CC BY
71
Преобразование и перенос вещества в сдвиговых зонах земной коры: приложение концепции к обоснованию генезиса полосчатой железорудной формации Кольского полуострова
Д.Г. Егоров
Геологический институт КНЦ РАН, Апатиты
Аннотация. В работе ставится проблема обнаружения твердофазовой дифференциации вещества в зонах сдвига с позиций концепции физической мезомеханики (В.Е. Панин). Эти представления используются для обоснования оригинальной гипотезы образования полосчатой железорудной формации Кольского полуострова: ее генезис трактуется как результат метаморфо-метасоматической дифференциации протолита (первичных высокожелезистых основных вулканитов) in situ, при подчиненном значении привноса-выноса вещества в масштабах рудовмещающей кольской серии в целом.
Abstract. The main idea of the paper is the detecting of the solid metamorphic differentiation in the shear zones on the basis of the physical mezomechanics conception (V.E. Panin). The concept has been used to base the original hypothesis of the banded iron formation of the Kola Peninsula; its genesis is interpreted as a result of in situ metamorphic-metasomatic protolith differentiation of primary highly ferruginous basic volcanites under the subordinate significance of the substance gain-loss on the scale of the ore-bearing Kola group as a whole.
1. Введение
Изучение сдвиговых зон (shear zone) в земной коре - одно из наиболее актуальных направлений в современной геологии. Сдвиговые явления в литосфере распространены повсеместно и имеют самый разнообразный масштаб; в рамках настоящей работы под сдвиговой зоной мы понимаем протяженные участки земной коры мощностью в сотни метров, в которых наблюдаются деформации (разрывы, складки, сдвиги, диспергирование сплошных горных пород) и структурно-вещественные изменения (образование новых минералов, анизотропия структурных элементов) геологической среды. Интерес к такого рода зонам обусловлен как собственно научными (исследование процессов стресс-метаморфизма), так и прикладными (связь с ними широкого спектра полезных ископаемых) аспектами. Статьи по геологии сдвиговых зон встречаются в большинстве выпусков журналов "Journal of Structural Geology", "Tectonophysics"; среди отечественных исследователей важный вклад в разработку этой проблемы внесли Н.А. Елисеев (1963), А.Н. Чередниченко (1964), Е.И. Паталаха (1970), О.И. Слензак (1984), А.В. Лукьянов (1985), Ю.В. Кононов (Кононова и др., 1989), Ф.А. Летников (1992), Б.М. Чиков (1992), М.Г. Леонов (1993) и многие другие.
В настоящей работе мы обосновываем приложение к исследованию такого рода объектов подходов физической мезомеханики, что позволяет развить совершенно новые представления о переносе и преобразовании вещества в зонах сдвига в твердофазовом состоянии. Модельный объект - сдвиговые зоны Кольского полуострова района Оленегорска с месторождениями полосчатой железорудной формации (ПЖФ). В данной работе мы ставим проблему твердофазовой дифференциации вещества в зонах сдвига (обоснования ее физических механизмов), но ни в коем случае не считаем данную проблему уже решенной, и предлагаемую вниманию читателей работу рассматриваем в первую очередь как повод для дискуссии. Первый вопрос, на который здесь необходимо ответить - есть ли необходимость в выдвижении новых метаморфо-метасоматических концепций?
Со времени своего создания в начале XX в. развитие учения о метаморфизме последовательно базировалось на двух концептуальных схемах (парадигмах в понятии Т. Куна): изохимического метаморфизма (Escola, 1914; Глебовицкий, 1973; Маракушев, 1973; Миясиро, 1976; Винклер, 1979; Добрецов, 1980) и теории метаморфо-метасоматических процессов, построенной в классических работах Д.С. Коржинского (1955), Г.Н. Судовикова (1964), Ю.В. Казицина (1979) и др. По состоянию на сегодня теоретические модели диффузионного (Коржинский, 1952) и инфильтрационного процессов (Коржинский, 1951), при всей их важности и актуальности, не объясняют всей совокупности реальных метаморфо-метасоматических явлений. В первую очередь, это касается устанавливаемых в пределах докембрийских щитов (как правило, в ассоциации с купольными гнейсовыми структурами и динамометаморфическими зонами) ареалов развития регионального метасоматоза, объем которых часто исчисляется сотнями кубических км. В соответствии с определением Д.С. Коржинского (1955),
метасоматические процессы есть преобразование горных пород в твердом состоянии под воздействием растворов: диффузионная модель в этом случае сталкивается с ограничениями, накладываемыми скоростью межзерновой диффузии (по оценкам В.В. Ревердатто (1988), max такой дифференциации -10-15 м), а инфильтрационная - необходимостью привлечения огромного количества флюида для транспорта перераспределяемого вещества. На неправомерность распространения термодинамической теории метасоматических процессов Д.С. Коржинского на всю совокупность процессов перераспределения вещества в земной коре указывали многие исследователи, отмечая явления, не вписывающиеся в эту теорию: Н.И. Наковник (1979, с.14: "унаследованность структуры кристаллической решетки при метасоматическом замещении - не унаследованность при прочих замещениях..."), Г.Л. Поспелов (1973, с.46: ".метасоматизм не может быть сведен к некоей универсальной модели, ... исходящей из одного термодинамического анализа."). Эти и многие другие исследователи (В. Линдгрен, Р. Пэррен, Р. Рамберг и др.) указывали на важность учета процессов диффузии в твердом теле. Широко распространено мнение, что твердофазовые концепции также не могут быть основой для объяснения реально наблюдаемых процессов регионального метаморфогенного перераспределения вещества - ввиду еще меньшей скорости диффузии вещества в твердой матрице. Тем не менее, достижения в исследованиях по трибохимии и физике твердого тела в последние годы снимают это ограничение - представляется перспективным привлечь для построения петрологических моделей такого рода процессов разработанную в последнее время концепцию атом-вакансионных состояний (ABC) в кристаллах, развитую в работах (Панин и др., 1982а, б).
