст бадделеита из пород силла, установленный U–Pb методом, составляет 2399 ± 2 млн лет (Stepanova et al., 2017). Пространственно и генетически связанные с силлами дайки долеритов формируют рой северо-восточного простирания, обнажающийся на южном берегу Варангер-фьорда (рис. 1). Дайки имеют простое внутреннее строение и сложены кварцевыми долеритами, сходными по минеральному и химическому составу с верхними частями дифференцированных пикродолеритовых силлов. Возраст одной из даек, установленный по бадделеиту U–Pb методом, составляет 2401 ± 5 млн лет (Stepanova et al., 2017).

Плутонические образования

Согласно геохронологическим данным, расслоенные интрузии основного-ультраосновного состава подразделяются на две возрастные группы (Amelin et al., 1995; Баянова, 2004). К более древней группе, формирование которой началось 2505 (2515) млн лет назад и продолжалось, по разным оценкам, на протяжении нескольких миллионов лет (Balashov et al., 1993; Баянова, 2004; Баянова и др., 2017; Bayanova et al., 2019; Борисенко и др., 2015), относятся массивы Мончегорского рудного района, Федорово-Панский массив, массив горы Генеральской и др. Более молодая группа расслоенных интрузий базитов, возраст которой составляет 2440–2450 млн лет, объединяет Имандровский комплекс на Кольском полуострове (рис. 1) с массивами Северной Карелии (Бураковско-Аганозерский массив, массив Кивакка; Amelin et al., 1995; Байи и др., 2009) и Северной Финляндии (Пеникат, Кеми, Аканваара и др.; Hanski et al., 2001; Iljina, Hanski, 2005). Подробная информация о вещественном составе плутонических пород, представленная в публикациях (Чащин, 1999; Чащин и др., 2012, 2015; Латыпов и др., 2001; Расслоенные…, 2004), позволяет провести их корректный сравнительный анализ с одновозрастными вулканическими и дайковыми сериями.

Вулканогенные образования

Вулканиты пурначской и кукшинской свит. Наиболее ранние вулканиты, залегающие в основании Имандра-Варзугской структуры, метаморфизованные в условиях амфиболитовой фации и характеризующиеся крайне малым разнообразием, относятся к недифференцированному толеит-базальтовому типу и содержат в нормативном составе кварц и гиперстен. Среди пород пурначской свиты, наиболее раскристаллизованные разности которых сохранили первичные офитовые и пойкилоофитовые структуры, преобладают железистые метабазальты и метадолериты, отличающиеся невысокой магнезиальностью (#Mg = Mg/(Mg + Fe) = = 0.38–0.55) и повышенными содержаниями TiO₂, Fe₂O_3общ. и P₂O₅ (рис. 3) (Федотов, 1985; Минц и др., 1996). Метабазальты и долериты в составе кукшинской свиты имеют близкие петрохимические характеристики (#Mg = 0.45–0.55; табл. 1). Для пород обеих свит характерны широкие вариации крупноионных литофильных элементов (LILE), обусловленные влиянием метаморфических преобразований, и наличие отрицательной аномалии Nb (Nb/Nb* = 0.36–0.61; рис. 4а). Содержания Ni и Co варьируют в пределах 30–190 мкг/г. От вышележащих вулканитов породы отличаются низкими отношениями (La/Sm)_N = 1.7–2.6 при значениях (Gd/Yb)_N = 1.0–1.6, а также отсутствием Eu-аномалии (Eu/Eu* = 0.90–0.97). На диаграмме Ti–V, основанной на изменении коэффициента распределения V в зависимости от фугитивности кислорода в расплаве и характеризующей степень его окисленности при формировании в разных геодинамических обстановках (Shervais, 1982), вулканиты обеих свит попадают в поле типичных толеитовых расплавов (рис. 3е).

Рис. 3.

Диаграммы составов палеопротерозойских вулканитов пурначской (n = 28), кукшинской (n = 59), сейдореченской (n =141), полисарской (n =119) свит Имандра-Варзугской структуры, а также ахмалахтинской свиты (n = 112) Печенгской структуры. Составлено на основе оригинальных и опубликованных данных (Федотов, 1985; Предовский и др., 1987; Смолькин, 1992; Чащин и др., 2008). Здесь и далее n – число анализов петрогенных элементов.

Рис. 4.

Нормализованные к примитивной мантии содержания элементов-примесей в вулканитах кукшинской и пурначской свит (а), сейдореченской свиты (б), полисарской свиты (в) Имандра-Варзугской структуры и ахмалахтинской свиты Печенгской структуры (г). Данные по вулканитам пурначской свиты из работы (Минц и др., 1996). Здесь и далее на диаграммах нормализующие факторы по (McDonough, Sun, 1995).

