Глобальные металлогенические циклы в истории Земли

Ткачев, Андрей Владимирович

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Глобальные металлогенические циклы в истории Земли
ВАК РФ 25.00.11, Геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения

Автореферат диссертации по теме "Глобальные металлогенические циклы в истории Земли"

ТКАЧЕВ Андрей Владимирович

На правах рукописи

ГЛОБАЛЬНЫЕ МЕТАЛЛОГЕНИЧЕСКИЕ ЦИКЛЫ В ИСТОРИИ ЗЕМЛИ

Специальность 25.00.11 - геология, поиски и разведка твердых

полезных ископаемых, минерагения

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

- 1 НОЯ 2012

Москва 2012

005054339

Работа выполнена в Федеральном государственном бюджетном учреждении науки Государственный геологический музей им. В.И. Вернадского Российской академии наук (ГГМ РАН)

Научный консультант: доктор геолого-минералогических наук, академик РАН Рундквист Дмитрий Васильевич

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук, академик РАН Митрофанов Феликс Петрович, Геологический институт Кольского научного центра РАН (г.Апатиты), советник РАН

доктор геолого-минералогических наук, профессор Савко Аркадий Дмитриевич, Воронежский государственный университет, заведующий кафедрой геологического факультета

доктор геолого-минералогических наук Дергачев Александр Лукич, доцент геологического факультета Московского государственного университета им. М.В. Ломоносова

Ведущая организация: Всероссийский научно-исследовательский геологический

институт им. А.П. Карпинского (ВСЕГЕИ), г. Санкт-Петербург

Защита состоится «07» декабря 2012 г. в 14:30 час. в ауд. 415 на заседании диссертационного совета Д 501.001.62 Московского государственного университета имени М.В. Ломоносова по адресу: 119991, Москва, ГСП-1, Ленинские горы, МГУ, Геологический факультет

С диссертацией можно ознакомиться в читальном зале Отдела диссертаций Фундаментальной библиотеки Московского государственного университета имени М.В. Ломоносова (Ломоносовский просп., 27).

Автореферат разослан «02» ноября 2012 г.

Ученый секретарь

диссертационного совета Д 501.001.62 доктор геолого-минералогических наук

Н.Г. Зиновьева

Актуальность работы. Проблема периодизации глобальной металлогении находится в ряду важнейших фундаментальных проблем в науках о Земле и имеет в этой области знаний мировоззренческое значение, так как затрагивает корневые вопросы развития нашей планеты, прежде всего - влияние глобальных геологических процессов на формирование месторождений полезных ископаемых как в глубоких недрах, так и приповерхностных сферах. Без знаний в этой области невозможен металлогенический анализ и прогноз-но-металлогеническая оценка крупных территорий. Данная проблема актуальна и для образовательной сферы, особенно - в высшей профессиональной школе, формирующей базовые научные воззрения молодых геологов. Первые шаги в этой области были сделаны в основопологающих работах У. Линдгрена (1909) и Л. де Лонэ (1913), а особенно интенсивно подобные исследования проводятся с середины XX века. Периодизация глобальной металлогении рассматривалась с разной степенью детальности многими крупными отечественными и зарубежными специалистами. В работах В.И. Смирнова (1982, 1984) было впервые показано, что глобальным проявлениям металлогеническим процессов, помимо однонаправленной геоисторической изменчивости, присуща еще одна важнейшая черта -цикличность (повторяемость) последовательностей определенных типов эндогенных месторождений в геологическом времени, которую можно и нужно использовать в периодизации металлогении. Впоследствии такой подход был использован и другими отечественными специалистами (Ю.Д. Пушкарев, Д.В. Рундквист, Г.А. Твалчрелидзе), но с некоторыми изменениями в аргументации и полученных схемах цикличности. Первая концептуальная попытка проанализировать металлогенические процессы на фоне суперконтинентальной цикличности сделана М. Барли и Д. Гровсом (1992). Это направление глобального металлогенического анализа имеет продолжение в современных работах некоторых отечественных и зарубежных ученых применительно как к отдельным типам месторождений, так и к их родственным группам.

Исследования, описанные в диссертации, развивают все эти подходы. Полученные при этом выводы во многом оригинальны и отвечают мировому уровню развития метал-логенической науки. Отдельные результаты автора в исследованиях по рассматриваемой проблематике, включены в отчетные документы РАН в качестве основных результатов и научных достижений по наукам о Земле в 2004, 2005, 2007, 2008 и 2009 г.г. (http://www.ras.ru/scientificactivity/scienceresults/annualreport.aspx).

Гчавкая цель работы и решаемые задачи. Цель заключалась в выявлении глобальных металлогенических циклов, установлении их сходства и различия, обоснования геологической природы цикличности и направленности металлогенических процессов. Для достижения этой цели решались следующие основные задачи:

1. Создание информационной основы анализа (баз данных), отвечающей современному уровню знаний о природе и времени формирования месторождений важнейших видов полезных ископаемых (кроме горючих) и ее верификация.

2. Выявление глобальных металлогенических циклов посредством анализа собранных данных.

3. Выяснение причин возникновения металлогенических циклов.

4. Определение межцикловых различий в типовом разнообразии месторождений, анализ направленности этих изменений и установление их корреляций с глобальными изменениями в недрах и приповерхностных сферах Земли для объяснения наблюдаемых тенденций.

5. Анализ межцикловых различий по металлогенической продуктивности.

6. Оценка роли в металлогенической продуктивности отдельных циклов основных типов месторождений.

7. Специальное решение перечисленных задач при глобальном металлогеническом анализе месторождений гранитных пегматитов.

Фактический материал и методика исследований. Основной объем фактического материала собран автором в ГГМ РАН при выполнении исследований в рамках работ по

программам фундаментальных исследований ОНЗ РАН (2003-2008), Президиума РАН (2009-2011), государственным контрактам с Минобрнауки РФ (2006-2012): НШ-1511.2006.5, 02.515.12.5010, 16.515.11.5015, федеральным агентством по недропользованию (2006-2012): 7.4-08/06, 7.4-10/09, проекту по международному научному сотрудничеству МИД Франции СОСОР 1Ш8/ЗВ1/800 (2003-2012). В ходе этих работ были созданы базы данных, не имеющих полномерных мировых аналогов : а) крупные и суперкрупные месторождений мира - БД КСКМ (Рундквист и др., 2006; 11ипсЦу;81 й а1., 2006), б) месторождения и рудопроявления восточной части Балтийского щита (ТкасЬеу е( а1., 2008), в) месторождения Европы (раздел - страны СНГ), г) геохронология пегматитовых полей мира (ТкасЬеу, 2011). Использованы также опубликованные автором результаты исследований полиметаллических месторождений Рудного Алтая и Центрального Казахстана (19771982 г.г.), пегматитовых месторождений Северо-Байкальской, Восточно-Саянской и Карело-Кольской провинций (1983-2002 г.г.), а также ряда других объектов.

На основе баз данных были созданы геоинформационные системы, включающие, помимо металлогенических слоев, также и цифровые картографические покрытия (соответствующих масштабов тектонические и геологические карты, геофизические данные и т.п.). Цифровой формат данных позволял оперативно проводить их статистическую обработку для установления пространственно-временных закономерностей размещения месторождений разных типов и возрастов. Структурированные статистические выборки сопоставлялись с независимыми глобальными обобщениями по магматизму, интенсивности роста континентальной коры, интенсивности орогенеза, плюмовой активности, палинспа-стическим реконструкциям и т.д. Кроме того, для решения некоторых аспектов рассмотренного в работе круга вопросов использовались детальное структурное и структурно-минералогическое картирование месторождений, отбор и обработка проб пород и минералов и их изучение стандартными химическими, изотопно-геохимическими, петрофизиче-скими, микрозондовыми методами в лабораториях ВИМС, ИГГД РАН, МГУ, ВК/ЗМ.

Основные защищаемые положения.

1. В металлогенической эволюции Земли установлено четыре завершенных глобальных цикла - кенорский, колумбийский, родинийский и пангейский с граничными рубежами 2.50, 1.80, 0.90 и 0.20 млрд лет, образующими периодичность 0.8±0.1 млрд лет. В начальные фазы циклов ведущие роли в рудообразовании играли базитовый и щелочной магматизм, седиментогенез и эпигенез в осадочных бассейнах, а в конце доминировали орогенные месторождения, связанные с гранитоидным магматизмом и зонами тектонических дислокаций. Эта цикличность отчетливо коррелируется с суперконтинентальными циклами в геологической истории. Текущий цикл, амазийский, находится в начальной фазе, имеющей аномальное выражение в металлогении.

2. Глобальные металлогенические циклы различаются по интенсивности генерации отдельных типов месторождений и их генетически родственных групп. Изменения в ряду эндогенных месторождений согласуются с общими тенденциями в эволюции магматизма и нарастанием с течением геологического времени объема континентальной коры. Для экзогенного ряда определяющее значение в появлении отличий имеют оксигенация атмосферы и гидросферы, а также развитие биоты, прямо или опосредованно участвующей в формировании месторождений.

3. Крупномасштабные месторождения всех проанализированных полезных ископаемых крайне неравномерно распределены между металлогеническими циклами, которые различаются между собой как по количеству накопленных ресурсов, так и роли разных типов месторождений в формировании этих ресурсов. С уменьшением возраста циклы все более значимо проявлены в металлогении крупномасштабных месторождений большинства важнейших видов минерального сырья. Параллельно прослеживается тенденция к увеличению разнообразия типов месторождений с крупномасштабными ресурсами.

4. Установлены глобальные циклы формирования месторождений гранитных пегматитов. Продолжительность циклов и характер распределения в них импульсов генерации

месторождений также обнаруживают связь с цикличностью формирования суперконтинентов. Интенсивность образования пегматитовых полей, нарастающая в целом от древних циклов к молодым, коррелируется с последовательным глобальным ростом континентальной коры. Межцикловые формационные различия пегматитовых месторождений свидетельствуют об уменьшении средней глубинности их формирования с течением геологического времени, что согласуется с данными об увеличении средних скоростей воздыма-ния коры орогенов на посткульминационной стадии их развития.

Научная новизна. Для глобального геоисторического металлогенического анализа использована оригинальная база данных по крупным и суперкрупным месторождениям очень широкого спектра видов сырья: Аи, РиР(1, РЬ, /п, Си, №, Со, БЬ, Бп, V/, Мо Li. Be, Та, Се, ЫЬ, ТЯ, ?.г, Ре, Мп, Сг, К, V, А1, и, В, И, Р, алмазы, листовые ¿лгоды и калийные соли. Полученный в результате ее создания информационный массив протестирован на коррелятивность с результатами независимых обобщений по различным проявлениям эндогенной активности Земли: корового и мантийного магматизма, суперплюмовой пульсационности, динамики роста ювенильной континентальной коры, интенсивности коллизионного орогенеза. Тестирование показало, что собранный информационный массив вполне объективно отражающего геоисторическую вариативность этих процессов.

Параметры глобальных металлогенических циклов, установленные на основе анализа собранных комплексных данных, хорошо сопоставляются с суперконтинентальной цикличностью. Установленные межцикловые рубежи предложено использовать для периодизации металлогении в истории Земли. Полученная схема металлогенической цикличности отличается от результатов других исследователей.

Показаны межцикловые различия, определяемые количеством и соотношениями интенсивности генерации крупномасштабных месторождений очень широкого спектра различных типов и их генетически родственных групп. В ряду эндогенных месторождений продемонстрирована наиболее явная корреляция этих межцикловых изменений с эволюционными тенденциями в мантии и росте объемов континентальной коры. Для экзогенного ряда месторождений показаны более очевидные связи с оксигенационным окислением атмосферы и гидросферы, глобальными климатическими изменениями и развитием био-ты. Для месторождений обоих рядов показан общий рост типового разнообразия месторождений и количества типов, способных создавать крупномасштабные аккумуляции.

Установлены количественные межцикловые различия в интенсивности генерации ресурсов важнейших видов минерального сырья и меняющейся роли в этом процессе разных типов и подтипов месторождений. У ресурсов разных видов сырья наблюдаются разные модели распределения по циклам (мономодальные, бимодальные, полимодальные), но при этом в целом от ранних циклов к поздним увеличивается количество полезных ископаемых, которые формировали в их пределах крупномасштабные залежи.

В металлогении гранитных пегматитов впервые выявлена глобальная цикличность интенсивности генерации месторождений и минерализованных проявлений в орогенных областях, которая также подчинена суперконтиненталыюй цикличности. Установлен частичный асинхронизм в генерации пегматитовых месторождений для блоков гондванской и лавразийской групп. Предложена авторская гипотеза о начале генерации полей минерализованных пегматитов в мезоархее в связи с появлением и последовавшим за этим вовлечением в орогенез древнейших мощных терригенных толщ. Показано, что межцикловые различия в формационном разнообразии и внутриформационных особенностях пегматитовых месторождений коррелируют с увеличением от древнейших эпох к более молодым скоростей посткульминационного воздымания корневых частей орогенов, связанного с изменениями в объеме континентальной коры, строении подкоровой литосферы и термального режима мантии.

Исследованиями с активным участием автора принципиально уточнен возраст продуктивного пегматитогенеза Северо-Байкальской и Восточно-Саянской провинций, а также время формирования крупнейшей в Европе Бураковской расслоенной интрузии.

Практическое значение и использование результатов. Установленные геоисторические закономерности в глобальной металлогении позволяют более достоверно оценивать в прогнозных целях крупные территории. Собранные для анализа данные изданы в виде геоинформационных систем на цифровых носителях. Информация по отдельным месторождениям и районам отражена автором в «Горной энциклопедии» (2 статьи) и «Большой Российской Энциклопедии» (12 статей).

Результаты изучения металлогении гранитных пегматитов использованы автором при издании методических (1987, 1995, 2003, 2007) и справочных (1997) материалов, подготовленных в ВИМСе по заказам руководящих органов геологоразведочной отрасли СССР и РФ. В период исполнения обязанностей главного научного куратора по слюдяному сырью Мингео СССР и его правоприемников в РФ (1988-2001) автор многократно составлял аналитические записки о состоянии минерально-сырьевой базы страны, ее соответствия потребностям промышленности и вытекающим из этого направлениям ГРР по профилю кураторства, часть из которых вошла в ежегодные государственные доклады о состоянии и использовании МСБ РФ. В тот же период проводились апробации представляемых производственными организациями планов геологоразведочных работ, экспертиза отчетов по подсчету запасов в ГКЗ СССР/РФ, а также в ЦКЗ Мингео СССР. Кроме того, в период 1985-2002 г.г. по заданиям Мингео СССР и его правоприемников в РФ проведен ряд целевых НИР, результаты которых приняты заказчиком в виде отчетов. В 2005-2012 г.г. выполнены и приняты заказчиками в виде отчетов работы по двум госконтрактам с федеральным агентством Роснедра и трем госконтрактам с Минобрнауки по федеральным целевым программам.

В настоящее время проходит апробацию в Международной комиссии по геологической карте мира (CGMW) Проект металлогенической карты Европы нового поколения, созданный в кооперации ГГМ РАН и AHO «Российско-французской металлогеническая лаборатория» с геологической службой Франции (BRGM) по госконтракту с Минобрнауки (2009-2010 гг.) при активном участии автора.

Материалы диссертации также могут быть использованы для совершенствования учебных курсов геологических ВУЗов по предметам, затрагивающим вопросы металлогении и эволюции Земли.

Апробация работы. Основные результаты диссертационной работы опубликованы в 24 статьях в изданиях из списка ВАК, 1 монографии (в соавторстве), 5 главах в 2 коллективных монографиях, 2 геоинформационных системах (с индексом ISBN), а также в других статьях в журналах, сборниках научных трудов, Горной энциклопедии и Большой Российской энциклопедии, материалах конгрессов, симпозиумов, конференций и совещаний (всего 99 работ).

Основные положения диссертации докладывались на Всесоюзном совещании «Механизмы структурного контроля оруденения» (Звенигород, 1989), Всероссийских совещаниях «Методология и методы металлогенического анализа и прогноза рудных...» (Москва, 1999), И петрографическом (Сыктывкар, 2000), «Суперконтиненты в геологическом развитии докембрия» (Иркутск, 2001) и «Современные проблемы формационного анализа, петрология и рудоносность магматических образований» (Новосибирск, 2003), Всероссийских конференциях «Новые идеи в науках о Земле и перспективы создания новых горнорудных районов на Урале, в Сибири и на Дальнем Востоке» (Москва, 2009), «Минера-гения докембрия» (Петрозаводск, 2009) и «Дегазация Земли: геотектоника, геодинамика, геофлюиды; нефть и газ; углеводороды и жизнь» (Москва, 2010), V Международной конференции «Новые идеи в науках о Земле» (Москва, 2001), Международных тектонических совещаниях (Москва, 2001, 2005, 2007, 2008), Международных геологических конгрессах (Флоренция, 2004; Осло, 2008), XII Международном симпозиуме IAGOD/МАГРМ (Москва, 2006), XI международном конгрессе Международной ассоциации математической геологии (Льеж, 2006), Международных конференциях «ГИС в геологии» (Москва, 2004, 2006; Керетаро, 2007), «Значение промышленных минералов в мировой экономике: ме-

сторождения, технология, экономическая оценка» (Москва, 2006), «Геология: история, теория, практика» (Москва, 2009), «Фундаментальные проблемы геологии месторождений полезных ископаемых и металлогении» (Москва, 2010) и «Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы» (Воронеж, 2010), X Международном платиновом симпозиуме (Оулу, 2005), Международном совещании «Актуальные проблемы рудообразования и металлогении» (Новосибирск, 2006), Научно-практической конференции «Прогноз, поиски, оценка рудных и нерудных месторождений -достижения и перспективы» (Москва, 2008).

Благодарности. Считаю своим долгом отдать дань благодарной памяти за переданные знания, помощь и пример служения геологии своим ныне ушедшим учителям, принципиально повлиявшим на металлогенические воззрения автора в период вхождения в профессию - академику В.И.Смирнову, профессорам Г.Ф.Яковлеву и Г.Г.Родионову. Очень ценным и важным стало сотрудничество на разных стадиях исследований с такими специалистами, как Е.Е. Арбузова, Ю.Г. Гатинский, Ю.Г. Гарник, А.И. Голубев, H.A. Вишневская [Ю.И. Демин|, НИ. Еремин, H.A. Жуков, И.А. Жукова, В.И. Иващенко,

A.Б.Котов, [E.H. КалугйнГA.M. Ларин, Г.Б. Наумов, С.А. Огиенко, Т.В Романюк, В.В. Руднев, В.М. Ряховский, H.H. Самсонова, Л.Н. Сапожникова, |А.А. Сахнов! Н.Е. Сергеева,

B.Ф. Смолькин, В.И. Старостин, |Н.Н. Трофимов], C.B. Черкасов, Е.И. Чесалова, В.И. Щибрик, а также с французскими коллегами Л. Байи, К. Гото, Д. Кассар, Ж.-М. Лейстель, А. Липе, Ф. Малдан, Т. Ожэ. Быстрому формированию ядра БД КСКМ и прогрессу всей работы способствовали консультации и данные по месторождениям, которые предоставили A.B. Волков, [Н.И. Голивкин! И.В. Егорова, Е.В. Ершова, М.Н. Кандинов, А.Н.Конилов,

A.B. Коплус, И.И. Куприянова, Ю.Е. Кустов, A.M. Лаптева, А.Б. Павловский, В.В. Руднев,

B.А. Рябцев, Л.В. Смелова, А.П. Ставский, В.Г. Черенков, Шахова С.Н., а также Э. Зап-петгини (Аргентина), П. Ронгфу (КНР) и |Э. Хаммербёк] (ЮАР). Всем названным лицам автор благодарен за совместную работу, поддержку и конструктивную критику.

Особая признательность моему научному консультанту академику Д.В. Рундквисту, который в течение последних девяти лет уделял этой работе постоянное внимание, идейно направлял и немало способствовал ее совершенствованию.

Структура и объем диссертации. Диссертация состоит из введения, заключения и четырех глав, в каждой из которых обосновано одно защищаемое положение. Текст объемом 266 стр. дополняют 62 рисунка, 6 таблиц, 2 приложения и список литературы из 731 наименования.

Обоснование защищаемых положений Положение I

Наличие цикличности в проявлениях глобальных металлогенических процессов впервые было обосновано в работах В.И. Смирнова (1982, 1984). Им было выделено 6 периодов геологического и металлогенического развития Земли, в составе каждого из которых определено от 1 до 6 этапов - металлогенических циклов, общим числом 11. Последние начинались с фазы базитогенных месторождений, а заканчивались интенсивной генерацией гранитогенных рудных залежей с рубежами завершения на отметках 3.8, 2.8, 2.3, 1.8, 1.5, 1.0, 0.6, 0.4, 0.25, 0.1 и 0.0 млрд лет. В последовавших затем работах Д.В. Рундк-виста (1984, 1989, 1995), Ю.Д. Пушкарева (1985, 1990) и Г.А. Твалчрелидзе (1986) сам факт наличия такого рода цикличности подтверждался, но положение межцикловых границ на шкале геологического времени относительно результатов В.И. Смирнова было другим, причем оригинальным у каждого исследователя. Причины взаимных расхождений этими авторами в публикациях не обсуждалась и никак не объяснялись. В работах зарубежных геологов, предшествовавших или современных перечисленным исследованиям, проблема глобальной металлогенической цикличности не поднималась, но появились работы, анализировавшие положение некоторых типов месторождений в рамках циклов формирования и распада суперконтинентов прошлого (Barley, Groves, 1992).

После этих работ появились как уточненные, так и принципиально новые геохронологические данные, а также более корректные генетические модели образования месторождений и их взаимосвязей с разными геологическими факторами. Все они были критически учтены при сборе информации для БД КСКМ. В ходе аналитических процедур с собранными данными были установлены расхождения разного масштаба между этим новым информационным массивом и данными, которые легли в основу указанных выше концепций металлогенической цикличности. Поэтому было осуществлено исследование этой проблемы на новой фактологической основе.

Для установления закономерностей распределения месторождений на оси геологического времени все объекты БД КСКМ были разделены на четыре класса:

класс I («гранитоидный») - месторождения, связанные с кислым и средне-кислым магматизмом неконтрастных серий с низкой, нормальной и немного повышенной щелочностью (внугриинтрузивные, грейзеновые, скарновые, порфировые, эпитермальные и т.п.), а также месторождения без очевидных связей с таким магматизмом, но сформированные с ним близодновременно в тектонически активных областях и локализованных в региональных зонах сдвиговых и надвигово-шарьяжных дислокаций конвергентных областей (например, орогенные золоторудные и т.п.), включая их посторогенный период;

класс II («базит-щелочной») - месторождения, явно связанные с базитовым, базит-ультрабазитовым, ультращелочным, субщелочным-щелочным и контрастным бимодальным магматизмом, т.е. теми видами магматизма, которые в большинстве случаев тяготеют к внутриплитным областям активизации и/или дивергентным границам континентов, реже - к самым ранним фазам конвергентных процессов; кроме того, к ним добавлены вулкано-генно-колчеданные месторождения, для которых связь с подобным магматизмом также обычна;

класс III («седиментогенный») - месторождения, связанные с терригенным, хемоген-ным и биогенным накоплением осадков в бассейнах и их диагенезом при минимальном перемещении вещества (джеспилиты и другие осадочные типы железных руд, фосфориты, эксгаляционные в осадочных толщах, калийные соли, россыпи и т.п.);

класс IV («осадочно-эпигенетический») - месторождения, связанные с эпигенетическим перераспределением вещества в осадочных породах (иногда - с небольшой долей вулканитов) при разноглубинной циркуляции напорных подземных вод и рассолов различного (элизионного, вадозного и т.п.) происхождения, сопровождающейся выпадением из них рудного вещества (медистые песчаники и сланцы, тип долины Миссисипи и т.д.) на геохимических барьерах различной природы.

Месторождения кор выветривания (бокситы, Ni-Co и Fe латериты) были исключены из данного анализа, поскольку их сохранность на больших отрезках времени (>50 млн лет) незначительна, а на очень больших (>500 млн лет) - ничтожна, в силу очень высокой подверженности поверхностной эрозии и диагенно-метаморфическим превращениям, уничтожающим подобные руды. Месторождения современных металлоносных рассолов в эту аналитическую выборку также не включены.

Корректность и представительность собранной в БД КСКМ информации проверена через сопоставление с результатами независимых обобщений по интенсивности протекания некоторых эндогенных процессов. Пример одного из таких сопоставлений, демонстрирующий высокий уровень положительных корреляционных связей между интенсивностью генерации КСКМ класса II и магматизмом мантийной природы, показан на рис. 1. В диссертации проведено аналогичное сравнение с кривыми по коровому магматизму (Балашов, Глазнев, 2006), интенсивности роста ювенильной континентальной коры (Condie, Aster, 2010), объему коллизионных орогенов (Condie, 2001) и пульсирующей активности плюмового магматизма (Abbott, Isley, 2002), также показавших значимую сходимость с выборками из БД КСКМ. Все это стало основанием рассматривать собранную информацию в достаточной мере корректной и представительной для изучения геоисторических закономерностей в протекании глобальных металлогенических процессов.

Рис. 1. Сопоставление интенсивности формирования КСКМ «базит-щелочного» класса с кривой интенсивности мантийного магматизма по (Балашов, Глазнев, 2006). Корреляционные стрелки указывают на наиболее явные совпадения в интенсивности генерации КСКМ и магматической активности.

Анализ распределения месторождений всех четырех классов на шкале времени позволил установить наличие крупных периодов с однотипно проявленной в их пределах циклической сменой стиля доминирующих металлогенических процессов. Все они, за единственным исключением, начинались с длительной фазы с преобладанием КСКМ II-IV классов, а заканчивались фазой с доминированием КСКМ класса 1, после которой ее стиль возвращался к первой фазе. Точки такой инверсии, знаменующей антидромный, по терминологии Д.В.Рундвиста (1989), переход в металлогеническом развитии Земли в глобальном масштабе, приходятся на рубежи 2.5, 1.8, 0.9 и 0.2 млрд лет (рис. 2).

Период после рубежа 0.2 млрд лет отличается от более ранних. В течение первых -25 млн лет была очень низкая интенсивность генерации КСКМ всех классов, но особенно «гранитоидного». Во всех последовавших кластерах такой же продолжительности наблюдается очень резкий всплеск металлогенической активности всех видов, включая и «гранитоидную». Таким образом, у этого интервала очень короткая первая фаза и ана-мально рано начавшаяся вторая.

Сравнение описанного распределения КСКМ со схемой формирования суперконтинентов, которая используется в большинстве современных геоисторических исследований геотектонического и металлогенического профиля (Condie, 2001; Rogers, Santosh, 2003, 2004; Kerrich et al., 2005; и мн. др.), показывает, что вытекающие из наших данных репер-ные рубежи 2.5, 1.8, 0.9 и 0.2 млрд лет практически идеально совпали с моментами завершения формирования суперконтинентов, реконструируемых специалистами на основе комплекса геологических и палеомагнитных данных. Перед этими рубежами доминировали процессы роста континентальной коры и агрегации ее блоков, а после них наступали фазы кратонизацпи (стабилизации) суперконтинента, а затем - его постепенной дезинтеграции. Некоторые промежуточные всплески генерационной активности по геологическим данным совпадают с периодами формирования некоторых мегаконтинентов, рассматриваемых отдельными исследователями также в качестве суперконтинентов. Наиболее заметны эти всплески для Атлантики (2.15-2.05 млрд лет) и Гондваны (0.55-0.45 млрд лег). Формирование суперконтинента Паннотия (0.75-0.5 млрд лет), предполагаемое ря-

Себаквия(?) ???????????????---

3.4-3.3(?)

Кенорландия

Колумбия

Родиния

Пангея

-----

------

2.5

1.8

0.9

0.2

Паннотия^?)

Пангея(я.£.] _ _ ----->'

Гондвана

щ jtv

4000 3750 3500 3250 □ класс I {"гранитоидный")

3000 2750 2500 ■ класс II ("базитчцелочной")

2000 1750 1500 класс III ("седиментогенный")

1250 1000 750 500 250 класс IV ("осадочно-элигенетаческий")

Рис. 2. КСКМ четырех выделенных классов и суперконтинентальная цикличность. Для суперконтинентов: сплошная линия - фаза стабильного стояния, точечный пунктир - распад, штриховой пунктир - агрегация, вертикальные стрелки - инверсионные металлогениче-ские рубежи, совпадающие с моментами полного перехода от активного роста суперконтинентов к стабильному стоянию. Комментарии и ссылки - в тексте.

дом специалистов (Powell, 1995; Dalziel, 1997; Божко, 2009), не нашло в металлогсниче-ских данных серьезной подкрепляющей аргументации (рис. 2).

Предложено в названиях металлогеннческнх циклов использовать названия суперконтинентов, формирование которых они отражают: кенорский (>2.5 млрд лет), колумбийский (2.5-1.8), родинийский (1.8-0.9), пангейский (0.9-0.2). Текущий амазийский цикл (<0.2) отвечает аналогичным образом фигурирующему в литературе названию будущего суперконтинента, завершение формирования которого предполагается через сотни миллионов лет (Hoffman, 1992).

