Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Разработка термобарометров рудных минералов как этап решения проблемы ритмической расслоенности и рудообразования в дифференцированных интрузивах 11
Выводы по главе 20
Глава 2. Методика разработки уравнений термобарометров 22
2.1. Создание экспериментальных выборок для рудных минералов 23
2.2. Принятые постулаты при разработке термобарометров 25
2.3. Порядок расчета составов твердой фазы на миналы 25
2.4. Многомерная статистическая обработка экспериментальных данных...
2.4.1. Выбор экспоненциального вида уравнений термобарометров 29
2.4.2. Нахождение коэффициентов в уравнениях термобарометров 34
2.4.3. Поправочное уравнение
2.5. Летучесть кислорода в высокобарных экспериментах 36
2.6. Оценка качества термобарометров 37
2.7. Верификация разработанных термобарометров 37
Выводы по главе 39
Глава 3. Разработка системы уравнений термобарометров для рудных минералов 41
3.1. Вывод уравнения термобарометра для равновесия сульфидная силикатная жидкость 41
3.1.1. Обзор представленных в литературе реакций образования сульфидной фазы в силикатных системах 42
3.1.2. Экспериментальная выборка для сульфидного термобарометра 44
3.1.3. Многомерный статистический анализ экспериментальных данных, статистические характеристики найденного решения 46
3.2. Вывод уравнений ликвидусных термобарометров для железорудных фаз (хромшпинелиды, магнетит, ильменит) 52
3.2.1. Ликвидусный термобарометр для моделирования равновесия хромшпинелид-силикатный расплав 52
3.2.2. Вывод уравнения ликвидусного термобарометра магнетит-силикатный расплав 60
3.2.3. Вывод уравнения ликвидусного термобарометра ильменит-силикатный расплав 67
Выводы по главе 73
ГЛАВА 4. Верификация термобарометров на материале расслоенных интрузивных комплексов 75
4.1. Геологическое строение расслоенного троктолит-габбро-норитового интрузива Ципринга 76
4.1.1. Краткая петрографическая характеристика пород 81
4.1.2. Строение вертикального разреза массива 82
4.1.3. Характеристики численной реалистичной модели формирования Ципрингского интрузива (по данным Е.В. Коптева-Дворникова) 84
4.1.4. Верификация термобарометров на материале Ципрингского интрузива 87
4.2. Геологическое строение расслоенного оливинит-норит-габброноритового интрузива Кивакка 91
4.2.1. Краткая петрографическая характеристика пород 93
4.2.2. Строение вертикального разреза массива 94
4.2.3. Характеристики численной реалистичной модели формирования
Киваккского интрузива (по данным Е.В. Коптева-Дворникова) 95
4.2.4. Верификация термобарометров на материале Киваккского интрузива
4.3. Геологическое строение Бураковского расслоенного дунит габброноритового интрузива 102
4.3.1. Краткая петрографическая характеристика пород 104
4.3.2. Строение вертикального разреза массива 107
4.3.3. Характеристики численной реалистичной модели формирования Бураковского интрузива (по данным Е.В. Коптева-Дворникова) 109
4.3.4. Верификация термобарометров на материале Бураковского интрузива 111
Выводы по главе 113
Заключение 114
Список литературы
- Принятые постулаты при разработке термобарометров
- Нахождение коэффициентов в уравнениях термобарометров
- Ликвидусный термобарометр для моделирования равновесия хромшпинелид-силикатный расплав
- Геологическое строение расслоенного оливинит-норит-габброноритового интрузива Кивакка
Принятые постулаты при разработке термобарометров
Налдретт в описании своей обобщенной картины пишет, что в расслоенных интрузивах Бушвельдского типа на ранних этапах кристаллизации, когда магма еще не насыщенна сульфидами, образуются хромиты богатые Os, Ir, Ru. При достижении сульфидного насыщения возникнут месторождения с рассеянной сульфидной вкрапленностью подобные Нижней сульфидной зоне Великой Дайки Зимбабве. Магма остывает медленнее в осевой зоне интрузива, чем по его бортам. Магма габбрового состава, образованная по краям интрузии, смешиваясь с менее фракционированной магмой у оси, вызовет образование сульфидов, более богатых ЭПГ. Такой пример представлен в Главной сульфидной зоне Великой Дайки.