Вулканиты сейдореченской свиты представлены полным рядом дифференциатов, варьирующих по составу от высокомагнезиальных коматиитов и коматиитовых базальтов до андезитов и риолитов (рис. 3). В разрезе свиты условно выделяют три пачки (Федотов, 1985), сложенные (снизу вверх) меланократовыми метабазитами, метаандезибазальтами и метариодацитами. В отличие от описанных выше вулканитов, доминирующие в объеме свиты андезибазальты принадлежат высокомагнезиальной серии (#Mg = 0.80–0.95) и имеют более низкие содержания TiO₂, составляющие в среднем 0.79 мас. %. Концентрации Ni и Cr, достигающие максимальных значений в коматиитах, в андезибазальтах в среднем составляют 158 и 213 мкг/г соответственно (табл. 1). На графиках распределения элементов-примесей (рис. 4б) обнаруживаются отрицательные аномалии Nb (Nb/Nb* = 0.22–0.34), Ti, а также Sr. Для этих пород характерно значимое обогащение легкими редкоземельными элементами (REE) ((La/Sm)_N = 2.2–3.6), незначительные вариации отношения Eu/Eu* = 0.8–1.1 и слабофракционированный характер распределения тяжелых REE ((Gd/Yb)_N = = 1.5–2.3).

Вулканиты полисарской свиты представлены низкотитанистыми (0.4–0.8 мас. % TiO₂) и умеренно-железистыми (Fe₂O_3 общ. < 12 мас. %) гиперстеннормативными разностями, которые могут быть отнесены к толеитовой серии (табл. 2). В отличие от вулканитов нижележащей сейдореченской свиты, в составе полисарской свиты доминируют меланократовые разновидности базальтов с содержанием MgO > 10 мас. % (рис. 3). Концентрации Cr и Ni, достигающие максимальных значений в пикродолеритах, в базальтах свиты варьируют в пределах 350–670 и 90–280 мкг/г соответственно. Повышенные содержания ванадия в сочетании с низкими концентрациями Ti (рис. 3е) смещают фигуративные точки составов полисарской серии толеитов на диаграмме Ti–V в область более окислительных условий консолидации расплавов. Спектры REE этой серии фракционированы в легкой части ((La/Sm)_N = 2.0–3.8) и слабо фракционированы в тяжелой части ((Gd/Yb)_N = = 1.3–1.9) (рис. 4в). Породы также характеризуются значительной отрицательной аномалией Nb (Nb/Nb* = 0.15–0.34) и незакономерными вариациями содержаний стронция.

Вулканиты ахмалахтинской свиты, относящиеся к наиболее ранним образованиям в составе Печенгской структуры, представлены умеренно-магнезиальными (#Mg = 0.29–0.69) гиперстеннормативными пикробазальтами, базальтами, андезибазальтами и дацитами (табл. 3) с содержаниями TiO₂ в пределах 0.69–1.62 мас. %. Концентрации Ni и Cr, коррелируемые с магнезиальностью пород, в пикробазальтах не превышают 150 и 700 мкг/г соответственно. Отношение Ti–V (рис. 3е) близко к средним значениям для окислительных условий, типичным для толеитовых расплавов. От вышележащих вулканитов куэтсярвинской свиты (Арзамасцев и др., 2020) породы ахмалахтинской свиты отличаются наличием отрицательной аномалии Nb (Nb/Nb* = 0.20–0.22) и отсутствием положительной аномалии Ti (рис. 4г). Распределение REE в породах свиты показывает значимое фракционирование в области легких REE ((La/Sm)_N = 3.0–3.6), слабое фракционирование в области тяжелых REE ((Gd/Yb)_N = = 1.8–1.9) и наличие отрицательной Eu-аномалии (Eu/Eu* = 0.75–0.90).