2. Признаки процессов в атом-вакансионных состояниях в геологических объектах
В соответствии с концепцией ABC, основным отличием жидкости от кристалла является ее сдвиговая неустойчивость, в то время как в кристаллах динамические смещения атомов из узлов решетки невелики, а энергия образования дефектов значительна. Однако в кристалле специальным воздействием (легированием или приложением механических, тепловых, электрических полей) можно вызвать сильные статистические смещения атомов из узлов решетки. При определенном уровне таких смещений кристалл переходит в двухфазное состояние: с областями высокой концентрации дефектов, чередующихся с малоискаженной кристаллической фазой. Такое двухфазное равновесие термодинамически выгоднее, чем однородноискаженный кристалл. Переход кристалла из возбужденного состояния в нормальное может происходить путем распада на смесь кристаллической и аморфной фаз, зарождения отдельных дислокаций, или испусканием точечных дефектов. Потоки таких дефектов осуществляют массоперенос, на порядки превышающий скорость перескоковой диффузии. В условиях только стресса релаксация ABC произойдет путем испускания потока дефектов, который со временем будет затухать, тогда как в стресс-сдвиговых условиях устанавливается динамическое равновесие между кристаллической и аморфной фазами, поток дефектов является стационарным, что обеспечивает аномально высокие скорости массопереноса и высокую химическую активность: состояние вещества при этом подобно аморфно-кристаллической плазме. Вероятно, именно эти физические механизмы лежат в основе трибохимических эффектов, возникающих в условиях высокого давления (до 50 кбар) в сочетании с деформацией сдвига: "коэффициенты" диффузии растут на 10-15 порядков по сравнению с таковыми в твердом теле без применения давления и сдвига; скорости химических реакций растут на 3-8 порядков по сравнению с жидкой фазой; все процессы протекают без энергии активации (Ениколопян, 1985; Ениколопян и др., 1986).
В.Е. Паниным (Панин и др., 19826, с.6) указывается, что наиболее разнообразные сочетания факторов, приводящих к появлению ABC, реализуются в тектонических процессах. Итак, какие структуры должны наблюдаться в тектонических сдвиговых зонах в соответствии с теорией ABC?
Турбулентность. "Пластическое течение в зоне стесненной деформации очень часто носит типично турбулентный характер с образованием вихрей, воронок, трубок" (Панин и др., 19826, с.19). Такая зона на фоне сдвигового ламинарного течения имеет вид турбулентной дорожки. Материал зоны расслаивается на отдельные под-зоны, которые легко смещаются по границам разделов.
Теперь обратимся к наблюдаемым в сдвиговых зонах земной коры реальным макроструктурам. Как показывает КВ. Никитин (1988), развитые в районе Оленегорска ПЖФ, а также вмещающие ее породы, повсеместно вовлечены в дислокационные преобразования нескольких генераций. Рудное поле контролируется многочисленными мелкими и крупными (сопоставимыми по масштабам с рудными телами) разрывными нарушениями. Устанавливаются многочисленные признаки сдвиговых деформаций: вихревые складки волочения, зоны разлинзования пород. Взаимопереход слабодеформированных пород в тектониты в отдельных случаях наблюдается на расстоянии миллиметров. Рудные линзы железистых кварцитов трассируют зоны максимальной тектонической дифференцированное™. Складчатость наиболее широко развита в линзах железистых кварцитов, каждая из которых расчленена, в свою очередь, на узкие пластинчатые либо линзовидные тела, имеющие автономный характер своей складчатости.
Рис. 1. Текстурные особенности железистых кварцитов Печегубского месторождения. Видны колонны 7-образных складок правого сдвига, разделенные зонами послойного ламинарного тектонического течения (Никитин, Иванюк, 1991)
Текстурно-структурные признаки сдвигового течения вещества прекрасно видны, в частности, на детально задокументированном И.В. Никитиным и Г.Ю. Иванюком (1991) участке Печегубского месторождения ПЖФ (рис. 1). Видны турбулентные складчатые дорожки, разобщенные зонами ламинарного течения (т.е. без образования складок) различной интенсивности.
Фрактальность. В отличие от геологических наблюдений, изложенные выше результаты работ В.Е. Панина и др. получены при исследовании образцов в лабораторных условиях, на масштабном уровне менее метра. Тем не менее, как отмечается в работе (Попов, Панин, 1997), уже из соображений размерности следует вывод о масштабной инвариантности структур, возникающих в процессе пластической деформации. Образец с линейными размерами I характеризуется стандартным набором параметров, определяющих его упругопластическое поведение: плотность р, модуль сдвига /и, предел текучести сгу, коэффициент деформационного упрочения в. Из всех этих параметров невозможно составить комбинацию, имеющую размерность длины. Единственным характерным масштабом материала оказывается его макроразмер. Это означает, что никакие структуры мезоуровня, формирующиеся в процессе пластической деформации, не могут иметь фиксированный линейный масштаб и, следовательно, должны воспроизводиться в масштабно-инвариантном виде на всех структурных уровнях. В работе (Панин и др., 19826, с.23) приводится следующая иерархия деформации в условиях сверхпластического течения: 1) образец; 2) зерна; 3) фрагменты зерен; 4) блоки; 5) ячейки; 6) дислокации; 7) атомы и точечные дефекты; 8) электроны.
Наблюдается ли фрактальное самоподобие деформационных структур в сдвиговых зонах в земной коре? Вновь обратимся к ПЖФ Кольского полуострова. Уже при рассмотрении слоистости железистых кварцитов обнаруживается мотив самоподобия. Макрослои, состоящие из чередующихся микрослойков, в свою очередь составляют ритмы; ритмы, объединяясь, дают пачки ритмов и так далее, вплоть до рудных горизонтов: мультиполосчатость железистых кварцитов можно рассматривать как статистический аналог фрактального канторова множества. Фрактальна и наблюдаемая в телах ПЖФ складчатость (Егоров, Иванюк, 1996). Что наиболее важно в контексте нашей темы, эта же закономерность устанавливается и для рудных тел в целом (которые, как указано выше, трассируют зоны максимальной тектонической дифференцированное™ - следовательно, фрактальность рудных тел характеризует тектоническую структуру сдвиговой зоны). Для определения фрактальной размерности (Су) рудных тел Кировогорского месторождения железистых кварцитов были построены подробные погоризонтные планы (через 30 м) с привязкой рудных тел с точностью до 1 метра (Иванюк и др., 1996), что дало в наше распоряжение объемную модель геометрии рудных тел. Проведенные по оригинальной программе расчеты дали величину Бу = 2.14 (рис. 2).
Вращение отдельных блоков. В соответствии с концепцией физической мезомеханики в деформируемом твердом теле образуется вихревое механическое поле, носителями деформации в котором являются объемные мезодефекты, движение которых происходит по схеме "сдвиг + поворот" (Панин и др., 1996, с.35). В таких условиях экспериментально наблюдаются повороты на значительные углы целых зерен (затрудненность поворота крупных структурных элементов преодолевается вовлечением в поворот более мелких структурных элементов).