Установленная цикличность квазирегуляриа по продолжительности циклов с периодом 0.8±0.1 млрд лет. Это по зволяет экстраполировать начало кенорского цикла к рубежу 3.3 млрд лет. Однако реальность самостоятельного цикла в период времени >3.3 млрд лет очень проблематична ввиду отсутствия очевидного подтверждения в металлогенических данных и крайней дискуссионностн самого факта существования суперконтинента Себак-вия в палеоархее по геологическим данным. Поэтому возможное наличие себаквийского цикла автором проигнорировано, а немногочисленные палеоархейские КСКМ и единственный эоархейский объект такого ранга объединены при дальнейшем анализе с КСКМ кенорского цикла.

Полученная схема металлогенической цикличности (рис. 2) имеет расхождения с результатами работ В.И. Смирнова, Ю.Д. Пушкарева, Г А. Твалчрелидзе и Д.В. Рундквиста. Главное концептуальное различие заключается в том, что никто из них не связывал ме-таллогеническую цикличность с процессами формирования суперконтинентов. Кроме того, автору не удалось выявить в своем анализе иерархически соподчиненную систему циклов продолжительностью 1.6, 0.8, 0.4 и 0.2 млрд лет, постулированную Д.В. Рудкви-стом (1984, 1989, 1995). Впрочем, если из этой схемы выбрать только рубежи I, II и III рангов, расположив при этом их в один ряд (2.6, 1.8, 1.0 и 0.2 млрд лет), то отклонения от рубежей, обоснованных в диссертации, будут только в двух случаях, причем, всего на 0.1 млрд лет, что, учитывая естественные различия в точности геохронологической информации, заложенной в сравниваемые результаты, следует признать вполне удовлетворительным и не антагонистичным.

С концептуально близкими исследованиями металлогении суперконтинентального цикла также есть различия в результатах. Наиболее принципиальное - в продолжительности цикла, которая там определена в 0.3-0.5 млрд лет (Groves et al„ 2005). Расхождения обусловлены тем, что в этой модели, во-первых, учтено намного меньше типов месторождений, особенно, в завершающей интеграционной фазе, во-вторых, она создавалась на основании анализа геодинамических аспектов генезиса выбранных типов месторождений, а не в результате детального прослеживания изменений в металлогении каждого конкретного цикла.

Положение 2

Межцикловые различия в металлогении месторождений, связанных с магматизмом и орогенным тектоногенезом

Для сравнительного анализа из БД КСКМ были выбраны магматогенные и постмагматические (порфировые, грейзеновые, скарновые, гидротермальные жильные и т.п.) объекты, а также месторождения орогенных областей, не обнаруживающие прямую связь с конкретными проявлениями интрузивной или вулканической деятельности, но формировавшиеся в провинциях синхронно с ней, залегая в тех же региональных тектонических структурах (разломные системы, зоны рассланцевания и т.п.), хотя и на некотором удалении от центров магматической активности. Выборка была разделена на четыре группы. В первую группу включены все КСКМ класса I, т.е. это «гранитоидная» группа, чье формирование напрямую или парагенетически связано с кислым и среднекислым магматизмом нормальной щелочности, тяготеющей к конвергентным границам плит. Три остальные группы - детализация основной части КСКМ класса II, т.е. объектов, связанных с базито-

вым и щелочным магматизмом: сиенитами, щелочными и субщелочными гранитами (вторая группа - «щелочная»), базит-ультрабазитами нормального ряда (третья группа - «ба-зитовая»), базит-ультрабазитами щелочного ряда, агпаитовыми сиенитами, карбонатитами и кимберлитами (четвертая группа - «ультращелочная»). Проявления магматизма этих трех групп преимущественно тяготеют к внутриплитным обстановкам и дивергентным границам плит (Богатиков и др., 2006; Коваленко и др., 2006). Субмаринные колчеданные месторождения в вулканогенных и осадочных толщах, также включавшиеся в класс И при обосновании защищаемого положения 1, рассмотрены при анализе металлогении осадочных бассейнов.

Для первой группы установлено малоградиентное снижение количества КСКМ от кенорского цикла к родинийскому, а затем бурный рост в пангейском и амазийском циклах (рис. За). Рост в последнем аномален в двух аспектах. Первый - резкое изменение угла наклона линии роста, свидетельствующее об интенсификации металлогении данного рода по сравнению даже с очень продуктивным на нее предыдущим циклом. Это можно во многом связать с обсужденной в работе проблемой среднего эрозионного среза и, соответственно, сохранностью таких приповерхностных объектов, как например, эпитермаль-ные КСКМ, количество которых в цикле действительно заметно выросло. Второй аспект-сам факт такой интенсификации, поскольку текущий цикл по меркам более древних аналогов находится еще только в начальной фазе, для которой месторождения первой группы должны быть совсем не типичны. Объяснением этому может быть сверхкритичное разрастание континентальной коры к позднему фанерозою, когда не столь уже важно какая фаза суперконтинентального цикла имеет место, так как любые движения континентальных блоков приводят к непременному появлению на их краях множественных конвергентных границ с соответствующей металлогенией.

Три остальные группы КСКМ также испытывали количественные изменения от цикла к циклу, но не столь контрастные, как первая (рис. За). Для «щелочной» группы установлен медленный, но устойчивый рост количества КСКМ от первого цикла к последнему. Для «базитовой» группы отмечается небольшой рост от первого цикла ко второму, а затем - двукратное снижение к третьему, в четвертом - стабилизация на этом сниженном уровне, в пятом - новое заметное снижение. «Ультращелочная» группа имеет рост от первого цикла к четвертому с заметной интенсификацией от третьего к четвертому. Пятый, амазийский, цикл - неполный, поэтому снижение в нем количества КСКМ третьей и четвертой групп относительно четвертого цикла пока не позволяет однозначно утверждать, что, в конечном итоге, они не смогут достигнуть абсолютных значений предыдущего цикла. Особенно мало сомнений по поводу «ультращелочной» группы, количество КСКМ в которой уже сейчас близко к двум третям от показателя предыдущего цикла. Слабое представительство «базитовой» группы отвечают общей тенденции к снижению генерации таких объектов, вытекающей из данных по предшествующим циклам. В амазийском цикле пока известно только три таких объекта, что в эту тенденцию вполне вписывается.

Внутрицикловые соотношения КСКМ анализируемых групп добавили в эту картину некоторые нюансы (рис. 36). В кенорском цикле доминирующей группой среди сравниваемых была «гранитоидная» (62.0% КСКМ) при важной роли «базитовой» (32.4%), весьма подчиненной у «щелочной» (4.2%) и, особенно, «ультращелочной» (1.4%). В следующем цикле две основные группы в своей значимости поменялись местами (35.6 и 46.2%, соответственно) и выросли доли остальных групп (12.3 и 6.8%). В родинийском цикле «гранитоидная» группа, имеющая небольшое снижение в абсолютных цифрах, относительную долю увеличила (38.6%) и «вернула» себе первенство среди всех групп, тогда как «бази-товая» группа почти вдвое свой вес потеряла (26.3%), а «щелочная» (19.3%) и «ультращелочная» (15.8%) вновь его заметно увеличили. В пангейском цикле доминирование «гра-нитоидной» группы стало абсолютным (63.6%) впервые после кенорского цикла, а «ультращелочная» впервые увеличила относительный вес до второй позиции, в то время как у «базитовой» он продолжил снижаться (6.5%), а у «щелочной» (7.4%) - снизился впервые

ft Л pi i-'ftfti

A4L

>2.5 2.5-1.8 1.8-0.9 0.9-0.2 <0.2

интенсивность коровою магматизма \

* !'

— I — II — III — IV

Рис. 3. Распределение по глобальным циклам КСКМ выделенных групп: I - «гранитоидной», II - «щелочной», III - «базитовой», IV -«ультращелочной»: а) генерализованные до уровня цикла абсолютные данные (см. таблицу); б) соотношение КСКМ разных групп внутри циклов; в) распределение на шкале времени с шагом 25 млн лет. Кривая относительной интенсивности корового магматизма по (Балашов, Глазнев, 2006).

после устойчивого подъема в первых трех циклах. Впрочем, в абсолютных значениях количество КСКМ последних двух групп не уменьшилось, а у «щелочной» даже немного возросло (рис. За). Поэтому ключевым явлением стала именно принципиальная интенсификация генерации месторождений «гранитоидной» группы. В амазийском цикле интенсификация металлогенической активности в «гранитоидной» группе приобрела буквально лавинообразный рост и в абсолютных, и в относительных значениях (рис. За,б), что привело к уменьшению доли даже у КСКМ «щелочной» группы, также имеющей прирост в абсолютных значениях. «Ультращелочная» и, особенно, «базитовая» группы имеют снижение не только в относительных, но и абсолютных цифрах. Цикл очень далек от своего завершения, но предположение о том, что он к этому моменту в далеком будущем будет иметь отличное от предыдущих циклов металлогеническое «лицо», с максимальной за всю геологическую историю долей «гранитогенной» группы и минимальной, граничащей с явным вырождением, у «базитовой» группы, можно считать достаточно вероятным.

Сопоставление кривых интенсивности КСКМ «гранитоидной» группы и корового магматизма демонстрирует хорошую сходимость по положению своих максимумов и минимумов (рис. Зв). Более того, для кенорского, колумбийского и родинийского циклов даже амплитуда импульсов генерации КСКМ вполне пропорциональна интенсивности магматизма. Заметные отклонения в этом аспекте в пангейском и, особенно, амазийском циклах в значительной мере объяснимы разницей в среднем уровне эрозионного среза. Вместе с тем, вполне вероятна интенсификация генерации некоторых типов месторождений «гранитоидной» группы за счет геоисторических изменений в земной коре. Несомненное увеличение ее площади от архея к кайнозою сопровождалось ростом периметра континентальных блоков, что, в свою очередь, увеличивало протяженность аккреционных и коллизионных орогенов и саму вероятность их возникновения, а потому и количество генерируемых месторождений, типичных для данных геодинамических обстановок, а именно - «гранитоидной» группы.

Современные модели формирования месторождений, связанных с базит-ультрабазитовыми и щелочными магмами, показывают, что не только подлитосферная, но и литосферная мантия континентов, и даже коровое вещество играют достаточно важную роль в формировании первичных магм, их дифференциации или экстрагирования из расплавов рудных компонентов (Богатиков и др., 2006; Коваленко и др., 2006; Когарко, 2006; Налдретт, 2003; Фролов и др., 2005; Groves, Bierlein, 2007; Maier et al., 2000; и др.). Континентальная кора является самой главной областью локализации месторождений. Поэтому интегральное увеличение количества подобных КСКМ от древних циклов к молодым также объяснимо с этих позиций. Кроме того, согласно данным физико-математического моделирования сам факт формирования суперконтинента вызывает принципиальные изменения в конвекции мантии, которые ведут к стимулированию магматизма мантийной природы в его пределах (Coltice et al., 2007; Yoshida, Santosh, 2011). В этом случае суперконтинент становится не менее активным агентом интенсификации металлогении соответствующего типа, чем мантия под ним.

Сравнительные тенденции для месторождений, связанных с базит-ультрабазитовым. щелочным и ультращелочным магматизмом

Для детализированного анализа «базитовая» группа была разделена на КСКМ Fe-Ti-V в связи с базитами (габброидами) и КСКМ Cr-PGE-Cu-Ni в связи с базит-ультрабазитовыми и базитовыми комплексами, а «ультращелочная» - на КСКМ в карбо-натитовых и нефелиисиенитовых комплексах, с одной стороны, и КСКМ в кимберлитах и лампроитах, с другой. «Щелочная» группа оставлена в прежнем объеме. Распределение объектов этих таксонов демонстрирует значительные вариации на оси времени (рис. 4а,б): а) для Cr-PGE-Cu-Ni подгруппы, являющейся древнейшей по времени появления в истории Земли среди здесь сравниваемых, она очень высокая в ранних циклах после чего постепенно снижается, б) для Fe-Ti-V подгруппы, второй по времени появления, она вначале возрастает к циклу 1.8-0.9 млрд лет, после чего резко снижается, в) у карбонатит-нефелин-

О 10

1900 1800 1700 1600 1500 1400 1300

ИС10ч-китюмо8

Тер... ..... ----

верхняя мантия (БСОХ)

-JJL(

3.ï з.о 2.ï 2л 13 o:s о'о

генерация радиогенной г\ тепловой энергии в объеме Земли (К, U, Th)

120

2.5

Il II

4000

3500

3000

2500

■ Cr, PGE, Cu-Ni в базит-ультрабазитах О Fe-Ti-V в базитах

□ s субщелочных-щелочных гранитах и сиенитах

■ в кимберлитах и лампроитах

■ в карбонатитовых и нефелин-сиенитовых комплексах

Рис. 4. Распределение по глобальным циклам КСКМ, связанных с магматизмом повышенной щелочности и основности: а) распределение КСКМ на шкале времени с шагом 25 млн лет; б) интегральные данные для КСКМ по циклам (точки - данные для соответствующего цикла, кривые - осредненные линии трендов; цвета точек и кривых соответствуют общей легенде); в) кривые эволюции температуры верхней мантии (БСОХ - базальты срединно-океанических хребтов) и в источниках шпомов по (Когшуа, 2007), модельная кривая эволюции сред-немантийной температуры (Тер.) по (ЬаЬговэе, ¡аираЛ, 2007); г) эволюционная кривая генерации тепловой энергии за счет радиоактивного распада в Земле (Агеуа!о с1 а1., 2009); д) тренды изменения интенсивности щелочного магматизма, рассчитанные по данным из (Балашов, Глазнев, 2006).

сиенитовой подгруппы, третьей по очереди появления, от ранних циклов к поздним интенсивность только нарастает, г) у щелочной подгруппы, тоже появившейся еще в кенор-ском цикле, но позже трех первых, имеется тенденция к нарастанию от ранних циклов к поздним, но с меньшим градиентом, чем у предыдущей подгруппы, г) кимберлит-лампроитовая подгруппа КСКМ берет начало в родинийском цикле, а в последующих циклах интенсивность генерации в ней только возрастает.

Современные модельные представления о нагреве мантии свидетельствуют о его изменении на протяжении всей истории Земли (рис. 2.2в). Установлен общий тренд к снижению средней температуры и мантии, и источников плюмов в ней, что принципиально совпадает с трендом изменения величины тепловой энергии, получаемой в объеме Земли за счет распада основных радиоактивных элементов - К, и и ТЪ (рис. 4г). В целом, период наиболее интенсивного формирования КСКМ Сг-РвЕ-Си-М подгруппы совпадает с тем временем в истории Земли, когда среднемантийная температура была выше ~1500 °С. В эту эпоху имело место наиболее интенсивное формирование месторождений, индуцированных высокомагнезиальным базит-ультрабазитовым магматизмом, в том числе, перидо-титово-коматиитовым, базальтово-коматиитовым и ферропикритовым, которые в более поздние эпохи практически не известны. Причем, месторождения, связанные с лавовыми и субвулканическими фациями перидотитовых коматиитов, не выходят за возрастные рамки архея, а объекты, ассоциированные с аналогичными фациями базальтовых коматиитов и ферропикритов, не известны после палеопротерозоя. Период наибольшего благоприятствования для Ре-ТН-У подгруппы продолжался до тех пор, пока этот показатель не приблизился к -1400 °С, т.е. до конца родинийского цикла. После этого общие условия нагрева вещества в мантии стали менее благоприятны для этих двух подгрупп, но они же, по-видимому, способствовали резкой интенсификации генерации КСКМ в щелочных и, особенно, ультращелочных комплексах. Тенденции в металлогении таких комплексов находятся в полном соответствии с наблюдаемой интенсификацией магматизма соответствующего типа в принципе (рис.4д).

В рассмотренном ряду месторождений, тесно связанных с мантийными процессами и вызванным ими плавлением вещества мантии и нижней коры, от ранних циклов к поздним снижалась роль объектов, сформировавшихся благодаря магмам, возникшим за счет массированного плавления при высоких температурах вещества в источниках, близких по составу к примитивным или слабо деплетированным (Богатиков и др., 1987, 2010). Параллельно увеличивалась роль объектов, материнские магмы которых возникли при низких степенях плавления вещества в источниках с широким спектром составов (от истощенных до обогащенных) и сложной предшествующей историей взаимодействия с расплавами и флюидами, в т.ч. перемещенных в мантию из коровых резервуаров при субдукции. При возникновении и дифференциации этих расплавов большое значение имели флюидные компоненты и некогерентные элементы, активное взаимодействие магм с коровым веществом (Андреева и др., 1984, 1985; Богатиков и др., 1987, 1988, 2006, 2010, Коваленко и др., 2006; Когарко, 2006).

Все это в совокупности указывает на то, что тренды в эволюции глобальной металлогении объектов, связанных с базит-ультрабазитовым и щелочным магматизмом, корре-лируются с общим остыванием глубоких уровней земных недр и интегральным накоплением в них изменений в результате взаимодействия всех земных оболочек, но главным образом коры (как континентальной, так и океаниченской) и мантии.

В.И. Смирнов, резюмируя свой анализ эволюции и периодичности в рудообразова-нии, сформулировал общий вывод: «Поскольку на ранних стадиях геологической истории преобладал базальтовый магматизм, а на поздних - гранитоидный, эндогенные рудные месторождения базальтоидной серии превалируют в древнейшей истории земной коры, а гранитоидные - на новейших ее этапах» (Смирнов, 1984, с. 10). Согласно проанализированным данным, в общем тренде эндогенной металлогении наблюдаются более сложные соотношения отдельных элементов. Во-первых, месторождения, связанные с базит-

ультрабазитовыми сериями, никогда не были абсолютно доминирующими на уровне глобальных металлогенических циклов. Только в колумбийском цикле установлено их относительное, но не абсолютное преобладание над месторождениями, связанными с магмами других составов. Во-вторых, в истории Земли нарастает интенсивность формирования не только гранитогенных объектов, но и объектов, связанных с магмами повышенной и очень высокой щелочности.

Геоисторическая изменчивость глобальных факторов, влияющих на металлогению

осадочных бассейнов

Месторождения осадочных бассейнов играют существенную, вплоть до исключительной, роль в промышленной базе многих видов сырья (Fe, Мп, Си, Pb, Zn, U, К, Р и др.). Проведенный анализ распределения на оси геологического времени КСКМ такого рода показал наличие рубежных периодов, в ходе которых металлогения осадочных бассейнов претерпевала принципиальные изменения. Для создания объективной картины причинно-следственных связей, определяющих появление этих изменений, основное внимание было сосредоточено на анализе явлений, которые особо значимы в областях гипер-генеза, седиментогенеза и постдиагенного эпигенеза: оксигенация атмосферы и гидросферы, глобальные климатические кризисы, эвапоритогенез, развитие биоты.

Оксигенационный процесс. В истории Земли изменения окислительно-восстановительного режима атмосферы и гидросферы происходили преимущественно плавно. Синтез скомпилированных литолого-минералогических и литолого-геохимических данных позволил показать, что эта монотонность дважды прерывалась относительно краткими периодами, когда изменения были намного более резкими, приводившими к катастрофическим изменениям в условиях формирования и постседиментаци-онного функционирования осадочных бассейнов.

Древнейшая эпоха плавных изменений захватывает весь кенорский цикл и первые -50 млн лет колумбийского (рис. 5). Она характеризуется низкой (<82% от современного уровня), хотя и постепенно растущей светимостью Солнца (Gough, 1981). Наблюдаемое в осадочных толщах этого периода полное отсутствие свидетельств низкоширотных оледенений единственно возможно, если в атмосфере того времени кислород практически отсутствовал, а значительную долю среди составлявших ее газов имели такие эффективные парниковые агенты как углекислый газ и еще более действенный в этом аспекте метан. Их соотношение в начале цикла дискуссионно (Lowe, Tice, 2004; Pavlov et al., 2000), но тенденция к снижению роли последнего к концу цикла признается практически всеми. Это находит подтверждение как в данных по содержаниям никеля в морской воде архея (рис. 5), указывающих на очень большую вероятность принципиального сокращения популяций метаногенных прокариотных микроорганизмов в конце кенорского цикла (Konhauser et al., 2009), так и в установленном увеличении в это же время субаэральных вулканических извержений и снижении субаквальных, обусловивших снижение выбросов углекислоты и метана (Kump, Burley, 2007; Gaillard et al., 2011). На отсутствие при этом значимых концентраций кислорода в приповерхностных сферах указывают повсеместное распространение обломочного уранинита, пирита и сидерита (Holland, 1984; Rasmussen, Buick,1999), интенсивное масс-независимое фракционирование изотопов серы, особенно ярко выраженное у S33 (Farquhar et al., 2000), слабая дисперсия фракционирования изотопа S34 (Can-field, Farquhar, 2009; Papineau, 2010) (рис. 5). Зафиксированные в осадочных породах верхнего неоархея изменения изотопии Сг и Мо указывают на некоторый рост активности кислорода в зоне гипергенеза после 2.7 млрд лет (Frei et al., 2009; Wille et al., 2007), но пока еще крайне низком относительно более поздних периодов уровне, не находящем выражение в минеральных парагенезисах.

Резкий рост оксигенации атмосферы начался после рубежа 2.45 млрд лет, что зафиксировано лавинообразной деградацией масс-независимого фракционирования изотопов серы, полностью исчезнувшего из каменной летописи к рубежу 2.32 млрд лет (Farquhar et al., 2000). На тот же период (2.5-2.4 млрд лет) приходится крупнейший в истории Земли

гуронская серия ■— оледенений ] т.ч. низкоширотное)

фанерозойские оледенения (среднеширотные)

мариноисхая серия

оледенений -5

(в т.ч низхоширотные)

появление появление

прослоев * ® дтолщ

массивных массивных

сульфатно- супьфатно-

хлоридных хлоридных

эвалоритов звалоритов

мМО •

супьфгп-ио" » морской в

AS с

калийные соли

разнообразие

3000 2500 2000 1500 1000 500 млн лет

Рис. 5. Сопоставление данных по солнечной светимости, составу атмосферы, климатическим катастрофам, некоторым геохимическим индикаторам литогенеза и явлениями в развитии биоты в истории Земли. Вертикальные точечные линии - наиболее значительные (вплоть до низкоширотных) докембрийские оледенения. Ссылки на источники - в тексте.

кризис в цикле С02 (Melezhik, 2006), обусловленный аномально высоким его поглощением в зоне гипергенеза базитов самого мощного в истории Земли импульса плюмового магматизма (Abbott, Isley, 2002). Эффект был усилен значительным увеличением площади субаэральной экспозиции базит-ультрабазитов за счет увеличения фриборда суперконтинента Кенорландия по сравнению с более древними континентальными массами (Flament et al., 2008; Kump, Barley, 2007). В результате на снижение в атмосфере концентраций СН4 «наложилось» резкое падение концентрации СОг. В этот период в списке детритных фаз

пропали уранинит и прочие индикаторные минералы восстановительных обстановок накопления, что указывает на хотя бы частичное компенсирование выбывших объемов парниковых газов нарастающими объемами генерации кислорода. Около 2.3 млрд лет назад появились древнейшие красноцветные терригенные породы (рис. 5), а также латеритные профили выветривания (Yang, Holland, 2003), что могло быть реализовано только при росте концентрации кислорода с <10° САУ (САУ - современный атмосферный уровень) в начале сидерия до >5-10"2 САУ к его концу. Рост продолжился, но уже не так быстро, до рубежа 2.06 млрд лет, после чего наступила вторая эпоха плавных изменений оксигенаци-онного режима атмосферы с максимальным варьированием содержаний кислорода в интервале 11±6% САУ (Canfield, 2005). Описаны и несколько иные в деталях сценарии окси-генации атмосферы после рубежа 2.4 млрд лет (Petsch, 2003; Kirschvink, Kopp, 2008), но они тоже укладываются в указанный интервал быстрого роста и также предполагают относительную стабилизацию состава атмосферы на уровне не ниже 1-3% 02 (5-15% САУ) с середины палеопротерозоя до первой трети неопротерозоя (рис. 5).

Оксигенация верхней части гидросферы практически параллельно с атмосферой, общепризнана, но в отношении состояния морских бассейнов ниже приливно-штормовой зоны мнения существенно расходятся. Сторонники концепции «сульфидного» океана, указывая на исчезновение с конца палеопротерозоя из осадочных разрезов джеспилитов и очень значительное при этом увеличение объемов сульфидных осадков с одновременным ростом амплитуды изотопного фракционирования серы, указывающим на значительный вклад в этот процесс бактериальной сульфат-редукции (рис. 5), и ряд других явлений, объясняют их тем, что после первичной оксигенации, приведшей к принципиальному росту количества сульфата в мировом океане, его основная железистая аноксическая толща испытала трансформацию в область, где главным химическим окислителем стала сульфидная сера (Canfield, 1998).

Их оппоненты полагают, что в океане фронт оксигенации постепенно опускался сверху вниз, и 1.80-1.85 млрд лет назад этот процесс достиг глубин не меньших, чем 850 м, но, скорее всего, и больших (Slack et al., 2007; Slack, Cannon, 2009). Ниже все еще оставалась область «железистого» океана (Planavsky et al., 2011), существенно сократившегося в объеме относительно раннего докембрия. «Сульфидный» океан в этой модели занимал лишь ограниченные объемы в виде локальных бассейнов, имеющих затрудненный водообмен с основным телом океана (типа Черного моря или впадин Красного моря). Так как общий уровень оксигенации верхних оболочек Земли был все же значительно ниже современного, то это создавало предпосылки к их более широкому распространению: в несколько раз больше, чем известно для фанерозоя.

Период в палеопротерозое, когда произошел переход верхних оболочек Земли из состояния, где самыми сильными неорганическими окислителями были вода, углекислота и локально сульфидная сера, в состояние, где им значительную конкуренцию стал составлять кислород, получил в англоязычной литературе название Great Oxygenation Event/GOE. В диссертации для него использован буквальный перевод Великое Оксигена-ционное Событие/ВОС (рис. 5).

В истории Земли особо выделяется еще одно резкое повышение содержания кислорода в интервале 0.85-0.58 млрд лет (Petsch, 2003; Canfield, 2005; Holland, 2006; Kirschvink, Kopp, 2008). В относительных величинах оно было не столь значительным, но все же очень существенным - скорее всего до 50% САУ. Уже устоявшееся название этого события - Neoproterozoic Oxygenation Event/NOE, что в работе передано как Неопротерозойское Оксигенационное Событие/НОС (рис. 5). В качестве рубежного периода оно, как и ВОС, хорошо выражено в литогеохимических индикаторах (рис. 5). После НОС оксигена-ционные изменения также имели место, но в более плавном режиме.

Климатические кризисы в докембрии. ВОС и НОС сопровождались общепланетарными климатическими изменениями, связанными со снижением парникового эффекта из-за уменьшения в атмосфере концентраций метана и углекислого газа вследствие снижения

объемов их генерации и резкого увеличения объемов утилизации СОг в гипергенезе при последовавшем за этим росте концентраций кислорода. Эти изменения привели к аномально частому появлению в течение ВОС и НОС оледенений (рис. 5), для части которых выявлены вполне объективные свидетельства (палеомагнитные данные, межбассейновая стратиграфическая корреляция) в пользу их распространения на низкие палеошироты (Evans et al., 1997; Bekker et al., 2006; Peltier et al., 2007; и др.). Были также попытки обосновать полное замораживание Земли, особенно в течение HOC (Kirschvink, 1992; Hoffman et al., 1998), но в современных данных такая крайняя точка зрения не находит подтверждения (Чумаков, 2001; Evans, 2006; Micheels, Montenari, 2008). Отложения этих периодов повышенной гляциогенности являются хорошими геологическими маркерами, указывающими на эпохи самых принципиальных перестроек в приповерхностных оболочках Земли.

Сульфатно-хлоридные эвапориты в докембрии. В палеоархее-мезоархее известны только локально развитые (п-10 км") нахколитовые эвапориты (Lowe, Fisher Worrell, 1999; Sugitani et al., 2003), являющиеся, вероятно, формациями мелководных отложений в областях активной разгрузки на поверхность гидротерм (De Vries et al., 2010; Sugahara et al., 2010). В нижнем неоархее известны замещенные реликты рассредоточенных внутриило-вых кристаллов галита (Sakurai et al., 2005), а в породах середины неоархея - аналогичные примеры с присутствием также и гипса (Simonson et al., 1993). Только в самом верху неоархея (2.52 млрд лет) в супергруппе Трансвааль установлены маломощные горизонты, содержащие коллапсные брекчии на месте выщелоченных хлоридных слоев и тонкие замещенные прослои гипса (Gandin et al., 2005). В Онежской депрессии установлена древнейшая (~2.2 млрд лет) мощная галитовая толща (-200 м), перекрытая еще более мощной ангидрит-магнезитовой толщей (-350 м) (Морозов и др., 2010; Онежская..., 2011). Накопление сомасштабных и более масштабных (п-100 м мощности, [10+100J-103 км2 по площади) аналогов в период между ВОС и НОС сомнений не вызывает: во многих осадочных бассейнах мира этого диапазона возрастов установлены многочисленные проявления кол-лапсных брекчий (нередко — многоярусных) и мощных ангидритовых/гипсовых пластов (обычно псевдоморфно замещенных). В интервале 2.2-2.1 млрд лет глобально фиксируется изменение порядка высаливания с «галит—»гипс» на «гипс—»галит», что отразило планетарные изменения в содержании сульфат-иона в мировом океане (Kah et al., 2004; Far-quhar et al., 2010; см. рис. 5). Появление не известных в архее магнезитовых залежей в морских и боратовых в континетальных эвапоритах, также указывает на существенные изменения в химизме гидросферы того времени.