Субвулканические и интрузивные образования

Дайки возраста 2.51 млрд лет варьируют по составу от высокомагнезиальных оливиновых габбро-норитов (#Mg = 0.51–0.86) до пироксен-плагиоклазовых порфиритов и кварцевых долеритов (#Mg = 0.27–0.64; табл. 4, 5) (Егорова и др., 2019). Все породы характеризуются умеренными содержаниями TiO₂ (рис. 5), наличием отрицательной аномалии Nb (Nb/Nb* < 0.40) (рис. 6а–6в), а также вариациями Sr/Sr* отношения, связанными с неравномерным распределением в породах плагиоклаза. Последнее подтверждается положительной корреляцией Sr/Sr* и Eu/Eu* отношений. Спектры REE этих пород фракционированы в легкой области ((La/Sm)_N = 2.8–3.5) и слабо фракционированы в тяжелой области ((Gd/Yb)_N = 1.2–1.7), отношение Eu/Eu* варьирует в пределах 0.88–1.12. Распределение редкоземельных элементов в кварцевых долеритах и пироксен-плагиоклазовых порфиритах также отличается повышенным коэффициентом разделения легких REE ((La/Sm)_N = 2.1–4.1), слабым фракционированием тяжелых REE ((Gd/Yb)_N = = 1.3–2.2) и вариациями отношения Eu/Eu* (0.63–1.23). В отличие от описанных выше пород, оливиновые габбро, образующие пространственно изолированный рой даек, характеризуются низкой магнезиальностью (#Mg = 0.48–0.57) и повышенными содержаниями TiO₂, Fe₂O_3 общ. и Na₂O (рис. 5). На графиках распределения элементов-примесей присутствует отрицательная аномалия Nb (Nb/Nb* = 0.31–0.46; рис. 6в). Высокая вариативность концентраций Rb, Ba, Sr связана, по-видимому, с метаморфическими преобразованиями свекофеннского периода, а аномальное распределение U и Th, также наблюдаемое и в других разновидностях даек, связано с влиянием позднепротерозойских жил с урановой минерализацией (Каулина и др., 2017). Распределение редких земель характеризуется умеренным фракционированием легких REE ((La/Sm)_N = 1.9–2.6) и отсутствием Eu-аномалии. От всех субвулканических пород оливиновое габбро отличается высоким коэффициентом фракционирования тяжелых REE ((Gd/Yb)_N = = 2.4–2.7).

Рис. 5.

Диаграммы составов палеопротерозойских субвулканических и интрузивных комплексов Кольско-Мурманского блока. Составы плутонических серий Мончеплутона и Мончетундровского массива (n = 128), Имандровского комплекса (n = 51) приведены по данным (Расслоенные…, 2004; Чащин и др., 2008, 2012, 2015; Криволуцкая и др., 2010; Pripachkin et al., 2016).

Рис. 6.

Нормализованные к примитивной мантии содержания элементов-примесей в породах палеопротерозойских субвулканических и интрузивных комплексов Кольско-Мурманского блока. Данные по интрузивным породам Мончеплутона и Мончетундровского массива (д), Имандровского комплекса (е), Федорово-Панского массива (ж) и массивов Кивакка и Бураковского (з) из работ (Расслоенные…, 2004; Чащин и др., 2008, 2012, 2015; Криволуцкая и др., 2010; Pripachkin et al., 2016).

В плутонических комплексах возраста 2.50 млрд лет представлен полный спектр дифференциатов, варьирующих по составу от дунитов и перидотитов (#Mg = 0.80–0.90), содержание TiO₂ в которых не превышает 0.4 мас. % (рис. 5), до лейкогаббро и анортозитов. Для пород характерны повышенные концентрации Cr и Ni, приближающиеся в отдельных горизонтах расслоенной серии к промышленным значениям. По данным (Расслоенные…, 2004; Чащин и др., 2008, 2012), базиты Мончеплутона и Мончетундровского массива характеризуются наличием отрицательной аномалии ниобия (Nb/Nb* = 0.16–0.24; рис. 6д). Сходное распределение примесных элементов, по данным (Криволуцкая и др., 2010), демонстрируют породы Федорово-Панского массива (рис. 6ж). Стронциевые аномалии (Sr/Sr* = 2.2–9.4), преимущественно проявленные в лейкогаббро, обнаруживают положительную корреляцию с величиной Eu/Eu*, варьирующей в пределах 0.8–2.1. Распределение редкоземельных элементов характеризуется повышенными значениями (La/Sm)_N = 2.1–4.6 и низким коэффициентом разделения тяжелых REE (Gd/Yb)_N = 1.2–1.8.

Плутонические комплексы возраста 2.44–2.45 млрд лет лет сложены породами, по основным петрохимическим характеристикам сходными с основными телами возраста 2.50 млрд лет (Федотов, 1985; Чащин и др., 2015). Вместе с тем следует отметить отсутствие ультрамафитов в Имандровском комплексе, в составе которого присутствуют плагиопироксениты, содержащие Cr-минерализацию, и феррогаббро с Ti-магнетитовой минерализацией. Содержания большинства некогерентных элементов в породах Имандровского комплекса значительно превышают таковые в ультрамафитах Мончегорского района (рис. 6е) и породах близких по возрасту северокарельских массивов Кивакка и Бураковка (рис. 6з).

