Необычные метасоматиты (фиолититы) в Колвицком габбро-анортозитовом массиве: состав и структурное положение

Введение

В юго-западной части Кольского полуострова, среди габбро-анортозитов Колвицкого массива, возраст становления и метаморфизм которого близок 2450 млн лет [13, 20], встречаются необычные породы фиолетового цвета, слагающие метасоматические зоны – фиолититы (рис.1). Данное проявление не избаловано вниманием исследователей, оно изредка упоминается в научно-популярной литературе под названием «кольский чароит», в научной статье [6] и материалах совещания [30]. Остаются неизученными как состав и генезис этих пород, так и их структурное положение, и, соответственно, значение фиолититов для понимания геологической эволюции этого района. Приуроченность этих образований к обрамлению Онежско-Кандалакшского грабена рифейского возраста, а также их вторичная природа по отношению к породам гранулитового комплекса позволяют связать их формирование с эволюцией Беломорской рифтовой системы неопротерозойского возраста [25].

Важным элементом континентальных рифтовых систем вообще [10, 12, 36] и Беломорской в частности [25] является наличие пологих сбросов – детачментов, определяющих как структурообразующие процессы, так и вещественные преобразования пород фундамента, обусловленные флюидами, мобилизующиеся при декомпрессии и тектонической эксгумации лежачих крыльев крупных сбросов [23, 35]. Подобная модель эволюции земной коры при рифтообразовании позволяет по-новому взглянуть на проблему структурно-вещественного взаимоотношения метаморфизованного фундамента с породами чехла и связать формирование новообразований в фундаменте с эволюцией рифтовых прогибов.

Целью данной работы является изучение особенностей состава и структурного положения фиолититов, а также сравнение их с другими породами, являющимися продуктами структурно-вещественных преобразований при эволюции Беломорской рифтовой системы.

Исследования

Основная масса фиолититов встречается в районе мыса Катаранский в юго-западной части Кольского полуострова. Небольшие проявления известны в западной части губы Ильинская и на островах Средние Луды в пределах Кандалакшского залива (рис.2). Фиолититы приурочены к зонам трещиноватости (азимут простирания 30-50° СВ), хорошо выделяемым в береговых обрывах, в районе выходов габбро-анортозитов Колвицкого массива с возрастом 2,45 млрд лет [20]. Мощность отдельных зон трещиноватости меняется от 0,5 до 15 м.

Процесс фиолититизации исходных пород затрагивает всю зону трещиноватости и распространяется за ее пределы в массивных породах на расстояние до 1 м. Фиолититизация развивается исключительно по плагиоклазу, при этом темноцветные минералы почти не изменяются. Габбро-анортозиты в этом месте – крупно-гигантозернистые (рис.3, а, б). Размер отдельных зерен гиперстена иногда достигает 25 см, а наиболее яркие образцы фиолититов приурочены к контактам крупных кристаллов, при этом сами кристаллы пироксена часто являются ирризирующими разностями, что дополнительно украшает этот поделочный камень. Развитие зон фиолитизации крайне неравномерно. Окраска псевдоморфоз меняется от светло-сиреневой до чернильно-фиолетовой, причем наиболее яркая окраска – вблизи зерен темноцветных минералов. В противоположность этому – в мономинеральных разностях анортозитов псевдоморфозы более светлые (рис.3, в, г). Фиолитизация зональна: наиболее интенсивная окраска приурочена к первым метрам трещиноватой центральной части, по периферии фиолетовая окраска пород постепенно сходит на нет, причем в ряде случаев породы остаются массивными без заметной наложенной трещиноватости. В них сохраняются  первичные структуры магматических пород. Новообразованный агрегат довольно мягкий, поэтому качественная полировка образцов достигается в редких случаях.

Габбро-анортозиты, слагающие лополитоподобную структуру, а также подстилающие и перекрывающие их соответственно гранатовые амфиболиты и эклогитоподобные породы рассматриваются во многих работах, которые в основном посвящены расшифровке условий гранулитового метаморфизма и возраста становления исходных пород [3, 13, 32]. Регрессивные этапы формирования этих комплексов, связанные с эксгумацией и становлением рифейских и более молодых структурных ансамблей, практически не изучались, за редким исключением [2]. В пределах всего гранулитового пояса встречается большое количество разнообразных мелких пегматитовых жил, представляющих этап его эксгумации, а в районе развития фиолититов развиты дайки лампроитов рифейского возраста и девонские лампрофиры [1, 21, 29].