Следующие по возрасту сульфатно-галитовые толщи, хлориды которых не были выщелочены и сохранились в почти исходном виде, распространены в Австралии и относятся к периоду HOC (Walter, Veevers, 2000). После НОС такие формации возникли во многих бассейнах мира, часть из которых содержит калийные и калнйно-магниевые соли, наличие которых в докембринскнх аналогах не доказано.

Важные геоисторические аспекты развития биоты. Микробная форма жизни существовала, возможно, уже в гадее (>4 млрд лет), а по завершению массированных метеоритных бомбардировок Земли -3.9 млрд лет назад должна была приобрести стабильность в развитии (Nisbet, Fowler, 2003; Schopf et al., 2007). Древнейшие рудоносные джеспилиты зеленокаменного пояса Исуа с возрастом 3.7 млрд лет, сформировавшиеся в морской среде, заведомо не содержавшей хотя бы минимально значимые концентрации свободного кислорода, рассматриваются как первое явное проявление активной деятельности железо-окисляющих бактерий (Konhauser et al., 2002; Kappler et al., 2005).

В архейских осадочных формациях описано много следов существования бактерий в виде строматолитов, пленчатых, нитеобразных и округлозернистых окаменелых форм, а также биомаркеров — скоплений углерод- и/или карбонатсодержащих пород с облегченным изотопным составом (Schöpfet al., 2007; Reddy, Evans, 2009). Установлены также ли-тифицированные продукты жизнедеятельности, часть из которых, как полагают, продуцирована цианобактериями, а часть, в отложениях не древнее 2.7 млрд лет — простейшими

эукариотами (Федонкин, 2009; Reddy, Evans, 2009). Принадлежность маркеров эукариотам находит пока очень много контраргументов (Canfield, 2005; Kirschvink, Корр, 2008), но существование цианобактерий в неоархее практически доказано (Eigenbrode et al., 2008; Kazmierczak et al., 2009; Waldbauer et al., 2009). Кроме того, установлено, что эти аэробные фотосинтезирующие кислород бактерии входили в достаточно сложные экосистемы, где обитали и другие микроорганизмы: анаэробные фототрофы, хемоавтотрофы (метано- и ацетогенерирующие), анаэробные гетеротрофы (железо- и сульфат-редуцирующие бактерии, анаэробные метилотрофы) и аэробные гетеротрофы (Czaja et al., 2010).

Наличие цианобактерий объясняет свидетельства роста кислорода в неоархее, зафиксированные в изотопии Сг и Mo осадков, небольшом росте дисперсии в изотопии серы, повышении концентрации сульфат-иона и др. малоамплитудных явлениях. Однако, все они требуют содержания кислорода на 2-3 порядка ниже тех, что соответствуют формированию красноцветных пород через 200 млн лет после появления этих индикаторов. Тому, что цианобактериям удалось продвинуть оксигенацию так далеко, способствовало особое сочетание нескольких факторов в середине - конце сидерия. С одной стороны, это снижение генерации С02 и СН4 и интенсифицированного расхода С02. С другой стороны, появились факторы потенциально благоприятные для биогенной и абиогенной оксигена-ции: увеличение доступного фосфора из-за снижения извлечения его джеспилитами (спад их образования к рубежу 2.4 млрд лет), подледниковые оксигенированные оазисы в морях за счет пероксидного эффекта и т.д. (Kirschvink, Корр, 2008). В результате активный биофотосинтез кислорода после второго гуронского оледенения 2.3 млрд лет назад привел к явному окислению атмосферы и приповерхностной гидросферы (красноцветы, латериты). Сопутствующая гляциолизация климата способствовала массовому захоронению неокис-ленного органического углерода, что отразилось в заметно утяжеленной изотопии карбонатного углерода в отложениях того периода (Bekker et al., 2001). Дальнейшая оксигена-ция атмосферы и гидросферы привела в интервале 2.2-1.8 млрд лет к еще большей интенсификации процессов окислительного выветривания на суше, массированному выносу минеральных питательных веществ (особенно фосфора) и, как следствие, дальнейшему увеличению массы и росту разнообразия микробиоты, особенно стромоталитообразующей (Семихатов, Раабен, 1994; Grotzinger, Knoll, 1999). Древнейшие литифицированные остатки простейших водорослевых эукариот были также обнаружены в отложениях этого возраста (Федонкин, 2009; Reddy, Evans, 2009). Очевидна также интенсификация деятельности сульфат-редуцирующих бактерий в тот же период по данным изотопии S34 (рис. 5).

На протяжении мезопротерозоя новых столь же выразительных революционных событий не отмечено, хотя изменение видового разнообразия микробиоты, особенно эука-риотной, продолжалось (Porter, 2004). В период после 1.2 млрд лет, но особенно в интервале 0.85-0.55 млрд лет, включающем весь НОС, отмечается интенсификация мутогенной активности эукариотов при одновременном снижении распространенности и разнообразия у строматолитообразующих бактерий (Bengtson, 2002). С начала НОС и до Стертского оледенения, т.е. в течение -100 млн лет, возникло практически столько же новых типов эукариот, сколько за предыдущий миллиард лет. Тогда же отмечено возникновение такого явления как хищничество между эукариотами и реакция на него в виде минеральных оболочек - карбонатных, кремнистых, фосфатных или агглютинированных (Knoll, 2003; Porter, 2004). В отложениях, накопившихся в межледниковые периоды НОС, появлялись все новые типы водорослей, а также первые, еще очень мелкие (до 0.5 мм) метазоа (Yin et al., 2007; Cohen et al., 2009). Массовое появление макроформ палеофауны, названное вендским феноменом, пришлось на окончание НОС (Федонкин, 1987; Porter, 2004). Это совпало с периодом отрицательной изотопной аномалии углерода Шурам-Вонока, указывающей на необычайно активное участие биогенного углерода в морском карбонатогенезе (Shields-Zhou, Och, 2011). Во время кембрийского «взрыва» биоразнообразия на смену вендским почти исключительно мягкотелым формам пришли животные, защищенные раковинами или, что более показательно, коллагеновым/хитиновым внешним скелетом, тре-

бующим большого расхода кислорода на свое создание и потому возможным только при содержаниях кислорода в морской воде, близких к современным значениям (Towe, 1970; Saul, Schwartz, 2007). В кембрии также появились и высокоподвижные формы типа хордовых, которые предельно требовательны к среде обитания ввиду большого потребления кислорода для получения энергии, необходимой при целенаправленном перемещении в пространстве. Многие типы животных, возникшие в кембрии, обитают на Земле и сейчас (Saul, Schwartz, 2007), что осуществимо только при возможно варьирующем, но всегда высоком уровне оксигенации атмосферы и основной части гидросферы. Это вполне согласуется с данными по содержанию кислорода в атмосфере, полученными другими методами (рис. 5). Данные по изотопии серы указывают, что с НОС связана новая фаза интенсификации биогенной сульфат-редукции до уровней, очень близких современным, что также является индикатором роста влияния органического мира на геологические процессы.

В дальнейшем высокий уровень оксигенации и, вследствие этого, устойчивый над виеполяриыми областями озоновый слой, защищающий от жесткой части спектра солнечного излучения, способствовал расселению на поверхности суши значительных количеств бактерий, чья деятельность привела к созданию первых почв, что, в свою очередь, позволило к середине силура появиться на суше высшим растениям (Kenrick, Crane, 1997).

Геоисторическая изменчивость металлогении осадочных бассейнов и вулканитов

морского дна

Оксигенационные события и сопутствовавшие им глобальные изменения климата, химизма гидросферы и развития биоты находят очевидное отражение в геоисторической изменчивости металлогении осадочных бассейнов.

Полиметаллы. Стратиформные (пластовые, линзовидно-пластовые) и стратифицированные (литостратиграфически ограниченные прожилково-вкрапленные, брекчиево-прожилковые и жильные) месторождения Pb, Zn, Си, Со, а также флюорита и попутного в некоторых типах барита были разделены на три основные группы: а) колчеданные в вулканических и вулканогенно-осадочных толщах - вулканогенно-колчеданные, б) колчеданные в осадочных породах со слабым развитием вулканогенных пород или даже при их отсутствии — эксгаляционно-осадочные в осадочных толщах (SEDEX), в) эпигенетические в осадочных породах - осадочно-эпигенетические: медистые±кобальт, полиметаллоносные и флюоритоносные песчаники и сланцы, iюлиметаллы£ф лгоорт±бариг или флюо-рит±барит в карбонатных породах (тип долины Миссисипи - MVT) и переходные типы к SEDEX (ирландский тип).

Отложение руд в объектах первой группы происходит внутри или вблизи субмарин-ных вулканических построек из самых высокотемпературных (в рассматриваемом ряду типов месторождений) гидротерм (>350 °С) с кислой реакцией и относительно низкой соленостью (Дергачев, 2010; Franklin et al., 2005; Galley et al, 2007; Pirajno, 2009, и др.). Система самодостаточна по рудообразующим компонентам и сере, а отложение сульфидов происходит из-за изменений РТ-условий вблизи морского дна. Массовое отложение сульфатов (барит, ангидрит) — следствие взаимодействия сульфат-иона морской воды с катионами гидротерм.

Месторождения двух других групп являются средне- и низкотемпературными (в основном 100-250 °С). Материнскими являются растворы-рассолы экзогенной и/или диаген-ной природы, имеющие повышенную агрессивность не только из-за нагретости, но и за счет высокой концентрации хлоридов (Ручкин, Донец, 2002; Brown, 2005; Hitzman et al., 2005; Leach et al., 2010). Высокую соленость обеспечивают процессы эвапоритизации морской воды до ее проникновения в осадочную толщу (наиболее обычно) и/или фильтрация воды любого происхождения через эвапориты. Рассолы приводятся в движение тектоническими процессами внутри и по периферии осадочного бассейна (обе группы) или/и остывающими под ними субвулканическими интрузиями (часть SEDEX). Они обогащаются полиметаллами и другими компонентами, участвуя в разложении алюмосиликатов и оксидов-гидроксидов проницаемых терригенных красноцветных толщ. По составу рас-

творы-рассолы не являются самодостаточными: они нуждаются во внешнем геохимическом барьере для осаждения, так как недостаточно богаты сульфидной серой. Поэтому в формировании рудных залежей всех этих типов активную роль играют процессы, приводящие к росту ее концентраций: биогенная и термохимическая сульфат-редукция, смешение с флюидными ореолами залежей углеводородов или подземными водами сероводородной специализации.

В кенорский цикл, т.е. в период до ВОС, формировались только вулканогенно-колчеданные месторождения (Дергачев, 2010). Древнейшие мелкие месторождения медистых песчаников появились в колумбийском цикле в интервале 2.25-2.22 млрд лет в богатой красноцветами формации Бар-Ривер в верхах супергруппы Гурон (рис. 6), а первое КСКМ данного типа (Удокан) возникло уже в конце аномалии Ломагунди-Ятулий, маркирующей кульминацию и завершение ВОС. Принципиально важно, что наряду с наличием красноцветов, выступающих источником рудных элементов, к тому времени существовали уже крупномасштабные резервуары сульфатно-хлоридных рассолов, выполняющих, согласно современным генетическим моделям, роль материнских растворов. Безусловным свидетельством реальности существования таких резервуаров стали мощные сульфатно-хлоридные эвапориты Онежской депрессии и их реликты, описанные в других местах. В дальнейшем месторождения типа медистых песчаников и сланцев формировались неоднократно. Во многих случаях связь с эвапоритоносными толщами устанавлена очень четко. Наиболее яркие примеры с доказанными связями - неопротерозойский Замбийско-Катангский медно-кобальтовый пояс и фанерозойская провинция Цехштейн-Купфершифер (Hitzman et al„ 2005; Selley et al., 2005).

В конце ВОС или непосредственно после него возникли древнейшие месторождения типа MVT (Буши-Парк, Перинг, Марико) (Kesler et al. 2007). Они локализованы именно в тех неоархейских формациях супергруппы Трансваль, которые содержали древнейшие из известных массивные (хотя и маломощные) сульфатно-хлоридные эвапориты. Растворение последних некоторые специалисты напрямую связывают с формированием материнских растворов-рассолов и локализацией части рудных тел. Не случайной также представляется непосредственная близость этих месторождений к району, где установлены древнейшие в мире красноцветные песчаники формации Таймбол-Хилл и такого же типа коры выветривания формации Хекпорт. Но сами месторождения полиметаллов и флюорита там возникли только через -0.4-0.5 млрд лет после отложения солей и -0.2-0.3 млрд лет после красноцветов. Вероятно, такой временной сдвиг был обусловлен необходимостью достижения нужного уровня концентрации сульфат-иона в материнских растворах-рассолах таких месторождений, что, судя по эволюции эвапоритов, произошло у рубежа 2.1 млрд лет.

Для месторождений типа MVT характерна принципиальная интенсификация формирования после НОС и заметно больший, в среднем, масштаб оруденения (рис. 6). Специалисты связывают это с большей проницаемостью органогенных карбонатных пород фане-розоя относительно всегда более плотных мелкозернистых хемогенных карбонатов докембрия (Leach et al., 2010).

Месторождения типа SEDEX стали формироваться с рубежа колумбийского и роди-нийского циклов (рис. 6). Их руды отлагаются в застойных глубоких впадинах морского дна с активной бактериальной сульфат-редукцией. Единственным реальным источником сульфат-иона для массовой редукции является вода морского бассейна. Время появления месторождений типа SEDEX совпадает с периодом, когда оксигеиация океана, сопровождаемая обогащением сульфат-ионом, достигла значительных глубин (Slack et al., 2007) и обусловила появление в глубоких застойных депрессиях условий для устойчивой сульфат-редукции.

Уран. Рассмотрены конгломератовый, в несогласиях и песчаниковый типы. Первый из них связан с накоплением в терригенных толщах детритного уранинита, основная часть которого после захоронения капсулировалась в природных битумах, попавших в те же породы при седиментации и ограниченно в них мигрировавших при диагенезе и катагенезе.

вое

HOC

интенсивность формирования м-ний 8К

u Uv-

красноцветы!

Кобрэ Лейк и др. Удокан

Перинг Буши-Парк Зераст

ЗамбийскийI Cu-Co пояс !

ь формирования руд ! в медистых песчаниках и сланцах_j

интенсивность формирования м-ний типа долины Миссисипи

интенсивность формирования колчеданных м-н

Рампура-Агуча Раджпура-Дариба Завар

Джамаркотра

^ интенсивность формирования м-ний фосфоритов

в осадочных толщах

U в конгломератах Fe: ПЖФ Cv

х несогласия

ома

песчаниках

« < « « • #j

■ и

КСКМ Мп: Азул (карбонатный тип) + мелкие в ПЖФ (оксидный тип^

—г

Fe: ГХС Fe: ГХС

■И щ КСКМ Мп: Калахари * f (карбонатно-оксидно-силикатный тип)

в ЗЖФ_

- и

т-

3000 2500 2000 1500 1000 500 млн лет

Рис. 6. Месторождения осадочных бассейнов в истории Земли. Интенсивность формирования вулканогенно-колчеданных месторождений (ВК) по (Дергачев и др., 2000), РЬ-Zn(±F) типа долины Миссисипи, колчеданных в осадочных толщах по (Goodfellow, Lydon, 2007), фосфоритов в фанерозое по (Киперман, 1996); данные по другим типам синтезированы автором. Пунктирные широкие вертикальные линии - межцикловые рубежи, остальное - см. рис. 5.

Часть минерализации представлена также аморфным урано-органическим веществом типа тухолита. Некапсулированный уранинит замещался в более поздних процессах браннери-том и ураноносным лейкоксеном. Такие месторождения могут сопровождаться значительными аккумуляциями золота (Витватерсранд), но не обязательно (Блайнд-Ривер).

Типы в песчаниках и несогласиях в принципиальных чертах генезиса очень похожи: они являются результатом выноса легко растворимой высокозарядной (U6+) формы урана, преимущественно в виде уранил-хлоридных комплексов из тех частей вмещающих толщ, где мигрируют подземные воды высокой солености различного происхождения (диаген-ные, эвапоритогенные и т.п.) и последующего осаждения низкозарядной формы урана (U4+) на восстановительных барьерах разной природы: высокоуглеродистые литофации (графитистые, углистые), встречные потоки восстановленных растворов или углеводородов, зоны рассеянной аутигенной сульфидной минерализации и т.п. (Кисляков, Щеточкин, 2000; Kominou, Sverjensky, 1996; Polito et al., 2005; Cuney, Kyser, 2008; Jefferson et al„ 2007). Формирующиеся залежи могут быть как стратифицированными, так и структурно-контролируемыми (секущие тектонизированные зоны). Наиболее принципиальная разница между типами состоит в том, что в формировании залежей в песчаниках принимают участие относительно холодные (<100 °С) раннедиагенные и/или метеорные воды, в то время как для месторождений несогласия рудоносные растворы формируют глубоко цир-

кулирующие (>2.5 км) и нагретые (до 200 °С и выше) позднедиагенные и катагенные воды или захороненные эвапоритогенные рассолы.

Все залежи, возникшие до ВОС, представлены конгломератовым типом с детритным уранинитом, который в более молодых терригенных толщах в массовых проявлениях не известен (рис. 6). Между ВОС и НОС ведущим стал тип в несогласиях, условия формирования которого требуют наличия свободного кислорода в гидросфере. После НОС главным стал песчаниковый тип, тяготеющий к терригенным толщам, содержащим органический детритус, сформированный за счет растений суши. Есть мнение, что подобные месторождения могли формироваться с конца силура, когда флора начала колонизировать сушу (Toens, Andrews-Speed, 1984). Однако все достоверно датированные объекты такого типа не древнее карбона-перми (Pirajno, 2009), а КСКМ известны только с мезозоя.

Наличие месторождений несогласия только до НОС связано, возможно, с уровнем оксигенации зоны гипергенеза: при ее уровнях, достигнутых после НОС, интенсивность разложения ураноносных детритных минералов в корах выветривания и терригенных грубозернистых толщах и соответствующие масштабы выноса урана из них стали столь велики, что ко времени глубокого захоронения, когда основные процессы, ответственные за рудообразование в месторождениях типа несогласия собственно и начинались, эти потенциальные источники урана уже были истощены. Таким образом, оксигенация поверхности суши для последующего формирования подобных объектов избыточна, в отличие от периода времени между ВОС и НОС, когда она, вероятно, была оптимальна для формирования залежей типа несогласия.

Железные руды. Рассмотрены месторождения джеспилитового и гетит(±гематит)-хлорит-сидеритового (ГХС) типов. Генезис джеспилитов - одна из самых дискутируемых тем в мировой геологической литературе, где обсуждение преимущественно акцентировано на механизме осаждения и процессах раннего диагенеза, в меньшей степени — на источнике рудных компонентов. В последнем аспекте в основном достигнут консенсус: почти все согласны, что они поступали из разных источников, но доминируют гидротермы вулканических полей морского дна, двухвалентное железо из которых могло мигрировать Eia большие расстояния ввиду отсутствия достаточного количества окислителей (О, S). Отложение гидроксидного железа связывают с деятельностью железоокисляющих бактерий или появлением в морском бассейне оазисов или слоев, богатых кислородом в силу биогенных процессов (Bekker et al., 2010 и ми. др.). Выделяют три типа джеспилитов по литофациальной позиции: Алгома (в вулканических полях), Супериор (в существенно хе-могенно-осадочных разрезах в присутствии вулканитов и терригенных пород) и Рапитан (в морских фациях с тиллитами). По структурно-текстурным особенностям различают полосчатую (ПЖФ) и зернистую (ЗЖФ) железистые формации, из которых вторая отличается меньшей выдержанностью железисто-кремнистых ритмов по простиранию и наличием прослоев с пелоидными структурами.

По генезису ГХС руд, которые всегда локализованы в терригенных комплексах, больших дискуссий нет: всеми признается ведущая роль континентального выноса железа в виде органоминеральных комплексов и его осаждение в прибрежно-морских или русловых фациях в окислительных условиях (Van Houten, Bhattacharyya, 1982; Холодов, Буту-зова, 2008; и др.). Для этих руд обычны пелоидные структуры (до оолит-пизолитовых), зернистые структуры без ритмичности и внутриформационные размывы.

Геоисторическая смена типов железных руд в осадочных бассейнах также нашла обоснование в рассмотренных глобальных процессах (рис. 6). До ВОС формировались только объекты ПЖФ с доминированием типа Алгома на протяжении большей части ар-хея. В конце кенорского и начале колумбийского цикла было господство ПЖФ типа Супериор, которые сформировали самые крупные железорудные бассейны мира: КМА, Кривой Рог, Железорудный Четырехугольник, Хамерсли, Трансвааль. Накопление залежей ПЖФ происходило на значительных глубинах в нестратифицированных по содержанию кислорода морских бассейнах с длительно функционирующими «оазисами», заселенными

железоокисляющими или, что менее вероятно, но окончательно не опровергнуто, фото-синтезирующими кислород бактериями. Глубоководное положение залежей объясняется тем, что бактерии располагались внизу фотической зоны, чтобы избежать прямого действия жесткой части спектра солнечного излучения (Bekker et al., 2010).

В рамках ВОС и до конца колумбийского цикла известны как разномасштабные месторождения джеспилитов ЗЖФ, так и более редкие не крупнее среднего масштаба залежи ГХС руд. Это хорошо коррелируется с появлением заметных объемов свободного кислорода в атмосфере, включая и стратосферу, где образовался гасящий жесткое излучение озоновый слой: верхняя граница области формирования железных руд переместилась на меньшие глубины - вблизи и выше приливно-штормовой границы. Доминирующими стали месторождения ЗЖФ, по-прежнему использовавшие железистый нижний слой океана в качестве основного резервуара железа и кремнезема, но в рудоотложении, наряду с бактериальными процессами, стало активно участвовать прямое окисление на границе раздела верхнего (с кислородом) и нижнего (пока еще без кислорода) слоев морских бассейнов. Близодновременно часть выноса железа с континентальной суши палеореками стала аккумулироваться в месторождениях с рудами ГХС-типа, на что указывают палеофациаль-ные реконструкции самых древних залежей данного типа (Coetzee et al., 2006). После завершения оксигенации глубокого океана на рубеже колумбийского и родинийского циклов в бассейнах седиментации на протяжении одного миллиарда лет формировались только объекты ГХС. Слабая распространенность и ограниченность масштабов залежей руд ГХС-типа этого периода указывает, скорее всего, на ограниченность резервуаров, из которых было возможно поступление железа - следствие заведомого отсутствия таких крупномасштабных источников, какими стали болота и богатые гумусом почвы для их аналогов в фанерозое.

Эпоха неопротерозойских глобальных оледенений, явившаяся следствием НОС, ознаменовалась возобновлением периодической аноксии в гигантских морских резервуарах. Это вновь дало возможность накапливаться огромным объемам растворенного двухвалентного железа, которое в фазы глобального таяния ледников окислялось и выпадало в осадок вместе с тиллитами, создав, в том числе, крупномасштабные аккумуляции гемати-товых ЗЖФ рапитанского типа.

После НОС, когда концентрация кислорода в атмосфере и гидросфере выросла в несколько раз по сравнению с предшествующим периодом, в мировом океане хотя и случались крупномасштабные аноксические события, но они никогда не были глобальными, не затрагивали водную толщу на всю глубину и имели сероводородную специализацию с активным осаждением сульфидов железа за счет очень активной сульфат-редукции. Последнее стало следствием дальнейшего увеличения концентраций сульфат-иона в океане и появления там практически неограниченного его резервуара (рис. 5). Поэтому в фанерозое в прибрежно-морских зонах осадочных бассейнов формировались железные руды только ГХС-типа, максимумы накопления которых совпадают с максимумами эвстатической кривой (Wilde, Berry, 1984). С появлением на суше высших растений стали возникать также озерно-болотные сидеритовые руды (Холодов, Бутузова, 2008).

Фосфориты. Современные модели генезиса их месторождений указывают на многостадийный с вариациями процесс, включающий снос фосфора с континентов, его концентрирование в живых организмах (в основном в микробиоте), а затем при их отмирании в осадках, последующая его мобилизация вблизи нижней геохимической границы окислительных реакций в илах шельфа или мелкого моря и фиксация затем на кальциевом барьере (Холодов, 2003; Trappe, 1998; Ruttenberg, 2004).

Вопреки имеющимся утверждениям о существовании архейских фосфоритов (Юдин, 1989, 1996), эти данные на современном уровне знаний не подтверждаются. Первые и сразу многочисленные проявления, но с очень редкими среди них промышленными залежами, сформировались после ВОС (рис. 6). Начавшееся тогда массовое окисление сульфидной серы пород суши и формирование в результате в зоне выветривания кислот, эффек-

тивно переводивших фосфор в растворимые формы, которые транспортировались в морские бассейны, привело к расцвету биоты и росту объемов захоронения ее остатков на дне. Наличие в этих осадках, благодаря ВОС, окислительного барьера также способствовало появлению фосфоритов именно в то время. Сыграло роль и уменьшение интенсивности накопления джеспилитов - главного концентратора фосфора в осадочном процессе до ВОС. Древнейшие КСКМ фосфоритов приурочены к самому началу НОС, а сразу после него был один из сильнейших всплесков фосфоритогенеза, давший начало многим крупным фосфоритовым бассейнам. Новый импульс оксигенации сопровождался коренными преобразованиями в мире живых организмов, вплоть до появления и массового распространения многоклеточных животных. Самым ярким примером влияния последних на фосфоритогенез являются КСКМ оболюсных фосфоритов Прибалтики. После НОС были и другие мощные импульсы фосфоритогенеза (рис. 6).

Отмечен параллелизм фосфоритогенеза с апатитоносным карбонатитовым магматизмом. Первые месторождения фосфоритов возникли лишь в одну эпоху с проявлениями такого магматизма, давшего древнейшие КСКМ апатита Палабора и Маунт-Уэлд (-2.05 млрд лет). Выбросы фосфора в подобных крупных комплексах через вулканические газы и быстрый размыв вмещавших их вулканических построек в условиях активной деятельности агрессивных окисленных поверхностных вод должны были также сказаться на увеличении поступления фосфора в морской бассейн и стимулировании фосфоритогенеза. Этот сценарий поддерживается и дальнейшим развитием событий: в конце НОС был другой мощный всплеск карбонатитового магматизма (Томтор, Белозиминское и т.д.), бли-зодновременно с которым начали активно формироваться крупные фосфоритоносные бассейны эдиакарского возраста. На протяжении всего фанерозоя щелочной магматизм, включая апатитоносный, нарастал (рис. 4). Периодические импульсы фосфоритогенеза, хотя и не всегда буквально совпадали с ними по времени, но тоже были мощными.

Месторождения калийных солей и боратов в эвапоритах. Древнейшая сильвиновая минерализация зафиксирована в галитовой толще Онежской депрессии периода ВОС (Морозов и др., 2010). До начала НОС других сохранившихся хлоридных толщ не известно. В эвапоритах периода НОС ни сильвин, ни другие эвапоритогенные минералы калия не известны. Все известные экономически привлекательные или хотя бы отдаленно к ним приближающиеся аккумуляции калийных солей стали формироваться только вскоре после завершения НОС с рубежа неопротерозоя и фанерозоя (рис. 6).

Калийное сырье в залежах каменных солей известно как в виде сильвина, так и в виде сложных K-Mg хлоридов и/или сульфатов. Специалистами показано, что их состав в месторождениях коррелируется с характером минерализации океанической воды в соответствующий период (Hardie, 1996; Lowenstein et al., 2001, 2003). В эпохи активного спре-динга и высокого уровня моря (от начала кембрия до визейского века карбона и от начала средней юры до олигоцена включительно) океаническая вода была относительного обогащена Са (Mg/Ca<2), а вариации его концентраций в интервале значений этого отношения 0.8-2.0 были относительно медленными. В абиогенных карбонатных осадках этих интервалов времени доминировал низкомагниевый кальцит («кальцитовый» океан), а в калийных солях — хлоридные фазы: сильвин с небольшой относительной долей карналлита. Безкалиевые соли Mg этих периодов обычно представлены тахигидритом. В другие периоды фанерозоя состав океанической воды отвечал молярному отношению Mg/Ca>2. С визейского века карбона по ааленский век юры оно в интервале значений 2.0-4.2 пикообраз-но варьировало несколько раз, а в неогене-квотере имеет резкий рост до значения 5.2. В эти «магниевые» периоды среди абиогенных карбонатов в морских осадках доминировал арагонит и высокомагнезиальный кальцит («арагонитовый» океан), а в калийных солях отлагались не только хлоридные, но и сульфатные фазы, причем с более значимой ролью Mg - каинит, лангбейнит, полигалит. Они даже формировали месторождения, в которых сильвин и карналлит - второстепенные фазы, как, например, в Предкарпатском прогибе. В эвапоритах «магниевых» периодов заметно шире перечень промышленных минералов, и

обычны высокие концентрации не только K-Mg, но и бескалиевых сульфатов Mg, а среди бескалиевых хлоридов Mg преобладает не такхигидрит, а бишофит, который даже образует собственные промышленные залежи. В тех случаях, когда в одних и тех же разрезах эвапоритов конца палеозоя — начала мезозоя встречаются и существенно сульфатные, и существенно хлоридные соли К и Mg, они стратиграфически всегда разобщены, что детально описано в Прикаспии (Бочаров, Халтурина, 1981) и Цехштейне (Борисенков, 1981).