Силлы и дайки возраста 2.40 млрд лет на диаграммах MgO–оксид образуют единые тренды с закономерным изменением содержаний большинства петрогенных и редких элементов на фоне широких вариаций магнезиальности пород (MgO от 24 до 5 мас. %; рис. 5, табл. 5). Содержания Fe₂O_3общ. варьируют в пределах 10.3–13.5 мас. %, TiO₂ = 0.44–1.18 мас. %. Переход от ультрабазитов подошвы силлов к габбро и долеритам, слагающим верхние части тел, сопровождается изменением тренда дифференциации и сменой минерального парагенезиса в интервале MgO ~ 7.0–7.5 мас. % (Ерофеева и др., 2019). Распределение Zr, Nb, REE и других несовместимых элементов также обусловлено положением в разрезе силлов. Мультиэлементные спектры для пикродолеритов и их дифференциатов в составе силлов имеют близкую форму с обогащением LREE ((La/Sm)_N = = 1.9–3.3), слабым фракционированием HREE ((Gd/Yb)_N = 1.2–1.5), небольшой отрицательной аномалией Ti и отчетливо выраженным Nb-минимумом (Nb/Nb* = 0.3–0.5; рис. 6г).

Корреляция проявлений магматизма

Этап 2.51 млрд лет. Геохронологическими реперами, ограничивающими максимальный возраст вулканогенно-осадочных образований Имандра-Варзугской и Печенгской структур, являются расслоенные интрузии Мончегорского района, Федорово-Панских тундр и горы Генеральской, датируемые 2.51–2.47 млрд лет (Amelin et al., 1995; Hanski et al., 2001; Баянова, 2004; Iljina, Hanski, 2005; Байи и др., 2009; Борисенко и др., 2015). С этими значениями возраста совпадают полученные нами данные изотопного датирования даек кварцевых долеритов, оливиновых габбро-норитов и оливинового габбро (Степанова и др., 2019). Таким образом, базитовый магматизм этапа 2.51 млрд лет в северо-восточной части Фенноскандинавского щита представлен полной триадой эффузивных, субвулканических и интрузивных проявлений. Главными причинами, обусловившими высокую вариативность геохимических характеристик пород этой возрастной группы, очевидно, являются процессы дифференциации, наиболее полно проявленные в интрузивных телах, а также коровой контаминации, имевшей место на разных стадиях подъема расплавов к поверхности. Дополнительным фактором, повлиявшим на распределение крупноионных литофильных элементов, являются также метаморфические преобразования пород, что отразилось, например, в вариациях составов метавулканитов кукшинской свиты (рис. 4а). Тем не менее сравнительный анализ показывает, что по геохимическим характеристикам к вулканитам кукшинской свиты наиболее близки оливиновые габбро-нориты и пироксен-плагиоклазовые порфириты с возрастом 2503 ± 2 млн лет (Степанова и др., 2019), имеющие, по сравнению с более поздними вулканогенными сериями, наиболее низкие концентрации большинства некогерентных элементов (рис. 7а, 7б). Общими геохимическими чертами этих пород являются наличие резко выраженной отрицательной аномалии Nb и близкие значения отношений (Gd/Yb)_N, варьирующие в пределах 1.0–1.7, что указывает на единый источник первичных расплавов. Низкие отношения (La/Sm)_N, наблюдаемые в кукшинских и особенно в пурначских вулканитах, совпадают со значениями, зафиксированными в интрузивных сериях Мончеплутона, а также в сингенетичных базитовых дайках, секущих этот комплекс (Расслоенные…, 2004). К этой же группе следует отнести дайки кварцевых долеритов с возрастом 2508 ± 6 и 2513 ± 16 млн лет (Степанова и др., 2019), образующие, согласно результатам моделирования, единую серию с оливиновыми габбро-норитами и пироксен-плагиоклазовыми порфиритами (Егорова и др., 2019) (рис. 7б). Изотопный состав неодима пород этой группы предполагает высокие степени контаминации первичного расплава коровым материалом.

Рис. 7.

Распределение элементов-примесей в вулканитах кукшинской, сейдореченской и полисарской свит в сравнении с дайковыми сериями кварцевых долеритов, оливиновых габбро-норитов, оливинового габбро и пироксен-плагиоклазовых порфиритов, вулканитами ахмалахтинской свиты Печенгской структуры и интрузивными сериями Мончегорского и Имандровского комплексов.

Этап 2.45 млрд лет. Геохронологическим репером, позволяющим выделить автономный этап базитового магматизма в Кольско-Мурманском блоке, являются пространственно разобщенные блоки интрузивных тел, объединяемые в Имандровский комплекс (Расслоенные…, 2004), а также соотносящиеся с ними по возрасту вулканиты сейдореченской свиты, для которых получен возраст 2448 ± 8 млн лет (Чащин и др., 2008), подтверждающий ранее полученную датировку 2442 ± ± 1.7 млн лет (Amelin et al., 1995). Сравнительный анализ фрагментов этой структуры показывает, что близкие вулканитам сейдореченской свиты петрогеохимические характеристики имеют породы Прихибинской части Имандровского комплекса (рис. 7в). Следует отметить, что в пределах Кольско-Мурманского блока нами не установлены субвулканические образования с возрастом 2.45 млрд лет.