Когда на ликвидусе появится плагиоклаз, свежая магма будет образовывать турбулентные плюмы в материнской магме. Особенно благоприятно, когда свежая магма отличается по составу от материнской. Будут накапливаться сульфиды очень богатые ЭПГ, как в хромитите UG-2, рифах Меренски, J-M, SJ, SK.
По мере кристаллизации интрузии концентрация ЭПГ в магме возрастает, т.е. при достижении насыщения, образовавшиеся сульфиды будут достаточно богаты ЭПГ. Это наблюдается в верхней зоне Бушвельдского комплекса, в интрузиях Скаергаард и Сонжу Лейк. Если насыщение происходит в еще более фракционированной магме, то образуются титаномагнетит-аппатит сульфидные слои, с небольшим содержанием сульфидов, но очень богатые ЭПГ, в особенности Pd и Au. Примером могут быть Волковское и Баронское месторождения Среднего Урала (Налдретт, 2003).
Существует много неясностей в вопросе о генезисе перечисленных месторождений. Л.Н. Когарко, обсуждая проблемы разработки критериев рудоносности щелочных магм, подчёркивает, что «необходимым условием появления магматических редкометальных месторождений кумулятивного типа является ранняя котектическая насыщенность расплава в отношении рудного минерала. Если концентрация рудного компонента значительно ниже котектической, то кристаллизация рудного минерала будет осуществляться на поздних стадиях формирования пород в малом объёме интерстициального расплава, когда явления конвективно-гравитационной дифференциации и сегрегации минеральных фаз затруднены, что приведет к рассеиванию рудных компонентов в виде ксеноморфных выделений акцессорных минералов. Принцип ранней котектической насыщенности магмы в отношении рудного минерала как необходимое условие возникновения магматических руд кумулятивного типа может быть распространен на формации ультраосновных и основных пород» (Когарко, 2004). Отсюда следует актуальность разработки инструментов для моделирования кристаллизации рудных минералов в процессе дифференциации природных магм.
Разработка уравнений, способных описывать равновесия рудных минералов (сульфид, хромшпинелиды, магнетит, ильменит) с силикатным расплавом в зависимости от температуры, давления, летучести кислорода и состава расплава, имеет важное фундаментальное и прикладное значения. Фундаментальным аспектом является разработка математической модели формирования расслоенных интрузивов. Для этого необходимо понимать, как происходит разделение кристаллов и расплава в камере интрузива, т.е. динамику процесса. Наличие уравнений термобарометров для рудных минералов в динамической модели образования интрузива позволит прогнозировать уровень залегания рудоносных слоев в разрезе интрузива. Этим определяется прикладной аспект разработки термобарометров для рудных минералов. Термобарометры – это системы уравнений для описания равновесий минералов-твердых растворов с силикатными расплавами, основанных на температурных зависимостях констант равновесия реакций образования компонентов минералов из компонентов расплава.
В ходе фундаментальных исследований процессов образования изверженных пород полезно различать два самостоятельных, но взаимосвязанных аспекта: термодинамический и динамический. Термодинамический аспект обуславливается законами физико химических равновесий. Термодинамика дает возможность выявить потенциальную возможность эволюции, объяснить направление процесса, спектр составов горных пород и их относительные объемы.
Динамика процесса объясняет, каким способом стремление системы к равновесию реализуется в пространстве и времени. Динамика отвечает на вопрос о механизме, условиях и масштабах переноса вещества в магматическом резервуаре. Пространственные характеристики разнообразия изверженных пород определяются именно динамикой процесса их формирования.