Автором в тесном сотрудничестве с Т.В. Романюк проведен синтез данных по строению литосферы, тектоническим, магматическим, геотермальным минерализационным событиям в пяти крупнейших бор-литиеносных провинциях миоцен-четвертичного возраста для реконструкции там палеогеодинамических обстановок, предшествующих и сопровождающих формирование месторождений Li и В в континентальных эвапоритах и рассолах саларов (Романюк, Ткачев, 2009, 2010; Ткачев, Романюк, 2009, 2010). В результате удалось обосновать и детально описать оригинальную трехэтапную модель их формирования.

На первом этапе, по сути своей подготовительном, происходит обогащение верхних слоев океанической литосферы Li и В за счет взаимодействия с морской водой (базальты, серпентинизированные перидотиты) и накопления богатых этими же элементами глинистых осадков, которые затем затягиваются в зонах субдукции на большие глубины. Под действием изменяющихся давлений и температур там происходят физико-химические преобразования вещества, в том числе дегидратация водосодержащих минералов и частичное плавление пород, что приводит к перемещению значительных объемов этих элементов в надсубдукционную литосферу. На этой стадии у дневной поверхности могут появляться ореолы пород с повышенным фоном бора, но месторождения Li и В не формируются даже при наличии там эвапоритов.

Ключевым моментом второго этапа является деламинация предварительно обогащенного бором/литием фрагмента литосферной мантии надсубдукционной зоны. Она могла происходить как при незавершенной, но предварительно длительной субдукции (западные окраины обеих Америк), так и после завершения аккреции (Анатолийский п-ов) или в ходе коллизии (Тибет). Процесс сопровождается глубокой тектоно-магматической переработкой больших объемов вещества литосферы, при которой создаются благоприятные условия для выноса к поверхности Земли бора и лития вместе с магмо-флюидным потоком. Прорыв его к поверхности наиболее вероятен в структурах растяжения коры над восходящим астеносферно-мантийным противотоком, замещающим деламинированный фрагмент. По-видимому, основной объем Li и В приносится к поверхности глубинными высококалиевыми магмами низкой и средней кремнекислотности (лампрофиры, шошони-ты, латиты, а также трахиты, трахибазальты, трахиандезиты), так как только после их появления во всех провинциях начинался продуктивный эвапоритогенез.

На третьем этапе вынесенные к поверхности бор и литий формируют лимнические месторождения, но только в том случае, если попадают в бессточные озера, в которых в условиях аридного климата происходит интенсивное выпаривание воды и образование рудоносных рассолов и/или лимнических отложений. До попадания в конечные резервуары выпаривания эти элементы могут длительно циркулировать в эпитермальных системах, накапливаться в промежуточных коллекторах, вновь мобилизовываться.

Появление боратов в толщах, демонстрирующих признаки принадлежности к континентальным эвапоритам, начиная с периода именно сразу после ВОС (Golani et al., 2002; Peng, Palmer, 2002), представляется вполне закономерным, так как возможно только при оксигенированной атмосфере и гидросфере.

Положение 3

Для анализа роли циклов в формировании ресурсной базы ведущих видов минерального сырья была проделана соответствующая обработка данных из БД КСКМ, а также дополнительной информации, позволяющей, по возможности, показать время возникновения древнейшей минерализации и/или первых некрупных месторождений того или иного

вида сырья. Результаты такого анализа синтезированы в генерализованном виде в таблице, где цикловые потенциалы КСКМ всех видов сырья классифицированы на четыре уровня значимости. Из этого обобщения следует, что все циклы различаются интенсивностью формирования ресурсов каждого вида сырья и, соответственно, перечнем видов сырья, которые формировали в них КСКМ. При этом, хотя и с вариациями, прослеживается тенденция от ранних циклов к более поздним к расширению списка видов сырья, формирующих в них значительный потенциал. Сравнительный анализ циклов также показал существенные различия между ними по типам КСКМ, имевшим значение для формирования ресурсного потенциала каждого вида сырья.

Кенорский цикл принципиально важен для металлогении Аи (конгломераты, мезо-термальные в зеленокаменных поясах, меньше - вулканогенно-колчеданные, железо-оксидный медно-золоторудные — ЖОМЗ, порфировые) и Сг (расслоенные интрузии). Существенно его значение для Ре (джеспилиты), № (коматииты), 1Ч-Рс1 (расслоенные интрузии), Та и и (гранитные пегматиты), и (конгломераты) и ЭЬ (мезотермальные). Относительно небольшой сырьевой потенциал КСКМ цикла в металлогении Ag, Си и 7м (вулканогенно-колчеданные), V (расслоенные интрузии), Мп (карбонатные проторуды черных сланцев), Мо (Мо-Си порфировые) и V/ (скарны). Все остальные виды сырья, задействованные в анализе, или создали единичные крупные и небольшое количество более мелких аккумуляций в качестве попутного компонента (8п, Со), или только мелкие (крайне редко - средние) попутные концентрации (РЬ, Ь1Ь, ТК, алмазы). Не известны месторождения бокситов (даже метаморфизованных), Р, К., В и листового мусковита.

В колумбийском цикле глобального значения аккумуляции создали Сг, Р1-ГМ и V (расслоенные интрузии), Ре (джеспилиты, меньше — расслоенные интрузии, еще меньше — кирунский тип и скарны) и Мп (джеспилиты, меньше — карбонатные проторуды черных сланцев и гондиты), Та (гранитные пегматиты, сиениты-щелочные граниты, карбонатиты). Значительные концентрации имеют № (расслоенные интрузии, меньше - коматиитовые базальты и дифференцированные ферропикриты), Р (эпигенетические в осадочных толщах, карбонатиты и субщелочные граниты), В (озерные вулканогенно-осадочные/скарны?), листового мусковита (гранитные пегматиты). Скромен потенциал цикла для Аи (мезотермальные, меньше — конгломераты и порфировые), (мезотермальные в связи с базитами), Си (эпигенетические в осадочных толщах, расслоенные и дифференцированные интрузии, ЖОМЗ), РЬ и Хп (эпигенетические в осадочных толщах, вулканогенно-колчеданные), Со (аналогично №), ЫЪ и ТЯ (карбонатиты, сиениты-щелочные граниты), 1л (гранитные пегматиты), и (конгломераты, меньше — в несогласиях и щелочных метасоматитах), Р (карбонатиты, меньше — габброиды). Весьма незначителен потенциал цикла в отношении Мо, XV, 8п и алмазов, для которых в цикле не известно КСКМ. Для ЭЬ, Щ и бокситов даже потенциальных месторождений не известно совсем.

Родинийский цикл стал одним из ключевых в металлогении РЬ и (колчеданные в осадочных толщах, меньше — мезотермальные и эпигенетические в осадочных толщах), и (в несогласиях, ЖОМЗ, меньше - щелочные метасоматиты и нефелиновые сиениты), ТН. (карбонатиты, меньше - сиениты и нефелиновые сиениты) и листового мусковита (пегматиты). Заметен был вклад цикла в суммарный потенциал Си (ЖОМЗ, расслоенные интрузии, меньше — эпигенетические в осадочных толщах), (колчеданные в осадочных тол щах, мезотермальные, меньше - эпигенетические в осадочных толщах), 8п (субщелочные-щелочные граниты, меньше - связанные с лейкогранитами грейзены и жильные поля, еще меньше — пегматиты), Та (аналогично 8п плюс нефелиновые сиениты), V (габброиды, расслоенные интрузии, меньше - щелочные метасоматиты) и алмазов (кимберлиты, лампрои-ты). Скромно проявлен цикл в металлогении Аи (мезотермальные, ЖОМЗ), N1 и РьР(1 (расслоенные интрузии), Ее (мафит-ультрамафитовые интрузии, кирунский тип, эпигенетические в осадочных толщах). В этом же ряду и 1\ но цикл в отношении его выделяется особо, поскольку он единственный, в рамках которого известны КСКМ (Питинга, Иви-тут), промышленно ценные не на флюорит, а криолит (щелочные граниты, их пегматиты).

Таблица

Специализация металлогенических циклов по видам сырья в КСКМ

цикл значимость Кенорский Колумбийский Родиний-ский Пангейский Амазийский

высокая (>20%) Аи, Сг Сг, Р1-Рс1, Бе, Мп, V, Та РЬ, гп, ТЯ, и, БМ Си, Бе, V, Со, РЬ, гп, Бп, Та, N1), тя, и, К, Р, От, А1, Н& Р, ЭМ Аи, Ag, Си, N1, Со, Мп, РЬ, Хп, Мо, \У, Бп, и, и, Р, Ша, БЬ, А1, И, В

умеренная (5-20%) N1, Р1-Рс1, Ре, Та, и, и, ЭЬ №, Б, В, БМ Си, Бп, Та, 01а, V Аи, Ag, N1, Р1-Рс1, Сг, Мп, Мо, и, БЬ Бе, Та, ЫЬ, ТЯ, На V, к

низкая (1-5%) Ag, Си, Мп, V, Ъп, Мо, V/ Аи, Ag, Си, Со, РЬ, гп, N15, ТЯ, и, и, Р Аи, №, РьР(1, Бе, ЫЬ, и, Г В

крайне низкая (<1%), вплоть до отсутствия КСКМ и просто месторождений Со, Бп, РЬ. №, ТЯ, //£. Dia, А1. Р. К. В. ЯМ Бп, Мо, IV. Ош, Я>. Не. А1. К Со, Мо, Р, Сг. Мп. IV. 56. н&МА-К рьра, Сг,

Примечания: 1) Значимость - доля в суммарном потенциале КСКМ соответствующего вида сырья. 2) О ¡а — алмазы, И - флюорит или криолит, 8М - листовая слюда. 3) В нижнем ряду выделены: обычный шрифт - известны КСКМ, курсив - не известны КСКМ, курсив с подчеркиванием - не известно даже мелких месторождений. 4) Категоризация сделана исходя из ресурсов всех типов месторождений эндогенного и экзогенного генезиса. Если исключить из рассмотрения заведомо недолговечные месторождения гидроминерального сырья, это заметно изменит соотношение только для 1д - повысится на один уровень категоризация в кенорском и колумбийском, понизившись аналогично в амазийском цикле. Исключение из рассмотрения рудогенных латеритов принципиально сказывается на категоризации циклов отношении №, Со и А1. Для N1 в этом варианте на один уровень поднимаются кенорский, колумбийский, родинийский и пангейский циклы, а амазийский опускается на три уровня вниз. Аналогично для Со, кроме пангейского цикла, уровень которого останется столь же высоким. Без латеритов вся металлогения А1 практически исчезает, поскольку небокситовое сырье считается алюминиевым только в странах бывшего СССР, а его доля в глобальном производстве глинозема составляет -1%, постоянно сокращаясь.

Незначителен потенциал Со (аналогично N1 плюс эпигенетические в осадочных толщах), Мо (эпигенетические в осадочных толщах), Р (габброиды). Не удалось найти данные о формирования в родинийском цикле месторождений Мп, ЭЬ, В и бокситов.

Пангейский цикл имел ключевое значение для еще большего числа видов сырья: Си (эпигенетические в осадочных толщах, порфировые, дифференцированные интрузии, вул-каногенно-колчеданные), Со (эпигенетические в осадочных толщах, дифференцированные интрузии, меньше - латериты), Бе (джеспилиты, гетит-хлорит-сидеритовые, скарновые, мафит-ультрамафитовые интрузии, включая расслоенные, меньше - кирунский тип, экс-галяционно-осадочные, карбонатиты и фоскориты), V (мафит-ульрамафитовые интрузии, включая расслоенные, меньше - черные сланцы), РЬ и У.п (эпигенетические в осадочных толщах, колчеданные в осадочных толщах, вулканогенно-колчеданные, эпитермальные), 8п (связанные с гранитоидами грейзены, скарны, жильные поля, меньше - порфировые и пегматитовые), XV (аналогично Бп, кроме пегматитов), Та (редкометалльные граниты всего

спектра щелочности, нефелиновые сиениты, карбонатиты и гранитные пегматиты), Nb и TR (карбонатиты, много меньше - щелочные граниты и нефелиновые сиениты), Li (гранитные пегматиты, меньше - редкометалльные граниты), Р (фосфориты, карбонатиты и нефелиновые сиениты), К (эвапориты), алмазов (кимберлиты), в том числе сугубо технических (эклогитово-гнейсовые комплексы), F (связанные с гранитоидами грейзены, скарны, жильные поля мезотермальной и эпитермальной природы, эпигенетические и эксгаля-ционные в осадочных толщах), листового мусковита (пегматиты), Hg (в связи с трахиба-зальтами, эпигенетический в карбонатных толщах и джаспероидный), бокситов (осадочные, меньше - остаточные). Значителен сформированный в цикле потенциал Аи (мезо-термальные, порфировые, вулканогенно-колчеданные), Ag (эпигенетические в осадочных, вулканогенно-колчеданные, эпитермальные, меньше — мезотермальные и колчеданные в осадочных толщах), Ni (расслоенные и дифференцированные интрузии, меньше - мезотермальные и латериты), Pt-Pd (расслоенные и дифференцированные интрузии), Сг (по-диформные, меньше - в расслоенных интрузиях), Мп (джеспилиты, эксгаляционно-осадочные, меньше - осадочные оксидно-карбонатные), Мо (порфировые, грейзеновые, жильные, скарновые, меньше - карбонатиты и в черных сланцах), U (мезотермальные жильные, черные сланцы, щелочные метасоматиты, аляскиты), Sb (мезотермальные, джаспероидные). Небольшая доля только у КСКМ бора, представленных в цикле минерализацией в морских эвапоритах и их корах выветривания. В цикле нет видов сырья из используемого списка, для которых были бы не известны КСКМ.

Амазийский цикл стал очень продуктивным для Аи (эпитермальные, порфировые, мезотермальные и россыпи), Ag (эпитермальные, скарны и манто, эпигенетические в осадочных, много меньше - вулканогенно-колчеданные), Си (порфировые, меньше - скарны, манто, эпигенетические в осадочных толщах), РЬ и Zn (эпитермальные, скарны, манто, эпигенетические в осадочных толщах, колчеданные в осадочных толщах, вулканогенно-колчеданные), Ni и Со (латериты), Мп (осадочные оксидно-кабонатные и оксидные, карбонатные проторуды в черных сланцах), Мо (порфировые и жильные, меньше - скарны, горючие сланцы), W (грезены, скарны, жильные поля), Sn (аналогично W плюс эпитермальные, россыпи, меньше - порфировые и щелочные граниты), Li (рапа соленых озер и их осадки, пегматиты и редкометалльные граниты), U (песчаниковые, вулканитовые, фосфоритовые, щелочные метасоматиты, много меньше - карбонатиты), Р (фосфориты, много меньше - карбонатиты и сиениты), Sb (джаспероидные, эпитермальные, мезотермальные), Hg (эпитермальные, лиственитовые, эпигенетические в осадочных толщах), бокситов (остаточные, меньше - осадочные), В (озерные вулканогенно-осадочные, меньше - рапа соленых озер и эпитермальные/скарны?), F (эпитермальные, эпигенетические в осадочных толщах, меньше - скарны, грейзены и карбонатиты), алмазов (кимберлиты, россыпи), в том числе сугубо технических (импакты). Были сформированы заметные аккумуляции Fe (гетит-хлорит-сидеритовые, меньше - кирунский тип и латериты, много меньше - эпигенетические в осадочных толщах и скарны), К (эвапориты, меньше - соленые озера), Та (редкометалльные граниты широкого спектра щелочности, много меньше - пегматиты), Nb (карбонатиты, много меньше - трахиты) и TR (карбонатиты, сиениты/щелочные граниты и трахиты, россыпи, «ионные» глины). Малозначителен потенциал цикла для КСКМ Pt-Pd и Сг. Крупные месторождения листового мусковита не известны.

Положение 4

Гранитные пегматиты формируются, главным образом, в коллизионных орогенных областях, как результат кристаллизации части расплавов, возникших в результате плавления пород в утолщенной коре за счет мощной генерации (термомеханические и радиогеохимические процессы) и слабой диссипации тепловой энергии (Simmons et al., 2003). Многие пегматитовые поля орогенов содержат тела, которые разрабатываются или представляют потенциальный интерес для извлечения разнообразных полезных ископаемых: листового и чешуйчатого мусковита, керамического сырья, редких (Та, Li, Rb, Cs, Be, Sn)

и радиоактивных элементов, самоцветов и высококачественных образцов для минералогических коллекций. В данном исследовании все пегматиты, демонстрирующие даже самый небольшой потенциал для извлечения этих полезных ископаемых, называются минерализованными. Их специализация зависит от многих факторов, среди которых особую роль играют источники материнских магм, длительность и Р-Т условия их дифференциации и кристаллизации, состав вмещающих пород (Гинзбург, Родионов, 1960; Гинзбург и др., 1979, Ткачев, 1994; Ткачев и др., 1998; Ссгпу, 1991; Simmons et al., 2003). Именно эти пегматиты и их поля стали предметом анализа в данной работе.

Пегматиты внутриплитных анорогенных гранитоидов (рапакиви, щелочные граниты и граносиениты) также представляют в ряде случаев экономический интерес в отношении редких элементов, керамического сырья и коллекционных образцов. Но количество таких месторождений, по сравнению с пегматитами орогенов, совсем незначительно (<10%). Поэтому их отсутствие в анализе хотя и не позволяет считать полученные результаты в качестве всеобъемлющих для пегматитовой металлогении, но все же не мешает рассматривать их как наиболее принципиальные для понимания геоисторических тенденций в этой области знаний.

В анализ включено свыше 250 датировок по пегматитам и гранитоидам их материнских комплексов 146 пегматитовых полей. С учетом экстраполяции на соседние пегматитовые поля, которые не имеют прямых датировок необходимого уровня достоверности, но относятся по геологическим признакам к тем же материнским комплексам, это дало статистическую выборку в 773 объекта. При сборе геохронологических данных предпочтение отдавалось результатам, полученным при изучении U-(Th)-Pb изотопно-геохимических систем в минералах с высокой температурой их закрытия и высокой устойчивостью к внешним тепловым и химическим воздействиям - циркон, монацит-ксенотим, тантало-ниобаты, касситерит. Они продемонстрировали лучшую сопоставимость с хронологией событий в геологическом развитии соответствующих территорий. Хорошую сопоставимость показали также Re-Os данные по молибдениту, но они единичны. Датировки, полученные другими методами, основанными на измерениях в изотопных системах с более низкими температурами закрытия с относительно слабой устойчивостью к внешним воздействиям, часто демонстрируют большие погрешности определения возраста (K-Ar, Аг-Аг, Rb-Sr, Sm-Nd). Ранее на основании анализа глобальной базы данных геохронологии магматических пород статистически доказан тренд к систематическому омоложению возрастов их кристаллизации в данных этих методов (Балашов, Глазнев, 2006). Тем не менее, в диссертации подобные датировки в ряде случаев использованы для фанерозойских пегматитов, но только при наличии косвенных подтверждений из геологических данных по соответствующему району.

Для дальнейшего анализа этот массив данных, в зависимости от целей, использовался в виде диаграмм с пошаговой генерализацией 100, 50 и 25 млн лет.

Магматизм орогенов, с которым связаны гранитные пегматиты, имеет коровую природу. Поэтому корректная и представительная выборка должна, во-первых, в основных чертах быть сопоставимой с данными по коровому магматизму в целом, а во-вторых, не иметь с ней принципиальных противоречий. При этом неполная сходимость ожидаема из-за того, что большие объемы коровых магм генерируется не только в коллизионных, но и в аккреционных орогенах. Проведенное сопоставление информационного массива, созданного автором, с данными обработки датировок пород, возникших вследствие кремнекислого корового магматизма (Балашов, Глазнев, 2006; 9808 определений), показало очень хорошее совпадение всех главных и многих второстепенных максимумов и минимумов интенсивности двух независимо полученных диаграмм. Это позволило считать выборку по пегматитовым полям вполне пригодной для проведения дальнейшего анализа и установления закономерностей со вполне объективной подоплекой.

До работ автора статистические закономерности в распределении возрастов гранитных пегматитов анализировались только двумя группами исследователей (Овчинников и

др., 1975, 1976; Гинзбург и др., 1979). Сопоставление с их результатами показало как наличие некоторых элементов сходства, так и заметных различий. Различия обусловлены использованием предшественниками данных того периода геохронологических исследований, когда корректность использовавшихся методик была намного ниже современного уровня.

Глобальная цикличность в металлогении гранитных пегматитов

Ни в (Овчинников и др., 1975, 1976), ни в (Гинзбург и др., 1979), вопрос цикличности/периодичности пегматитовой металлогении не обсуждался, т.к. полученные в этих работах распределения дают для этого очень мало оснований. Вопрос о цикличности гранитного пегматитогенеза в земной коре до работ автора (Ткачев, 2008, 2009, 2011; Tkachev, 2008, 2011) никогда не поднимался. Поэтому исследования в этой области и полученные в них результаты абсолютно оригинальны.

Наиболее наглядно явление цикличности проявляется на гистограмме с шагом генерализации данных 50 млн лет (рис. 7). Максимумы интенсивности четырех выделяемых периодов/кластеров генерации минерализованных пегматитов попадают в интервалы (млрд лет): 2.65-2.60, 1.90-1.85, 1.00-0.95, 0.55-0.50 и 0.30-0.25. Если исключить интервал 0.55-0.50 млрд лет, то остальные из этого ряда находятся на расстоянии 0.8±0.1 млрд лет, то есть формируют квазирегулярную цикличность максимальных всплесков пегматитоге-нерирующей активности. Выпавший из этой последовательности пик 0.55-0.50 вместе с более низкими пиками второго порядка 2.85-2.80, 2.10-2.05 и 1.20-1.15 млрд лет формируют ряд практически с такой же средней продолжительностью цикла, как и у первого ряда максимумов. Самым примечательным в этом является тот факт, что максимумы второго ряда формируют только пегматитовые поля, локализованные в «гондванской» группе континентов. Максимумы первого ряда более универсальны, но «вклад» пегматитовых полей континентов «лавразийской» группы в них более значителен. Следовательно, существует некоторая асинхронность в проявлении пегматитогенеза в орогенах этих двух групп континентальных блоков.

Сопоставление данных по интенсивности пегматитогенеза с данными по росту юве-нильной континентальной коры показывает, что при наличии значительных перекрытий на шкале времени у их максимумов, имеются и хорошо заметные взаимные несовпадения (рис. 8). Во-первых, интенсивность роста объемов коры в раннем докембрии принципиально выше, чем в неогее, в то время как в пегматитовой металлогении взаимоотношения обратные и не столь контрастные. Во-вторых, пики роста коры практически во всех случаях, хотя и с разным по длительности сдвигом в интервале от 30-50 до 100-150 млн лет отчетливо предшествуют пикам генерации пегматитовых полей. Сопоставление тех же данных по пегматитам с интенсивностью орогенеза коллизионного типа в неогее показывает практически полное совпадение их во времени (рис. 8).

Ювенильная континентальная кора формируется в орогенах аккреционного типа (островные дуги, активные окраины континентов), которые предшествуют континентальной коллизии, и формирование минерализованных пегматитов в их магматических комплексах геологами нигде не отмечалось. Связь же пегматитовых полей разных формаций с поздне-и постколлизионными гранитоидными сериями, в формировании материнских магм которых участвует вещество как древней, так и уже успевшей агрегироваться с ней ювениль-ной коры, описана многократно (Cerny, 1991с; Simmons et al., 2005; и др.). Параллельное сосуществование аккреционных и коллизионных орогенов в глобальном масштабе, а также вполне естественное при этом опережение максимумов формирования аккреционных структур относительно коллизионных орогенов, также вполне объяснимо в рамках существующей плейт-тектонической парадигмы. Результат сопоставления независимых объективных данных на рис. 8 впервые дает статистическое подтверждение тому, что интенсивность формирования минерализованных орогенных пегматитов коррелируется именно коллизионным орогенезом.

—I-

4000 3500 3000 2500 2000 1500 1000 500 шнлет

Рис. 7. Два ряда цикличности в интенсивности формирования гранитных пегматитов.

тЩ

Т-

1500

250

Рис. 8. Сопоставление интенсивности пегматитовой металлогении с интенсивностью роста ювенильной континентальной коры (серая линия) по (Condie, Aster, 2010) и интенсивностью коллизионного орогенеза в неогее (черная линия) по (Condie, 2001).

4000 3500 3000

Рис. 9. Сопоставление цикличности пегматитовой металлогении с глобальными металло-геническими циклами при шаге генерализации 25 млн лет. Серая стрелка - рубеж колумбийского и родинийского циклов по пегматитовым данным.

Наиболее масштабны коллизионные орогены на завершающих стадиях формирования супер континентов, когда происходит «сшивание» крупнейших на тот момент блоков континентальных масс. При обосновании положения 1 уже было показано, что формирование суперконтинентов принципиально отражается на металлогенических процессах, и суперконтинентальная цикличность прямо коррелируется с металлогенической. Поэтому максимальные всплески пегматитовой металлогении должны приходиться на периоды времени, прилегающие к межцикловым рубежам со стороны завершающегося цикла, за которыми она должна снижаться до нулевых значений. Если данные по пегматитам представить с тем же шагом генерализации 25 млн, как это было сделано и для КСКМ (рис. 2), и наложить на нее схему межцикловых рубежей, полученную для КСКМ, то фиксируется именно такая картина распределения импульсов (рис. 9). Единственное расхождение с базовой схемой отмечается у границы 1.8 млрд лет из-за слабой самой поздней фазы пегма-титогенерирующей активности в Свекофеннском поясе и небольшого ее всплеска в австралийском орогене Холлз-Крик после этого рубежа на протяжении 15-20 млн лет. Далее отчетливо проявлен перерыв не менее 50 млн лет до того момента, когда вновь начали формироваться пегматитовые месторождения, связанные уже со следующим суперконти-нентапьным циклом в орогенах, которые начали историю своего формирования уже после завершения колумбийского метаплогенического цикла (пояса Явапаи-Мацатцал, Маунт-Айза и т.д.). В этом нет большого противоречия со схемой цикличности, полученной из обработки БД КСКМ, так как 20 млн лет в таких глобальных построениях нельзя считать принципиальным отклонением. Оно должно рассматриваться как небольшое взаимное перекрытие (2.5% от среднестатистической продолжительности циклов), указывающее лишь на объективное его существование, связанное с тем, что находящиеся в фазе вырождения маломасштабные металлогенические процессы коллизионных обстановок завершающегося цикла инерционно, на коротком временнбм промежутке, перекрываются во времени, но не в пространстве, с более масштабными процессами генерации металлогенических объектов во внеорогеннных обстановках. Иначе выражаясь, межцикловой рубеж определяется не столько полным прекращением металлогении завершающей фазы суперконтинентального цикла, сколько сменой принципиального глобального вектора металлогениче-ского развития Земли, приводящего в короткий промежуток времени к ее предельному редуцированию на фоне начинающегося расцвета металлогенических процессов внутри-плитных обстановок и дивергентных окраин континентов.

В целом, периодичность, проявленная в интенсивности генерации гранитных пегматитов, полностью вписывается в установленную в данной работе глобальную металлоге-ническую цикличность. Распределение импульсов пегматитогенерации подчиняется вполне очевидной закономерности, наблюдаемой во всех рудоносных системах, тяготеющих к орогенам: слабая вплоть до нулевой генерационная активность в начале металлогенических циклов и высокая - в их конце. Поэтому положение пегматитогенерирующих циклов на шкале геологического времени следует принять идентичным тому, что установлено для глобальной металлогенической цикличности.

Эволюционные тенденции в металлогении гранитных пегматитов

Дискретность пегматитогенерации внутри циклов. Помимо установления самого факта цикличности в глобальной металлогении гранитных пегматитов, рис. 8 и 9 показывают реальные различия между циклами. В данном случае - это направленность изменений в дискретности импульсов генерации полей минерализованных пегматитов от цикла к циклу или, иными словами, «заполненность» геологического времени циклов этими импульсами. Палеогейские (кенорский и колумбийский) циклы имеют меньшее количество пиков пегматитогенерации, чем все неогейские. Кроме того, в последних с течением времени все короче и короче становятся пустые промежутки между импульсами формирования пегматитовых месторождений. Начиная с рубежа 0.6 млрд лет, при шаге генерализации данных 50 млн лет, «пустых» интервалов не наблюдается совсем (рис. 8). Если перейти к шагу генерализации 25 млн лет (рис. 9), то два таких интервала в рамках фанерозой-

ского зона появляются, но при этом и диаграмма интенсивностей для докембрийского периода времени становится еще более «разреженной». При такой кластеризации шкалы (25 млн лет) генерационные импульсы в кенорском и колумбийском циклах занимают около трети их продолжительности, в родинийском их доля приближается к половине (-44%), в пангейском превосходят половинный рубеж (-57%), а в амазийском охватывают три четверти времени (-75%). Явления подобного рода указывают на увеличение роли в глобальной металлогении нарастающих от цикла к циклу объемов континентальной коры. Благодаря именно этому фактору, начиная с рубежа 0.6 млрд лет, когда площадь блоков континентальной коры достигла некоторого критического значения, почти в любой период времени, кратный 25 млн лет, происходило взаимодействие какой-то части этих блоков в коллизионных орогенных поясах с соответствующей частотой формирования пегматитовых месторождений. Сходная картина уже описывалась при анализе КСКМ класса I для обоснования положения 2. Данные по гранитным пегматитам только добавляют к этому явлению еще один штрих.