Этап 2.40 млрд лет. Магматические проявления этого этапа в Кольско-Мурманском блоке ранее не были достоверно установлены и известны только в сопредельных районах Фенноскандинавского щита (Vuollo, Huhma, 2005; Kullerud et al., 2006; Степанова и др., 2017). Полученные свидетельства существования в северной части щита силлов пикробазальтов и даек долеритов с возрастом 2399 ± 2 млн лет (Stepanova et al., 2017) поставили вопрос о присутствии в составе Печенгско-Имандра-Варзугского пояса вулканогенных гомологов, которые могли бы отвечать этому этапу. В соответствии со стратиграфическим разрезом, наиболее вероятными кандидатами являются вулканиты полисарской свиты Имандра-Варзугской структуры. Косвенным указанием на принадлежность базитов в составе этой свиты к этапу 2.40 млрд лет является близость их геохимических характеристик с дифференцированной серией силлов пикродолеритов, расположенных в северном обрамлении Печенгской структуры (Ерофеева и др., 2019). Как вулканиты полисарской свиты, так и субвулканические образования представлены полным рядом дифференциатов, имеющих низкие содержания TiO₂ и умеренную железистость. Для всех пород характерны отрицательная аномалия Nb, широкие вариации концентраций легких REE ((La/Sm)_N = 1.9–3.8) и умеренно-фракционированные спектры тяжелых REE ((Gd/Yb)_N = 1.2–1.9; рис. 7г). Вместе с тем среди вулканогенно-осадочных образований в разрезе самой Печенгской структуры не установлены породы, сходные по составу с высокомагнезиальной серией полисарской свиты. В частности, корреляция стратиграфических разрезов, проведенная без учета геохимии вулканитов, позволила сопоставить вулканогенно-осадочную серию полисарской свиты с породами ахмалахтинской свиты (Смолькин, 1997; Скуфьин, 2014), хотя ранее отмечались существенные различия в геодинамических обстановках формирования этих свит (Melezhik et al., 2012). Наши данные также показывают, что геохимические характеристики вулканитов в составе указанных свит существенно различаются по содержаниям как петрогенных, так и микроэлементов. Так, если среди вулканитов полисарской свиты преобладают магнезиальные разновидности с содержанием TiO₂ в пределах 0.4–0.8 мас. %, то породы ахмалахтинской свиты имеют повышенные концентрации Fe₂O_3 общ. и TiO₂ при более салическом составе преобладающей массы вулканитов. Значимые различия имеются и в распределении элементов-примесей (рис. 7д).

В отличие от полисарской свиты, вулканиты ахмалахтинской свиты обнаруживают сходство с породами сейдореченской свиты, располагающимися ниже в стратиграфическом разрезе Имандра-Варзугской структуры. Вулканиты обеих свит характеризуются умеренной магнезиальностью (#Mg = Mg/(Mg + Fe) = 0.47–0.49) и титанистостью (TiO₂ = 0.7–1.4 мас. %), имеют сходные спектры распределения элементов-примесей (наличие Nb-, Zr-, Ti- и Sr-минимумов) и близкий диапазон значений (La/Sm)_N и (Gd/Yb)_N отношений (рис. 7е). Дополнительным доказательством их близости является трехчленное строение вулканогенных разрезов обеих свит, в которых наиболее меланократовые члены ряда, отвечающие по составу Mg-базальтам и залегающие в основании свит, сменяются андезибазальтами и покровами андезидацитов и дацитов (Федотов, 1985; Магматизм…, 1995). Исходя из этих данных, можно предполагать, что первые проявления вулканизма в Печенгской структуре, представленные породами свит неверскрук и ахмалахтинской, соответствуют времени образования вулканитов сейдореченской свиты.

Следствием данной корреляции является значительный временной перерыв в эволюции Печенгской структуры, который фиксируется на границе ахмалахтинской и вышележащей куэтсярвинской свит (рис. 8). Учитывая геохронологические данные о возрасте вулканитов куэтсярвинской свиты и даек в северном обрамлении Печенгской структуры (2060 ± 8 млн лет; Степанова и др., 2019), можно полагать, что этот перерыв мог составлять более 300 млн лет. Аргументами в пользу существования такого перерыва являются, во-первых, зафиксированные признаки выветривания андезибазальтов, слагающих верхи ахмалахтинской свиты (Melezhik et al., 2012), и во-вторых, резкая смена геохимических характеристик куэтсярвинских вулканитов, в которых отсутствует Nb-аномалия и наблюдается значительное фракционирование как легких ((La/Sm)_N = 2.1–4.9), так и тяжелых ((Gd/Yb)_N = 2.2–2.9) редких земель.

Рис. 8.