Исходными породами, по которым развивались фиолититы, были анортозиты и габбро-анортозиты. Большая их часть имеет полосчатый, гнейсовидный облик (рис.3, а), но некоторые из них обладают массивными текстурами с жилами габбро-пегматитов (рис.3, б). Мономинеральные анортозиты в Колвицком массиве являются большой редкостью. Между анортозитами и габбро-анортозитами существуют постепенные переходы и по петрогеохимическим данным они также различаются не принципиально. В меланократовых разностях больше таких компонентов как FeO, MgO, K₂O, Cr. Фиолититы развиваются по обеим разностям, но в массивных образцы более эффектны. Учитывая, что породы крупно-гигантозернистые и неравномерно окрашенные, проба фиолититов имеет композитный характер, т.е. было отобрано несколько разностей с максимально яркой окраской, и после дробления роба была отквартована с дальнейшим истиранием для химического анализа.

Петрогенные элементы в фиолитите определялись в лаборатории Геологического института РАН на рентгеновском спектрометре S4 PIONEER (Bruker AXS, Германия), а микроэлементы определялись методом IСP-MS с использованием масс-спектрометра Element 2 (Thermo Fisher Scientific of GmbH, Германия). Составы минералов (около 50 точек) определялись в Институте экспериментальной минералогии (ИЭМ) РАН на электронном микроскопе Camebax с энергодисперсионным спектрометром Link-860. В лаборатории изотопной геохимии и геохронологии Института геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН (исполнитель В.А.Лебедев) проведены определения К-Аr возраста фиолитита. Исследование содержания радиогенного аргона в слюде проводилось на масс-спектрометре МИ-1201 ИГ методом изотопного разбавления с применением в качестве трассера ³⁸Ar; определение калия – методом пламенной спектрофотометрии. Для инструментального определения природы фиолетовой окраски мусковит-фенгита из фиолитита Кольского полуострова использованы возможности коллективного исследовательского центра Института геологии Коми научного центра Уральского отделения РАН (Сыктывкар). Образцы препаратов мусковит-фенгита были изучены следующими методами: рентгенофазовым, ИК-спектроскопии, электронного парамагнитного резонанса.

Результаты

По большинству петрогенных элементов фиолититы весьма близки к габбро-анортозитам, но в них отмечается заметное увеличение MnO и K₂O по сравнению с исходными породами. Из микроэлементов в фиолититах увеличивается содержание Li, Ni, Rb, Ba – элементов, которые характерны для слюды-мусковита (табл.1).

Таблица 1

Химический состав габбро-анортозита (исходной породы) и фиолитита

Примечание. Оксиды в %, микроэлементы в г/т.

В исходных породах (рис.4) содержание REE очень низкое, что характерно для габбро-анортозитов [24, 26]. В фиолититах редкоземельные элементы равномерно уменьшаются, при этом из-за более интенсивного выноса LREE (замещения плагиоклаза) уменьшается и отношение (La/Yb)_n (табл.1). Положительная аномалия европия (Eu/Eu* = 3) остается высокой, это коррелируется с высокой концентрацией бария в фиолититах. Породы с положительной Eu/Eu* аномалией обогащены барием, что свидетельствует об участии восстановленных флюидов [27].

С помощью электронного микроскопа VEGA TESCAN (ИЭМ РАН) определен минеральный состав фиолитита: анортит, альбит, олигоклаз, микроклин, K-Na-полевой шпат, диопсид, мусковит-фенгит, биотит, Ba-алюмоселадонит, гранат – гроссуляр-альмандин-пироп, хлорит – корундофиллит, амфибол – магнезиальный феррочермакит, карбонат РЗЭ, Fe-Mn-Mg-Ca-карбонат, пирит (рис.5), охарактеризован их химический состав (табл.2, 3).

