Начало изучению метаморфической зональности Северного Приладожья было положено Н. Г. Судовиковым (1954). Более поздние исследования были опубликованы в работах В. И. Кпцула (1963), В. И. Лебедева и Ю. В, Нагайцева (Лебедев и др., 1964; Пагайцев, 1965; Нагайцев, Ле-бедев,  1968) п В. А.  Глебовицкого (Судовиков и др.,  1970).

На основании личного изучения и учитывая предыдущие исследования, автор дапиой статьи в Северо-Ладожской метаморфической провинции, представляющей собой отличный пример серии фаций переходной группы низкого давления по А. Мияширо (Miyashiro, 1961), выделяет 6 метаморфических зон (табл. 1, рис. 1): 1) биотита, 2) граната, 3) ставролита, 4) силлиманита, 5) «второго силлиманита» (силлиманит-калиево-полевошпатовая зона) и 6) гиперстена.

В составе свекофеннид Приладожья выделены впервые метавулканиты и определен их U-Pb возраст по циркону. Возраст вулканитов лахденпохской серии (высокотемпературный аналог ладожской) оценивается как 1883.8 ±4.7 млн. лет. что совпадает с возрастом идентичных по геотектоническому положению островодужных вулканитов пояса Тампере Финляндии. Время метаморфизма вулканитов установлено по U-Pb датированию метаморфогенного монацита в них как 1871.3 ± 1.9 млн. лет. Эта оценка совпадает со временем метаморфизма и интенсивного ульфаметаморфизма приладожскнх гнейсов, датируемым как 1880-1870 млн. лет. Но мере удаления от границы Карельского кратона в высокотемпературных свекофеннидах Приладожья выделяются две геохимические зоны: натровая (с подзоной пород повышенной известковистости - кальциевой) в калиевая. Эти зоны отражают антологические особенности раннепротерозойского разреза. Для метапелитов и метаалевроли тов наиболее удаленной от Карельского кратона калиевой Приозерскои зоны определена верхняя возрастная Граница как 1875.8 ± 5.5 млн. лег но прорывающим иx плагиогранитам Приозерскои интрузии. Кульминация метаморфизма и ультраметаморфизма в этой зоне по времени (1881-1870 млн. лет) и по Р-Т параметрам (Т = 800°С. Р ■ = 5-6 кбар) совпадаете метаморфизмом пород прикратонной натровой Лахденпохской зоны. Мета осад к и Лахденпохской зоны, где преобладают граувакки. рассматриваются не древнее отложении Приозерскои зоны. Время гранулитовой стадии метаморфизма глиноземистых гнейсов определяется как 1880.1 ± 7.7 млн. лет но Pb-Pb возрасту силлиманита, который широко развит в Приозерскои зоне. Конкордантный U-Pb возраст монацита, содержащего силлиманит в виде включений, равен 1860.3 ± 4.4 млн. лет. Положение района между краем Карельского архейского континента н раннепро-терозонскими островодужиыми структурами юго-востока Финляндии позволяю]' предполагать, что свекофенниды Приладожья - это островодужная структура с формационным составом супракрусталь-ных образований, представленных в этом районе метаморфическими аналогами зурбидитов и островодужных вулканитов зрелой стадии. Эта структура сформирована в интервале 1.96-1.88 млрд. лет назад.

На основе анализа новейших данных уточняется возраст гипербазитов Восточного Саяна. Обсуждается идея постепенного омоложения возраста гипербазитов в направлении от районов сочленения каледонской геосинклинали юга Сибири к ее внутренним областям. Расшифровывается состав боксонского интрузивного комплекса.

Ультраосновные породы, производные глубинной перидотитовой магмы, представляющие гипербазитовую формацию, широко распространены в Восточном Саяне. Территориально гипербазитовые массивы концентрируются в четырех его районах, формируя достаточно четко выраженные гипербазитовые пояса: 1) Восточно-Саянский, располагающийся в юго-восточной части района, 2) Ийско-Тагульский, прослеживающийся в северо-западном направлении в бассейнах верхнего течения одноименных рек, 3) Красноярский — в крайней северо-западной части Восточного Саяна. Четвертая группа гипербазитовых массивов, пока не имеющая названия, обнажается по правобережью р. Енисея в бассейне рч. Тесь и в районе верхнего течения р. Кандат (система р. Амыл).