Схема корреляции вулканогенно-осадочных образований (свит) Печенгской, Имандра-Варзугской структур, субвулканических тел и интрузивных комплексов Кольско-Мурманского блока для интервала 2500–2000 млн лет. 1 – вулканогенные породы, 2 – осадочные и вулканогенно-осадочные породы, 3 – дайки и силлы, 4 – интрузивные комплексы, 5 – архейские породы фундамента, 6 – тектонические нарушения по данным (Melezhik et al., 2012). Цифрами показаны геохронологические данные (млн лет) по данным: ¹ (Арзамасцев и др., 2020); ² (Ерофеева и др., 2019); ³ (Степанова и др., 2019); ⁴ (Amelin et al., 1995); ⁵ (Чащин и др., 2008); ⁶ (Hanski et al., 2014; Смолькин и др., 2018); ⁷ (Amelin et al., 1995; Баянова, 2004); ⁸ (Gärtner et al., 2014).

Проведенная с учетом опубликованных данных корреляция вулканогенных, дайковых и плутонических образований интервала 2.50–2.40 млрд лет позволяет выделить три фазы магматической активности. В течение первой фазы, продолжавшейся в диапазоне 2505 (2515)–2490 млн лет и локализованной преимущественно в пределах структуры северо-западного простирания, отвечающей современным очертаниям Имандра-Варзугской зоны, произошло внедрение крупных расслоенных интрузий Мончегорска, Федорово-Панских тундр и горы Генеральской. Этому же времени соответствует инициальный этап заложения Имандра-Варзугской структуры (пурначская свита) и значительная тектоническая активность, проявившаяся в образовании многочисленных разломов в Кольско-Мурманском блоке и заполнении их базитовыми расплавами, отвечающими по составу кварцевым долеритам и оливиновым габбро-норитам. Маркером второго импульса магматической активности являются интрузивные образования Имандровского комплекса (~2.45 млрд лет) и отвечающие им по составу вулканиты сейдореченской свиты. Этому же этапу, по-видимому, соответствует начало заложения Печенгской структуры и образование свит неверскрук и ахмалахтинской. Магматические проявления, отнесенные нами к третьей, наиболее поздней фазе (2.40 млн лет назад), за которой последовал длительный перерыв, локализованы как в пределах Имандра-Варзугской структуры, где они представлены породами полисарской свиты и близкими им по составу силлами и дайками пикродолеритов в обрамлении Печенгской структуры.

Таким образом, анализ геохимических характеристик вулканитов в совокупности с геохронологическими данными не свидетельствуют в пользу эволюционного характера развития Печенгской и Имандра-Варзугской структур. Существование нескольких относительно кратковременных импульсов, в течение которых сформировались как вулканогенные, так и осадочные толщи, разделенные более длительными периодами стабилизации, указывает на дискретный характер эндогенной активности в интервале 2.51–2.40 млрд лет.

Геодинамические обстановки формирования проявлений магматизма в интервале 2.51–2.40 млрд лет в северо-восточной части Фенноскандинавского щита

Основанные на анализе изотопного состава Os, Nd и Sr доказательства определяющей роли процессов плюм-литосферного взаимодействия, контролировавших магматизм сумийского периода (Hanski, 1992; Смолькин, 1997; Puchtel et al., 2001; Yang et al., 2016), привели к заключению о том, что в источнике базитовых магм, сформировавшихся на этапе 2.51–2.44 млн лет назад, доминировал плюмовый компонент при подчиненной роли субконтинентальной литосферной мантии. Геохимические характеристики пород Печенгско-Имандра-Варзугского пояса позволяют оценить уровни активизации палеопротерозойской мантии, из которых происходило поступление первичных расплавов. Умеренное значение (Gd/Yb)_N отношения, варьирующего в большинстве базитов в пределах 0.8–1.9, свидетельствует о генерации большей части расплавов выше поля устойчивости граната, в условиях менее глубинной мантийной фации шпинелевых лерцолитов (рис. 9). Исключение составляют оливиновые габбро даек Мурманского блока, имеющие более высокое отношение (Gd/Yb)_N = 2.3–2.7, что указывает на поступление первичных расплавов этой серии из более глубинных уровней фации гранатовых лерцолитов.

Рис. 9.