Текстуры исходных пород самые разнообразные, но всегда это крупно-гигантозернистые разности. Первичные минералы представлены клинопироксеном – диопсидом, гиперстеном и плагиоклазом. Наличие анортита, альбита и КПШ – не типичных для исходных габбро-анортозитов [32] – указывает на высокотемпературный характер преобразований, предшествующий формированию слюд. Участки фиолитизации развиваются по плагиоклазу, и в зависимости от интенсивности процесса преобразования его кристаллы почти полностью замещены агрегатом слюды – мусковит-фенгитом с мелкими вкраплениями Ва-алюмоселадонита (до 20-30 мкм), Ba-алюмоселадонит содержит 6,6-10,5 % по массе BaO. Марганец – единственный хромофор, который накапливается в породе в процессе метасоматоза, именно марганец (табл.2), содержание которого 0,09-0,64 % по массе MnO, обеспечивает лилово-фиолетовую окраску псевдоморфоз слюды (мусковит-фенгита) по плагиоклазу. Образцы препаратов мусковит-фенгита были изучены при помощи следующих методов: рентгенофазового, ИК-спектроскопии, электронного парамагнитного резонанса. Результаты исследования однозначно показали, что фиолетовым хромофором окраски мусковит-фенгита является трехвалентный марганец. В литературе подобное заключение о наличии Mn³⁺ в слюде было сделано в 1977 г. после изучения природы окраски розоватого мусковита из докембрийских метаморфических пород Нью-Мексико [34].

Весьма необычен состав граната (гроссуляр-альмандин-пиропа) с 34-60 % Pir (табл.3). Его идиоморфные выделения свидетельствуют о том, что это вторичный метасоматический гранат. Именно по подобным высокомагнезиальным гранатам рассчитаны максимальные значения давления (11-13 кбар) – это метаморфизм гранулитовой фации [32]. Темноцветные силикаты при этом процессе почти не меняются, хотя появление хлорита-корундофиллита связано с замещением амфибола (магнезиального ферро-чермакита). Судя по валовому химическому составу образцов фиолитита, они заметно обогащены К₂O (4 % по массе) относительно 0,1-0,2 % в исходных габбро-анортозитах, т.е. породы были подвергнуты К-метасоматозу. Исходные габбро-анортозиты аномально истощены рубидием (2 г/т), поэтому его высокая концентрация (128 г/т) в фиолититах также указывает на процесс метасоматического замещения.

Таблица 2

Химический состав и кристаллохимические коэффициенты слюд метасоматизированных анортозитов

Примечание.Анализы 2, 3, 22 соответствуют составу слюд ряда Ba-алюмоселадонита; анализы 6, 13, 15, 18, 21, 23, 25, 26, 27, 37 относятся к ряду мусковит-фенгита; 1, 16, 19 – флогопит-истонита.

Таблица 3

Химический состав и миналы гранатов из метасоматитов, % по массе

Примечание. Первые 14 анализов соответствуют составу граната ряда гроссуляр-альмандина-пироп; 3а, 8а относятся к ряду спессартин-гроссуляр-альмандина.

Проявление фиолититов расположено в пределах Порьегубского лампроитового поля, породы которого характеризуются ультравысокими концентрациями К₂O и имеют, по одним данным, возраст 1750 млн лет [21], по другим – 1200 млн лет [7]. Тем не менее, оба этих возрастных рубежа можно связать не только с постскладчатым магматизмом на Балтийском щите [28], но и с этапами рифейского или предрифейского рифтообразования [17]. Тем более, что в Балтийском регионе известны раннерифейские рифтовые структуры, базальные отложения которых древнее чем 1650 млн лет [19]. Здесь же расположен один из участков (кустов) распространения девонских даек лампрофиров (см. рис.2).

Значение K-Ar возраста слюды фиолитита 1320 млн лет указывает на время метасоматической проработки габбро-анортозитов, которое, вероятно, совпадает с главным этапом формирования прогибов северо-западного простирания Беломорской рифтовой системы [25].