Сегодня почти все исследователи считают ведущим процессом магматической эволюции кристаллизационную дифференциацию. Определенность в вопросе о термодинамическом аспекте проблемы появилась, когда были применены количественные методы: равновесные эксперименты и, позднее, основанное на них численное моделирование равновесной и фракционной кристаллизации (программные комплексы КОМАГМАТ (Френкель, Арискин, 1984), MELTS (Ghiorso, Sack, 1995)). Вместе с тем динамика этого процесса, т.е. механизм разделения в пространстве кристаллов и расплава, остаётся дискуссионным. В современной магматической петрологии и геохимии по этому поводу сложилась четкая альтернатива. Большая часть исследователей считает, что в интрузивных и вулканических камерах разделение твердых и жидкой фаз происходит путем направленной снизу вверх кристаллизации. Другие полагают, что ведущим механизмом внутрикамерной дифференциации является гравитационное перераспределение фаз в пространстве на фоне конвективного перемешивания расплава. На понятийном уровне эта альтернатива разрешена быть не может. Для её количественного разрешения мало иметь алгоритм расчета равновесной или фракционной кристаллизации, необходимо уметь рассчитывать процессы тепломассопереноса, т.е. программа должна быть оснащена динамическим блоком для решения тепловой задачи и вычислений перераспределения кристаллов и расплава в пространстве. Результаты этих вычислений должны быть представлены в форме, позволяющей количественную верификацию модельных расчетов на материале природных объектов. Единственным на сегодня вычислительным средством, которое позволяет исследовать динамику затвердевания расслоенных интрузивов и воспроизводить распределение породообразующих и рассеянных элементов в их вертикальных разрезах, является программа КОМАГМАТ (Френкель и др., 1988; Френкель, 1995; Арискин, Бармина, 2000). Динамический блок программы моделирует оседание кристаллов на фоне конвективного перемешивания расплава. На материале дифференцированных силлов (Френкель и др., 1988) и крупных расслоенных плутонов (Болиховская и др., 2007; Коптев-Дворников и др., 2011б; Коптев Дворников и др., 2012в) показано, что в рамках программы КОМАГМАТ удаётся количественно воспроизвести сглаженные распределения минералов и химических элементов в вертикальных разрезах. Это доказывает реалистичность конвекционно-кумуляционного механизма магматической эволюции.
Нахождение коэффициентов в уравнениях термобарометров
В соответствии с валентностью катионы подразделены на две естественные группы - двухвалентные и с более высокой валентностью. В каждой валентной группе по уменьшению основности оксидов катионы выстраиваются в следующий ряд: двухвалентные - Mg2+, Fe2+; с более высокой валентностью - АҐ, Cr3+, Fe3+, ТҐ (Маракушев, 1982). В первую очередь объединялись более основные катионы из каждой группы, согласно кислотно-основным свойствам оксидов, и по мере их исчерпания объединяемые пары катионов последовательно смещались в сторону уменьшения основности. Следует заметить, что обращение к кислотно-основным свойствам оксидов для определения порядка пересчёта носит характер эвристической подсказки, никак его (порядок) не объясняя, и является, по существу, постулатом, справедливость которого не доказывается, а проверяется по результатам исследования.
Таким образом, сначала весь А13+ связывается с соответствующим количеством Mg2+: xSp +2XSp =XSp (Sp - Шпинель), остаток Mg2+ связывается с эквивалентным количеством Сг3+ (во всех хромшпинелидах из выборки с вышеуказанными ограничениями Mg2+ больше Al3+): xMg-chr + 2XMg-chr = XMg-chr (Mg-Chr - Магнезиохромит), остаток Cr3+ связывается с Fe2+ (во всех хромшпинелидах Cr3+ больше, чем остаток Mg2+): X + 2X з = Xf (Chr - Хромит), остаток Fe2+ связывается с Fe3+, (Fe2+ во всех хромшпинелидах выборки больше остатка Cr3+): xMt +2XMt =XMt (Mt - Магнетит), и, наконец, весь Ti4+ связывается с эквивалентным остатком Fe2+: 2XUZ + Хит;р2 = XZPe2o4 (UsP - Ульвошпинель).
Предложенный порядок пересчёта анализов хромшпинелидов на миналы привел к тому, что практически все 5 миналов (MgAl204, MgCr204, FeCr204, FeFe204, TiFe204) присутствуют во всех экспериментальных хромшпинелидах, гарантируя, тем самым, высокую статистическую обоснованность всех термобарометров. Другие варианты пересчёта приводили к появлению небольшого числа некоторых миналов, которые при обработке давали бы статистически недостоверные термобарометры. Вместе с тем, следует заметить, что преимущества использованного порядка пересчета справедливы для основных и средних по составу систем. Образование вышеперечисленных миналов из расплава происходит в результате следующих гетерофазовых реакций: MgO +2AlO[5 =MgAI2OlP, MgOl+2CrO[5 =MgCr2CCg-chr FeO +2CrO[5=FeCr20?r FeO1 + 2FeO[5 = FeFe2Of Usp 2 24 2FeO1 +Ti02=TiFe20\ В качестве примера приведем уравнение для расчета содержания хромитового минала в хромшпинелиде, константа равновесия которой: К =ас1«/а Ре0а Сг (2.1) Kc"r = In Xchr - In a Fm - 2h а СЩ! (2.2) Как указано выше, активности компонентов в силикатном расплаве рассчитываются согласно двухрешёточной модели силикатной жидкости. Активность компонентов в твердой фазе приравнивается к мольной концентрации минала в минерале Используя общий вид уравнения термобарометра (1.1), выражение (2.2) преобразуется к экспоненциальному виду, исключая переменные для оливина и плагиоклаза. xChr = [(Achr +(5chrP)IT+Bchr +Dchr lg f02 +2У,"Х, +ЫаРе0+2ЫаСЮ1 J Целесообразность выбора именно экспоненциальной формы уравнения термобарометров будет рассмотрена ниже, в разделе 2.4.1.