Начало в мезоархее - почему именно в это время? Древнейшие поля минерализованных пегматитов возникли в орогене, сформировавшемся на месте зеленокаменного пояса Барбертон и прилегающем комплексе Древних гнейсов Свазиленда 3.1-3.07 млрд лет назад (Harris et al., 1995; Trumbull, 1995). Они имеют все необходимые признаки редкометалльной формации, включая и прямые в виде минералов Li, Та, Sn и Be. Их промышленные перспективы никогда не оценивались высоко, поскольку средние содержания этих элементов лишь в очень ограниченных объемах приближались к экономически привлекательным. Тем не менее, часть жил послужила источником для касситеритовых россыпей Оловянного пояса Свазиленда.

Проведенное сравнение с блоками земной коры, которые формировались раньше, чем блок Свазиленд, показало, что его отличает наличие крупномасштабных резервуаров терригенных пород с высокой зрелостью исходных осадков, свидетельствующих о глубокой химической переработке материнского субстрата при выветривании достаточно обширных континентальных масс. Геохимические и изотопные данные по материнским гранитам пегматитов этого региона указывают на такого рода терригенные комплексы как наиболее вероятные источники выплавления сформировавших их магм (Trumbull, 1993).

Таким образом, пегматиты с явными признаками редкометалльной формации начали образовываться в земной коре именно там, где перед этим появились первые крупномасштабные аккумуляции терригенных пород, и только после того, как они, наряду с другими супракрустальными и инфракрустальными породами, были вовлечены в орогенические процессы, сопровождаемые внутрикоровым плавлением. И хотя очень часто месторождения гранитных пегматитов, в том числе с промышленно интересными запасами полезных ископаемых, локализованы в орогенных поясах не в метатерригенных, а в совсем других, очень отличных по составу породах (амфиболитах, анортозитах, мраморах и т.д.), тем не менее, при более широком рассмотрении геологии таких пегматитовых районов всегда можно обнаружить значительные по мощности метапелит-метапсаммиговые пачки, которые роль подобного источника выплавления могли выполнить. В качестве еще одного примера, иллюстрирующего этот вывод, в диссертации приведены также данные по геологическому строению кратона Супериор и размещению в его региональных структурах неоархейских пегматитовых полей.

Из анализа совсем не следует, что только осадочные породы участвуют в генерации продуктивных материнских магм, но, по-видимому, их вклад в бюджет флюидных и рудо-образующих компонентов анатектогенных расплавов является решающим для завершения рудогенерирующего процесса в пегматитовой камере с продуктивным результатом. Это означает, что в длинной цепочке процессов (выплавление, гомогенизация, внедрение, дифференциация, кристаллизация), приводящих, в конце концов, к формированию минерализованных гранитных пегматитов, природа источников выплавления оказывается не менее важной, чем все остальное.

При этом пока нет однозначного объяснения тому факту, что мощные терригенные пачки стали формироваться на Земле только к рубежу 3.2 млрд лет (возраст формаций Фиг-Три и Модис в поясе Барбертон), поскольку ТТГ-комплексы, являющиеся главным источником терригенных толщ того времени, установлены даже в самых древних формациях (Ми(тап е1 а!., 2001). Скорее всего, это связано с проблемой высоты стояния (фри-борда) континентов, постепенно увеличивавшейся с ростом континентальной коры и охлаждением мантии (Р1атеМ е1 а1., 2008), что делает данные процессы ключевыми для самого факта появления пегматитовых месторождений.

Редкометалльная формация. Редкометалльные пегматиты, впервые возникнув в середине мезоархея, продолжали затем время от времени формироваться во всех остальных геологических эрах. При том, что во многих случаях по внешним признакам пегматиты разных эпох бывает трудно отличить друг от друга, в своих наиболее ярких проявлениях они демонстрируют вполне очевидные различия. В кенорском цикле возникли самые крупные и богатые месторождения Та, 1л и Сб, с лучшими по качеству коренных руд этих элементов за всю историю не только добычных, но и геологоразведочных работ на пегматитовых месторождениях (Танко, Бикита, Гринбушес). На протяжении остальных циклов для редкометалльных пегматитов в целом отмечается постепенно нарастающая общая деградация внутреннего строения и качества руд (Солодов, 1985). Это выражается в том, что структурно-минеральная зональность пегматитов, определяемая сменой от контактов пегматитовых тел к их центру структур разного облика и состава с общей тенденцией к увеличению размеров кристаллов и формированию мономинеральных зон, становится в них все более примитивной и относительно мелкозернистой с уменьшением контрастности, как по минеральному и химическому составу, так и по различиям в крупности слагающих кристаллов между краевыми и центральными частями жил. Как кульминацию этой тенденции можно рассматривать появление в кайнозойских по возрасту пегматитовых полях Гиндукушского пояса экзотического типа жил, которые получили в литературе парадоксальное название афанитовые пегматиты, которое, тем не менее, близко отражает особенности их сложения (Россовский и др., 1976; Загорский и др., 1997).

Как событие из того же логического ряда, следует отметить, что начиная с раннего неопротерозоя (оловорудные граниты Кибарского пояса), но более широко - с раннего палеозоя (ТауриртАГаоипг! в провинции Хоггар/№^аг, Абу-Даббаб и Нувейби в Восточной пустыне Египта и др.), в складчатых поясах в заключительную стадию их развития, которая обычно является продуктивной для пегматитов, появляются плюмазитовыг редкометалльные граниты, рудоносные на Та, Бп ± 1.1, Ве. По минералогическим и, особенно, геохимическим характеристикам они очень близки редкометалльным пегматитам, в частности - альбит-сподуменовым (Бескин, Марин, 2003). В герцинидах и мезозоидах их количество многократно возрастает, и появляются даже такие экзотические образования, как Алахинское Гл-Та месторождение сподуменовых гранитов на Алтае (Кудрин и др., 1994). Эти граниты от пегматитов альбит-сподуменового типа существенно отличаются только штоковидной формой тела, отсутствием видимой структурно-минеральной зональности и мелкими размерами минералов (О.п-Ю мм, в основном 2-3 мм).

В эволюции геохимических рядов редкометалльных пегматитов также отмечается все более редкая с течением геологического времени встречаемость месторождений наиболее дифференцированного в данном аспекте комплексного типа, и все более широкое распространение наиболее примитивного альбит-сподуменового типа (Солодов, 1985).

Другим важным элементом, указывающим на принципиальные геоисторические изменения в редкометалльной формации, является то, что в пангейском металлогеническом цикле в пегматитовых полях Восточно-Бразильской провинции терминального докембрия появились тела, в которых промышленный интерес вызывают не только, а в современных экономических условиях, даже и не столько редкие металлы, сколько драгоценные камни и образцы с природной кристаллографической огранкой для минералогических коллекций из остаточных пустот (МоПеаш с( а1., 2000). Это самые древние проявления внутри полей

рассматриваемой формации редкометалльно-миароловых пегматитов, которые не известны в более ранние эпохи, но очень широко распространены в фанерозойских поясах, нередко доминируя над пегматитами без миарол.

Мусковитовая формация. Мусковитовые пегматиты являются главным поставщиком листового мусковита и единственным источником его высококачественных разновидностей. Минералы редких металлов отсутствуют или присутствуют как редкие акцессории. Впервые такие пегматиты, по-видимому, возникли в конце колумбийского цикла -1.85 млрд лет назад в Беломорском и Восточно-Саянском поясах. Они, как и месторождения этой формации более поздних эпох, локализованы в протяженных складчатых поясах в толщах гнейсов и сланцев, измененных на уровне средних ступеней амфиболитовой фации кианит-силлиманитовой фациальной серии (Гинзбург, Родионов, 1960; Салье, Глебо-вицкий, 1976). Для формирования полей, продуктивных именно на высококачественный листовой мусковит, принципиальным является высокая доля во вмещающих толщах глиноземистых парасланцев и парагнейсов, низко- и умеренно-железистых с умеренной ка-лиевостью и умеренной или высокой анизотропией физико-механических свойств (Ткачев и др., 1998, 2003; Ткачев, Сапожникова, 2008). Хотя для архея известны проявления такого типа метаморфизма в благоприятных по составу породах, но они немногочисленны (Percival, 1979 и ссылки там) и распространены на небольших площадях. Это связано с тем, что в архее они формировались не в коллизионных поясах, что стало обычным в па-леопротерозое, а при частичном опрокидывании толщ в обрамлении растущих архейских гранито-гнейсовых куполов (Collins, Van Kranendonk, 1999). Объемы блоков с кианит-силлиманитовым метаморфизмом, возникавших при таком тектоническом сценарии и/или время существования в этих блоках благоприятных условий, вероятно, были недостаточны для реализации всего цикла событий, необходимых для формирования пегматитов му-сковитовой формации.

Среднее качество листового мусковита в пегматитах промышленных месторождений Беломорского пояса является самым высоким (Ткачев и др., 1998). Столь же высококачественным является сырье Тепсинского месторождения Восточно-Саянского пояса. Знаменитый своими месторождениями Бихарский слюдяной пояс, возникший в конце родиний-ского цикла, существенно превосходит палеопротерозойские провинции по количеству ресурсов, но несколько уступает по среднему качеству мусковита в его недрах. Эта тенденция к ухудшению среднего качества сырья (возрастание количества дефектов в извлекаемых пластинах слюды) в пегматитах мусковитовой формации по мере уменьшения возраста месторождений сохранится и в дальнейшем. Например, крупнейшие мусковито-носные провинции пангейского цикла, Аппалачская (Блю-Ридж и др. районы) и Северобайкальская (Мамский и др. районы), при всей грандиозности своих ресурсных потенциалов имеют посредственные средние качественные показатели сырья. Причем эти провинции - лучшие по качеству сырья в своем цикле. Пояса с кианит-силлиманитовым типом метаморфизма известны и в амазийском цикле вплоть до миоцена, но пегматитов мусковитовой формации в них уже нет. На их месте обнаружены поля миароловых, редкометалльно-миароловых и редкометалльно-мусковитовых с миаролами пегматитов, в которых листовой мусковит если и встречается, то заурядного качества.

Миароловая (кристаплоносная) формация. Самые древние (-1.76 млрд лет, начало родинийского цикла) миароловые пегматиты связаны с анорогенными гранитами рапаки-ви Украинского щита (Лазаренко и др., 1973), где они возникли в центре материнских интрузий в зоне теплофизического влияния внедрившихся с небольшим запозданием габб-роанортозитовых расплавов (Amelin et al., 1994). Это единственно известные палеопротерозойские залежи миароловых пегматитов. В мезопротерозое они также известны в аноро-генных рапакивигранитных комплексах Балтийского щита (Загорский и др., 1999), но промышленного значения, в отличие от украинских, не имеют.

Среди пегматитов орогенных поясов такая формация появилась только в родиний-ском цикле в самом конце мезопротерозоя. Самыми древними среди них, по-видимому,

являются пегматитовые поля на западе поднятия Льяно на юге Гренвильского пояса в пост-тектонических гранитах массивов Катемси и Стритер (1.07 млрд лет). Эти месторождения отрабатывались для получения ювелирного топаза и мориона (Broughton, 1973). В дальнейшей геологической истории миароловые пегматиты получали все большее распространение в орогенных поясах.

Движущие силы металлогеншеской эволюции гранитных пегматитов орогенов. Графическое обобщение описанных выше глобальных изменений в формациях гранитных пегматитов орогенных поясов дано на рис. 10. Комплексный анализ этих явлений показал, что наиболее существенной причиной для эволюционных тенденций в глобальной металлогении гранитных пегматитов является изменение скоростей воздымания орогенов. Собранные автором оценки для орогенов разного возраста на посткульминационной стадии их развития, которые базируются на термохронологических исследованиях и математических моделях орогенов, построенных по реалистичным физическим параметрам, прямо указывают на явное ускорение в протекании этого процесса по мере приближения к текущему времени (рис. 11). Отсюда следует, что, начиная с гренвилид, гранитные расплавы, активно формирующиеся в нижних частях орогенов, стали получать больше возможностей для проникновения на верхние уровни, как за счет относительно пассивного транспорта вместе с вмещающими породами, так и за счет того, что на верхних горизонтах шире распространены хрупкие деформации, порождающие дополнительные пути для внедрения магмы на еще более верхние уровни (Brown, 2001; Thompson, 1999). В случае пассивной транспортировки, расплавы, которые в кенорский и колумбийский циклы в условиях более высокого литостатического давления давали начало безмиароловым пегматитам, в поздние эпохи при том же содержании воды, но с высокими скоростями воздымания региональной структуры, могли оказываться в условиях принципиально более низкого давления, что приводило к генерации миаролоносных пегматитов. В поясах с высокоградиентным метаморфизмом (андалузит-силлиманитовая фациальная серия), которые благоприятны для дифференциации гранитных расплавов в сторону составов, богатых редкими металлами, подобный процесс должен был приводить к формированию пегматитов редкометалльно-миаролового типа вместо собственно редкометалльной формации. В варианте умеренно-градиентных поясов (кианит-силлиманитовая серия) быстрое возды-мание блока приводило к образованию в кианитовых гнейсах и сланцах редкометалльно-мусковитовых пегматитов с миаролами или просто миароловых пегматитов.

В качестве наиболее вероятных причин такой тенденции в развитии орогенов в работе признаны два явления. Первое из них касается средней высоты орогенов, которая менялась с течением времени в зависимости от нагрева подстилающей литосферу мантии и площади континентальной коры. Проведенные специалистами модельные построения показали, что раннедокембрийские орогены были намного меньше современных (Flament et al., 2008). Высота орогенов принципиально влияет на скорость их денудации и гравитационного коллапса: чем рельеф орогена выше, тем значительней темпы его разрушения агентами эрозии и гравитационными силами. Последние вызывают его поперечное расширение и тектоническое оползание верхних горизонтов. Чем быстрее при этих процессах снижается нагрузка на корневые части сиалической коры орогена, тем быстрее, в силу принципа изостазии, происходит всплывание в направлении эрозионной поверхности этих корневых частей. Указанные различия между орогенами менялись постепенно, так как постепенно менялись и параметры, определяющие высоту их стояния (нагрев мантии и астеносферы, площадь континентальной коры). Направленность этих изменений указывает на то, что нижние горизонты орогенов каждого нового суперконтинентального цикла в стадии релаксации должны воздыматься быстрее, чем у их древних аналогов.

Второе явление, чье участие возможно в процессах, определяющих изменения скоростей воздымания орогенов, следует из термоплотностной модели разновозрастных сегментов литосферы (Poudjom Djomani et al., 2001). Согласно этой модели «архейская» субконтинентальная литосферная мантия (CKJIM) (сформировалась >2.5 млрд лет назад) об-

периоды "жизни" проанализированных пегматитовых формаций редкометалльная

мусковитовая

миароловая

-------К

кенорский колумбийский родинийский пангейский амазийский

Рис. 10. Основные тенденции в развитии редкометалльной, мусковитовой и миароловой формаций гранитных пегматитов орогенных областей.

12 10

и 8 £ £

о;

2 0

Рис. П. Скорости воздымания коллизионных орогенов амазийского (1-10), пангейского (11-19), родинийского (20-23), колумбийского (24-27), кенорского (28) циклов и генеральный эволюционный тренд их изменения.

ладает наибольшей мощностью и минимальной средней плотностью, благодаря значительной обогащености Са, А1 и относительно Ре в сравнении с составом примитивной мантии. Эта СКЛМ имеет значительный запас положительной плавучести относительно подстилающей ее астеносферы. «Протерозойская» СКЛМ (догренвильские протерозойские структуры) немного тоньше и имеет небольшой, но все же достаточный запас плавучести при любой конфигурации термальных полей. «Фанерозойская» СКЛМ (гренвиль-ско-фанерозойского возраста) - самая тонкая и плотная. При переходе к стационарному состоянию термального поля, что и происходит в орогенах на посткульминационной стадии, она может приобретать отрицательную плавучесть и становиться гравитационно неустойчивой, может приводить к отрыву значительных фрагментов литосферной мантии и всплыванию верхнего литосферного остатка. Значение этого механизма, по-видимому, второстепенное: он может дополнять действие безусловно действующих процессов, определяемых геоисторическим изменением высоты орогенов.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В проведенных исследованиях установлено наличие в истории Земли глобально проявленной металлогенической цикличности с межцикловыми рубежами 2.5, 1.8, 0.9 и 0.2 млрд лет и квазирегулярной периодичностью 0.8±0.1 млрд лет. В районе этих рубежей происходил инверсионный переход от глобально доминирующих металлогенических процессов, характерных для орогенных поясов, к процессам, способствующих формированию месторождений во внутриплитных обстановках и на пассивных окраинах. Эта цикличность органично коррелируется с геотектонической цикличностью, полученной другими специалистами с помощью палинспастических реконстукций суперконтинентов геологического прошлого и будущего нашей планеты. Металлогенические циклы названы по аналогии с наиболее широко принятыми названиями тех суперконтинентов, на завершающую фазу формирования которых приходится окончание соответствующего цикла (млрд лет): кенорский (>2.5), колумбийский (2.5-1.8), родинийский (1.8-0.9), пангейский (0.9-0.2) и незавершенный амазийский (<0.2).

Во всех завершенных циклах присутствует закономерное единообразие в смене характера доминирующих типов месторождений, которые имеют связи с проявлениями магматизма, седиментогенеза или наложенных эпигенетических процессов на соответствующих разных фазах агрегирования и деструкции суперконтинентов. Однако, каждый из циклов демонстрирует явные различия в наборе этих типов, широте их спектра и интенсивности их проявления. Среди эндогенных месторождений отмечаются разнонаправленные тенденции при переходе от цикла к циклу для месторождений, связанных с гранито-идными вулкано-плутоническими комплексами и зонами синорогенного тектоногенеза, с одной стороны, и с базит-ультрабазитовыми проявлениями магматизма - с другой. В первой группе наблюдается малоградиентная тенденция к снижению интенсивности генерации от кенорского цикла к родинийскому, сменившаяся отчетливой тенденцией к росту интенсивности, перешедшей в амазийском цикле в лавинообразный процесс. Во второй из этих групп отмечен рост от кенорского к колумбийскому циклу, но он сменился постепенным затуханием в более поздние периоды в связи с падением средних мантийных температур и соответствующим уменьшением генерации базит-ультрабазитовых магм. В свою очередь, это в сочетании с мантийным метасоматизмом способствовало более частому выплавлению из мантийных резервуаров щелочных магм и формированию связанных с ними месторождений. Особенно ярко этот эффект проявлен для месторождений ультращелочного и кимберлитового магматизма, которые обнаруживают устойчивую тенденцию к росту интенсивности генерации от древних циклов к молодым. В целом все эти изменения, установленные для всех проанализированных групп эндогенных месторождений, хорошо согласуются с трендами таких направленных изменений в геологии планеты, как снижение теплогенерации в ее глубоких недрах, увеличение генерации магм с уменьшенной долей плавления вещества в источниках, рост площади континентальной коры.

Среди месторождений в осадочных комплексах пород при геоисторической смене циклов происходит «вытеснение» тех их типов, для формирования которых ключевым является господство восстановительной бескислородной среды, и «расцвет» тех типов, для образования которых благоприятно доминирование в приповерхностных частях планеты окислительного режима, вызванного существованием там высоких концентраций кислорода. Поэтому, хотя у месторождений в осадочных комплексах существует определенная зависимость от эндогенных (тектогенез, изменения в магматизме и т.п.) или, например, космических (эволюция светимости солнца) факторов, намного более явно проступает их связь со ступенчатой оксигенацией атмосферы и гидросферы, глобальными климатическими изменениями, интенсификация роста общей массы и эволюции биоты.

Геоисторические изменения в условиях генерации месторождений привели также к тому, что между циклами возникли различия по перечню видов сырья, которые формировали значительные ресурсы в них, по количеству этих ресурсов для каждого вида сырья и по типам месторождений, в которых эти ресурсы максимально сосредоточены. При этом явно прослеживается общая тенденция к расширению как списка видов сырья, формирующих значительный потенциал от ранних циклов к более поздним, так и типов месторождений, которые содержат крупномасштабные аккумуляции полезных ископаемых. Одновременно наблюдается вариативность интенсивности генерации КСКМ в циклах: после кенорского докембрийского максимума наблюдается тренд к снижению частоты их формирования, который диаметрально изменяет свой вектор после родинийского цикла с градиентом роста намного превышающим прежний градиент снижения. Частично этот высокий пангейско-амазийский градиент роста может быть объяснен за счет разницы в эрозионных срезах, но и реальное усиление металлогенической активности в силу нарастания значения благоприятных для этого факторов сомнений не вызывает.

В металлогении гранитных пегматитов орогенных областей, проанализированной наиболее обстоятельно относительно других типов месторождений, установлена плане-тарно проявленная цикличность интенсивности генерации их полей, которая органично вписывается в глобальную цикличность, полученную при анализе металлогении КСКМ.

Частота генерации пегматитовых месторождений минимальна в кенорском цикле и последовательно увеличивается во всех последующих. Из месторождений трех наиболее важных в экономическом аспекте пегматитовых формаций в кенорском цикле представлена только редкометалльная. Первые ее проявления локализованы там, где древнейшие толщи терригенных пород были вовлечены в высокоградные тектоно-метаморфические процессы с выплавлением из них гранитоидных расплавов. Появление самих толщ связано с разрастанием по площади и увеличением фриборда континентальной суши. В колумбийском цикле в пегматитовой металлогении возникла также мусковитовая формация, а в родинийском - еще и миароловая. Пангейский цикл по формационному набору месторождений идентичен предыдущему. Амазийский цикл пока не дал ни одного примера месторождений мусковитовой формации, в том числе и в тех комплексах пород, которые для их локализации в предыдущие эпохи были типичны.

Отчетливо проявились также качественные и количественные изменения внутри формаций. Самые высококачественные руды редкометалльной формации локализованы в объектах кенорского цикла. Они отличаются максимальной геохимической и структурно-минеральной дифференциацией пегматитов комплексного типа среди всех известных их проявлений в истории Земли. В других циклах значение комплексного типа пегматитов последовательно снижалось, а структурно-минеральная дифференциация жил всех типов изменялась в сторону все более примитивных ее проявлений. Лучшие по качеству месторождения листового мусковита также связаны с древнейшим циклом существования формации, в данном случае - колумбийским. Для месторождений миароловой формации отмечен рост интенсивности генерации от родинийского цикла к амазийскому. Все описанные эволюционные тренды пегматитовой металлогении объяснимы из геоисторических изменений в орогенах (увеличение высоты, изменения в составе их СКЛМ), появление ко-

торых обусловлены ростом площади континентальной коры и снижением нагрева мантии. Эти факторы фигурируют и среди причин глобальной эволюции и других типов месторождений.

Таким образом, параллельное существование цикличности и однонаправленности геологического развития Земли в полной мере находит абсолютно адекватное отражение в глобальных металлогенических процессах, как на уровне общей совокупности месторождений полезных ископаемых, так и отдельных их типов.

Основные публикации: Статьи в журналах перечня ВАК:

Демин Ю.И., Ткачев A.B., Знаменский С.Е. Гидродинамическая обстановка гидротермально-осадочного рудоотложения при наличии придонных течений // Вестник Московского ун-та, сер. Геология, 1981, №5. С. 38-45.

Ткачев A.B. О распределении железа в сфалеритах месторождения Дальнезападный Жайрем // Докл. АН СССР, 1982, т.262, № 2. С. 445-447.

Ткачев A.B. Структурно-петрофизические условия образования месторождений Жай-ремской группы //Геология рудных месторождений, 1982, №2. С. 29-38.

Ткачев A.B. Геологические условия образования месторождения Дальнезападный Жайрем (Центральный Казахстан) // Вестник Московского ун-та, сер. Геология, 1982, №3. С. 98-100.

Ткачев A.B. Петрофизические условия локализации мусковитовых пегматитов (Мам-ско-Чуйский район) // Геология рудных месторождений, 1986, №1. С. 22-29.

Родионов Г.Г., Ткачев A.B., Шмелева В.Ф. Повышение геологоразведочных работ на мусковит // Разведка и охрана недр, 1987, №2. С. 23-26.

Ткачев A.B., Сергеева Нат.Е., Еремин Н.И. Халькопирит-пирротиновая ассоциация минералов мусковитовых пегматитов Мамско-Чуйского района // Известия ВУЗов. Геология и разведка, 1991, № 6. С. 29-34.

Ткачев A.B. О происхождении зональности пегматитов // Отечественная геология, 1994, № 7. С. 52-58.

Ткачев A.B. Магнетитовые нодули с Fe-ганито-манганоильменитовыми структурами распада твердого раствора из керамических пегматитов месторождения Куру-Ваара // Записки Российского минералогич. об-ва, 1994, ч. СХХШ, №1. С. 17-25.

Ткачев A.B., Сергеева Нат.Е. Ассоциации сульфидов и условия их образования в пегматитах мусковитовой формации // Записки Российского минералогич. об-ва, 1994, ч. CXXIII, №4. С. 21-30.

Ткачев A.B. Геотектоническая позиция провинций пегматитов мусковитовой формации // Известия ВУЗов. Геология и разведка, 1995, № 1. С. 3-9.

Ткачев A.B. Геотектоническая природа Мамского мусковитоносного района // Отечественная геология, 1995, №7. С. 17-24.

Ткачев A.B., Сапожникова Л.Н., Жукова И.А., Жуков H.A. Размещение и условия образования крупных месторождений листового мусковита и объектов с высоким качеством сырья // Отечественная геология, 1998, №4. С. 35-39.

Ткачев A.B., Щербаков H.A., Щербакова Т.А. Мусковит: сырьевая база, ее освоенность и перспективы // Минеральные ресурсы России. Экономика и управление. 2002, №3. С. 10-16.

Рундквист Д.В., Ткачев A.B., Гатинский Ю.Г. Металлогеническая карта крупных и суперкрупных месторождений мира // Геология рудных месторождений, 2004, №6. С. 562570.

Байи Л., Оже Т., Кошери А., Трофимов H.H., Голубев А.И., Ткачев A.B., Черкасов C.B. Новые данные о возрасте Бураковской расслоенной интрузии (Карелия) // Доклады Академии Наук, 2009, т.426, №2, с. 202-206.

Сапожникова JI.H., Ткачев А.В. Возрождение Мамеко-Чуйекого слюдоносного района: обоснование необходимости и возможности // Разведка и охрана недр, 2009, №7. С. 20-27.

Ткачев А.В., Романюк Т.В. Крупнейшие мировые миоцен четвертичные бор-литиеносные провинции. Статья 1. Общая характеристика провинций и основные черты геохимического поведения бора и лития в субдукционных зонах // Бюлл. МОИП, отд. гео-логич., 2009, т.84, вып. 5. С. 3-28.

Романюк Т.В., Ткачев А.В. Крупнейшие мировые миоцен-четвертичные бор-литиеносные провинции. Статья 2. Геодинамическая эволюция в конце мезозоя и кайнозое // Бюлл. МОИП, отд. геологич., 2009, т.84, вып. 5. С. 3-45.

Ткачев А.В., Романюк Т.В. Крупнейшие мировые миоцен четвертичные бор-литиеносные провинции. Статья 3. Геодинамический сценарий формирования // Бюлл. МОИП, отд. геологич., 2010, т.85, вып. 1. С. 27-47.

Tkachev A.V. Evolution of raetallogeny of granitic pegmatites associated with orogens throughout geological time // Granite-related ore systems. Geological Society, London, Special Publications, 2011, v. 350. P. 7-23.

Ткачев А.В. Металлогеническая эволюция гранитного пегматитогенеза в истории Земли: основные тенденции и вероятные причины//Бюллетень МОИП сер геол 2011 т 86 № 1.С. 41-57.

Сальникова Е.Б., Ларин A.M., Яковлева С.З., Котов А.Б., Глебовицкий В.А., Ткачев А.В., Анисимова И.В., Плоткина Ю.В., Павлов М.Р., Гороховский Б.М. О возрасте Виш-няковского месторождения редкометальных пегматитов (Восточный Саян): результаты U-РЬ геохронологических исследований манганотанталита //Доклады Академии Наук, 2011 т. 441, № 1.С. 72-76.

Bailly L., Auge Т., Trofimov N., Golubev A., Tkachev A., Cherkasov S. The mineralization potential of the Burakovsky layered intrusion, Karelia, Russia // Canadian Mineralogist 2011 v 49(6). P. 1455-1478.

Монографии и главы в них: Романюк Т.В., Ткачев А.В. Геодинамический сценарий формирования крупнейших мировых миоцен-четвертичных бор-литиеносных провинций. М.: ИФЗ РАН, ГГМ РАН. Изд-во «Светоч Плюс», 2010. 304 с. Изд. грант РФФИ 09-05-07140.

Рундквист Д.В., Ткачев А.В., Черкасов С.В. и др. Крупные и суперкрупные месторождения рудных полезных ископаемых. Т.1. Глобальные закономерности размещения 2006 ИГЕМ РАН. 390 с. (главы 1, 2, 5, 7).

Рундквист Д.В., Ткачев А.В., Черкасов С.В., Гатинский Ю.Г., Вишневская Н.А. База данных и металлогеническая карта крупных и суперкрупных месторождений мира: принципы составления и предварительный анализ результатов // Крупные и суперкрупные месторождения: закономерности размещения и условия образования. М.: ИГЕМ РАН 2004 С. 391-422.

Геоинформационные системы с базами данных: Rundqvist D., Cassard D., Cherkasov S., Tkachev A., Gatinsky Yu., Shalimov I., Arbuzova E., Vishnevskaya N., Gateau C., Husson Y. Largest mineral deposits of the world. NavigaSlG Large and Superlarge Deposits, V.1.0 CD-ROM, 2006. Russian-French Metallogenic Laboratory, Moscow. ISBN 5-9900765-1-7.