0=2.14 R=039926
Рис. 3. Развертывание блоков внутри рудных
линз. Кировогорское месторождение. 1 - железистые кварциты, 2 - диабазы; вверху и внизу - абсолютные отметки высоты (Геолого-генетическое..., 1984)
Рис. 2. Погоризонтные планы Кировогорского месторождения (слева) и безразмерная средняя плотность рудных тел С как функция мерного радиуса r. Зависимость соответствует кластерной фрактальной размерности D = 2.14
Вращение отдельных кристаллов в породах зон сдвига, фиксируемое образование специфических микроструктур "снежного кома" - широко известное явление. Важно отметить здесь, что аналогичные эффекты наблюдаются и на более высоких масштабных уровнях: так, при исследовании Кировогорского месторождения Кольской ПЖФ отмечается мозаично-блоковое строение рудных линз при плавных внешних ограничениях (Геолого-генетическое.., 1984). Блоки могут быть крупными (десятки метров) и мелкими вплоть до брекчий, могут быть развернуты или разобщены без разворота (рис. 3).
Волновой характер деформаций. "... в структурно-неоднородных средах [а такова любая горная порода] локализованная пластическая деформация не только на микроуровне, но и на мезоуровне может иметь волновой характер и распространяться в виде нелинейных пластических волн" (Егорушкин, 1992, с.40). Как указывает Ф.А. Летников (1992, с.116), это должно приводить к образованию градиентов давления: ".волновой характер пластической деформации и дискретный характер участков сгущения и разряжения напряжений приводит к образованию метаморфической дифференциации вещества." Проведенная в работе (Панин, 1990) оценка длины волны давала оценку в 0.6-0.7 диаметра зерна; сделанный впоследствии вывод о масштабной инвариантности дисклинационной структуры (Попов, Панин, 1997) свидетельствует, по нашему мнению, в пользу развития в зоне стресс-сдвиговой деформации более масштабных градиентных структурных уровней напряжений. В горных породах это может проявляться как сосуществование в одной структурной зоне (на расстояниях вплоть до первых см) участков с резкими перепадами давления - и, следовательно, фиксацией методами метаморфической петрологии сосуществующих парагенезисов, различающихся по давлению в несколько кбар.
Эти эффекты действительно наблюдаются в зонах сдвига в земной коре: так, O.A. Беляевым и др. (1998) устанавливается разница давления (фиксируемая по оценке катионного равновесия сосуществующих минералов: граната, биотита и плагиоклаза) от 5 до 11 кбар. Неравномерность пространственного распределения структурных и вещественных преобразований горных пород в сдвиговых зонах отмечает и М.Г. Леонов (1993, с. 102): "В самом общем случае эта неравномерность выражена в сложном мозаично-пятнистом или ленточно-петельчатом сочетании объемов интенсивно измененных (в вещественном или структурном отношении) и объемов менее измененных вещественно (или структурно) горных пород".
3. Концепция ABC и проблема рудогенеза в сдвиговых зонах
В сдвиговых зонах в земной коре широко представлены процессы не только структурных, но и вещественных преобразований, т.е. развитие новых минеральных ассоциаций по реликтовых породам с изменением их химического состава; в пределе это приводит к образованию рудных концентраций. Традиционные модели такого рода процессов включают представления о переносе перемещаемого вещества в растворах (флюидах) из 1) области источника рудного вещества по 2) флюидпроводящей
системе до 3) области рудоотложеиия. Известно также, что весьма часто рудные тела сопровождаются ореолами пород, обедненных теми компонентами, которыми сложены сами рудные тела. Модели преобразования горных пород в твердом состоянии под воздействием растворов в этом случае сталкиваются с трудностями, связанными с крайне малой скоростью межзерновой диффузии в неактивированной твердой матрице, которая не способна обеспечить сколько-нибудь значительного переноса вещества даже в масштабе геологического времени. Так, согласно последним экспериментальным данным, полученным в Институте геологии, геофизики и минералогии СО РАИ (Основные результаты..., 1996), порядок коэффициентов межзерновой диффузии компонентов (D) составляет 10-16 м2/с. Такие величины D допускают метаморфическую дифференциацию, исчисляемую масштабами менее метра, даже если счет идет на сотни миллионов лет. С другой стороны, данные предыдущего раздела дают нам основания для приложения концепции ABC к петрологии сдвиговых зон земной коры. При этом, как указывалось выше, модельные оценки D и скоростей химических реакций растут на 10-15 и 3-8 порядков, соответственно, по сравнению с жидкой фазой. Впрочем, сама по себе механохимическая активация только создает условия для перераспределения вещества: в отсутствие каких-либо градиентных полей повышение скорости диффузии приведет не к концентрации, а напротив, к гомогенизации вещества. Какого рода градиентные поля могли создаваться в процессе механохимической активации вещества земной коры?
В первую очередь, это градиент давления: когда "имеется градиент напряжений и деформаций в каком-либо направлении, диффузионные явления обеспечивают не выравнивание концентраций диффундирующего вещества, а, наоборот, приводят к вторичной сегрегации. если упруго деформировать брусок твердого раствора какого-либо металла, в состав которого входят атомы различных объемов, путем поперечного изгиба, то в результате диффузии атомы с большим объемом будут концентрироваться в зоне растяжения бруска." (Чередниченко, 1964, с.126).
Другим источником градиентов могут быть электрохимические процессы: перевод вещества в активированное состояние будет приводить к разрушению кристаллической структуры с освобождением электронов и ионов, возникновение электрических полей и развитием электрохимических реакций (Хайнике, 1987, с.8-9). "Одним из возможных проявлений блочного метасоматоза, связанного с образованием гальванической системы и развитием электроосмоса, является блочный рудный метасоматоз за счет стяжения металлов из окружающей среды. В особенности это, по-видимому, характерно для железных руд. за счет стяжения железа из окружающих рудные тела зон осветления" (Поспелов, 1973, с.238).
Наконец, перераспределение вещества может быть обусловлено градиентом окислительно-восстановительного потенциала в среде, что может приводить к стационарным диссипативным пространственным структурам с перераспределением вещества.
Поэтому, не отрицая в принципе традиционную 3-х-ступенчатую модель рудообразования, для сдвиговых зон можно предполагать возможность альтернативных процессов сегрегации рудного вещества, за счет перераспределения вещества в объеме сдвиговой зоны в ABC. Так, Б.М. Чиков (1992) рассматривает как результат сдвигового стресс-структурирования многие полиметаллические, золоторудные и редкометалльные месторождения Казахстана, Рудного Алтая и других регионов. Аналогичная модель предложена нами для ПЖФ Кольского полуострова (КПЖФ).