Диаграмма MgO–(Gd/Yb)_N для вулканогенных образований, даек и силлов с возрастом 2.51–2.40 млрд лет. 1–6 – вулканогенные образования: 1 – кукшинской свиты; 2 – сейдореченской свиты; 3 – полисарской свиты; 4 – ахмалахтинской свиты; 5, 6 – субвулканические серии: 5 – дайки возраста 2.51 млрд лет (кварцевые долериты, пироксен-плагиоклазовые порфириты, оливиновые габбро-нориты, оливиновые габбро), 6 – дайки и силлы возраста 2.40 млрд лет (пикродолериты); 7–9 – интрузивные серии: 7 – породы Мончеплутона и Мончетундровского массива по данным (Расслоенные…, 2004; Чащин и др., 2008, 2012, 2015; Криволуцкая и др., 2010; Pripachkin et al., 2016), 8 – породы Федорово-Панских тундр по данным (Криволуцкая и др., 2010), 9 – породы Имандровского комплекса по данным (Расслоенные…, 2004; Чащин и др., 2008, 2012; Криволуцкая и др., 2010). Горизонтальная пунктирная линия – поля стабильности мантийных расплавов в равновесии с гранатом и шпинелью по (Wang et al., 2002). Значения N-MORB, OIB по (McD-onough, Sun, 1995).

Вместе с тем роль коровой контаминации в ходе магматизма сумийского периода остается неопределенной. Такие геохимические характеристики, как повышенные концентрации Ba, Rb, Th, U, высокое отношение (La/Sm)_N (рис. 3з), свидетельствуют о значительном вкладе корового компонента при формировании высокотемпературных базитовых расплавов этого периода. Дополнительным параметром, отражающим меру окисленности базитовых расплавов при контаминации и основанным на возможности существования ванадия как в восстановленной (V³⁺), так и в окисленной (V⁴⁺, V⁵⁺) форме (Shervais, 1982), является отношение этого элемента к такому малоподвижному элементу, как титан. На диаграммах Ti–V (рис. 3е) фигуративные точки составов вулканитов полисарской свиты, в отличие от остальных пород, смещены в поле наиболее окисленных составов. В этой же области, отвечающей породам, формировавшимся в более окислительных обстановках, располагаются породы плутонических комплексов Мончеплутона, Мончетундры и Федорово-Панских тундр, а также в нее частично попадают составы пикродолеритов из силлов, имеющих возраст 2.40 млрд лет.

Поскольку Sm–Nd изотопные данные для большей части вулканитов отсутствуют, степень коровой контаминации первичных расплавов может быть оценена лишь приближенно на основе модельных расчетов, в которых характеристики исходного расплава отвечают либо составу примитивных выплавок деплетированной мантии (McDonough, Sun, 1995; Salters, Stracke, 2004), либо модельному составу первичных коматиитовых расплавов вулканогенной серии Ветреного пояса (Puchtel et al., 2001). На диаграмме Zr/Y–¹⁴³Nd/ ¹⁴⁴Nd_(T) (рис. 10), иллюстрирующей долю корового компонента с высоким Zr/Y отношением в составе мантийных расплавов, фигуративные точки вулканитов и субвулканических пород Имандра-Варзугской структуры формируют слабо выраженный тренд, в котором наименее контаминированные разновидности (0–5%) представлены дайками Мончегорского района, пикродолеритами из района Лиинахамари и коматиитовой серией толщи арваренч. Породы сейдореченской и ахмалахтинской свит, а также долериты из даек возраста 2.51 млрд лет характеризуются бóльшим вкладом корового компонента, не превышающим 10%, что подтверждают прочие индикаторные геохимические характеристики (рис. 3, 5д, 5ж, 5з). Еще более контаминированы высокомагнезиальные вулканиты полисарской свиты, занимающие на указанных диаграммах обособленное положение. Вместе с тем в дайках базитов, залегающих в теле Мончетундровского массива, наблюдается практически полное отсутствие коровой контаминации, что приближает их по характеристикам к первичным расплавам. Это, вероятно, обусловлено тем, что расплавы, сформировавшие дайки, поступали к поверхности по подводящим каналам, выполненным ранее внедрившимися магмами, сформировавшими интрузии Мончетундры, и не контактировали с породами фундамента. Исходя из приведенных данных, можно полагать, что поступление базитовых расплавов, происходившее в сумийское время в обстановках инициальной фазы внутриплитного рифтинга, привело к формированию широкой серии дифференциатов, в разной степени контаминированных коровым материалом.

Рис. 10.

Диаграмма Zr/Y–¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd_(T) для магматических образований Кольско-Мурманского блока. 1 – дайки долеритов и габбро (2.51 млрд лет; Степанова и др., 2019); 2 – силлы и дайки пикродолеритов (2.40 млрд лет; Степанова и др., 2019); 3 – вулканиты толщи арваренч (2.43 млрд лет; Вревский, 2011); 4 – интрузивные породы Мончегорского района (2.50 млрд лет; Расслоенные… 2004); 5 – вулканиты сейдореченской свиты (Чащин и др., 2008); 6 – вулканиты ахмалахтинской свиты (Skuf’in, Theart, 2005); 7 – дайки района Мончетундры (2.44 млрд лет; Нерович и др., 2014); 8 – интрузивные породы Имандровского комплекса (2.44 млрд лет; Чащин и др., 2015); 9 – N-MORB – состав базальтов срединно-океанических хребтов по (McDonough, Sun, 1995) и деплетированной мантии по (Salters, Stracke, 2004); 10 – модельный состав первичного расплава и 11 – поле составов вулканитов Ветреного пояса по (Puchtel et al., 2001). Линиями показаны модельные траектории изменения составов первичных расплавов в зависимости от R – степени контаминации по отношению к степени фракционирования; цифрами показан процент контаминанта. В качестве контаминанта принят состав архейских гнейсов Мурманского блока (район Лиинахамари–Снежногорск) с характеристиками Zr/Y = 17.9 и ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd_(T) = 0.508005 (наши данные).