Из термодинамики следует, что логарифм константы реакции является линейной функцией от обратной абсолютной температуры (см. уравнение 1.1). В связи с этим, при выводе уравнений для расчёта составов фаз, равновесных с силикатными расплавами, большинство исследователей используют линейный вид функций относительно логарифмов концентраций.
В частности, при разработке термобарометра для сульфидной фазы, мы столкнулись с тем, что исследователи (Wallace and Carmichael, 1992; Fincham and Richardson, 1954; O Neill and Mavrogenes, 2002; Liu et al., 2007; Poulson и Ohmoto 1990; Li, Ripley, 2005, 2009) используют для расчета SCSS вид многомерной линейной регрессии. Например, уравнение, предложенное Ли и Рипли (Li, Ripley, 2009), выглядит следующим образом: lnXS= –1.76 – 0.474(104/T) – 0.021P + 5.559XFeO + 2.565XTiO2 +2.709XCaO – 3.192XSiO2 – 3.049XH2O. (2.4) Наиболее простым методом определения коэффициентов в уравнении вида (2.4) является метод наименьших квадратов (МНК). При такой обработке минимизируются разности между экспериментальными и расчетными значениями логарифмов содержаний минала. Традиционное представление результатов калибровки на графике в логарифмических координатах приведено на рис. 2.1.
График соответствия расчетных и экспериментальных логарифмов содержаний серы, для выборки (205 экспериментов), использованной при получении коэффициентов и константы в уравнении 2.4. ( Li, Ripley, 2009, рис. 2, с. 407). Результаты выглядят вполне удовлетворительно, практически все точки лежат в “коридоре” ±10% (относительных) от натуральных логарифмов содержаний серы, коэффициент г2 равен 0.9. Стандартное отклонение равно 0.037, коэффициент равен -1.31 (см. Li and Ripley, 2009, с. 407). Мы пропотенцировали уравнение (2.4), применив его к нашей выборке для сульфидного термобарометра (характеристики выборки см. в главе 3, раздел 3.1) „S -1.76-0.474(104Г)-0.021/,+5.559Хр +2.565Хг,„ +2.709ХГ„„-3.192Х1,„ -3.049Х„ „ X =е 2 2 2 (2.5а) Анализ соотношения не логарифмов содержаний серы, а самих этих концентраций показал результат, который нас не удовлетворил (рис. 2.2А). Используя надстройку “поиск решения” в программе Excel (см. 2.3.2), мы нашли значения коэффициентов при переменных и константу в экспоненциальном уравнении вида (2.5а) для нашей выборки. Поскольку выборка «сухая», коэффициент при Хнр не оптимизировался. Уравнение (2.5б) приобрело другие коэффициенты и константу. Результат для уравнения 2.5б приведен на рисунке 2.2Б.
Ликвидусный термобарометр для моделирования равновесия хромшпинелид-силикатный расплав
Облако точек отчётливо вытянуто вдоль линии равных значений, причём значение коэффициента при аргументе в уравнении линейной регрессии на графике (рис. 3.3) равно 1, а свободный член равен 0. Разности между экспериментальными и расчётными значениями содержаний серы распределены по нормальному закону. Среднее значение разностей между экспериментальными и расчётными значениями SCSS близко к нулю, и составляет 0.0006 мол.%. Величины доверительного интервала на 95% уровне надежности находятся в диапазоне от ±0.0074 до ±0.029 мол.% (от ±0.004 до ±0.016 мас.%). Несмотря на то, что большая часть экспериментальных точек находится вне доверительного интервала, с вероятностью 95% истинное значение измеряемой величины лежит в пределах этого узкого интервала. Это является следствием статистического правила, гласящего, что одинакового результата по надёжности и точности определения некой измеряемой величины можно достичь либо путем ограниченного числа её измерений высокой точности, либо используя большое количество измерений невысокой точности. Именно большое количество вовлечённых в обработку экспериментальных данных позволило получить столь узкие доверительные интервалы.