Оленегорская рудная структура образует вытянутый в северо-западном направлении овал размахом около 20 км и шириной 8-10 км, центр которого сложен серыми плагиогнейсами (тоналитами). По краям этой купольной гранито-гнейсовой структуры залегает рудовмещающая (или продуктивная) толща, относимая к кольской серии. Края этой межкупольной структуры представлены амфиболитами и амфиболовыми гнейсами, далее к середине зоны - биотитовыми гнейсами, и, наконец, железистыми кварцитами в ассоциации с алюмосиликатными (мусковит-биотитовыми, ± силлиманит) гнейсами. Железистые кварциты залегают в виде линз: либо в виде линзовых ассоциаций, образующих сложную иерархическую структуру, как на Кировогорском месторождении, либо одной большой, как Оленегорское или Комсомольское месторождения. Месторождения имеют архейский возраст: породы КПЖФ секутся основными дайками с возрастом 2740 млн лет (определениями U-Pb методом по циркону и бадделеиту двух независимо отобранных на Кировогорском месторождении проб получены датировки: 2739±11 и 2738±6 млн лет; Баянова и др., 1998). Эти базитовые дайки, в отличие от прорываемых ими пород, не несут следов тектонического течения; понятно, что это верхний возрастной предел для КПЖФ.
Также были проведены U-Pb исследования акцессорных цирконов (Баянова, Егоров, 1999) из алюмосиликатных гнейсов (лептитов), непосредственно контактирующих с северным рудным телом Кировогорского месторождения (2760±7 млн лет), и из тоналитов (2790±20 млн лет), отобранных южнее Печегубского месторождения. Датировка тоналитов задает нижний возрастной предел для КПЖФ.
Главная идея, для обоснования которой мы привлекаем концепцию ABC: образование железистых кварцитов КПЖФ есть результат метаморфо-метасоматической дифференциации протолита (первичных высокожелезистых основных вулканитов) in situ, при подчиненном значении привноса-выноса вещества в масштабахрудовмещающей кольской серии в целом. Прежде чем перейти к ее обоснованию, рассмотрим альтернативные точки зрения.
Докембрийские ПЖФ не являются генетически единой формацией. За последние сто лет было выдвинуто множество генетических гипотез, обосновывающих образование ПЖФ в ходе магматического (Гусельников, 1969), осадочного (James, 1954), вулканогенно-осадочного (Точилин, 1963), метаморфо-метасоматического (Полканов, 1935) и даже космического (Алиев, Савина, 1996) процессов. В настоящее время большая часть исследователей принимает в качестве основного принципа образования ПЖФ химическое осадконакопление. Мы согласны с этим тезисом - но только для месторождений-супергигантов, образовавшихся в нижнем протерозое (заключающих в себе, по-видимому, более 90 % запасов железных руд в ПЖФ), в течение относительно узкого интервала 2200-1900 млн лет назад. Это месторождения районов Кривого Рога и Курска в России, в Канаде - формации Лабрадора и оз. Верхнее, Морро ду Урукум в Бразилии, Трансвааль супергрупп в ЮАР. Все они, по-видимому, действительно являются первично-осадочными ПЖФ: рудные залежи в них часто почти не метаморфизованы, сохраняя кластические и оолитовые структуры, а иногда - и остатки фауны. Исключением из этой возрастной тенденции является супергигантское месторождение ПЖФ Хаммерсли в Австралии с возрастом 2450 млн лет, однако проведенные в последние годы исследования (Barley et al, 1997) ставят под сомнение его хемогенно-осадочный генезис.
Можно ли, однако, сопоставлять с этой протерозойской ПЖФ все прочие железистые кварциты? На наш взгляд, полученные в последнее время палеоэкологические данные дают основания для пересмотра генетических воззрений по крайней мере для архейских ПЖФ: исследованиями по изотопной систематике серы (Hattori et al., 1983) и углерода (Melezhik and Fallick, 1996) установлено резкое увеличение содержания кислорода в атмосфере с первых процентов до современного на рубеже 2200 млн лет. Общее количество кислорода в современной атмосфере (вместе с кислородом, растворенным в морской воде) составляет 1.5-1021 г. С учетом того, что большая часть железа в докембрийских ПЖФ содержится в окисленной форме, количество кислорода, которое должно было быть связано в нижнем протерозое в ходе накопления железистых осадков с переходом двухвалентного железа в магнетит и гематит, составляет порядка 1020 г. Это значит, что до рубежа 2200 млн лет назад в атмосфере и гидросфере Земли просто не было такого количества кислорода, которое могло бы обеспечить отложение ПЖФ (совокупное количество железа, содержащееся в ПЖФ, превышает 1021 г).
То, что по крайней мере некоторые месторождения и рудопроявления ПЖФ являются метаморфо-метасоматическими образованиями, установлено и прямыми геологическими наблюдениями (Дэви, 1979; Escola, 1914), в том числе и на Кольском полуострове (Полканов, 1935; Скуфъин, 1964; Козлов, 1969; Трусова, 1975).
Итак, решать вопрос о генезисе КПЖФ простым сопоставлением с осадочными протерозойскими месторождениями (только лишь на том основании, что и здесь, и там есть полосчатые текстуры) неправомерно. Исследования же конкретных текстур железистых кварцитов р-на Оленегорска (зачастую проводившиеся геологами, предварительно убежденными в осадочной природе КПЖФ, например: Головенок, Шалек, 1976) показывают, что они только внешне напоминают осадочные; их полосчатость -метаморфическая, так как обусловлена ориентированным расположением метаморфических минералов (перекристаллизованного кварца и магнетита), которые секут пироксены и амфиболы (последовательность минералообразования в железистых кварцитах соответствует ряду: диопсид ^ актинолит ^ магнетит). Сторонники осадочной концепции генезиса КПЖФ могут лишь предполагать, что эта метаморфическая полосчатость наследует раннюю осадочную - без всяких на то эмпирических оснований.
Основаниями для выдвижения метаморфо-метасоматической концепции генезиса КПЖФ являются:
Зональность. В рудных телах рассматриваемых нами месторождений наблюдается зональность: в крупных рудных телах зональность выражается минералогически (гематит+магнетит+кварц ^ магнетит+кварц ^ пироксен+магнетит+кварц), в мелких - концентрация железа снижается от центра к краю. Минеральная зональность часто пространственно совпадает с текстурной зональностью рудных тел, центральные части которых, как правило, плойчатые, а краевые части обладают плоскопараллельной текстурой. Рудные линзы, как правило, представляют из себя автономные образования, зональность и полосчатость которых не нарушается даже внедрением даек. Рудная зональность не является универсальной, и в ряде случаев наблюдается контакт магнетит-гематитовых зон с высоким содержанием железа в руде непосредственно с вмещающими породами. Однако на контакте с
железистыми кварцитами почти всегда наблюдаются алюмосиликатные кислые гнейсы (как правило, с характерной нодулярной структурой): так, из 400 разрезов скважин Кировогорского месторождения закономерность эта выдерживается в 97 %. Таким образом, наблюдается общая последовательность смены пород: железистый кварцит ^ алюмосиликатный гнейс ^ биотитовый гнейс ^ амфиболит. Автономный характер зональности рудных тел (относительно других линз) и наличие внешней зональности, выраженной закономерным петрографическим трендом, является, по нашему мнению, весьма серьезным препятствием для построения осадочных концепций генезиса, ибо требует дополнительных предположений о многочисленных отдельных центрах седиментогенеза с загадочной устойчивой ассоциацией железо- и алюминийсодержащих осадков.