Массивы ультраосновных пород, составляющие гипербазитовые пояса, отчетливо приурочиваются к протяженным зонам глубинных разломов. Восточно-Саянский пояс прослеживается вдоль разлома, выкраивающего Гарганскую глыбу архея, выступающую в виде срединной массы среди складчатых структур протерозоя. Этот разлом является широтной ветвью Главного Саянского разлома, отделяющего кристаллический цоколь Сибирской платформы от протерозойской геосинклинальной зоны Восточного Саяна (Протеросаяна). Вдоль Главного Саянского разлома локализованы гипербазитовые массивы Ийско-Тагульско-го пояса. Ультраосновные массивы Красноярского гипербазитового пояса приурочены к ряду тектонических нарушений, веерообразно расходящихся к северу от сопряженного с Главным Саянским разломом тектонического нарушения, прослеживаемого среди протерозойских структур Восточного Саяна. Наконец, гипербазитовые массивы, размещенные в юго-западной части региона, контролируются разломами, разграничивающими различные структурно-фациальные зоны древнека-ледонских структур  Восточного Саяна.

Обобщены результаты комплексных исследований алмазоносных импактитов Попигайской астроблемы. Освещены основные особенности морфологии и внутренней структуры импактного кратера. Приведена характеристика вещественного состава алмазосодержащих импактитов, описана минералогия различных фаз углерода. Охарактеризованы находки импактных алмазов в ряде астроблем мира. Освещены главнейшие закономерности распределения в импактитах алмазов, а также предложена общая петрологическая модель возникновения заключающих их пород. Сопровождается фотографиями, диаграммами, схематическими картами. Предназначается для специалистов в области импактного кратерообразования, петрографов, минералогов, а также для геологов, изучающих месторождения алмазов.

Прецизионное определение времени регионального метаморфизма является весьма сложной задачей. Если для определения возраста породы используются акцессорные минералы, то неизбежно возникает проблема соотнесения возраста последних с возрастом породообразующих минералов. Еще более усложняется указанная задача при, казалось бы, логичном использовании для этой цели акцессориев непосредственно из метаморфических пород, так как при этом увеличивается риск вовлечения унаследованной («удревняющей») компоненты, связанной с доме-таморфической историей развития породы. В силу этих причин изотопно-геохронологические методы датирования метаморфизма часто ограничивались, например, определением возраста син- и постметаморфиче-ских интрузивных пород или лейкосом мигматитов и жильных тел, так или иначе связанных с метаморфизмом. Но такое косвенное датирование метаморфических событий затрудняет детальную реконструкцию особенностей PT-t эволюции метаморфических пород и сталкивается с неоднозначностью интерпретации изотопных данных, особенно при полистадийном и полихронном проявлении метаморфизма. Относительно недавно, благодаря разработке Pb-LS метода ступенчатого растворения [Pb-Pb step leach dating, Frei, Kamber, 1995], появилась возможность датировать и породообразующие минералы.

Одной из важнейших задач изучения метаморфизма является оценка режима температуры (Т), давления (Р) и выявление эволюционных трендов. Использование для этой цели флюидных вклю-чений в минералах позволяет провести такие оценки практически для всех пород, в которых удается обнаружить включения, соответствующие изучаемому процессу [1, 9]. По сравнению с твердофазным методом РТ оценок на основе реакций обменного и смещенного равновесия со существующих минералов данная методика имеет ряд преимуществ. В первую очередь, это обусловлено широкой распространенностью флюидных включении, что делает возможным использование методики практически вне зависимо ста от состава пород и степени их ретроградных изменений. Основная сложность при реставрации эволюционных трендов заключается, по-видимому, в соотнесении выявленных РТ характеристик с конкретной стадией эндогенного развития. С этой точки зрения наибольший интерес представляет исследование РТ режимов с использованием объектов, отражающих определенную временную последовательность проявления эндогенных событий. В качестве таких объектов в данной работе выбраны интрузивные комплексы, становление которых происходило па разных врсмеппых уровнях на всем протяжении метаморфических процессов. Рассмотрим применимость указанной методики для оценки РТ параметров метаморфизма интрузивных комплексов в пределах гнейс»-гранулитовой части приладожского метаморфического комплекса.