Таким образом, несмотря на относительно широкий разброс точек около линии тренда на графике (рис. 3.3), большой объём выборки позволил получить весьма удовлетворительные статистические характеристики. Это свидетельствует о том, что основанное на реакции (3.3) уравнение (3.7) удовлетворительно воспроизводит экспериментальные данные во всём диапазоне составов, температур, давлений и летучестей кислорода. Несмотря на то, что реакция (3.3) была предложена Полсоном и Омото (Poulson, Ohmoto, 1990) для области силикатных расплавов, содержащих менее 10% FeO, а больше половины (57%) экспериментальных составов в используемой нами выборке содержат более 10 мас.% FeO, на рис. 3.3 видно, что высоко и низко железистые эксперименты одинаково хорошо воспроизводятся и даже перекрываются на общем графике.
В обзорной работе Бэйкера и Моретти (Baker and Moretti, 2011) подведены итоги пятидесятилетних исследований по моделированию растворимости серы в магмах. Авторы приходят к заключению, что сегодня есть общее понимание механизмов растворения серы в сложных по составу силикатных расплавах и предложены как эмпирические, так и термодинамические модели для расчёта содержаний серы в сульфидонасыщенных расплавах. Однако ни одна из этих моделей не является совершенной, и их точность в среднем составляет ±10% (относительных). Тем не менее, этот уровень точности, по мнению цитируемых авторов, достаточен для многих петрологических исследований и может задать границы для эволюции серы в магматических системах.
Это заключение является не совсем верным. Судя по тексту и рисункам из цитируемой публикации и других работ, речь идёт о ±10% (относительных) не от содержаний серы, а от логарифмов содержаний. Было выполнено потенцирование координат этих границ (Коптев-Дворников и др., 2012), они показаны пунктирными красными линиями на рис. 3.3. Область между этими границами совпадает с размером гарантированного нами доверительного интервала только для самых низких концентраций серы. В остальном диапазоне содержаний коридор ±10% (относительных) от логарифмов содержаний шире, чем гарантированный нашим уравнением доверительный интервал на 95% уровне надежности.
Следует заметить, что распространённый критерий оценки качества подобных термобарометров долей экспериментальных точек, попадающих в интервал ±10% от расчётных значений, является не совсем корректным. Этот интервал определяется размахом распределения, который, в свою очередь, определяется не столько качеством обработки, сколько интегральной погрешностью инструментальных и аналитических измерений. При сохранении характеристик распределения, которые определяются экспериментальными и аналитическими технологиями, доля точек, попадающих в интервал ±10%, не меняется с увеличением числа измерений.
Полученные результаты не могут служить доказательством реалистичности реакции FeS (сил) = FeS (сульф) отделения сульфидного расплава от силикатного. Однако нельзя не признать, что основанный на этой реакции формализм с высокой точностью воспроизводит экспериментальные данные.
Возможно, этот результат станет понятнее, если посмотреть на процесс не со стороны образования сульфидной жидкости из силикатного расплава, а с позиций растворения моносульфида железа в силикатном расплаве. С этой точки зрения в силикатный расплав переходит именно FeS, а то, что происходит с этой молекулой в силикатном расплаве, как показывает применённый подход, не столь уж и важно.
Геологическое строение расслоенного оливинит-норит-габброноритового интрузива Кивакка
Следующий этап проверки термобарометров рудных минералов – верификация на материале природных крупных расслоенных интрузивных комплексов. Как указано в главе 2, смысл верификации состоял в сравнении действительной координаты появления соответствующего рудного минерала в качестве кумулятивной фазы в вертикальном разрезе интрузива с уровнем его появления, рассчитанным по термобарометру.
Для проверки сульфидного термобарометра нужно иметь информацию об эволюции содержания серы в расплаве в ходе формирования магматического объекта и о содержаниях серы (SCSS), рассчитанных по уравнению (3.7). Пересечение этих кривых будет отмечать момент наступления сульфид-силикатной ликвации в магматической камере. Для остальных минералов этот уровень определялся пересечением кривой температуры ликвидуса с рассчитанной в КОМАГМАТ е линией эволюции температуры магмы на поверхности растущего кумулуса в ходе формирования магматического объекта. Температура ликвидуса хромита, магнетита или ильменита в КриМинале находится путём решения соответствующей системы уравнений (3.8, 3.9, 3.10). При заданных составе, давлении и летучести кислорода итерационным методом находится такая температура, при которой сумма миналов равна 1. Именно эта температура принимается за температуру ликвидуса минерала.