Гнейсы КПЖФ замещают амфиболиты: слагающие ее разнообразные гнейсы и амфиболиты связаны между собой непрерывными переходами, меняя свой химический и минеральный состав на интервалах часто в десятки см: "Породы с равновесными минеральными ассоциациями здесь [на Оленегорском мест. КПЖФ] редки и наблюдаются лишь в виде реликтов среди пород более или менее переработанных" (Барабанов и др., 1972, с.5). Замещение амфибола биотитом, куммингтонита роговой обманкой, биотита тальком сопровождается новообразованием магнетита (там же). Биотитовые, амфиболовые и мусковит-силлиманитовые гнейсы содержат сфен, иногда в количествах более 1 %, основные ядра в плагиоклазах, реликтовую роговую обманку, карбонат, эпидот-сфеновые скопления (Жданов, Малкова, 1974; Горяинов, 1989 и др.). Д.А. Михайловым (1983) приводятся зарисовки реликтов основных пород и гнейсов и среди железистых кварцитов, хотя эти данные можно рассматривать скорее как исключение - железистые кварциты КПЖФ являются 100 % метаморфической породой, и, как правило, не содержат реликтов ни гипотетического осадочного, ни какого-либо иного протолита.
При замещении амфиболитов гнейсами могло высвободиться более чем достаточное количество железа для образования месторождений КПЖФ. Прежде всего следует отметить, что средний состав амфиболитов, ассоциирующих с КПЖФ, обогащен железом (более 12 %, что только в 3 раза меньше, чем в богатых магнетитовых рудах). Рассмотрим идеализированный петрохимический разрез КПЖФ, представленный в виде вариаций содержаний элементов относительно состава амфиболита (рис. 4): породообразующие элементы в железистых кварцитах и вмещающих их гнейсах имеют противоположные знаки вариаций относительно состава амфиболита, и образуют закономерный петрохимический тренд. Петрохимически составу амфиболита в первом приближении соответствуют 1 часть железистого кварцита и 3 части алюмосиликатного гнейса. Масс-балансовые пересчеты (Егоров, 1994) показывают, что при переходе от амфиболита к гнейсо-железорудной ассоциации наблюдается незначительный привнос в первую очередь кремния (а не железа), при выносе кальция и магния, что соответствует процессу метаморфической гранитизации.
Изотопные Pb-Pb данные. U-Pb возраста тоналитов (2790±20 млн лет) и алюмосиликатных гнейсов КПЖФ (2760±7 млн лет) в пределах ошибки измерения соответствуют Pb-Pb изохроне Герлинга-Хоутерманса (2750±40 млн лет), на которой лежат как валовые пробы тоналитов, отобранных по субширотному профилю вкрест центрального купола Оленегорской структуры, так и пробы железистых кварцитов и вмещающих гнейсов (рис. 5). Положение на одной Pb-Pb изохроне валовых проб тоналитов фундамента, галенита и карбоната из железистых кварцитов и плагиоклаза из алюмосиликатных гнейсов говорит о том, что на время 2790-2760 млн лет все эти породы имели идентичный изотопный состав свинца, что является аргументом в пользу наличия у всех них единого протолита (мы предполагаем, что гнейсовые купола есть продукт региональной гранитизации, а породно-рудная ассоциация продуктивной толщи - следствие метаморфо-метасоматической дифференциации протолита). В то же время диопсид из железистых кварцитов Оленегорского месторождения, который, естественно, имеет тот же возраст, что и сами тела железистых кварцитов, лежит ниже изохроны (рис. 5). Этот факт не может быть объяснен с позиции осадочной гипотезы (ибо в этом случае единая линза железистых кварцитов должна иметь 2 значимо различающихся по ^Pb источника, что маловероятно), в то время как при метаморфо-метасоматическом воздействии весьма
Рис. 4. Вариации содержаний породообразующих элементов относительно состава амфиболита в единице объема на идеализированном петрохимическом разрезе КПЖФ: 1 - амфиболит, 2 - амфибол-биотитовый гнейс,
3 - силлиманит-мусковитовый гнейс,
4 - силикатный железистый кварцит,
5 - магнетитовый железистый кварцит
вероятна контаминация преобразуемых пород свинцом (который, как несовместимый элемент, будет преимущественно выноситься из нижележащих пород). Тогда более примитивный изотопный состав диопсида можно рассматривать как реликт протолита, что подтверждается нахождением его на одной эррохроне со свинцом плагиоклазов, выделенных из амфиболитов, т.е. предполагаемого протолита (явная эррохронность этой зависимости нас не должна смущать, ибо возраст КПЖФ нами уже определен и-РЬ методом, и речь идет только об установлении изотопного состава свинца в исследованных образцах
2В6РЪ/204РЪ
Рис. 5. Изохрона Герлинга-Хоутерманса (сплошная линия; Т = 2750±40 млн лет, СКВО = 1.1) для валовых проб тоналитов фундамента (точки №№ 1-9), плагиоклаза из алюмосиликатного гнейса (№ 10), галенита (№ 12) и карбоната (№ 11) из железистых кварцитов, а также изотопный состав свинца плагиоклазов из амфиболитов (№№ 14-15) и диопсида из железистых кварцитов (№ 13). №№ 1-9 -скважины по профилю через Оленегорскую структуру, коллекция П.М. Горяинова (Пушкарев и др., 1979); №№ 11-13 - коллекция Н.Л. Балабонина (Пушкарев, 1990)
Мы согласны с В.Ф. Барабановым (1985) в том, что наличие зон относительного обеднения железом вокруг рудных тел позволяет избегнуть поиска иных, достаточно гипотетических источников рудного вещества. Об этом же свидетельствуют данные ИК-спектроскопии: исследуя актинолит-тремолиты с вростками магнетита, отобранные на Оленегорском месторождении, A.B. Барабанов и др. (1972) показали, что увеличение размеров вростков коррелирует с увеличением интенсивности связи Si-O-Mg (по сравнению с Si-O-Fe), что говорит о том, что железо для образования этих вростков не было привнесено извне. По нашему мнению, однако, для всестороннего обоснования метаморфо-метасоматической дифференциации in situ требуется более детальное обоснование механизма сегрегации железа в рудные тела.