Tkachev A., Cassard D., Cherkasov S., Arbuzova E„ Gateau C„ Maldan F„ Ivashchenko V., Husson Y., Golubev A., Smolkin V.: Kola-Karelia GIS. Mineral deposits of the eastern part of the Fennoscandian Shield. NavigaSlG CD-ROM v. 1.0, July 2008, Russian-French Metallogenic Laboratory, Moscow. ISBN 978-5-9900765-3-2.

Статьи в журналах не из списка ВАК и тематических сборниках: Жукова И.А., Сапожникова Л.Н., Ткачев А.В., Жуков Н.А. Минералогические критерии прогноза качества слюды при геологоразведочных работах на месторождениях муско-витовых пегматитов//Минеральное сырье, 1997, № 1. С. 197-206.

Ткачев A.B., Сапожникова JI.H., Жукова И.А Геолого-промышленная классификация мусковитовых пегматитов как основа планирования разведки и добычи минерального сырья // Минеральное сырье, 2000, №10. С. 74-88.

Рундквист Д.В., Гатинский Ю.Г., Ткачев A.B. Распределение крупных и суперкрупных месторождений //Наука в России, 2006, №4. С. 101-105.

Ткачев A.B. Эволюция металлогении гранитных пегматитов в истории Земли в контексте современных данных по геохронологии и геологии месторождений и районов их локализации // Гранитные пегматиты: проблемы геологической теории и практики. М.: ВИМС, 2008. С. 13-62.

Ткачев A.B., Сапожникова Л.Н. Разноранговые многофакторные модели месторождений листового мусковита для полистадийных геологоразведочных работ // Гранитные пегматиты: проблемы геологической теории и практики, ВИМС, 2008. С. 77-103.

Гатинский Ю.Г., Рундквист Д.В., Ткачев A.B. Закономерности размещения крупных месторождений в главнейших тектонических структурах континентов // Наука и просвещение: к 250-летию Геологического музея РАН 14-16 октября 2009 г. М.: ГГМ РАН, 2009. С. 163-182

Ткачев A.B., Рундквист Д.В. Эволюция формационно-генетических типов крупномасштабных месторождений минерального сырья и видового разнообразия полезных ископаемых в них как отражение тенденций развития глобальной металлогении // Наука и просвещение: к 250-летию Геологического музея РАН, М.: Наука, 2009. С. 209-288.

Методические рекомендации и профессиональные справочники:

Родионов Г.Г., Ткачев A.B., Шмелева В.Ф., Сапожникова Л.Н., Шешулина З.М. Методические указания по применению рационального комплекса геолого-геохимических и геофизических методов при поисках и оценке месторождений мусковита (прогнозно-поисковые комплексы. М.: ВИМС, 1987. 66 с.

Родионов Г.Г., Ткачев A.B. Моделирование и рациональное комплексирование поисковых методов неметаллических полезных ископаемых. Мусковит // Методика общих поисков. М.: ЦНИГРИ, 1991. С. 184-198.

Жуков H.A., Жукова И.А., Сапожникова Л.Н., Ткачев A.B. Основные геолого-промышленные типы пегматитовых жил с крупноразмерным мусковитом и особенности их разведки. ВИЭМС, 1992. 57 с.

Сапожникова Л.Н., Ткачев A.B., Жукова И.А., Жуков H.A. Прогноз качества листового мусковита при региональных и поисковых работах (методические рекомендации). М.: ВИМС, 1995.41 с.

Ткачев A.B., Гершенкоп А.Ш. Минеральное сырье. Слюда. Справочник. М.: «Геоин-форммарк», 1997. 44 с.

Ткачев A.B., Сапожникова Л.Н., Жукова И.А. Листовой мусковит // Методические рекомендации по оценке прогнозных ресурсов твердых полезных ископаемых. М.: ВИМС, 2003. С. 352-378.

Сапожникова Л.Н., Ткачев A.B. Мусковит (листовой). Прогнозно-геологические модели месторождений и их прикладное значение (черные, цветные, легирующие металлы и нерудное сырье). «Минеральное сырье». Серия методическая, № 4. М.: ВИМС, 2007. 43 с.

Рундквист Д.В., Ткачев A.B., Черкасов C.B., Гатинский Ю.Г., Соболев П.О. Крупные и суперкрупные месторождения мира // Красный Л И. (ред.): Планета Земля (энцикл. спр-к для профессионалов). Минерагения. Кн. 1: Земля. Теоретические основы минерагении. Минеральные ресурсы мира и их экономика. С-Пб.: ВСЕГЕИ, 2008. С. 70-92.

Подписано в печать 19.09.2012 Формат 60x88 1/16. Объем 1.0 п.л. Тираж 170 экз. Заказ № 1240 Отпечатано в ООО «Соцветие красок» 119991 г.Москва, Ленинские горы, д.1 Главное здание МГУ, к. А-102

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Ткачев, Андрей Владимирович

Введение.

Глава 1 Обоснование глобальной металлогенической цикличности: корреляция метал-логенических процессов с индикаторами эндогенной активности и формированием суперконтинентов.

1.1 База данных крупных и супер крупных месторождений ГГМ РАН.

1.2 Металлогенические циклы в истории Земли.

1.2.1 Обзор исследований глобальной цикличности в работах других специалистов.

1.2.2 Данные, использованные для анализа.

1.2.3 Сопоставление с известными схемами эндогенной активности Земли.

1.2.3.1 Сопоставление с данными по земному магматизму.

1.2.3.2 Корреляция с данными о росте континентальной коры и формированием коллизионных орогенов.

1.2.4 Общий характер распределение классов КСКМ на шкале геологического времени.

1.2.5 КСКМ и суперконтинентальная цикличность.

1.2.5.1 Суперконтинетальная цикличность и глобальная металлогения: обзор исследований.

1.2.5.2 Металлогения ранней Земли (>3 млрд лет).

1.2.5.3 Металлогения от мезоархея (<3 млрд лет) до кайнозоя.

Глава 2 Металлогенические различия между циклами: причинно-следственные связи с эволюцией глобальных эндогенных и экзогенных процессов. ■

2.1 Межцикловые различия в металлогении месторождений, генетически связанных с эндогенными процессами.

2.1.1 Сравнительные тенденции в полном спектре материнских комплексов.

2.1.2 Сравнительные тенденции для месторождений, связанных с базит-ультрабазитовым, щелочным и ультращелочным магматизмом (детализация).

2.2 Межцикловые различия в металлогении месторождений осадочных бассейнов и вулканитов морского дна.

2.2.1 Стратиформные и стратифицированные месторождения полиметаллов.

2.2.2 Месторождения урана в осадочных бассейнах и прилегающих частях их фундамента.

2.2.3 Важнейшие хемогенно-осадочные рудоносные формации в истории Земли.

2.2.3.1 Месторождения железных руд, связанные с морским осадконакоплением.

2.2.3.2 Месторождения фосфоритов.

2.2.3.3 Глобальная эволюция эвапоритов и место в ней месторождений калийных солей.

2.2.4 Периоды принципиальных изменений в атмосфере и гидросфере Земли, их связь с глобальными климатическими изменениями и развитием докембрийской биоты.

2.2.4.1 Основные оксигенационные рубежи в геологической истории и их выражение в литологических и геохимических данных.

2.2.4.2 Глобальные низкоширотные оледенения и их вероятные причины.

2.2.4.3 Корреляция между главными оксигенационными событиями и развитием биоты.

2.2.5 Отражение оксигенационных эпох и связанных с ними глобальных изменений климата и биоты в металлогении.

2.2.5.1 Стратиформные и стратифицированные месторождения полиметаллов.

2.2.5.2 Месторождения урана в осадочных бассейнах и прилегающих частях их фундамента.

2.2.5.3 Месторождения железных руд, связанные с морским осадконакоплением.

2.2.5.4 Месторождения фосфоритов.

2.2.5.5 Месторождения калийных солей и боратов в эвапоритах.

Глава 3 Эволюция металлогении важнейших видов минерального сырья.

3.1 Золото.

3.2 Серебро.

3.3 Медь.

3.4 Никель.

3.5 Платиноиды.

3.6 Хром.

3.7 Железо.

3.8 Марганец.

3.9 Цинк и свинец.

3.10 Молибден.

3.11 Вольфрам.

3.12 Олово.

3.13 Тантал.

3.14 Ниобий.

3.15 Редкие земли.

3.16 Литий.

3.17 Уран.

3.18 Фосфор.

3.19 Алмазы.

3.20 Фтор.

3.21 Металлогеническая специализация глобальных циклов по видам сырья и ведущим для них типов КСКМ: синтез.

Глава 4 Металлогеническая эволюция гранитного пегматитогенеза: цикличность, межформационные и внутриформационные тренды изменчивости месторождений.

4.1 Эволюция металлогении гранитных пегматитов в результатах исследований других специалистов.

4.2 Исходные данные к исследованию цикличности и эволюционных изменений.

4.2.1 Предмет анализа.

4.2.2 Характеристика исходных данных.

4.2.3 Проверка объективности и представительности: сравнение с независимой базой данных по коровому магматизму.

4.2.4 Сравнение с выборками по гранитным пегматитам других специалистов.

4.3 Глобальная цикличность в металлогении гранитных пегматитов.

4.4 Эволюционные тенденции в металлогении гранитных пегматитов.

4.4.1 Дискретность пематитогенерации внутри циклов.

4.4.2 Начало в мезоархее - почему именно в это время?.

4.4.3 Основные формации пегматитовых месторождений в геологическом времени.

4.4.3.1 Редкометалльная формация.

4.4.3.2 Мусковитовая формация.

4.4.3.3 Миароловая формация.

4.4.3.4 Движущие силы металлогенической эволюции гранитных пегматитов орогенов.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Глобальные металлогенические циклы в истории Земли"

Актуальность работы. Проблема периодизации глобальной металлогении находится в ряду важнейших фундаментальных проблем в науках о Земле и имеет в этой области знаний мировоззренческое значение, так как затрагивает корневые вопросы развития нашей планеты, прежде всего - влияние глобальных геологических процессов на формирование месторождений полезных ископаемых как в глубоких недрах, так и приповерхностных сферах. Без знаний в этой области невозможен металлогенический анализ и прогнозно-металлогеническая оценка крупных территорий. Данная проблема актуальна и для образовательной сферы, особенно, в высшей профессиональной школе, формирующей базовые научные воззрения молодых геологов. Первые робкие шаги в этой области были сделаны в основопологающих работах У. Линдгрена (1909) и Л. де Лонэ (1913), но особенно интенсивно подобные исследования проводятся с середины XX в. Периодизация глобальной металлогении рассматривалась с разной степенью детальности многими крупными отечественными и зарубежными специалистами. В работах В.И. Смирнова (1982, 1984) было впервые показано, что глобальным проявлениям металлогеническим процессов, помимо однонаправленной геоисторической изменчивости, присуща еще одна важнейшая черта - цикличность (повторяемость) последовательностей определенных типов эндогенных месторождений в геологическом времени, которую можно и нужно использовать в периодизации металлогении. Впоследствии такой подход был использован и другими отечественными специалистами (Ю.Д. Пушкарев, Д.В. Рундквист, Г.А. Твалчрелидзе), но с некоторыми изменениями в аргументации и полученных схемах цикличности. Первая концептуальная попытка проанализировать металлогенические процессы на фоне суперконтинентальной цикличности сделана М. Барли и Д. Гровсом (1992). Это направление глобального металлоге-нического анализа имеет продолжение в современных работах некоторых отечественных и зарубежных ученых применительно как к отдельным типам месторождений, так и к их родственным группам.

Исследования, описанные в диссертации, развивают все эти подходы. Полученные при этом выводы во многом оригинальны и отвечают мировому уровню развития металло-генической науки. Отдельные результаты автора в исследованиях по рассматриваемой проблематике, включены в отчетные документы РАН в качестве основных результатов и научных достижений по наукам о Земле в 2004, 2005, 2007, 2008 и 2009 гг. (http://www.ras.ru/scientificactivity/scienceresults/annualreport.aspx).

Главная цель работы и решаемые задачи. Цель заключалась в выявлении глобальных металлогенических циклов, установлении их сходства и различия, обоснования геологической природы цикличности и направленности металлогенических процессов. Для достижения этой цели решались следующие основные задачи:

2. Выявление глобальных металлогенических циклов посредством анализа собранных данных.

3. Выяснение причин возникновения металлогенических циклов.

5. Анализ межцикловых различий по металлогенической продуктивности.

6. Оценка роли в металлогенической продуктивности отдельных циклов основных типов месторождений.

Фактический материал и методика исследований. Основной объем фактического материала собран автором в ГГМ РАН при выполнении исследований в рамках работ по программам фундаментальных исследований ОНЗ РАН (2003-2008), Президиума РАН (2009-2011), государственным контрактам с Минобрнауки РФ (2006-2012): НШ-1511.2006.5, 02.515.12.5010, 16.515.11.5015, федеральным агентством по недропользованию (2006-2012): 7.4-08/06, 7.4-10/09, проекту по международному научному сотрудничеству МИД Франции СОСОР ИШ/ЗВ1/800 (2003-2012). В ходе этих работ были созданы базы данных, не имеющих полномерных мировых аналогов.: а) крупные и суперкрупные месторождений мира - БД КСКМ (Рундквист и др., 2006; 11ипс1яу|81 е1 а1., 2006), б) месторождения и рудопроявления восточной части Балтийского щита (ТкасЬеу е1 а1., 2008), в) месторождения Европы (раздел - страны СНГ), г) геохронология пегматитовых полей мира (ТкасЬеу, 2011). Использованы также опубликованные автором результаты исследований полиметаллических месторождений Рудного Алтая и Центрального Казахстана (1977-1982 г.г.), пегматитовых месторождений Северо-Байкальской, Восточно-Саянской и Карело-Кольской провинций (1983-2002 гг.), а также ряда других объектов.

На основе баз данных были созданы геоинформационные системы, включающие, помимо металлогенических слоев, также и цифровые картографические покрытия (соответствующих масштабов тектонические и геологические карты, геофизические данные и т.п.). Цифровой формат данных позволял оперативно проводить их статистическую обработку для установления пространственно-временных закономерностей размещения месторождений разных типов и возрастов. Структурированные статистические выборки сопоставлялись с независимыми глобальными обобщениями по магматизму, интенсивности роста континентальной коры, интенсивности орогенеза, плюмовой активности, палинспастическим реконструкциям и т.д. Кроме того, для решения некоторых аспектов рассмотренного в работе круга вопросов использовались детальное структурное и структурно-минералогическое картирование месторождений, отбор и обработка проб пород и минералов и их изучение стандартными химическими, изотопно-геохимическими, петрофизическими, микрозондо-выми методами в лабораториях ВИМС, ИГГД РАН, МГУ, ВЯСМ.

Основные защищаемые положения.

4. Установлены глобальные циклы формирования месторождений гранитных пегматитов. Продолжительность циклов и характер распределения в них импульсов генерации месторождений также обнаруживают связь с цикличностью формирования суперконтинентов. Интенсивность образования пегматитовых полей, нарастающая в целом от древних циклов к молодым, коррелируется с последовательным глобальным ростом континентальной коры. Межцикловые формационные различия пегматитовых месторождений свидетельствуют об уменьшении средней глубинности их формирования с течением геологического времени, что согласуется с данными об увеличении средних скоростей воздымания коры орогенов на посткульминационной стадии их развития.

Научная новизна. Для глобального геоисторического металлогенического анализа использована оригинальная база данных по крупным и суперкрупным месторождениям очень широкого спектра видов сырья: Аи, Ag, Р1>Рс1, РЬ, Хп, Си, Со, Н§, БЬ, Бп, XV, Мо, У, Ве, Та, Сэ, 1ЧЬ, ТЯ, 2х, Бе, Мп, Сг, И, V, А1, и, В, Р, Р, алмазы, листовые слюды и калийные соли. Полученный в результате ее создания информационный массив протестирован на коррелятивность с результатами независимых обобщений по различным проявлениям эндогенной активности Земли: корового и мантийного магматизма, суперплюмовой пульсационно-сти, динамики роста ювенильной континентальной коры, интенсивности коллизионного орогенеза. Тестирование показало, что собранный информационный массив вполне объективно отражающего геоисторическую вариативность этих процессов.

Показаны межцикловые различия, определяемые количеством и соотношениями интенсивности генерации крупномасштабных месторождений очень широкого спектра различных типов и их генетически родственных групп. В ряду эндогенных месторождений продемонстрирована наиболее явная корреляция этих межцикловых изменений с эволюционными тенденциями в мантии и росте объемов континентальной коры. Для экзогенного ряда месторождений показаны более очевидные связи с оксигенационным окислением атмосферы и гидросферы, глобальными климатическими изменениями и развитием биоты. Для месторождений обоих рядов показан общий рост типового разнообразия месторождений и количества типов, способных создавать крупномасштабные аккумуляции.

В металлогении гранитных пегматитов впервые выявлена глобальная цикличность интенсивности генерации месторождений и минерализованных проявлений в орогенных областях, которая также подчинена суперконтинентальной цикличности. Установлен частичный асинхронизм в генерации пегматитовых месторождений для блоков гондванской и лав-разийской групп. Предложена авторская гипотеза о начале генерации полей минерализованных пегматитов в мезоархее в связи с появлением и последовавшим за этим вовлечением в орогенез древнейших мощных терригенных толщ. Показано, что межцикловые различия в формационном разнообразии и внутриформационных особенностях пегматитовых месторождений коррелируют с увеличением от древнейших эпох к более молодым скоростей посткульминационного воздымания корневых частей орогенов, связанного с изменениями в объеме континентальной коры, строении подкоровой литосферы и термального режима мантии.

Результаты изучения металлогении гранитных пегматитов использованы автором при издании методических (1987, 1995, 2003, 2007) и справочных (1997) материалов, подготовленных в ВИМСе по заказам руководящих органов геологоразведочной отрасли СССР и РФ. В период исполнения обязанностей главного научного куратора по слюдяному сырью Мингео СССР и его правоприемников в РФ (1988-2001) автор многократно составлял аналитические записки о состоянии минерально-сырьевой базы страны, ее соответствия потребностям промышленности и вытекающим из этого направлениям ГРР по профилю кураторства, часть из которых вошла в ежегодные государственные доклады о состоянии и использовании МСБ РФ. В тот же период проводились апробации представляемых производственными организациями планов геологоразведочных работ, экспертиза отчетов по подсчету запасов в ГКЗ СССР/РФ, а также в ЦКЗ Мингео СССР. Кроме того, в период 19852002 г.г. по заданиям Мингео СССР и его правоприемников в РФ проведен ряд целевых

НИР, результаты которых приняты заказчиком в виде отчетов. В 2005-2012 г.г. выполнены и приняты заказчиками в виде отчетов работы по двум госконтрактам с федеральным агентством Роснедра и трем госконтрактам с Минобрнауки по федеральным целевым программам.

Основные положения диссертации докладывались на Всесоюзном совещании «Механизмы структурного контроля оруденения» (Звенигород, 1989), Всероссийских совещаниях «Методология и методы металлогенического анализа и прогноза рудных.» (Москва, 1999), II петрографическом (Сыктывкар, 2000), «Суперконтиненты в геологическом развитии докембрия» (Иркутск, 2001) и «Современные проблемы формационного анализа, петрология и рудоносность магматических образований» (Новосибирск, 2003), Всероссийских конференциях «Новые идеи в науках о Земле и перспективы создания новых горнорудных районов на Урале, в Сибири и на Дальнем Востоке» (Москва, 2009), «Минерагения докембрия» (Петрозаводск, 2009) и «Дегазация Земли: геотектоника, геодинамика, геофлюиды; нефть и газ; углеводороды и жизнь» (Москва, 2010), V Международной конференции «Новые идеи в науках о Земле» (Москва, 2001), Международных тектонических совещаниях (Москва, 2001, 2005, 2007, 2008), Международных геологических конгрессах (Флоренция, 2004; Осло, 2008), XII Международном симпозиуме IAGOD/МАГРМ (Москва, 2006), XI международном конгрессе Международной ассоциации математической геологии (Льеж, 2006), Международных конференциях «ГИС в геологии» (Москва, 2004, 2006; Керетаро, 2007), «Значение промышленных минералов в мировой экономике: месторождения, технология, экономическая оценка» (Москва, 2006), «Геология: история, теория, практика» (Москва, 2009),

Фундаментальные проблемы геологии месторождений полезных ископаемых и металлогении» (Москва, 2010) и «Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы» (Воронеж, 2010), X Международном платиновом симпозиуме (Оулу, 2005), Международном совещании «Актуальные проблемы рудообразования и металлогении» (Новосибирск, 2006), Научно-практической конференции «Прогноз, поиски, оценка рудных и нерудных месторождений - достижения и перспективы» (Москва, 2008).

Ю.И. Демин|, Н.И. Еремин, H.A. Жуков, И.А. Жукова, В.И. Иващенко, А.Б.Котов, [E.H. Калугин], A.M. Ларин, Г.Б. Наумов, С.А. Огиенко, Т.В. Романюк, В.В. Руднев, В.М. Ряховский,

Е.Б.Сальникова, H.H. Самсонова, Л.Н. Сапожникова, [A.A. Сахнов|, Н.Е. Сергеева, В.Ф.

Смолькин, В.И. Старостин, [H.H. Трофимов!, C.B. Черкасов, Е.И. Чесалова, В.И. Щибрик, а также с французскими коллегами Л. Байи, К. Гото, Д. Кассар, Ж.-М. Лейстель, А. Липе, Ф. Малдан, Т. Ожэ. Быстрому формированию ядра БД КСКМ и прогрессу всей работы способствовали консультации и данные по месторождениям, которые предоставили A.B. Волков,

Н.И. Голивкин], И.В. Егорова, Е.В. Ершова, М.Н. Кандинов, А.Н.Конилов, A.B. Коплус, И.И. Куприянова, Ю.Е. Кустов, A.M. Лаптева, А.Б. Павловский, В.В. Руднев, В.А. Рябцев, Л.В. Смелова, А.П. Ставский, В.Г. Черенков, Шахова С.Н., а также Э. Заппеттини (Аргентина), П. Ронгфу (КНР) и |Э. Хаммербек| (ЮАР). Всем названным лицам автор благодарен за совместную работу, поддержку и конструктивную критику.

Структура и объем диссертации. Диссертация состоит из введения, заключения и четырех глав, в каждой из которых обосновано одно защищаемое положение. Текст работы дополняют 62 рисунка, 6 таблиц, 2 приложения и список литературы из 731 наименования. Общий объем работы 373 стр., включая 266 стр. текста.

Заключение Диссертация по теме "Геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения", Ткачев, Андрей Владимирович

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В результате проведенных исследований установлено наличие в истории Земли глобально проявленной металлогенической цикличности с межцикловыми рубежами 2.5, 1.8, 0.9 и 0.2 млрд лет, образующихи квазирегулярную периодичность 0.8±0.1 млрд лет. В районе этих рубежей происходил инверсионный переход от глобально доминирующих металлогенических процессов, характерных для орогенных поясов, к процессам, способствующим формированию месторождений во внутриплитных обстановках и на пассивных окраинах. Эта цикличность органично коррелируется с геотектонической цикличностью, полученной другими специалистами с помощью палинспастических реконстукций суперконтинентов геологического прошлого и будущего нашей планеты. Металлогенические циклы названы по аналогии с наиболее широко принятыми названиями тех суперконтинентов, на завершающую фазу формирования которых приходится окончание соответствующего цикла (млрд лет): кенорский (>2.5), колумбийский (2.5-1.8), родинийский (1.80.9), пангейский (0.9-0.2) и незавершенный амазийский (<0.2).

Во всех завершенных циклах присутствует закономерное единообразие в смене характера доминирующих типов месторождений, которые имеют связи с проявлениями магматизма, седиментогенеза или наложенных эпигенетических процессов на соответствующих разных фазах агрегирования и деструкции суперконтинентов. Однако, каждый из циклов демонстрирует явные различия в наборе этих типов, широте их спектра и интенсивности их проявления. Среди эндогенных месторождений отмечаются разнонаправленные тенденции при переходе от цикла к циклу для месторождений, связанных с гранито-идными вулкано-плутоническими комплексами и зонами синорогенного тектоногенеза, с одной стороны, и с базит-ультрабазитовыми проявлениями магматизма - с другой. У первой группы наблюдается малоградиентная тенденция к снижению интенсивности генерации от кенорского цикла к родинийскому, сменившаяся отчетливой тенденцией к росту интенсивности, перешедшей в амазийском цикле в лавинообразный процесс. У второй из этих групп рост наблюдался от кенорского к колумбийскому циклу, но он сменился постепенным затуханием в более поздние периоды в связи с падением средних мантийных температур и соответствующим уменьшением генерации базит-ультрабазитовых магм. В свою очередь, это в сочетании с мантийным метасоматизмом способствовало более частому выплавлению из мантийных резервуаров щелочных магм и формированию связанных с ними месторождений. Особенно ярко этот эффект проявлен для месторождений ультращелочного и кимберлитового магматизма, которые обнаруживают устойчивую тенденцию к росту интенсивности генерации от древних циклов к молодым. Для трех ранних циклов характерно очень слабое перекрытие на шкале геологического времени периодов рождений, которые содержат крупномасштабные аккумуляции полезных ископаемых. Одновременно наблюдается вариативность интенсивности генерации КСКМ в циклах: после кенорского докембрийского максимума наблюдается тренд к снижению частоты их формирования, который кардинально изменяет свой вектор после родинийского цикла с градиентом роста намного превышающим прежний градиент снижения. Частично этот высокий пангейско-амазийский градиент роста может быть объяснен за счет разницы в эрозионных срезах, но и реальное усиление металлогенической активности в силу нарастания значения благоприятных для этого факторов сомнений не вызывает.

В наиболее обстоятельно, относительно других типов месторождений, проанализированной металлогении гранитных пегматитов орогенных областей установлена планетарно проявленная цикличность интенсивности генерации их полей, которая органично вписывается в глобальную цикличность, полученную при анализе металлогении КСКМ.

Циклы имеют отчетливые различия в том, как в них проявлена металлогения гранитных пегматитов. Частота пегматитогенерации минимальна в кенорском цикле и последовательно увеличивается во всех последующих. Из месторождений трех наиболее важных в экономическом аспекте пегматитовых формаций в кенорском цикле представлена только редкометалльная. Первые ее проявления локализованы там, где древнейшие толщи терригенных пород были вовлечены в высокоградные тектоно-метаморфические процессы с выплавлением из них гранитоидных расплавов. Появление самих толщ связано с разрастанием по площади и увеличением фриборда континентальной суши. В колумбийском цикле в пегматитовой металлогении возникла также мусковитовая формация, а в роди-нийском - еще и миароловая. Пангейский цикл по формационному набору месторождений идентичен предыдущему. Амазийский цикл отличается тем, что пока не дал ни одного примера месторождений мусковитовой формации, в том числе и в тех комплексах пород, которые для их локализации в предыдущие эпохи были типичны.

Отчетливо проявились также качественные и количественные изменения внутри формаций. Самые высококачественные руды редкометалльной формации локализованы в объектах кенорского цикла. Они отличаются максимальной геохимической и структурно-минеральной дифференциацией пегматитов комплексного типа среди всех известных их проявлений в истории Земли. В других циклах значение комплексного типа редкоме-талльных пегматитов последовательно снижалось, а структурно-минеральная дифференциация жил всех типов изменялась в сторону все более примитивных ее проявлений. Лучшие по качеству месторождения листового мусковита также связаны с древнейшим циклом существования формации, в данном случае - колумбийским. Для месторождений

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Ткачев, Андрей Владимирович, Москва

1. Андреева Е.Д., Кононова В.А., Свешникова Е.В., Яшина P.M. Магматические горные породы. Т. 2. Щелочные породы. М.: Наука, 1984. 415 с.

2. Базилевская Е. С., Пущаровский Ю. М. Океанское марганценакопление в свете исторической тектоники // Российский журнал наук о Земле, 1999, N3. С. 205-219.

3. Байи Л., Оже Т., Кошери А., Трофимов H.H., Голубев А.И., Ткачев A.B., Черкасов C.B. Новые данные о возрасте Бураковской расслоенной интрузии (Карелия) // ДАН, 2009, т.426, №2. С. 202-206.

4. Балашов Ю.А, Глазнев В.Н. Циклы щелочного магматизма // Геохимия, 20066, № 3. С. 309-321.

5. Балашов Ю.А., Глазнев В. Н. Эндогенные циклы в проблеме корообразования // Геохимия, 2006а. №2. С. 131-140.

6. Баянова Т.Б. Возраст реперных геологических комплексов Кольского региона и длительность процессов магматизма. С-Пб.: Наука, 2004. 174 с.

7. Белых В.И., Дунай Е.И., Луговая И.П. Физико-химические условия формирования железисто-кремнистых пород и богатых железных руд КМА по изотопным данным // Геология рудн. месторожд., 2007, т. 49, №2. С. 165-179.

8. Бергман И.А. Принципы и методы реконструкции первичной природы докембрийских железистых формаций в связи с проблемой их генезиса и прогнозом месторождений // Автореф. дис. д-ра геол.-минер. наук. М„ ВИМС, 1991.

9. Бескин С.М., Марин Ю.Б. Об эволюции редкометалльно-гранитового минерало- и рудогенеза в геологической истории // Записки ВМО, 2003, ч. СХХХИ, №2. С. 1-14.