Свекофеннские процессы на Балтийском щите проявились наиболее интенсивно 2.0-1.7 млрд. лет назад [1]. Начало указанного временного интервала характеризуется заложением океанических и морских бассейнов, где аккумулировались большие массы вулканогенно-осадочного материала. Стадия седиментогенеза через короткое время сменилась стадией плутонической и метаморфической активности. Метаморфизм отличался условиями повышенного теплового потока, при котором сформировались низко- и среднебэ-рические минеральные парагенезисы, достигавшие уровня гранулитовой фации [2]. Примером проявления такого типа метаморфизма служит метаморфический комплекс Приладожья, относящийся к андалузит-силлиманитовой фациальной серии [3], Аналогичные свекофеннские комплексы типичны для сопредельных с Приладожьем территорий Финляндии и прослеживаются в Швеции. Далее к западу Швеции свекофенниды перекрываются каледонским аллохтоном и выявлены только в тектонических окнах, распространенных на территории Норвегии.

Высокая интенсивность свекофеннских эндогенных процессов ответственна за образование популяции цирконов свекофеннского возраста, а также за перекристаллизацию более раннего (архейского) циркона. Преобладающее большинство свекофеннских цирконов с верхним пересечением дискордии с конкордией -1.9-1.7 млрд. лет имеют нижнее пересечение, стремящееся к началу координат на диаграммах 2^U/207Pb-231,TJ/20frPb.<...>

Для Свекофеннского пояса на территории Южной Финляндии, Швеции и России характерно доминирующее развитие митматитовых полей, лишь отдельные сравнительно узкие зоны отличаются температурой метаморфизма, не превышающей уровня устойчивости мусковита |1-3]. Даже б сравнительно низкотемпературных частях Свекофеннского пояса тепловой режим метаморфизма соответствует нолю устойчивости ставролита. РT-параметры метаморфизма для миг-матнтовых зон на большей части выходов свекофеннид можно охарактеризовать как выдержанные, находящиеся В диапазоне 670-800°С и 4-6 кбар [3]. Установлено, что в породах Свекофеннского пояса при высокотемпературном замещении мусковита продукты реакции распада всегда образуются в поле развития силлиманита: для большинства митматитовых полей стабильной является ассоциация гранат + кордиерит + калишпат + силлиманит. Изограды силлиманит + калишпат, силлиманит + мусковит и андалузит —» силлиманит практически повсеместно пространственно сильно сближены (первые сотни метров, километры). Прогрессивный переход пород с мусковитововыми парагенезисами к мигматизированпым породам без мусковита наблюдаются на небольших расстояниях. Эти наблюдения, с одной стороны, позволяют признать существование повышенного теплового потока в пределах всего Свекофеннского пояса, а с другой — указывают на резкую дифференцированность (наличие температурного градиента) этого потока па малых площадях. Последнее обстоятельство может свидетельствовать косвенно о наличии нескольких источников тепла, вызывающих метаморфические преобразования пород. В связи с этим возникает вопрос -являются ли примеры полной (или почти полной) метаморфической зональности результатом воздействия единого источника тепла или же породы разного уровня метаморфизма представляют собой гетерогенный стругсгурно-метаморфическии комплекс? Решение этого вопроса во многом связано с выяснением вопроса синхронности или асинхронности формирования отдельных зон метаморфизма в пределах пространственно единого зонально-метаморфизованного комплекса. В данной работе предпринимается попытка подойти к решению этого вопроса путем изучения U-Pb-сис-темы метаморфогенных монацитов из пород разного уровня метаморфизма в пределах при ладожского зональио-метаморфизованного комплекса (юго-восток Балтийского щита).