Если предполагать рециклинговую инфильтрационную систему, то требуется, чтобы она возникала для каждой отдельной линзы (ибо фактически каждая линза обладает зональностью), и непонятно, какой геологический процесс мог создать многопорядковый упорядоченный рециклинг. В то же время предположение о межзерновой диффузии как ведущем генетическом процессе метаморфо-метасоматической дифференциации наталкивается на ограничения, связанные с ее малой скоростью. Поэтому твердофазовая ABC-диффузия оказывается фактически единственным известным процессом, способным объяснить образование КПЖФ. Для обсуждаемой темы важно отметить, что в экспериментах по активации реакций посредством тонкого измельчения наблюдается вытеснение водорода из воды уже при комнатной температуре природными соединениями двухвалентного железа с образованием магнетита (Молчанов, 1981).
4. Концепция генезиса КПЖФ
Неравномерный (фрактальный) характер деформаций при тектоническом течении создает зоны разгрузки с предпочтительным проникновением по ним флюида. В зонах прохождения флюидного потока происходит окисление железа с образованием магнетита (который в силу высокой прочности и плотности будет в условиях стесненного сдвига наиболее стабильным); соответственно, образуется недостаток двухвалентного железа, которое начинает диффундировать из окружающих активную зону участков; все остальные породообразующие элементы в соответствии с балансом масс вытесняются и выносятся. Плагиоклаз, как типичный антистресс-минерал (Чиков, 1992) разрушается интенсивнее, чем
пироксены и амфиболы, при этом алюминий, как наиболее инертный элемент в метаморфо-метасоматическом процессе, откладывается в непосредственной близости от образующихся рудных тел, образуя алюмосиликатные гнейсы, обрамляющие линзы железистых кварцитов. При этом флюид рассматривается не как транспортный агент (предполагается твердофазовый процесс в ABC вещества), а как окислитель железосодержащих минералов.
При численном моделировании стресс-сдвигового метаморфизма высокожелезистого амфиболита с принимаемым рядом относительной подвижности: Fe3 ^ (Ca,Mg) ^ Al ^ (K,Na) получаются профили распределения породообразующих элементов, соответствующие реально наблюдаемому петрографическому тренду (Егоров, 1999). Заметим, что при этом будут образовываться морфологически фрактальные рудные тела, аналогичные реально наблюдаемым в КПЖФ (рис. 2).
Наконец, возможно образование стационарных систем с градиентом окислительно-восстановительного потенциала в силу нелинейных (синергетических) эффектов при одновременном переносе и диффузии вещества. Математическим описанием синергетических систем подобного рода являются нелинейные параболические уравнения типа "реакция-диффузия":
dU/dt=F(U)+DAU,
U - вектор состояния элементарного объема возбудимой среды (для химической системы компоненты вектора состояния - это концентрации реагентов), матрица D определяет коэффициенты переноса (диффузии, инфильтрации), а нелинейная функция F(U) задает скорость химических реакций в элементарном объеме. Тогда возможно возникновение предельных циклов в фазовом пространстве решений системы, что в реальном пространстве выглядит как попеременное увеличение и уменьшение концентраций веществ (Хакен, 1980). Кроме волновых режимов, в химических возбудимых средах возможно образование периодических в пространстве и неизменных во времени распределений концентраций - стационарных периодических структур. Условия их существования определяются соотношениями D и F(U). Так, если при изотропной диффузии имеются колебательные решения, то наличие предпочтительного направления переноса вещества создает условия для образования стационарной периодической структуры.
Принципиально возможность существования стационарных диссипативных систем в земной коре на основе железа обоснована В.Л. Русиновым и В.В. Жуковым (1994); масштаб этих структур определяется скоростью переноса вещества. Поэтому в условиях стресс-сдвиговой активации скоростей процессов будет происходить увеличение характерного размера взаимодействий от первых сантиметров до многих метров.
Таким образом, за счет синергетических эффектов самоструктурирования может происходить сегрегация рудных тел и при равномерной инфильтрации окисляющего флюида, причем первоначальные малые флуктуации будут усиливаться, служа центрами роста рудных тел (Егоров, 1999).
5. Заключение
На наш взгляд, значение предлагаемой модели твердофазовой метаморфической
дифференциации (моделей: какой конкретно механизм, или их сочетание, из предложенных выше,
действительно имел место, достоверно установить по состоянию на сегодня вряд ли возможно; все они,
однако, связаны со стресс-метаморфической дифференциацией вещества) выходит за рамки проблемы
генезиса ПЖФ. В силу этого важное значение может иметь постановка методической работы для
получения прямого экспериментального обоснования изложенной концепции. Решение обозначенной
проблемы может быть получено, если мы обратимся к фундаментальному факту геохимического господства в земной коре кислорода: по В. Гольдшмидту, он слагает ее на 46.6 % по весу и на 91.97 % по объему (фактически, вся земная кора есть континуум атомов кислорода, между которыми содержатся все остальные атомы горных пород и руд, занимая в совокупности всего 8 %!). Кислород является также
основным компонентом и флюида. Зондом для исследования отношения вода/порода (w/r) является
анализ отношения двух основных изотопов кислорода: О16 и О18.
В процессе перераспределения вещества с транспортом его в жидкой фазе отношение вода/порода будет »100 (при любых физико-химических условиях растворимость минералов во флюиде не будет
превышать нескольких граммов на литр; следовательно, для переотложения 50 % массы горной породы - а
объем новообразований в зонах сдвига часто значительно больше - потребуется на каждый килограмм горной породы много сотен, или даже тысяч килограммов флюида). Конечно, при таких отношениях вода/порода соотношение 016/018 в новообразованной породе будет полностью контролироваться изотопным
составом флюида. С другой стороны, если мы предполагаем развитие процесса с низким отношением вода/порода (менее 0.1 - т.е. содержание воды в породе в обычных условиях) - результатом такого процесса
должно быть сохранение кислород-изотопного баланса системы в целом (при механохимической активации минерального вещества подвижными будут становиться в первую очередь катионы, расположенные в промежутках основной кремне-кислородной матрицы; собственно атомы кислорода будут перераспределяться в последнюю очередь, и само это перераспределение не должно приводить к сколько-нибудь значительному изменению отношения 016/018).
Фундаментальный факт уменьшения в процессе метаморфизма содержания в породах О18 свидетельствует о преобладающем участии в составе метаморфизующего флюида изотопно-легкой воды (Сидоренко, Борщевский, 1974; Миловский и др., 1985; Ji Kejian et al., 1992; Барабанов, 1993 и др.). Это подтверждается проведенными в последние годы исследованиями гидротермальных изменений зон хрупких деформаций в Альпах: "Содержание О18 уменьшается от периферии к центру зоны, что свидетельствует об увеличении отношения вода/порода" (Molli et al., 1999), а также исследованиями зон развития гранитизации в породах Енисейского кряжа (Миловский и др., 1985). Следовательно, в случае существенно гидротермального процесса мы будем наблюдать тренд с понижением значений 8Г от неизмененных пород c увеличением деформационных и гидротермальных преобразований. Напротив, исследуя твердофазовое перераспределение вещества, мы не обнаружим никакого тренда в распределении значений 8Г. Строго говоря, может обнаружиться минимальный тренд, обусловленный распределением изотопов кислорода между различными фазами, в соответствии с формулой (1) - но тренд этот а) будет значительно меньше по размаху, чем тот, что обусловлен большими значениями w/r; б) может быть вычислен, исходя из полученных методами катионной термобарометрии значений Т процесса.