10. Богатиков O.A., Коваленко В.И., Шарков Е.В. Магматизм, тектоника, геодинамика Земли: связь во времени и в пространстве. Труды ИГЕМ РАН, нов. сер., 2010, вып. 3. 606 с.

11. Божко Н. А. Внутриплитный базит-ультрабазитовый магматизм во времени и в аспекте суперконтинентальной цикличности // Вестник Московского ун-та. Серия 4. Геология, 2010, № 3. С. 10-24.

12. Божко H.A. Суперконтинентальная цикличность в истории Земли // Вест. Моск. ун-та, сер. Геологич., 2009, №2. С. 13-28.

13. Бондаренко Л.Г., Кемкин И.В. Пространственно-временные связи раннекембрийских бассейнов Сибири и Дальнего Востока по данным распространения тумуловых археоциат // Вестник КРАУНЦ, сер. Науки о Земле, 2009, № 1. С. 42-53.

14. Борисенков В.И. Некоторые особенности формирования калийного пласта Страсфурт в области Южного Гарца // Строение и условия формирования месторождений калийных солей. Новосибирск: Наука, 1981. С. 153-161.

15. Боровская И.С., Казанцев В.А., Скулков H.A. Литофациальный контроль фосфатоносности черносланце-вой толщи нижнего протерозоя КМА // Литология и пол. ископ., 1985, №2. С.82-94.

16. Бочаров В.М., Халтурина, И.И. К вопросу формирования различных комплексов калийно-магниевых солей Прикаспийской галогенной формации // Строение и условия формирования месторождений калийных солей. Новосибирск: Наука, 1981. С. 138-144.

17. Валяшко M. Г. Геохимические закономерности формирования месторождений калийных солей. М.: МГУ, 1962. 395 с.

18. Высоцкий Э.А., Петрова Н.С. Геологические модели и интерпретация обстановок выклинивания калийных горизонтов Припятского прогиба // Лггасфера, 2001, №14(1). С. 60-65.

19. Габлина И.Ф., Малиновский Ю.М. Периодичность меденакопления в осадочной оболочке Земли // Литология и полезные ископаемые, 2008, № 2. С. 155-173.

20. Геология Кореи. М.: Недра, 1964. 264 с.

21. Геология и полезные ископаемые России. В 6 томах. Т. 1: Запад России и Урал. Кн. 1: Запад России. Петров Б.В., Кириков В.П. (ред.). С.-Пб.: ВСЕГЕИ, 2006. 528 с.

22. Гертнер И.Ф., Врублевский В.В., Глазунов О.М., Тишин П.А., Краснова Т.С., Войтенко Д.Н. Возраст и природа вещества Кингашского ультрамафит-мафитового массива, Восточный Саян // ДАН, 2010, т. 429, № 5. С. 645-651.

23. Гинзбург А.И., Родионов Г.Г. О глубинах образования гранитных пегматитов // Геология рудн. месторождений, 1960, №1. С. 45-54.

24. Гинзбург А.И., Тимофеев И.Н., Фельдман Л.Г. Основы геологии гранитных пегматитов. М.: Недра, 1979. 296 с.

25. Горбунов Г.И., Астафьев Ю.А., Гончаров Ю.В., Корчагин А.У., Нерадовский Ю.Н., Смолькин В.Ф., Соколов C.B., Шаров Н.В., Яковлев Ю.Н. Медно-никелевые месторождения Печенги. М.: ГЕОС, 1999. 236 с.

26. Граханов С.А. Геологическое строение и алмазоносность россыпей севера Якутской алмазоносной провинции. Воронеж: изд.-во ВГУ, 2000. 78 с.

27. Дергачев А.Л. Эволюция вулканогенного колчеданообразования в истории Земли // Автореф. дисс. док. геол.-мин. наук: М., МГУ, 2010. 40 с.

28. Дергачев А.Л., Еремин Н.И. Соотношение вулканогенного колчеданного и стратиформного свинцово-цинкового оруденения в истории Земли // Вестн. Моск. Ун-та. Сер. 4. Геология. 2008. №4. С. 26-34.

29. Дергачев А.Л., Еремин Н.И., Позднякова Н.В., Сергеева Н.Е. Эволюция вулканогенного колчеданного рудообразования в истории Земли // Вестник ОГГГТН РАН, 2000, № 3(13) www. scgis.ru/russian/cpl 25 l/hdgggms/3-2000/dergachev.htm#begin.

30. Джиноридзе H.M., Раевский В.И. Калийные соли // Горная энциклопедия, т.2. М.: «Советская энциклопедия», 1986. С. 503.

31. Дистанов У.Г., Аксенов Е.М., Ведерников H.H., Озол A.A. и др. Фанерозойские осадочные палеобассей-ны России: проблемы эволюции и минерагения неметаллов. М.: Геоинформмарк, 2000. 400 с.

32. Домарев B.C. Рудные формации как историко-геологические образования // Геология рудных месторождений. 1968, №4, с. 17-28.

33. Дымкин A.M., Чайка В.М. Эволюция накопления природных соединений семейства железа. М.: Наука, 1992. 256 с.

34. Дюжиков O.A., Дистлер В.В., Струнин Б.М., Мкртычян А.К., Шерман М.А., Служеникин С.Ф., Лурье A.M. Геология и рудоносность Норильского района. М.: Наука, 1988. 280 с.

35. Дюфур М.С., Попова В.А., Кривец Т.Н. Альпийский метаморфический комплекс восточной части Дентального Памира. Л.: Изд-во ЛГУ, 1970. 128 с.

36. Еремин Н.И., Дергачев А.Л., Сергеева Н.Е., Позднякова Н.В. Типы колчеданных месторождений вулканической ассоциации // Вестник ОГГГГН РАН, 1999, № 4(10) www.scgis.ru/russian/cpl251/hdgggms /4-99/eremin.htm#begin.

37. Железорудная база России / В.П.Орлов, М.И.Веригин, Н.И.Голивкин ред., М.: ЗАО «Геоинформмарк», 1998. 842 с.

38. Загорский В.Е., Макагон В.М., Шмакин Б.М., Макрыгина В.А., Кузнецова Л.Г. Гранитные пегматиты. Т.2: Редкометалльные пегматиты. Новосибирск: Наука, 1997. 285 с.

39. Загорский В.Е., Перетяжко И.С., Шмакин Б.М. Гранитные пегматиты. Т.З. Миароловые пегматиты. Новосибирск: Наука, 1999. 488 с.

40. Загорский В.Е., Макагон В.М., Шмакин Б.М. Систематика гранитных пегматитов // Геология и геофизика, 2003, т. 44, №5. С. 422-435.

41. Зинчук H.H., Савко А.Д., Шевырев Л.Т. Историческая минерагения. Т. 1. Введение в историческую ми-нерагению. Воронеж: ВГУ, 2005. 587 с.

42. Зинчук H.H., Савко А.Д., Шевырев Л.Т. Историческая минерагения. Т. 2. Историческая минерагения древних платформ Воронеж: ВГУ, 2007. 570 с.

43. Зинчук H.H., Савко А.Д., Шевырев JI.T. Историческая минерагения. Т. 3. Историческая минерагения подвижных суперпоясов. Воронеж: ВГУ, 2008. 674 с.

44. Игревская JI.B. Медь // Минеральное сырье: от недр до рынка. Т. 2. Цветные металлы: алюминий, медь, никель, олово, свинец, цинк. М.: Научный мир, 2011. С. 109-238.

45. Иешко Е.П. (отв. ред.) Экологические проблемы освоения месторождения Средняя Падма // Петрозаводск: КарНЦ РАН, 2005. 110 с.

46. Казанский В.И. Уникальный Центрально-Алданский золото-урановый район (Россия) // Геология рудных месторождений. 2004. №3. С. 195-211.

47. Казанский В.И., Лаверов Н.П., Тугаринов А.И. Эволюция уранового рудообразования. М.: Атомиздат, 1978. 208 с.

48. Калита В.А. Калийные соли // Мировой минерально-сырьевой комплекс. Алмазы. Фосфор. Калий. Плавиковый шпат. М.: центр «Минерал» ФГУП «Аэрогеология», 2009. С. 189-224.

49. Киперман Ю.А. Фосфаты на рубеже XXI века. М.: «Геоинформмарк», 1996. 108 с.

50. Кисляков Я.М., Щеточкин В.Н. Гидрогенное рудообразование. М.: ЗАО «Геоинформарк», 2000. 611 с.

51. Когарко Л.Н. Щелочной магматизм и обогащенные мантийные резервуары: механизмы возникновения, время появления и глубины формирования // Геохимия, 2006, № 1. С. 1-10.

52. Козлов А.П., Чантурия В.А. Платиносодержащие дунитовые руды и их обогатимость. М.: УРАН ИПКОН РАН, 2009. 148 с.

53. Коровкин В.А., Турылева Л.В., Руденко Д.Г., Журавлев В.А., Ключникова Г.Н. Недра Северо-Запада Российской Федерации. С.-Пб.: ВСЕГЕИ, 2003. 520 с.

54. Крупенин М.Т., Кузнецов А.Б., Крылов Д.П., Маслов A.B. Стабильные изотопы углерода и кислорода как индикаторы магнезиального метасоматоза в отложениях нижнего рифея Южного Урала // ДАН, 2011, т. 439, №5. С. 660-664.

55. Кудрин B.C., Ставров О.Д., Шурига Т.Н. Новый сподуменовый тип танталоносных редкометальных гранитов//Петрология, 1994, Т.2, №1. С.88-95.

56. Кудрин B.C., Рожанец A.B., Чистов Л.Б., Усова Т.Ю., Рябцев В.В. Тантал России: состояние, перспективы освоения и развития минерально-сырьевой базы / Минеральное сырье, сер. геолого-экономическая, №4. М.: ВИМС, 1999. 90 с.

57. Лаврова Л.Д., Печников В.А., Плешаков A.M., Надеждина Е.Д., Шуколюков Ю.А. Новый генетический тип алмазных месторождений. М.: Новый мир, 1999. 228 с.

58. Лазаренко Е.К., Павлишин В.И., Латыш В.Т., Сорокин Ю.Г. Минералогия и генезис камерных пегматитов Волыни. Львов: Вища школа, 1973. 358 с.

59. Лазур О.Г. Закономерности вулканогенно-осадочного железонакопления в раннем докембрии // Литология и полез.ископ., 2009, №1. С.42-48.

60. Ларин A.M. Рапакивигранитсодержащие магматические ассоциации: геологическое положение, возраст, источники // Автореферат дисс. докт. геол.-мин. наук. М. 2008. 47 с.

61. Лисицын А.Е., Малинко C.B., Руднев В.В. Минерагения бора // Минеральное сырье, ВИМС, 1998, №2. 126 с.

62. Макагон В.М., Лепин В.M., Брандт С.Б. Рубидий-стронциевое датирование редкометалльных пегматитов Вишняковского месторождения // Геология и геофизика, 2000, № 12. С. 1783-1789.

63. Макрыгина В.А., Макагон В.М., Загорский В.Е., Шмакин Б.М. Гранитные пегматиты. Т.1. Слюдоносные пегматиты. Новосибирск: Наука, 1990. 233 с.

64. Масайтис B.JL, Мащак М.С., Райхлин А.И., Селивановская Т.В., Шафрановский Г.И. Алмазоносные, им-пактиты Попигайской астроблемы. СПб: ВСЕГЕИ, 1998. 178 с.

65. Маслов A.B., Крупенин М.Т., Гареев Э.З. Цитологические, литохимические и геохимические индикаторы палеоклимата (на примере рифея Южного Урала) // Литология и полез, ископаемые, 2003, №5. С. 502-525.

66. Милановский Е.Е. Рифтогенез в истории Земли: Рифтогенез на древних платформах. М.: Недра, 1983. 280 с.

67. Митрофанов Ф.П. Новые виды минерального сырья Кольской провинции: открытия и перспективы // Смирновский сборник, М.: ВИНИТИ РАН, 2005. С. 39-53.

68. Митрофанов Ф.П., Яковлев Ю.Н., Балабонин Н.Л., Корчагин А.У., Баянова Т.Б. и др. Кольская платино-носная провинция // Платина России. Проблема развития минерально-сырьевой базы платиновых металлов. М.: АО Геоинформмарк, 1994. С. 66-77.

69. Митрофанов Ф.П., Балабонин Н.Л., Баянова Т.Б. и др. Кольская платинометальная провинция: новые данные. // Платина России. Том. III, кн. 1. М: АО Геоинформарк, 1999. С. 43-52.

70. Михайлов В.П., Аминов В.Н. (ред.) Минерально-сырьевая база республики Карелия. В 2-х кн. Петрозаводск: изд-во «Карелия», 2005. 278+355 с.

71. Налдретт А.Дж. Магматические сульфидные месторождения медно-никелевых и платинометальных руд. СПб.: СПбГУ, 2003.487 с.

72. Никитина А.П., Щипанский A.A. Перспективы фосфоритоносности нижнепротерозойских отложений Белгородского района КМА //Изв. АН СССР, 1987, №2. С. 113-124.

73. Овчинников Л.Н., Вороновский С.Н., Овчинникова Л.В. Радиогеохронология гранитных пегматитов // Докл. АН СССР. 1975. Т. 223. №5. С.1202-1205.

74. Овчинников Л.Н., Вороновский С.Н., Овчинникова Л.В. Радиогеохронология гранитных пегматитов // Очерки геологической петрологии. М.: Наука, 1976. С. 319-326.

75. Овчинникова Г.В., Кузнецов А.Б., Мележик В.А., Горохов И.М., Васильева И.М., Гороховский Б.М. Pb-Pb возраст ятулийских карбонатных пород: туломозерская свита юго-восточной Карелии // Стратиграфия. Геол. корреляция, 2007, т. 15, №4. С.20-33.

76. Озол A.A. Осадочный и вулканогенно-осадочный рудогенез бора. М.: Наука, 1983. 205 с.

77. Онежская палеопротерозойская структура (геология, тектоника, глубинное строение и минерагения) / Глушанин Л.В., Шаров Н.В., Щипцов В.В. (отв. ред.): Петрозаводск, КарНЦ РАН, 2011. 431 с.

78. Павлов И.В., Григорьева И.И. Месторождения хрома // // Рудные месторождения СССР (в 3-х томах), т. 1, М.: Недра, 1978. С. 172-224.

79. Пожиленко В.И., Гавриленко Б.В., Жиров Д.В., Жабин C.B. Геология рудных районов Мурманской области. Апатиты. КНЦ РАН, 2002. 359 с.

80. Пушкарев Ю.Д. Изотопно-геохимическая модель общей металлогении. Апатиты, 1985. 43 с.

81. Пушкарев Ю.Д. Мегациклы в эволюции системы кора-мантия. Л.: Наука, 1990. 217 с.

82. Розен О.М., Щипанский A.A., Туркина О.М. Геодинамика ранней Земли: эволюция и устойчивость геологических процессов (офиолиты, островные дуги, кратоны, осадочные бассейны). М.: Научный мир, 2008. 184 с.

83. Романюк Т.В., Ткачев A.B. Крупнейшие мировые миоцен-четвертичные бор-литиеносные провинции. Статья 2. Геодинамическая эволюция в конце мезозоя и кайнозое // Бюлл. МОИП, отд. геол., 2009, т.84, вып. 5. С. 3-45.

84. Романюк Т.В., Ткачев A.B. Геодинамический сценарий формирования крупнейших мировых миоцен-четвертичных бор-литиеносных провинций. М.: РФФИ-ИФЗ РАН-ГГМ РАН. Изд.-во «Светоч Плюс», 2010. 304с.

85. Россовский Л.Н., Чмырев В.М., Еременко Г.К., Мир Акбар. Геология и условия формирования сподуме-новых месторождений Гиндукуша (Афганистан) //Геол. рудн. месторождений, 1976, № 6. С. 19-33.

86. Рундквист Д.В. Эволюция рудообразования во времени // Геологическое строение СССР. Т.5. Основные проблемы геологии. М.: Недра, 1969. С 303-332.

87. Рундквист Д.В. Эволюционные ряды, ритмы зональности и главная последовательность развития геологических и рудных формаций // Закономерность размещения полезных ископаемых. М.: Наука, 1988. Т. 15. С. 73-82.

88. Рундквист Д.В. Эволюция рудообразования во времени // Эволюция геологических процессов: Докл. сов. геологов на 28-й сессии Междунар. геол. конгресса (Вашингтон, июль 1989 г.). М.: 1989а. С. 175-183.

89. Рундквист Д.В. Металлогенические рубежи геологической истории // Эволюция рудообразования: Докл. сов. геологов на 28-й сессии Междунар. геол. конгресса (Вашингтон, июль 1989 г.). M.: 19896. С. 5-13.

90. Рундквист Д.В. О принципах разработки структурно-вещественной шкалы геологического времени // Тез. совещ. по геохронологической шкале докембрия. Уфа, 1990. С. 4-5.

91. Рундквист Д.В. Глобальная металлогения // Смирновский сборник-95. М., 1995. С. 92-123.

92. Рундквист Д.В., Ткачев A.B., Черкасов C.B. и др. Крупные и суперкрупные месторождения рудных полезных ископаемых. Т.1. Глобальные закономерности размещения. М.: ИГЕМ РАН, 2006. 390 с.

93. Ручкин Г.В., Донец А.И. Стратиформные свинцово-цинковые месторождения в карбонатных толщах. М.: ЦНИГРИ, 2002. 123 с.

94. Рыбаков С.И., Голубев А.И. (ред.) Металлогения Карелии. Ин-т геологии Карельского НЦ РАН, Петрозаводск, 1999. 340 с.

95. Салье М.Е., Глебовицкий В.А. Металлогеническая специализация пегматитов восточной части Балтийского щита. JL: Наука, Ленинградское отд., 1976. 188 с.

96. Семихатов М.А., Раабен М.Е. Динамика глобального разнообразия строматолитов протерозоя. Статья 2. Африка, Австралия, Северная Америка и общий синтез // Стратиграфия. Геологическая корреляция, 1996, т. 4.№ 1. С. 26-54.

97. Служеникин С.Ф., Дистлер В.В., Дюжиков O.A., Кравцов В.Ф., Кунилов В.Е., Лапутина Н.П., Туровцев Д.М. Малосульфидное платиновое оруденение в Норильских дифференцированных интрузивах // Геология рудных месторождений, 1994, т. 36, №3. С. 195-217.

98. Смирнов В.И. Периодичность рудообразования в геологической истории. // Доклады к 27-й сессии МГК, т.12. Металлогения и рудные месторождения. М: Наука, 1984. С.3-10.

99. Смирнов В.И. Эндогенное рудообразование в геологической истории// Геология рудн. месторожд., 1982, № 4. С. 3-20.

100. Смирнов В.И., Горжевский Д.И. Месторождения свинца и цинка // Рудные месторождения СССР (в 3-х томах), т. 2, М.: Недра, 1978. С. 168-246.

101. Солодов H.A. Минерагения редкометальных формаций. М.: Недра, 1985. 224 с.

102. Сорохтин О.Г., Ушаков С.А. Глобальная эволюция Земли. М.: изд-во МГУ, 1991. 446 с.

103. Старостин В.И. Основные геолого-металлогенические периоды в эволюции Земли // Вест. Моск. ун-та, 1996, №4. С.19-26.

104. Старостин В.И., Пелымский Г.А., Дергачев А.Л., Сакия Д.Р. Свинцово-цинковое оруденение в эволюции Земли // Известия секции наук о Земле РАЕН, 2001, вып.7. С. 5-32.

105. Твалчрелидзе Г.А. О главнейших металлогенических эпохах Земли // Геология рудн. месторожд., 1970, № 1.С. 22-36.

106. Твалчрелидзе Г.А. Металлогения земной коры. М.: Недра, 1985. 160 с.

107. Твалчрелидзе Г.А. О некоторых вопросах теретической металлогении // Геология рудн. месторожд., 1986, №6. С. 92-103.

108. Тектоника, геодинамика и металлогения территории Республики Саха (Якутия). Парфенов Л.М., Кузьмин М.И. (ред.), М.: МАИК «Наука/Интерпериодика», 2001. 571 с.

109. Ткачев A.B. О распределении железа в сфалеритах месторождения Дальнезападный Жайрем // Докл. АН СССР, 1982а, т.262, № 2. С. 445-447.

110. Ткачев A.B. Структурно-петрофизические условия образования месторождений Жайремской группы // Геол. рудн. месторожд., 19826, №2. С. 29-38.

111. Ткачев A.B. Геологические условия образования месторождения Дальнезападный Жайрем (Центральный Казахстан) // Вест. Моск. ун-та, сер. геологич., 1982в, №3. С. 98-100.

112. Ткачев A.B. О происхождении зональности пегматитов // Отеч. геология, 1994, № 7. С. 52-58.

113. Ткачев A.B. Корреляция пегматитовой минерагении со становлением суперконтинентов в докембрии // Суперконтиненты в геологическом развитии докембрия: Материалы совещания. Иркутск: ИЗК СО РАН, 2001а. С.272-275.

114. Ткачев A.B. Геотектоническая обусловленность эволюции формаций гранитных пегматитов в неогее // Тектоника неогея: общие и региональные аспекты. Материалы XXXIV Тектонического совещания, т.2. М.: ГЕОС, 20016. С.227-230.

115. Ткачев A.B. Принципиальные черты эволюции глобальной металлогении Земли // Матер, совещ. «Мине-рагения докембрия» 11-13 ноября 2009 г., Петрозаводск, 2009. С. 257-259.

116. Ткачев A.B. Метаплогеническая эволюция гранитного пегматитогенеза в истории Земли: основные тенденции и вероятные причины // Бюлл. МОИП, отд. геол., 2011, т. 86, вып. 1. С. 41-57.

117. Ткачев A.B., Романюк Т.В. Крупнейшие мировые миоцен четвертичные бор-литиеносные провинции. Статья 3. Геодинамический сценарий формирования // Бюлл. МОИП, отд. геол., 2010, т.85, вып. 1. С. 27-47.

118. Ткачев A.B., Сапожникова Л.Н. Разноранговые многофакторные модели месторождений листового мусковита для полистадийных геологоразведочных работ // Гранитные пегматиты: проблемы геологической теории и практики. М.: ВИМС, 2008. С. 77-103.

119. Ткачев A.B., Сапожникова Л.Н., Жукова И.А., Жуков H.A. Размещение и условия образования крупных месторождений листового мусковита и объектов с высоким качеством сырья // Отечеств, геология. 1998, №4. С. 35-39.

120. Ткачев A.B., Сапожникова Л.Н., Жукова И.А. Мусковит листовой // Методические рекомендации по оценке прогнозных ресурсов твердых полезных ископаемых. М.: ВИМС, 2003. С. 352-373.

121. Трухин Ю.П., Степанов В.А., Сидоров М.Д. Камчатская никеленосная провинция // ДАН, 2008, т. 418, № 6. С. 802-805.

122. Туркина О.М., Ножкин А.Д., Баянова Т.Б. Источники и условия образования раннепротерозойских гра-нитоидов юго-западной окраины Сибирского кратона // Петрология, 2006, т. 14, № 3. С. 284-306.

123. Федин О.В. Геологические условия и особенности калийной минерализации в соленосной толще Кара-Богаз-Гола // Строение и условия формирования месторождений калийных солей. Новосибирск: Наука, 1981.С. 178-181.

124. Федонкин М.А. Бесскелетная фауна венда и ее место в эволюции метазоа. Труды ПИН, 1987, т.226. 176 с.

125. Ферсман А.Е. Пегматиты. Их научное и практическое значение. Т.1. Гранитные пегматиты. Л.: Изд. АН СССР, 1931. 665 с.

126. Ферсман А.Е. Пегматиты. Т.1. Гранитные пегматиты. М.-Л.: Изд. АН СССР, 1940. 712 с.

127. Фролов A.A., Лапин A.B., Толстое A.B., Зинчук H.H., Белов C.B., Бурмистров A.A. Карбонатиты и кимберлиты (взаимоотношения, минерагения, прогноз). М.: НИА-Природа, 2005. 540 с.

128. Фролов A.A., Толстое A.B., Белов C.B. Карбонатитовые месторождения России. М: НИА-Природа, 2003. 493 с.

129. Хаин В.Е. Проблемы тектоники раннего докембрия // Вест. Москов. ун-та, сер. геологич., 2000, №4. С. 13-23.

130. Хаин В.Е. Тектоника континентов и океанов (год 2000). М.: Научный мир, 2001. 606 с.

131. Хаин В.Е., Божко H.A. Историческая геотектоника. Докембрий. М. Недра. 1988. 382 с.

132. Хаин В.Е., Гончаров М.А. Геодинамические циклы и геодинамические системы разного ранга: их соотношение и эволюция в истории Земли // Геотектоника, 2006, № 5. С. 3-24.

133. Хаин В.Е., Михайлов А.Е. Общая геотектоника. М.: Недра, 1985. 326 с.

134. Харькив А.Д., Зинчук H.H., Крючков А.И. Коренные месторождения алмазов в мире. М.: Недра, 1998. 555 с.

135. Хераскова Т.Н., Буш В.А., Диденко А.Н., Самыгин С.Г. Распад Родинии и ранние стадии развития Палеоазиатского океана // Геотектоника, 2010, № 1. С. 5-28.

136. Ходина М.А. Хром // Минеральное сырье: от недр до рынка. Т. 3. Черные легирующие металлы и некоторые неметаллы. Ставский А.П. (ред.): Научный мир, 2011. С. 177-238.

137. Холодов В.Н. Геохимия фосфора и происхождение фосфоритов. Сообщение. I. Роль терригенного материала в гипергенной геохимии фосфора // Литология и пол. ископаемые, 2003а, № 4. С. 361-370.

138. Холодов В.Н. Геохимия фосфора и происхождение фосфоритов. Сообщение 2. Источники фосфора на континенте и генезис морских фосфоритов // Литология и пол. ископаемые, №6, 20036. С. 563-583.

139. Холодов В.Н., Бутузова Г.Ю. Проблемы геохимии железа и фосфора в докембрии // Литология и полезные ископаемые, 2001, №4. С. 339-352.

140. Холодов В.Н., Бутузова Г.Ю. Сидеритообразование и эволюция осадочного железорудного процесса в истории Земли // Геол. рудн. месторожд., 2008, №4. С. 338-361.

141. Чевычелов В.Ю., Бородулин Г.П., Зарайский Г.П. Растворимость колумбита (Mn,Fe)(Nb,Ta)206 в грани-тоидных и щелочных расплавах при 650-850°С И 30-400 МПа: экспериментальные исследования // Геохимия, 2010, № 5. С. 485-495.

142. Чумаков Н.М. Проблема тотальных оледенений на Земле в позднем докембрии // Стратиграфия. Геологическая корреляция, 2008, т. 16, №2. С.3-15.

143. Чумаков Н.М. Периодичность главных ледниковых событий и их корреляция с эндогенной активностью Земли // ДАН, 2001, т.378, №5. С.656-659.

144. Шмакин Б.М. Пегматитовые месторождения зарубежных стран. М.: Недра, 1987. 224 с.

145. Шмакин Б.М., Загорский В.Е., ГС^акагон В.М. Гранитные пегматиты. Т. 4. Редкоземельные пегматиты. Пегматиты необычного состава. Новосибирск: Наука, 2007. 432 с.

146. Штейнгольц В.Л., Баталин Ю.В., Станкевич Е.Ф., Чайкин В.Г. О парагенезисе природной соды и дома-никоидов//Известия АН СССР, сер. геол., 1991. С. 109-119.

147. Юдин Н.И. Эволюция фосфатонакопления в докембрии // Эволюция геологических процессов: Докл. сов. геологов на 28-й сессии Междунар. геол. конгресса (Вашингтон, июль 1989 г.). М.: Наука, 1989. С. 227-232.

148. Юдин Н.И. Дорифейский фосфогенез // Литология и полезные ископаемые, 1996, №3. С. 321-328.

149. A geologic time scale 2004. Gradstein F.M., Ogg J.G., Smith A.G. (eds.), Cambridge University Press, 2004. 589 p.

150. Abbott D.H., Isley A.E. Extraterrestrial influences on mantle plume activity // Earth Planet. Sci. Lett., 2002a, v. 205. P. 53-62.

151. Abbott D.H., Isley A.E. The intensity, occurrence, and duration of superplume events and eras over geological time // J. Geodynamics, 20026, v. 34. P. 265-307.

152. Abbott D., Sparks D., Herzberg C., Mooney W., Nikishin A., Zhang, Y.-S. Quantifying Precambrian crustal extraction: the root is the answer // Tectonophysics, 2000, V. 322, p. 163-190.

153. Ahmad S. An investigation of the ca 2.7 Ga Late Archean Magmatic Event (LAME) in the Superior province using 1-D thermal modelling. PhD thesis, University of Toronto, 2009. 236 p.

154. Alderman S.S.J. Geology of the Owens Lake evaporite deposit // Schreiber B.C., Harner H.L. (eds.), 6th International Symposium on Salt, v. 1, 1985. P. 75-83.

155. Allen M.B., Anderson L., Searle R.C., Buslov M.M. Oblique rift geometry of the West Siberian Basin: tectonic setting for the Siberian flood basalts // J. Geological Society, London, 2006, v. 163. P. 901-904.

156. Almeida C.M., Olivo G.R., Carvalho S.G. The Ni-Cu-PGE sulfide ores of the komatiite-hosted Fortaleza de Minas deposit, Brazil: evidence of hydrothermal remobilization // Canadian Mineralogist, 2007, v.45. P. 751-773.