Корреляция вулканогенных, дайковых и плутонических образований этапа 2.51–2.40 млрд лет, дополненная результатами анализа обстановок формирования осадочных серий в составе Полмак-Печенгско-Имандра-Варзугского пояса (Melezhik et al., 2012), не свидетельствует об эволюционном типе развития этой крупнейшей структуры и дает новые доказательства циклической смены геодинамических режимов. Выделенные уже на ранних этапах изучения пояса стратиграфические подразделения (Имандра-Варзугская…, 1982; Федотов, 1985; Предовский и др., 1987), объединяющие в основании каждой свиты осадочные образования, сменяющиеся вверх по разрезу вулканитами, являются подтверждением независимых циклов эндогенной активности. Ключевым элементом, свидетельствующим об автономности каждого цикла, является состав осадочных образований, слагающих основание каждой свиты. В частности, присутствие кор выветривания нижележащих вулканитов, а также базальных конгломератов в основании свит, терригенный характер осадков, закономерно сменяющихся все более глубоководными фациями, свидетельствуют о существовании на протяжении 100 млн лет как минимум трех периодов континентальных обстановок, разделенных эпизодами интенсивного магматизма. С классических позиций концепции плюм-литосферного взаимодействия, зафиксированное на инициальном этапе каждого цикла воздымание литосферного блока (“doming” или “upwelling” по (Campbell, Griffiths, 1990; Condie, 2001)), сопровождавшееся формированием систем радиальных роев даек и пенепленизацией, является закономерным этапом, предшествующим обширным проявлениям мантийного магматизма. Исходя из имеющихся данных, в палеопротерозойской истории северо-восточной части Фенноскандинавского щита можно выделить несколько автономных эпизодов смены геодинамических обстановок, являющихся закономерным следствием циклического проявления плюм-литосферных процессов.

Первый цикл эндогенной активности на рубеже 2.51–2.50 млрд лет, последовавший после длительного этапа пенепленизации, проявился в образовании многочисленных разломов в Кольско-Мурманском блоке и заполнении их базитовыми расплавами, отвечающими по составу оливиновым габбро-норитам. Последующая магматическая активность была локализована в пределах структуры северо-западного простирания, отвечающей современным очертаниям Имандра-Варзугской зоны, в бортах и оперяющих разломах которой произошло внедрение крупных расслоенных интрузий Мончегорска, Федорово-Панских тундр и горы Генеральской, а также вулканитов пурначской и кукшинской свит. Современные данные изотопного датирования свидетельствуют об относительной кратковременности магматизма этого этапа: интервал формирования большинства интрузий не выходит за пределы точности измерений и отвечает периоду 2500 ± 10 млн лет.

Второму импульсу магматической активности предшествовал длительный период континентальных обстановок, зафиксированный в осадочных образованиях сейдореченской свиты и свидетельствующий о постепенной смене стабильного платформенного режима на режим интенсивного погружения. Геохронологическим маркером этого этапа являются интрузивные образования Имандровского лополита и вулканиты сейдореченской свиты, возраст которых оценивается в интервале 2440–2450 млн лет. Этому этапу, по-видимому, соответствует начало заложения Печенгской структуры и образование свит неверскрук и ахмалахтинской.

Магматическим проявлениям, датированным 2400 млн лет и отнесенным нами к третьей, наиболее поздней фазе, также предшествовали континентальные обстановки (ледниковые отложения в основании полисарской свиты, возраст которых приближенно оценивается в 2411 ± 11 млн лет (Gärtner et al., 2014)). Вулканиты этого цикла представлены высокомагнезиальной серией полисарской свиты и близкими им по составу силлами и дайками пикродолеритов в обрамлении Печенгской структуры.

Таким образом, анализ геохимических характеристик вулканитов в совокупности с более точными геохронологическими данными свидетельствует о существовании нескольких относительно кратковременных импульсов магматизма, в течение которых сформировались как вулканогенные, так и интрузивные комплексы, разделенные значительно более длительными периодами стабилизации (>40 млн лет), что указывает на дискретный характер эндогенной активности в интервале 2.51–2.40 млрд лет.