Онежско-Кандалакшский грабен является крупнейшей структурой в Беломорской рифтовой системе, образованной, согласно современным данным, за счет горизонтального проскальзывания по системе пологих сбросов, падающих на северо-восток (рис.6). По некоторым данным, в пределах Онежского-Кандалакшского грабена современная глубина опускания фундамента и мощность рифейских отложений достигает 8 км [11, 25]. Соответственно, воздымание плеча рифта было весьма значительным, что способствовало формированию декомпрессионных флюидов. Основным разломом, контролирующим развитие этого грабена, является сброс вдоль его западного борта. Этот сброс по геофизическим данным и современной морфоструктуре отчетливо прослеживается от устья реки Онега до архипелага Средние Луды [11, 15, 25]. Лежачее крыло этого сброса испытывает воздымание, что выражается в появлении на поверхности высокометаморфизованных пород и положительных гравитационных аномалий. В районе архипелага Средние Луды наблюдаемый разлом испытывает знакопеременную инверсию своего падения, и на отрезке архипелага Средние Луды – Кандалакша он падает на юго-запад. По геологическим данным (архипелаг Средние Луды и острова в Порьей губе, где обнажаются породы гранулитового комплекса) очевидно, что рифейский Онежско-Кандалакшский рифейский грабен замыкается в районе архипелага и не продолжается далее на северо-запад, как это часто показано на мелкомасштабных картах [5]. Поэтому район архипелага Средние Луды и мыса Катаранский на материковой части юго-запада Кольского полуострова можно рассматривать как зону динамического влияния области замыкания рифейского грабена. Естественно, встает вопрос о времени заложения разлома к северо-западу от архипелага Средние Луды. Вероятно, он имеет девонский возраст, обновленный на современном этапе. Ранее этот отрезок рифта получил название Колвицкого прогиба [25]. В пределах этого прогиба, по данным сейсморазведки, выделяются пологолежащие отложения, которые могут рассматриваться и как палеозойские [8]. Но более весомым аргументом девонского возраста Колвицкого прогиба являются дайковые поля, приуроченные к его северному и южному замыканиям. Это район Кандалакши (более 200 девонских даек) и район оз. Долгое – о. Касьян (более 100 даек) (см. рис.2). Таким образом, архипелаг Средние Луды является стыком рифейского и, вероятно, девонского грабенов. Именно участки замыкания рифтовых прогибов и места, где происходит инверсия структурообразующих разломов (так называемые зоны аккомодации), характеризуются наличием участков повышенной трещиноватости, псевдотахилитами, дайками и метасоматитами различного состава, а также повышенными концентрациями углеводородных эманаций [9, 25]. Характерной чертой обрамления Онежско-Кандалакшского рифта являются конгломератоподобные породы неосадочного генезиса. Впервые они были описаны в районе Кандалакши, где округлые валуны и гальки гранулитов в песчанисто-карбонатном цементе слагают пластообразное интрузивное тело (о. Телячий) [33]. В южной части архипелага Средние Луды наблюдалось жилоподобное тело, сложенное округлыми обломками габбро-анортозитов. Роль цемента здесь выполняет роговая обманка, которая, вероятно, кристаллизовалась непосредственно из флюида (рис.7, а). На более глубоком уровне среди эклогитоподобных пород выделяются жилоподобные тела горнблендитов, которые также формировались под влиянием флюидов, проникающих по трещинам в породы гранулитового комплекса (рис.7, б).