Для получения рассчитанных значений SCSS и температур ликвидуса минералов необходимо иметь информацию об эволюции составов остаточных расплавов, температуре, давлении и летучести кислорода в ходе формирования интрузива (правая часть уравнений 3,7 3.8, 3.9, 3.10). Эта информация берётся из реалистичной модели формирования расслоенного интрузива, построенной с помощью КОМАГМАТ а версии 3.5. Для построения реалистичных моделей формирования интрузивов сотрудниками кафедры геохимии была собрана вся необходимая петролого-геохимическая информация для трех расслоенных интрузивов. К ним относятся Ципрингский троктолит- габброноритовый массив в Северной Карелии (Семёнов и др., 1995), Киваккский оливинит-норит-габброноритовый интрузив (Пчелинцева, Коптев-Дворников, 1992, 1993; Коптев-Дворников и др., 2001; Бычкова, Коптев-Дворников, 2004; Пчелинцева, Коптев-Дворников, 2008; Ярошевский и др., 2012) и Бураковский дунит-габброноритовый (Николаев Г.С. и др., 1995, 1996; Пчелинцева и др., 2000). На основе количественных характеристик этих интрузивов построены реалистичные модели для массивов Киваккский и Ципрингский (Коптев-Дворников и др., 2011б; Коптев-Дворников и др., 2012а) неопубликованные результаты моделирования структуры Бураковского интрузива были любезно предоставлены Е.В. Коптевым-Даорниковым.
Данные по распределению в разрезе серы имеются только для двух массивов (Ципрингского и Киваккского), поэтому только для них можно рассчитать изменение содержания серы в расплаве в ходе становления этих интрузивов и, соответственно, выполнить верификацию сульфидного термобарометра. Оба расслоенных комплекса находятся в Северной Карелии.
Геологическое строение района, петрографическая и геохимическая характеристики пород и вертикальное строение массива приводятся по данным Е.В.Коптева-Дворникова, Н.Ф.Пчелинцевой и др. (Семёнов и др. 1995). Расслоенные массивы Северной Карелии расположены в зоне развития вулканогенных и терригенных образований верхнего архея и нижнего протерозоя, приуроченной к границе между областями распространения архейских и протерозойских гранитоидов Балтийского щита (рис. 4.1). Согласно современным геологическим данным самый древний в регионе комплекс архейского фундамента (2.8 млрд. лет) сложен карельскими гнейсами гранит-тоналитового состава, в основном расположенными в южной части территории. Блок омоложенных пород того же типа (1.8 млрд. лет) проявлен на северо-востоке и представлен гранитизированными гнейсами Беломорского комплекса. Блок метаосадков сумий-сариолийской группы, представленный терригенно-вулканогенными образованиями, заключен в пределах троговой области, развитой на гранитогнейсах Карельского геоблока, и характеризуется возрастом 2.4 млрд. лет. Метаосадки ятулийской группы (1.9 - 2.2 млрд. лет) занимают почти всю центральную часть континентально-рифтогенной структуры. В них отмечаются силлы мафических субвулканических образований лейкодиабазов (около 2.05 млрд. лет). В пределах региона выявлены следующие типы гранитоидов 1) архейские гранитогнейсы; 2) мелкие тела более молодых гранитов, прорывающих гранитогнейсы (тела располагаются в основном на востоке и северо-востоке территории); 3) свекофенские граниты (1.7 - 1.8 млрд. лет), преимущественно развитые на территории Финляндии в северо-западной части региона в форме ареал-плутонов. Ятулийские терригенно-вулканогенные толщи и силлы встречаются среди тел последних в виде не полностью переработанных останцов. Куолоярвинская толща мафических и фельзических вулканитов, по мнению некоторых исследователей, надвинута на ятулийские метаосадки. Дайки габброидов (2.4 - 2.5 млрд. лет) и диабазов (2.0 - 2.1 млрд. лет) в основном развиты в пределах блока архейского фундамента. Выявлены два типа разломных структур: региональные шарьяжи и субвертикальные разломные зоны. Со становлением последних связана блоковая дислокация расслоенных интрузий.