Приладожье представляет собой юго-восточный фрагмент Свекофеннского пояса и традиционно рассматривается как ранне протерозой екая зонально-мстаморфизованпая структура, сложенная породами архейского инфракомплекса, ранне-протерозойскими вулканитами основного состава и турбидитами калевия [4]. В ее составе выделяются два самостоятельных домена — Северный (СД) и Южный СВОД), разделенные Мейерской надвиго-вой зоной [5, 6] (рис. 1).

Характерной чертой СД является присутствие пород архейского возраста в ядрах гнейсово-купольных структур, а также проявление прогрессивной зональности от зеленосланцевой фации на севере через ставролитовые субфации в средней части до силлиманит-мусковитовой субфации и далее до зоны мигматитов на юге, где мусковит становится неустойчивым (рис. 1). <...>

Поля меловых эффузивов Охотско-Чукотского вулканического пояса прерываются в районе Гижигинской губы. Здесь проходит граница между двумя существенно отличающимися друг от друга частями I вулканического пояса: юго-западной — Охотской и северо-восточной — Чукотской.

В последнее десятилетие во многих районах Чукотской части пояса были составлены довольно подробные, охарактеризованные флорой стратиграфические разрезы наземных вулканических толщ, детально изучены морские и континентальные осадки, подстилающие покровы вулканического пояса, а иногда и расслаивающие их.

В настоящей статье рассматривается вопрос о нижней возрастной границе вулканических покровов этой части пояса и о структурных соотношениях покровов с вулканогенными толщами, входящими в состав f чукотских мезозоид. В основу ее положены главным образом данные, полученные В. Ф. Белым и К. В. Паракецовым при исследовании бассейнов рек, впадающих в Чаунскую губу, верхнего и среднего течения Анадыря, а также верховий Большого Анюя. Ископаемую флору определяли А. Ф. Ефимова, В. Ф. Белый, В. А. Вахрамеев и В. А. Зимин; фауну — В. Н. Верещагин, А. Ф. Ефимова и К. В. Паракецов.

От Гижигинской губы на юго-западе до бассейна р. Пегтымеля на северо-востоке сплошные вулканические поля образуют почти прямолинейную полосу длиной 1100—1200 км и шириной до 200 км. В верховье р. Большой Осиновой к полосе эффузивов примыкает вулканическое поле, занимающее междуречье Амгуемы и Канчалана, а еще дальше, на востоке — юго-востоке, располагается вулканическое поле Восточной Чукотки.

Отрезок вулканического пояса между Гижигинской губой и бассейном р. Пегтымеля почти под прямым углом срезает структуры области мезозойской складчатости, в пределах которых также широко распространены нижнемеловые вулканические поля, представленные формациями орогенной стадии развития мезозоид и строго подчиненные их структурному плану. Эти вулканогенные образования очень близки по возрасту, а иногда одновозрастны с нижнемеловыми покровами Охотско-Чукотского пояса.

Для раннемелового вулканизма в чукотской части пояса характерно резкое изменение состава по простиранию структуры (поперечная зональность). Это явление менее четко выражено в зффузивах начала позднего мела и совершенно не установлено для конца позднемеловой эпохи и в палеогене. <...>

Книга посвящена докембрийским образованиям четырех крупных регионов земного шара. Ведущие зарубежные геологи дают в ней подробную характеристику состава и условий образования горных пород в докембрии, геологического строения и полезных ископаемых этих регионов. Рассмотрены также важнейшие этапы их геологической истории. Основываясь на обильном новом фактическом материале, авторы разработали оригинальные схемы сопоставления докембрийских толщ, распространенных в различных районах Северного полушария.

Вопросы, рассматриваемые в книге, важны для широкого круга геологов различных специальностей нашей страны. Она будет также ценным пособием для преподавателей геологических вузов и студентов-геологов.

Второй том «Геологических систем», посвященный докембрию Шпицбергена и острова Медвежий, Британских островов, Гренландии и Канадского щита, охватывает гораздо большую территорию, чем первый том той же серии, уже вышедший в свет в русском переводе.