Многочисленные выходы пород, связанные с образованием Онежско-Кандалакшского грабена известны на его юго-западном фланге в районе о. Кий – села Покровское (см. рис.6). Это инъекционные конгломераты, приуроченные к породам фундамента: амфиболитам и гранито-гнейсам [4, 18]. Конгломераты слагают линзы и маломощные пласты, приуроченные к тектоническим зонам, падающим в сторону рифейского грабена (рис.7, в, г). Полуокатанные обломки вмещающих пород неравномерно распределены в сливной афанитовой массе серо-зеленого или почти черного цвета с раковистым изломом и жирным блеском на изломе. В шлифах видно, что цементная масса состоит из тонкозернистого песчанистого материала. Обломочная фракция цемента состоит из зерен кварца, плагиоклаза, микроклина, пироксена, амфибола, граната, биотита и рудного минерала. Цемент представлен кальцитом и в меньшей степени стеклом, которое встречается в виде линзочек или оболочки вокруг зерен. В пределах карбонатного цемента диагностированы микродрузы анальцима, для которого температура образования выше 450 °С. [31]. Стекло имеет основной-ультраосновной состав, и в некоторых анализах содержание К₂O достигает 5 % по массе. По факту наличия стекла конгломерато-брекчии близки к псевдотахилитам [22]. В то же время большая их мощность, основной-ультраосновной состав стекла, наличие высокотемпературных новообразований позволяют рассматривать их в качестве особого вида пород – флюидизатов, образованных при течении раскаленных суспензионных масс внутри земной коры [16]. При этом возраст новообразованных зерен циркона составляет 1200 млн лет, что соответствует одной из фаз образования Беломорской рифтовой системы [25].

Заключение

Породы необычного фиолетового цвета образованы по габбро-анортозитам за cчет метасоматического замещения плагиоклаза мусковит-фенгитовым мелкозернистым агрегатом. Повышенное содержание марганца в метасоматических породах определило их необычный фиолетовый цвет, а высокие концентрации К₂O типичны для образований, синхронных формированию Онежско-Кандалакшского грабена. К югу от распространения проявлений фиолититов находится грабен, а на суше выделяется кольцевая структура, типичная для замыкания рифтовых прогибов и сдвигов (см. рис.2, врезка). Данный тип структур образуется на окончании разломов, испытывающих сдвиговые деформации, и именно в их пределах происходит разрядка напряжений, что выражается в формировании локальных надвигов и зон дробления разного порядка. Фиолититы встречаются и на островах архипелага Средние Луды. Эти острова рассматриваются как своеобразный эталон структуры аккомодации в рифтовых зонах, где главный сместитель меняет свою полярность, и возникают повышенные тектонические напряжения (см. рис.2). На первый взгляд парадоксально выглядит приуроченность к этим участкам (т.е. зонам сжатия) щелочных даек (лампрофиров и лампроитов). Однако изучение щелочных даек в Кандалакшском заливе показало, что это чрезвычайно флюидонасыщенные образования, которые образуются в виде даек и трубок взрыва, только в тех местах, где флюид не может свободно выйти к поверхности [29]. В районах, где рифты широко раскрыты, щелочных даек нет, и на участках дегазации могут формироваться псевдоконгломераты или инъекционные конгломераты [18, 25]. Поэтому формирование фиолититов, образованных по габбро-анортозитам под влиянием щелочных флюидов, авторы также связывают с развитием данной рифтовой системы в среднерифейское время.