Этим, конечно, не исчерпываются возможности приложения идей физической мезомеханики к наукам о Земле. В первую очередь это касается физической природы сверхдавлений, фиксируемых в структурах тектонического течения пород и минеральных парагенезисах. В настоящее время можно выделить два принципиальных подхода в объяснении генерации сверхвысоких давлений: идея гравитационного перераспределения масс в земной коре, с диапиризмом гранулитов (Перчук, Геря, 1997), и нелинейного взаимодействия при вязком сдвиге в неоднородной среде (Ген, 1993; Petrini and Podladchicov, 1999). Исследование взаимосвязи устанавливаемых методами катионной термобарометрии сверхдавлений с изменением структурных характеристик тектонитов может пролить определенный свет на эту важную и интересную проблему.
Литература
Barley M.E., Pickard A.L. and Sylvester P.J. Emplacement of a large igneous province as a possible cause of
banded iron formation 2.45 billion years ago. Nature, N 385, p.55-58, 1997. Escola P. On the petrology on the Orijarvi region in south-western Finland. Bull. de la comission geol. de
Finlande, N 40, 277 p., 1914. Hattori K., Krouse H.R. and Campbell F.A. The start of sulphur oxidation in convental environments: about
2.200.000.000 years ago. Science, v. 221, p.549-551, 1983. James H.L. Sedimentary facies of iron formation. Econ. Geol., v. 49, p.235-291, 1954.
Ji Kejian, Wu Xuchan and Zhang Guobing. Ore source, water source and heat source for hydrothermal
deposits and regularity of their distribution. Beijing, China, Geological Publishing House, 572 p., 1992. Melezhik V.A. and Fallick A.E. A widespread positive 513Ccarb anomaly at around 2.33-2.06 Ga on the
Fennoscandian Shield: a paradox? Terra Nova, v.8, p.141-157, 1996. Molli G., Dinelli E., Ottria G. and Cortecci G. Meso and microstructures and fluid-rock interaction along brittle fault zones in the Alpi Apuane (NW, Italy). EUG-10, Journal of Conference Abstracts, v.4, N 1, p.729, 1999.
Petrini K. and Podladchicov Yu. Non-lithostatic pressure build-up at onset of continental convergence and its
implications for pTt-paths. EUG-10, Journal of Conference Abstracts, v.4, N 1, p.713. 1999. Алиев Ш.М., Савина E.B. О роли магнитного поля Земли в образовании докембрийских железорудных
формаций. Доклады РАН, т.347, № 6, с.802-804, 1996. Барабанов А.В., Барабанов В.Ф., Соболев В.К. О процессах перераспределения минерального вещества на Оленегорском железорудном месторождении. Вестн. Ленингр. ун-та, Сер. геология, география, № 18, вып.3, с.5-11, 1972. Барабанов В.В. Генезис гидротермальных месторождений. Записки ВМО, № 4, с.102-105, 1993. Баянова Т.Б., Егоров Д.Г. U-Pb возраст полосчатой железорудной формации Кольского полуострова. Геология и полезные ископаемые Северо-Запада и Центра России. Апатиты, с.19-24, 1999.
Баянова Т.Б., Митрофанов Ф.П., Егоров Д.Г. U-Pb датирование дайкового комплекса Кировогорского железорудного месторождения (Оленегорск, Кольский полуостров). Доклады РАН, т.360, № 5, с.673-676, 1998.
Беляев O.A., Митрофанов Ф.П., Петров В.П. Локальные вариации РТ-параметров тектонометаморфизма в зоне пластического сдвига. Доклады АН, т.361, № 3, с.370-374, 1998.
Винклер Г. Генезис метаморфических пород. М., Недра, 327 е., 1979.
Геолого-генетическое изучение железисто-кремнистых формаций Кольского полуострова. Отчет о НИР. Апатиты, Фонды КНЦРАН, 140 е., 1984.
Глебовицкий В.А. Проблемы эволюции метаморфических процессов в подвижных областях. Л., Наука, 127 е., 1973.
Головенок В.К., Шалек К.К. Железисто-кремнистые образования докембрия Карело-Кольского региона, Украины и Южного Урала. Отчет о НИР. Ленинград, Фонды ВСЕГЕИ, 125 е., 1976.
Горяинов П.М. Самоорганизация как возможный механизм образования структурных ансамблей железистых кварцитов (на примере Кировогорского месторождения). Структурные исследования в области раннего докембрия. Л., Наука, с.112-127, 1989.
Гусельников В.Н. О вулканогенном происхождении кварцитов КМА. Проблемы образования железистых пород докембрия. Киев, Наукова думка, с.72-89, 1969.
Добрецов Н.Л. Введение в глобальную петрологию. Новосибирск, 200 е., 1980.
Дэви М.Н. О метасоматическом происхождении железистых кварцитов Чарской группы месторождений. Метасоматические железистые кварциты. Свердловск, с.89-96, 1979.
Егоров Д.Г. К вопросу о генезисе железорудной формации Кольского полуострова. Руды и металлы, № 4, с.64-74, 1999.
Егоров Д.Г. Структурно-вещественные признаки самоорганизующихся систем в железорудных месторождениях Кольского полуострова. Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геол.-минер. наук. СПб, 16 е., 1994.
Егоров Д.Г., Иванюк Г.Ю. Складкообразование в железорудных системах как детерминированно-хаотический процесс. Известия РАН, Физика Земли, № 1, с.16-29, 1996.
Егорушкин В.Е. Динамика пластической деформации. Волны локализованной пластической деформации в твердых телах. Изв. вузов. Физика, № 4, с.19-41, 1992.
Елисеев H.A. Метаморфизм. М, Недра, 428 е., 1963.
Ениколопян Н.С. Сверхвысокая молекулярная подвижность в твердых телах. Доклады АН СССР, т. 283, № 4, с.897-899, 1985.
Ениколопян Н.С., Мхитарян A.A., Карагезян A.C. Сверхбыстрые реакции разложения в твердых телах под давлением. Доклады АН СССР, т. 288, № 3, с.657-660, 1986.
Жданов В.В., Малкова Т.П. Железорудные месторождения зон региональной базификации (петрология и вопросы генезиса). Л., Недра, 198 е., 1974.
Иванюк Г.Ю., Горяинов П.М., Егоров Д.Г. Введение в нелинейную геологию. Апатиты, изд. КНЦ РАН, 185 е., 1996.