Литература

1. Arzamastsev A.A., Fedotov Zh.A., Arzamastseva L.V. Dike magmatism of the north-eastern part of the Baltic Shield. St. Petersburg: Nauka, 2009, p. 383 (in Russian).
2. Vasileva T.I., Przhiyalgovskii E.S. Evolution of stress fields in thePoryaguba dike field (Kandalaksha gulf, White Sea). Geotectonics. 2006. Vol. 40. N 1, p. 53-63. DOI: 10.1134/S0016852106010055
3. Vinogradov L.A., Bogdanova M.N., Efimov M.M. Granulite belt of the Kola Peninsula. Leningrad: Nauka, 1980, p. 208 (in Russian).
4. Voinov A.S., Polekhovskii Yu.S. Some questions of geology and metamorphism of the Belomorides of the Kiyos-trovskii
5. Archipelago. Vestnik Leningradskogo gosudarstvennogo universiteta. 1971. N 4, p. 48-56 (in Russian).
6. State Geological Map of the Russian Federation. Scale 1: 1,000,000 (new series). List Q – (35) – 37-Kirovsk. Explan-atory note. St. Petersburg: Vserossiiskii nauchno-issledovatelskii geologicheskii institute imeni A.P.Karpinskogo, 2004, p. 268 (in Russia).
7. Efimov M.M., Krylova M.D., Vasileva S.I., Marchak V.P. Decorative purple pseudomorphosis by plagioclase. Zapiski Vsesoyuznogo mineralogicheskogo obshchestva. 1986. Vol. 115. N 6, p. 720-721 (in Russian).
8. Zhuravlev V.A. Lamproites of the White Sea mobile-metamorphic belt. Tezisy dokladov mezhdunarodnoi konfer-entsii
9. “Belomorskii podvizhnoi poyas. Geologiya, geodinamika, geokhronologiya”. Petrozavodsk: Karelskii nauchnyi tsentr RAN, 1997, p. 37 (in Russian).
10. Zhuravlev V.A. Structure of the Earth's crust of the White Sea region. Razvedka i okhrana nedr. 2007. N 9, р. 22-26 (in Russian).
11. Leonov M.G., Morozov Yu.A., Stefanov Yu.P., Bakeev R.A. Zones of concentrated deformation (flower structures): field observations and modeling data. Geodynamics & Tectonophysics. 2018. Vol. 9. N 3, p. 693-670. DOI: 10.5800/GT-2018-9-3-0368 (in Russian).
12. Ivanov S.N., Rusin A.I. Continental rift metamorphism. Geotektonika. 1997. N 1, p. 6-19 (in Russian).
13. Kazanin G.S., Zhuravlev V.A., Pavlov S.P. Structure of the sedimentary cover and perspectives of the oil and gas po-tential of the White Sea. Burenie i neft. 2006. N 2, р. 26-28 (in Russian).
14. Kazmin V.G., Byakov A.F. Continental rifts: structural control of magmatism and continental cleavage. Geotektoni-ka. 1997. N 1, р. 20-31 (in Russian).
15. Kaulina T.V., Bogdanova M.N. The main stages in the development of the northwestern White Sea region: U-Pb iso-topic data. Lithosphere. 2000. N 12, p. 85-97 (in Russian).
16. Kosygin Yu.A., Maslov L.A. The main types of brittle and non-brittle geological dislocations and their interaction. Tektonicheskie protsessy. Doklady sovetskikh geologov na XXVIII sessii Mezhdunarodnogo geologicheskogo kongressa. Мoscow: Nauka, 1989, p. 193-201 (in Russian).
17. Makarov V.I., Shchukin Yu.K., Yudakhin F.N. The position of Solovetsk islands in neotectonic structure of the White Sea area, their nature and recent geodynamics. Lithosphere (Russia). 2007. N 3, p. 86-94 (in Russian).
18. MakhlaevL.V., GolubevaI.I. Magmatogenic fluidized (pseudofluidized) systems and their role in rock formation and associated minegeny. Problemygeologii i mineralogii. 2006, р. 143-159 (in Russian).
19. Moralev V.M., Samsonov M.D. A Tectonic Interpretation of Petrochemical Signatures of Proterozoic and Paleozoic Alkaline Rocks from the Porjaguba Dike Swarm, Kandalaksha Bay, White Sea. Geotectonics. 2004. N 2, p. 30-41 (in Russian).
20. Baluev A.S., Moralev V.M., Przhiyalgovskii E.S. et al. On Probable Endogenic Origin of Conglomerate-Like Rocks from the Southeastern Coast of the White Sea. Litologiya i poleznye iskopaemye. 2003. N 4, p. 412-424.