Казицин Ю.В. Метасоматизм в земной коре. М, Недра, 206 е., 1979.
Козлов М.Т. Метасоматические железистые кварциты Кольского полуострова. Проблемы образования железистых пород докембрия. Киев, Наукова думка, с.105-110, 1969.
Кононова М.М., Кононов Ю.В., Шаркин О.П. Фазовые превращения в породообразующих силикатах. Киев, Наукова думка, 178 е., 1989.
Коржинский Д.С. Вывод уравнения инфильтрационной метасоматической зональности. Доклады АН СССР, т. 77, № 2, с.305-308, 1951.
Коржинский Д.С. Вывод уравнения простой диффузионной метасоматической зональности. Доклады АН СССР, т. 84, № 4, с.761-764, 1952.
Коржинский Д.С. Теория метасоматической зональности. М., Недра, 104 е., 1955.
Леонов М.Г. Структурные ансамбли покровно-складчатых зон. М, Наука, 149 е., 1993.
Летников Ф.А. Синергетика геологических систем. Новосибирск, Наука, 230 е., 1992.
Лукьянов A.B. Проблемы физики тектонических процессов. Будущее геологической науки. М, Наука, с.53-63, 1985.
Маракушев A.A. Петрология метаморфических горных пород. М., МГУ, 322 е., 1973.
Миловский A.B., Матвеева С.С., Леоненко С.И. Гранитизация горных пород. М., МГУ, 213 е., 1985.
Михайлов Д.А. Метасоматическое происхождение железистых кварцитов докембрия. Л., Наука, 168 е., 1983.
Миясиро А. Метаморфизм и метаморфические пояса. М, Мир, 535 е., 1976.
Молчанов В.И. Генерация водорода в литогенезе. Новосибирск, Наука, 142 е., 1981.
Наковник Н.И. Метасоматизм, метаморфизм и диффузия в твердом теле. Метасоматическое минералообразование. Л., Труды ВСЕГЕИ, т. 287, с.5-17, 1979.
Никитин И.В. Некоторые общие особенности геодинамического стиля Кировогорского железорудного месторождения. Геология и генезис железорудных месторождений раннего докембрия. Апатиты, с.38-43, 1988.
Никитин И.В., Иванюк Г.Ю. Структурная упорядоченность в железистых кварцитах (Печегубское месторождение). Рудогенез в метаморфических комплексах докембрия. Апатиты, изд. КНЦ АН СССР, с.45-54, 1991.
Основные результаты научно-исследовательских работ Объединенного института геологии, геофизики и минералогии за 1991-1995 гг. Новосибирск, 198 е., 1996.
Панин В.Е. Волновая природа пластической деформации твердых тел. Изв. вузов. Физика, № 2, с.4-19, 1990.
Панин В.Е., Гриняев Ю.В., Елсукова Т.Ф., Иванчин А.Г. Структурные уровни деформации твердых тел. Изв. вузов. Физика, № 6, с.5-27, 1982а.
Панин В.Е., Егорушкин В.Е., Хон Ю.А., Елсукова Т.Ф. Атом-вакансионные состояния в кристаллах. Изв. вузов. Физика, № 12, с.5-28, 19826.
Панин В.Е., Панин C.B., Мамаев А.И. Деформационные моменты на мезоуровне в деформируемом твердом теле. Доклады АН, т. 350, № 1, с.35-38, 1996.
Паталаха Е.И. Механизм возникновения структур течения в зонах смятия. Алма-Ата, Наука, 214 е., 1970.
Перчук Л.Л., Геря Т.В. Кратонизация зеленокаменных поясов в свете гравитационного перераспределения вещества в земной коре. Науки о Земле на пороге 21-го века: новые идеи, подходы, решения. Тезисы докладов. М., Научный мир, с.143, 1997.
Полканов A.A. Геолого-петрологический очерк северо-западной части Кольского полуострова. М.-Л., изд. АН СССР, 564 е., 1935.
Попов В.Л., Панин В.Е. Фрактальный характер и масштабная инвариантность дисклинационной структуры деформируемого твердого тела. Доклады РАН, т. 352, № 1, с.51-53, 1997.
Поспелов Г.Л. Парадоксы, геолого-физическая сущность и механизмы метасоматоза. Новосибирск, Наука, 355 е., 1973.
Пушкарев Ю.Д. Мегациклы в эволюции системы кора-мантия. Л., Наука, 217 е., 1990.
Пушкарев Ю.Д., Шестаков Г.И., Рюнгенен Г.И., Шуркина Л.К. Гранитоиды древнее 2800 млн лет на
Кольском полуострове. В кн.: Древнейшие гранитоиды восточной части Балтийского щита. Апатиты, Изд. Кольского филиала АН СССР, с.18-43, 1979.
Ревердатто В.В. Диффузионный контроль химических реакций при метаморфизме. Геология и геофизика, № 1, с.15, 1988.
Русинов В.Л., Жуков В.В. Модель образования ритмично-полосчатых текстур в экзогенных и гидротермально-метасоматических системах. Геология рудных месторождений, т. 36, № 6, с.520-535, 1994.
Сидоренко A.B., Борщевский Ю.А. Природа воды, участвующей в эволюции метаморфической оболочки Земли, по изотопным данным. V Всесоюзный симпозиум по стабильным изотопам в геохимии, с.132-134, 1974.
Скуфьин П.К. Основные черты геологии и петрографии докембрийских образований западного побережья Кольского залива. Дисс. к.г.-м.н., Апатиты, 329 е., 1964.
Слензак О.И. Локальные структуры зон напряжений докембрия. Киев, Наукова думка, 102 е., 1984.
Судовиков Г.Н. Региональный метаморфизм и некоторые проблемы петрологии. Л., Наука, 550 е., 1964.
Тен A.A. Динамическая модель генерации высоких давлений при сдвиговых деформациях горных пород (результаты численного эксперимента). Доклады АН, т. 328, № 3, с.322-324, 1993.
Точилин М.С. Происхождение железистых кварцитов. М., Госгеолтехиздат, 168 с., 1963.
Трусова И.Ф. Магнезиальные скарны и магнетитсодержащие метасоматиты северо-западной части Кольского полуострова. Изв. вузов. Геол. и разе., № 2, с.44-57, 1975.
Хайнике Г. Трибохимия. М., Мир, 582 е., 1987.
Хакен Г. Синергетика. М., Мир, 406 е., 1980.
Чередниченко А.Н. Тектоно-физические условия минеральных преобразований. Киев, Наукова Думка, 264 е., 1964.
Чиков Б.М. Сдвиговое стресс-структурообразование в литосфере: разновидности, механизмы, условия. Геология и геофизика, № 9, с.3-39, 1992.