21. Bogdanov Yu.B., Levchenkov O.I., Komarov A.N. et al. About a new type of the Lower Riphean cut on the Baltic Shield. Doklady Akademii nauk. 1999. Vol. 366. N 1, p. 76-78 (in Russian).
22. Steshenko E.N., Nikolaev A.I., Bayanova T.B. et al. Paleoproterozoic Kolvitskiy anorthosite rock mass: new data on the age (U–Pb, ID-TIMS) and geochemical features of zircon. Doklady Akademii nauk. 2018. Vol. 479. N 2, р. 187-191. DOI: 10.7868/S0869565218080169 (in Russian).
23. Nikitina L.P., Levskii L.K., Lokhov K.I. et al. Proterozoic alkaline-ultrabasic magmatism of the eastern part of the Baltic Shield. Petrologiya. 1999. Vol. 7. N 3, p. 252-275 (in Russian).
24. Morozov Y.A., Matveev M.A., Smulskaya A.I., Kulakovskii A.L. Two genetic types of pseudotachylytes. Doklady Earth Sciences. 2019. Vol. 484. N 2, p. 129-133. DOI: 10.1134/S1028334X19020144 (in Russian).
25. Sklyarov E.V., Mazukabzov A.M., Melnikov A.I. Complexes of metamorphic cores of the Cordillera type. Novosi-birsk: Nauchno-izdatelskii tsentr Obedinennogo instituta geologii, geofiziki i mineralogii SO RAN, 1997, p. 182 (in Rus-sian).
26. Skublov S.G. Geochemistry of rare earth elements in rock-forming metamorphic minerals. St. Petersburg: Nauka. 2005, p. 147 (in Russian).
27. Baluev A.S., Zhuravlev V.A., Terekhov E.N., Przhiyalgovskii E.S. Tectonics of the White Sea and adjacent territories (Explanatory note to the tectonic map). Мoscow: GEOS, 2012, p. 104 (in Russian).
28. Terekhov E.N., Levitskii V.I. Granulites of the Lapland belt: rare earth elements and problems of petrogenesis. Izvestiya vuzov. Geologiya i razvedka. 1993. N 5, р. 3-17 (in Russian).
29. Terekhov E.N. To the Problem of the Origin of Acid Rocks, Characterized by Positive Eu Anomaly as Indicators of Extension Processes (Eastern Baltic Shield). Doklady Akademii nauk. 2004. Vol. 397. N 5, p. 675-679 (in Russian).
30. Terekhov E.N., Baluev A.S. Post-folding magmatism (1.85-1.7 Ga) in the eastern part of the Baltic shield: correlation of its structural position and evolution of surrounding complexes. Stratigraphy and Geological Correlation. 2011. Vol. 19. N 6, p. 600-617. DOI: 10.1134/S0869593811060074
31. Terekhov E.N., Baluev A.S., Przhiyalgovsky E.S. Structural setting and geochemistry of Devonian dikes in the Kola Peninsula. Geotectonics. 2012. Vol. 46. N 1, p. 69-84. DOI: 10.1134/S0016852112010074
32. Terekhov E.N., Konilov A.N., Makeev A.B. Muscovite-phengite metasomatites (phyolithites) from the zone of dy-namic influence of the Kandalaksha graben of Riphean age. Materialy XIV Mezhdunarodnoi konferentsii “Novyeidei v naukakh o Zemle”, 2-5 aprelya 2019, Мoscow, Russia. Rossiiskii gosudarstvennyi geologorazvedochnyi universitet, 2019. Vol. 2, p. 396-399 (in Russian).
33. Tusynin V.F. Upper limit of analcime stability. Ocherki fiziko-khimicheskoi petrologii. Iss. IV. Мoscow: Nauka. 1974, р. 23-28 (in Russian).
34. Fonarev V.I. Metamorphic Evolution of the Kolvitsa Anorthosite Massif (Lapland-Kolvitsa Granulite Belt, Baltic Shield). Doklady Earth Sciences. 2004. Vol. 395. N 3, p. 364-368.
35. Shurkin K.A. About the “conglomerates” of the Kandalaksha Islands and Turya Cape.Trudy Laboratorii geologii Dokembriya. 1960. Iss. 9, р. 398-411 (in Russian).
36. Gresens R.L., Stensrud H.L. More data on red muscovite. American Mineralogist. 1977. Vol. 62, p. 1245-1251.
37. Platt J.P., Soto J.I., Comas M.C. Decompression and high-temperature–low-pressure metamorphism in the exhumed floor of an extensional basin, Alboran Sea, western Mediterranean. Geology. 1996. Vol. 24. Iss. 5, p. 447-450. DOI: 10.1130/0091-7613(1996)024<0447:DAHTLP>2.3.CO;2
38. Wernike B., Axen G. On the role of isostasy in the evolution of normal fault systems. Geology. 1988. Vol. 16. Iss. 9, p. 848-851. DOI: 10.1130/0091-7613(1988)016<0848:OTROII>2.3.CO;2