157. Altermann W. Sedimentological evaluation of Pb-Zn exploration potential of the Precambrian Griquatown fault zone in the Northern Cape Province, South Africa// Mineral. Deposita, 1997, v. 32. P. 382-391.

158. Andersen J.C.O., Rasmussen H., Nielsen T.F.D., Ronsbo J.G. The triple group and the Platinova reefs in the Skaergaard intrusion: stratigraphic and petrographic relations // Economic Geol., 1998, v. 93. P. 488-509.

159. Andre L., Cardinal D., Alleman L.Y., Moorbath S. (2006) Silicon isotopes in -3.8 Ga West Greenland rocks as clues to the Eoarchaean supracrustal Si cycle // Earth Planet. Sci. Lett., 2006, v. 254. P. 162-173.

160. Angeiras A.G. Geology and metallogeny of the Northeastern Brazil uranium-phosphorus province emphasizing the Itataia deposit // Ore Geology Reviews, v. 3, 1988. P. 211-225.

161. Appel P.W.U. Stratabound copper sulfides in a banded iron-formation and in basaltic tuffs in the Early Precambrian Isua supracrustal belt, West Greenland // Economic Geol., 1979, v. 74. P. 45-52.

162. Appel P.W.U. Stratabound scheelite in the Archaean Malene supracrustal belt, West Greenland // Mineral. Deposita, 1986, v.21. P.207-215.

163. Appel P.W.U. Stratabound scheelite in altered Archaean komatiites, West Greenland // Mineral. Deposita, 1994, v. 29. P. 341-352.

164. Appel C.C., Appel P.W.U., Rollinson H.R. Complex chromite textures reveal the history of an early Archaean layered ultramafic body inWest Greenland. // Mineralogical Magazine, 2002, v. 66, p. 1029-1041.

165. Arevalo R., McDonough W.F., Luong M. The K/U ratio of the silicate Earth: Insights into mantle composition, structure and thermal evolution // Earth Planet. Sci. Lett., 2009, v. 278. P. 361-369.

166. Armstrong R.L. The persistent myth of crustal growth // Australian J. Earth Sciences, 1991, v.38. P. 613-630.

167. Armstrong T.R., Tracy R.J. One-dimensional thermal modelling of Acadian metamorphism in southern Vermont, USA // J. Metamorphic Geology, 2000, v. 18. P. 625-638.

168. Arnold G.L., Anbar A.D., Barling J., Lyons T.W. Molybdenum isotope evidence for widespread anoxia in mid-Proterozoic oceans // Science, 2004, v. 304. P. 87-90.

169. Ashwal L.D ., Jacobsen S.B., Myers J.S., Kalsbeek F., Goldstein S.J. Sm-Nd age of the Fiskenaesset anorthosite complex, West Greenland// Earth Planet. Sci. Lett., 1989, v. 91. P. 261-270.

170. Astrup J., Hammerbeck E.C.I, van den Berg H. Iron // The mineral resources of South Africa. Wilson M.G.C., Anhaeusser C.A. (eds.): The mineral resources of South Africa. Handbook, Council for Geoscience, 16, 1998. P. 402-416.

171. Augé T., Cocherie A., Genna A., Amstrong R., Guerrot C., Mukherjee M.M., Patra R.N. Age of the Baula PGE mineralization (Orissa, India) and its implications concerning the Singhbhum Archean Nucleus // Precambrian Res., 2003, v. 121. P. 85-101.

172. Ayres L.D., Cerny P. Metallogeny of granitoid rocks in the Canadian Shield // Canadian Mineralogist, 1982, v. 20. P. 439-536.

173. Bailie R., Gutzmer J., Strauss H., Stueken E., McClung C. Sulfur isotope characteristics of metamorphosed Zn-Cu volcanogenic massive sulfides in the Areachap Group, Northern Cape Province, South Africa // Mineral. Deposita, 2010, v. 45. P. 481-496.

174. Baker T. Emplacement depth and C02-rich fluid inclusions in intrusion-related gold deposits // Economic Geol.,2002, v. 97. P. 1109-1115.

175. Barbosa J.S.F., Sabaté P. Archean and Paleoproterozoic crust of the Sao Francisco craton, Bahia, Brazil: geody-namic features. // Precambrian Res., 2004, v.133. P.1-27.

176. Barley M.E. Porphyry-style mineralization associated with early Archean calcalkaline igneous activity, eastern Pilbara, Western Australia// Economic Geol., 1982, v. 77. P. 1230-1236.

177. Barley M.E., Groves D.I. Supercontinent cycles and the distribution of metal deposits through time // Geology, 1992, v. 20. P. 291-294.

178. Barnes S.J., Osborne G.A., Cook D., Barnes L., Maier W.D., Godel B. The Santa Rita nickel sulfide deposit in the Fazenda Mirabela intrusion, Bahia, Brazil: geology, sulfide geochemistry, and genesis // Economic Geol., 2011, v.106, P. 1083-1110.

179. Basuki N.I., Taylor B.E., Spooner E.T.C. Sulfur isotope evidence for thermochemical reduction of dissolved sulfate in Mississippi Valley-type zinc-lead mineralization, Bongara area, northern Peru // Economic Geol., 2008, v. 103. P. 782-799.

180. Bayanova T. B. Intraplate magmatism of the Kola structure, Baltic Shield// 9th Annual V. M. Goldschmidt Conference, August 22-27, 1999, Cambridge, Massachusetts. Abstract 7390.

181. Bekker A., Kaufman A. Oxidative forcing of global climate change: a biogeochemical record across the oldest Paleoproterozoic ice age in North America // Earth Planet. Sci. Lett., 2007, v. 258. P. 486-499.

182. Bekker A., Karhu J.A., Kaufman A.J. Carbon isotope record for the onset of the Lomagundi carbon isotope excursion in the Great Lakes area, North America // Precambrian Res., 2006, v.148. P. 145-180.

183. Bengtson S. Origins and early evolution of predation // Kowalewski M., Kelley P.H. (eds.): The fossil record of predation. The Paleontological Society Papers, v. 8. 2002. P. 289-317.

184. Betts P.G., Giles D., Lister G.S. Tectonic environment of shale-hosted massive sulfide Pb-Zn-Ag deposits of Proterozoic northeastern Australia // Economic Geol., 2003, v. 98. P. 557-576.

185. Bierlein F.P., Groves D.I., Cawood P.A. Metallogeny of accretionary orogens—the connection between litho-spheric processes and metal endowment // Ore Geology Reviews, 2009, v.36. P. 282-292.

186. Bingen B., Stein H.J., Bogaerts M., Bolle O., Mansfeld J. Molybdenite Re-Os dating constrains gravitational collapse of the Sveconorwegian orogen, SW Scandinavia // Lithos, 2006, v. 87. P. 328-346.

187. Bizzi L.A., Schobbenhaus C., Vidotti R.M., Goncalves J.H. (eds.) Geologia, tectonica e recursos minerais do Brasil : texto, mapas & SIG. Brasilia: CPRM Servico Geologico do Brasil, 2003. 692 p.

188. Bleeker W. The late Archean record: a puzzle in c.35 pieces // Lithos, 2003, v.71. P. 99-134.

189. Boiron M.-C., Cathelineau M., Richard A. Fluid flows and metal deposition near basemenfcover unconformity: lessons and analogies from Pb-Zn-F-Ba systems for the understanding of Proterozoic U deposits // Geofluids, 2010, v. 10. P.270-292.

190. Boni M., Gilg H.A., Aversa G., Balassone G. The "Calamine" of Southwest Sardinia: geology, mineralogy, and stable isotope geochemistry of supergene Zn mineralization// Economic Geol., 2003, v. 98. P. 731-748.

191. Borg G., Karner K., Buxton M., Armstrong R., van der Merwe S.W. Geology of the Skorpion supergene zinc deposit, southern Namibia // Economic Geol., 2003, v. 98. P. 749-771.

192. Bowring S.A., Williams I.A. Priscoan (4.00-4.03 Ga) orthogneisses from northwestern Canada // Contrib. Mineral. Petrol., 1999, v. 134. P. 3-16.

193. Broughton P.L. Precious topaz deposits of the Llano Uplift area, central Texas // Rocks & Minerals, 1973, v. 48(3). P. 147-156.

194. Brown M. Orogeny, migmatites and leucogranites: a review // Proceedings of Indian Academy of Sciences, Earth Planetary Sciences, 2001, v. 110. P. 313-336.

195. Brown A.C. Refinements for footwall red-bed diagenesis in the sediment-hosted stratiform copper deposits model //Economic Geol., 2005, v. 100. P. 765-771.

196. Brown A.C. Genesis of native copper lodes in the Keweenaw District, northern Michigan: a hybrid evolved meteoric and metamorphogenic model // Economic Geol., 2006, v. 101. P. 1437-1444.

197. Brown M., Friend C.R.L., McGregor V.R., Perkins W.T. The late-Archaean Qorqut granite complex of southern west Greenland//J. Geophysical Res. 1981. v. 86. P. 10617-10632.

198. Buick R. The antiquity of oxygenic photosynthesis evidence from stromatolites in sulfate-deficient Archean lakes // Science, 1992, v. 255. P. 74-77.

199. Buick R., Dunlop J. Evaporitic sediments of early Archaean age from the Warrawoona Group, North Pole, Western Australia // Sedimentology, 1990, v. 37. P. 247-277.

200. Burg J.-P., Davy P., Nievergelt P., Oberli F., Seward D., Zhizhong D., Meier M. Exhumation during crustal folding in the Namche-Barwa syntaxis // Terra Nova, 1997, v. 9. P. 53-56.

201. Cailteux J.L.H., Kampunzu A.B., Lerouge C., Kaputo A.K., Milesi J.P. Genesis of sediment-hosted stratiform copper-cobalt deposits, central African Copperbelt. // J.Afr.Earth Sci., 2005. v. 42. P. 134-158.

202. Calvert A. J., Ludden J.N. Archeart continental assembly in the southeastern Superior Province of Canada // Tectonics, 1999, v.18(3). P. 412-429.

203. Campbell I.H., Allen C.M. Formation of supercontinents linked to increases in atmospheric oxygen // Nature Geoscience, 2008, v. 1, no. 8. P. 554-558.

204. Canfield D. E. A new model for Proterozoic ocean chemistry // Nature, 1998, v. 396. P. 450-453.

205. Canfield D.E. The early history of atmospheric oxygen: Homage to Robert M. Garrels // Annual Review Earth Planetary Sciences, 2005, v. 33. P. 1-36.

206. Canfield D.E., Farquhar J. Animal evolution, bioturbation, and the sulfate concentration of the oceans // PNAS USA, 2009, v. 106, no. 20. P. 8123-8127.

207. Cerny P. Rare-element granite pegmatites: Part I. Anatomy and internal evolution of pegmatite deposits // Geo-science Canada, 1991a, v. 18. P. 49-67.

208. Cerny P. Distribution, affiliation and derivation of rare-element granitic pegmatites in the Canadian Shield // Geologische Rundschau, 1990, v. 79(2). P. 183-226.

209. Cerny P. Rare-element granite pegmatites: Part II. Regional to global environments and petrogenesis // Geo-science Canada, 1991b, v., 18. P. 68-81.

210. Cerny P. Fertile granites of Precambrian rare-element pegmatite fields: is geochemistry controlled by tectonic setting or source lithologies? //Precambrian Res., 1991c, v. 51. P. 429-468.

211. Cerny P., Ercit S. The classification of granitic pegmatites revisited // Canadian Mineralogist, 2005, v. 43. P. 2005-2026.

212. Cerny P., Trueman D.L. Polylithionite from the rare-metal deposits of the Blachford Lake alkaline complex, NWT, Canada // American Mineralogist, 1985, v. 70. P. 1127-1134.

213. Cerny P., Blevin P.L., Cuney M., London D. Granite-related ore deposits // Hedenquist J., Thompson J.F.H., Goldfarb R.J., Richards J.P. (eds.): Economic Geol. 100th anniv.vol., SEG, Littleton, 2005. P. 337-370.

214. Choudhuri R. Two decades of phosphorite investigations in India //Notholt A.J.G. & Jarvls I. (eds): Phosphorite Research and Development. Geological Society, London, Special Publication, 1990, v. 52. P. 305-311.

215. Clarke B., Uken R., Reinhardt J. Structural and compositional constraints on the emplacement of the Bushveld Complex, South Africa // Lithos, 2009,v. 111. P. 21-36.

216. Cocks L.R.M., Torsvik T.H. Siberia, the wandering northern terrane, and its changing geography through the Palaeozoic // Earth-Science Reviews, 2007, v. 82. P. 29-74.

217. Cohen P.A., Knoll A.H., Kodner R.B. Large spinose microfossils in Ediacaran rocks as resting stages of early animal //PNAS, 2009, v. 106, no. 16. P. 6519-6524.

218. Cole D.I. Uranium // Wilson M.G.C., Anhaeusser C.A. (eds.): The mineral resources of South Africa. Handbook, Council for Geoscience, 16, 1998. P. 642-658.

219. Collins W.J., Van Kranendonk M.J. Model for the development of kyanite during partial convective overturn of Archean granite-greenstone terranes: the Pilbara Craton, Australia // J. Metamorphic Geology, 1999, v. 17. P. 145156.

220. Coltice N., Phillips B.R., Bertrand H., Ricard Y., Rey P. Global warming of the mantle at the origin of flood basalts over supercontinents // Geology, 2007, v. 35. P.391-394.

221. Coltice N., Bertrand H., Rey P., Jourdan F., Phillips B.R., Ricard Y. Global warming of the mantle beneath continents back to the Archaean // Gondwana Res., 2009, v. 15. P. 254-266.

222. Condie K.C. Episodic continental growth and supercontinents: a mantle avalanche connection? // Earth Planet. Sci. Lett., v.163, 1998. P. 97-108.

223. Condie K.C. Continental growth during formation of Rodinia at 1.35-0.9 Ga // Gondwana Res., 2001a, v.4. P. 516.

224. Condie K.C. Mantle plumes and their record in Earth history. Cambridge University Press, Cambridge, UK, 20016. 306 p.

225. Condie K.C., Aster R.C. Episodic zircon age spectra of orogenic granitoids: the supercontinent connection and continental growth // Precambrian Res., 2010, v. 180. P. 227-236. .

226. Cooke D.R., Bull S.W., Large R.R., McGoldrick P.J. The importance of oxidized brines for the formation of Australian Proterozoic stratiform sediment-hosted Pb-Zn (SEDEX) deposits // Economic Geol., 2000, v. 95. P. 1-18.

227. Cornell D.H., Pettersson A., Whitehouse M.J., Schersten A. A new chronostratigraphic paradigm for the age and tectonic history of the Mesoproterozoic Bushmanland ore district, South Africa // Economic Geol., 2009, v. 104. P. 385-404.

228. Cosca M.A., Mezger K., Essene E.J. The Baltica-Laurentia connection: Sveconorwegian (Grenvillian) metamor-phism, cooling, and unroofing in the Bamble Sector, Norway // J. Geology, 1998, v. 106. P. 539-552.

229. Cox R.A., Indares A., Dunning G.R. Temperature- time paths in the high-P Manicouagan Imbricate zone, eastern Grenville Province: evidence for two metamorphic events // Precambrian Res., 2002, v. 117. P. 225-250.

230. Coxhell S., Fehlberg B. Julia Creek vanadium and oil shale deposit // AIG Journal, May 2000, paper 2000-11 / www.aig.asn.au/aigiournal/coxhell and fehlburg.htm.

231. Cramer J.J. Sandstone-hosted uranium deposits in northern Saskatchewan as natural analogs to nuclear fuel waste disposal vaults // Chemical Geology, 1986, v. 55. P. 269-279.

232. Crouse R.A., Cerny P., Trueman D.L., Burt R.O. The Tanco pegmatite, southeastern Manitoba // The geology of industrial minerals in Canada. Can. Inst. Mining Metall., spec.v. 29. P. 169-176.

233. Crowell J. C. Ice ages recorded on Gondwanan continents // Trans. Geol. Soc. South Africa, 1983, v. 86. P. 237-262.

234. Cuney M., Kyser K. Recent and not-so-recent developments in uranium deposits and implications for exploration. Mineralogical Association of Canada, Short Course Series, 2008, v. 39. 272 p.

235. Dahlkamp F.J. Uranium ore deposits. Springer-Verlag, Berlin, 1993. 460p.

236. Dall'Agnol R., Costi H.T., da Leite A.A.S., de Magalhâes M.S., TeixeiraN.P. Rapakivi granites from Brazil and adjacent areas // Precambrian Res., 1999, v. 95. P. 9-36.

237. Dalziel I.W.D. Neoproterozoic-Paleozoic geography and tectonics: review, hypothesis and environmental speculation // GSA Bull., 1997, v. 109. P. 16-42.

238. DeGraaff-Surpless K., Graham S.A., Wooden J.L., McWilliams M.O. Detrital zircon provenance analysis of the Great Valley Group, California: Evolution of an arc-forearc system // Geol. Soc. America Bull., 2002, v. 114. P. 1564-1580.

239. De Launay L. Traité de métallogénie: gîtes minéraux et métallifères: gisements, recherche, production et commerce des minéraux utiles et minerais, description des principales mines. 3 tomes. Librairie Polytechnique Ch. Bér-anger, Paris et Liege, 1913.

240. De Ronde C.E.J., De Wit M.J. Tectonic history of the Barberton greenstone belt, South Africa: 490 million years of Archean evolution // Tectonics, 1994, v. 13(4). P. 983-1005.

241. De Vries S.T., Nijman W., De Boer P.L. Sedimentary geology of the Palaeoarchaean Buck Ridge (South Africa) and Kittys Gap (Western Australia) volcano-sedimentary complexes // Precambrian Res., 2010, v. 183. P. 749-769.

242. De Waal S.A. The Bon Accord nickel occurrence at Barberton // Anhaeusser C. R. & Maske S. (eds.): Mineral Deposits of Southern Africa, v. 1. Geol. Soc. S. Afr., 1986, Johannesburg. P. 287-291.

243. De Waal S.A., Maier W.D., Armstrong R.A., Gauert C.D.K. Parental magma and emplacement of the stratiform Uitkomst Complex // Canadian Mineralogist, 2001, v.39. P. 557-571.

244. Dickin A.P. Radiogenic isotope geology. 2nd edition. Cambridge Univ. Press, 2005. 512 p.

245. Du Toit M.C., Pringle I.C. Tin // Wilson M.G.C., Anhaeusser C.A. (eds.): The mineral resources of South Africa. Handbook, Council for Geoscience, 16, 1998. P. 613-620.

246. Duan Z.H., Hu W.X. The accumulation of potash in a continental basin: the example of the Qarhan Saline Lake, Qaidam Basin, West China // European J. Mineralogy, 2001, v. 13. P. 1223-1233.

247. Ducharme Y., Stevenson R.K., Machado,N. Sm-Nd geochemistry and U-Pb geochronology of the Preissac and Lamotte leucogranites, Abitibi Subprovince // Canadian J. Earth Sci., 1997, v. 34. P. 1059-1071.

248. Duncan R.K., Willett G.C. Mount Weld carbonatite // Hughes F.E. (ed.): Geology of the mineral deposits of Australia & Papua New Guinea. The AusIMM, Melbourne, 1990, Mono 14, v.l. P. 591-597.

249. Duuring P., Cassidy K.F., Hagemann S.G. Granitoid-associated orogenic, intrusion-related, and porphyry style metal deposits in the Archean Yilgarn Craton, Western Australia// Ore Geology Reviews, 2007, v. 32. P. 157-186.

250. Eastoe C.J., Gustin M.S., Hurlbut D.F., Orr R.L. Sulfur isotopes in Early Proterozoic volcanogenic massive sulfide deposits: new data from Arizona and implications for ocean chemistry // Precambrian Res., 1990, v.46. P. 353364.

251. Eaton G.F., Criss R.E., Fleck R.J., Bond W.D., Cleland R.W., Wavra C.S. Oxygen, carbon, and strontium isotope geochemistry of the Sunshine mine, Coeur d'Alene mining district, Idaho // Economic Geol., 1995, v. 90. P. 2274-2286.

252. Eigenbrode J.L., Freeman K.H., Summons R.E. Methylhopane biomarker hydrocarbons in Hamersley Province sediments provide evidence for Neoarchean aerobiosis. Earth Planet. Sci. Lett., 2008, v. 273. P. 323-331.

253. Ehlmann A.J., Walper J.L., Williams J. A new, Barringer Hill-type, rare-earth pegmatite from the Central Mineral Region, Texas // Economic Geol., 1964, v. 59. P. 1348-1360.

254. Eriksson K.A., Simpson E.L., Master S., Henry G. Neoarchaean (c. 2.58 Ga) halite casts: Implications for pa-laeoceanic chemistry // J. Geological Society, London, 2005, v. 162. P. 789-799.

255. Evans D.A. D. Stratigraphic, geochronological, and paleomagnetic constraints upon the Neoproterozoic climatic paradox // American J. Science, 2000, v. 300. P. 347-433.

256. Evans D.A.D. Proterozoic low orbital obliquity and axial-dipolar geomagnetic field from evaporite palaeolati-tudes // Nature, 2006, v. 44. P. 51-55 + Supplementary information.

257. Evans D.A.D., Beukes N.J., Kirschvink J.L. Low-latitude glaciation in the Paleoproterozoic // Nature, 1997, v. 386.P. 262-266.

258. Fairchild I., Kennedy M.J. Neoproterozoic glaciation in the Earth System // J. Geological Society, London, 2007, v. 164. P. 895-921.

259. Farquhar J., Bao H. M., Thiemens M. H. Atmospheric influence of Earth's earliest sulfur cycle // Sience, 2000, v. 289.P. 756-758.

260. Farquhar J., Peters M., Johnston D.T., Strauss H., Masterson A., Wiechert U., Kaufman A.J. Isotopic evidence for Mesoarchaean anoxia and changing atmospheric sulphur chemistry //Nature, 2007, v. 449. P. 706-709.

261. Farquhar J., Wu N.P., Canfield D.E., Oduro H. Connections between sulfiir cycle evolution, sulfur isotopes, sediments, and base metal sulfide deposits // Economic Geol., 2010, v. 105. P. 509-533.

262. Fedonkin M.A. Eukaryotization of the early biosphere: a biogeochemical aspect // Geochemistry International, 2009, v. 47, No. 13. P. 1265-1333.

263. Feng R., Kerrich R. Single zircon age constraints on the tectonic juxtaposition of the Archean Abitibi greenstone belt and Pontiac Subprovince, Quebec, Canada// Geochim. Cosmochim. Acta, 1990, v. 55. P. 3437-3441.

264. Fetherston J.M. Tantalum in Western Australia. Western Australia Geological Survey, 2004, Mineral Resources Bull, v. 22. 162 p.

265. Fiebig J, Woodland A.B, Spangenberg J, Oschmann W. Natural evidence for rapid abiogenic hydrothermal generation of CRt // Geochim. Cosmochim. Acta, 2007, v. 71. P. 3028-3039.

266. Flament N., Coltice N, Rey P.F. A case for late-Archaean continental emergence from thermal evolution models and hypsometry // Earth Planet. Sci. Lett, 2008, v. 275. P. 326-336.

267. Fraser G, Mcdougall I, Ellis D.J, Williams I.S. Timing and rate of isothermal decompression in Pan-African granulites from Rundvagshetta, East Antarctica // J. Metamorphic Geology, 2000, v. 18. P. 441-454.

268. Frakes L.A, Francis J.E, Syktus J.I. Climate modes of the Phanerozoic. New York: Cambridge University Press, 1992. 274 p.

269. Franklin J.M, Gibson H.L, Jonasson I.R, Galley A.G. Volcanogenic massive sulfide deposits // Hedenquist J, Thompson J.F.H, Goldfarb R.J, Richards J.P. (eds.): Economic Geol. 100th anniv.vol. Society Economic Geologists, Littleton, 2005. P. 523-560.

270. Frei R, Gaucher C, Poulton S.W, Canfield D.E. Fluctuations in Precambrian atmospheric oxygenation recorded by chromium isotopes // Nature, 2009, v. 461. P. 250-253.

271. Friend C.R.L, Nutman A.P. New pieces to the Archean jigsaw puzzle in the Nuuk region, southern West Greenland: steps in transforming a simple insight into a complex regional tectonothermal model // J. Geological Society, London, 2005, v.162. P. 147-162.

272. Frimmel H.E. Archean atmospheric evolution: evidence from the Witwatersrand gold fields, South Africa // Earth-Science Reviews, 2005, v. 70. P. 1-46.

273. Frimmel H.E. Earth's continental crustal gold endowment // Earth Planet. Sci. Lett, 2008, v.267. P. 45-55.

274. Frimmel H.E, Minter W.E.L. Recent developments concerning the geological history and genesis of the Witwatersrand gold deposits, South Africa // SEG Special Publication 9, 2002. P. 17-45.

275. Fu B., Kendrick M.A., Fairmaid A.M., Phillips D., Wilson C.J.L., Mernagh T.P. New constraints on fluid sources in orogenic gold deposits, Victoria, Australia //Contrib. Mineral. Petrol., 2011, DOI: 10.1007/s00410-011-0678-4.

276. Fyfe W.S. The evolution of the earth's crust: Modern plate tectonics to ancient hot spot tectonics? // Chemical Geology, 1978, v. 23. P. 89-114.

277. Gaillard F., Scaillet B., Arndt N.T. Atmospheric oxygenation caused by a change in volcanic degassing pressure // Nature, 2011, v. 478. P. 229-232.

278. Gandin A., Wright D.T., Melezhik V. Vanished evaporites and carbonate formation in the Neoarchaean Kogel-been and Gamohaan formations of the Campbellrand Subgroup, South Africa // J. African Earth Sciences, 2005, v. 41.P. 1-23.

279. Garzani E. Himalayan ironstones, "superplumes," and the breakup of Gondwana// Geology, 1993, v. 21. P. 105108.

280. Gauthier-Lafaye F., Weber F. Natural nuclear fission reactors: time constraints for occurrence, and their relation to uranium and manganese deposits and to the evolution of atmosphere // Precambrian Res., 2003, v.120. P. 81-100.

281. Giles A.D., Marshall B. Genetic significance of fluid inclusions in the CSA Cu-Pb-Zn deposit, Cobar, Australia //Ore Geology Reviews, 2004, v. 24. P. 241-266.

282. Golani P.R., Pandit M.K., Sial A.N., Fallick A.E., Ferreira V.P., Roy A.B. B-Na rich Palaeoproterozoic Aravalli metasediments of evaporitic association, NW India : a new repository of gold mineralization // Precambrian Res., 2002, v. 116. P. 183-198.

283. Goldfarb R.J., Groves D.I., Gardoll S. Orogenic gold and geologic time: a global synthesis // Ore Geology Reviews, 2001, v.18. P. 1-75.

284. Gough D.O. Solar interior structure and luminosity variations // Solar Physics, 1981, v. 74. P. 21-34.

285. Graupner T., Niedermann S., Rhede D., Kempe U., Seltmann R., Williams C.T., Klemd R. Multiple sources for mineralizing fluids in the Charmitan gold(-tungsten) mineralization (Uzbekistan) // Mineral. Deposita, 2010, v. 45. P. 667-682.

286. Gregory M.J., Schaefer B. F., Keays R.R., Wilde A.R. Rhenium-osmium systematics of the Mount Isa copper ore body and the Eastern Creek Volcanics, Queensland, Australia implications for ore genesis // Mineral. Deposita, 2008, v.43. P. 553-573.

287. Grenne T., Ihlen P. M., Vokes F. M. Scandinavian Caledonide metallogeny in a plate tectonic perspective // Mineral. Deposita, 1999, v. 34. P. 422-471.

288. Griffin W.L., O'Reilly S.Y., Afonso J.C., Begg G. The composition and evolution of lithospheric mantle: a reevaluation and its tectonic implications // J. Petrology, 2009, v. 50. P. 1185-1204.

289. Grotzinger J.P., Kasting J.F. New constraints on Precambrian ocean composition // J. Geology, 1993, v. 101. P. 235-243.

290. Grotzinger J.P., Knoll A.H. Stromatolites in Precambrian carbonates: evolutionary mileposts or environmental dipsticks? // Ann. Rev. Earth Planet. Sci., 1999, v. 27. P. 313-358.

291. Groves D.I., Bierlein F.P. Geodynamic settings of mineral deposit systems // J. Geological Society of London, 2007, v. 164. P. 19-30.

292. Groves D.I., Dunlop J.S.R., Buick R. An early habitat of life // Scientific American, 1981, v. 245. P. 64-73.

293. Groves D.I., Vielreicher R.M., Goldfarb R.J., Condie K.C. Controls on the heterogeneous distribution of mineral deposits through time // Mineral Deposits and Earth Evolution. Geological Society, London, Special Publications, 2005, v. 248. P. 71-101.

294. Gulbrandsen R.A. Precambrian phosphorite in the Belt Series in Montana // USGS Professional Paper 550-D, 1966. P. D199-D202.

295. Gurney J.J., Helmstaedt H.H., Richardson S.H., Shirey S.B. Diamonds through time // Economic Geol., 2010, v.105.P. 689-712.

296. Gutzmer J. The Paleoproterozoic carbonate-hosted Pering Pb-Zn deposit, South Africa. I. Styles of brecciation and mineralization // Mineral. Deposita, 2006, v. 40. P. 664-685.

297. Gutzmer J., Beukes N.J. Mineral paragenesis of the Kalahari manganese field, South Africa // Ore Geology Reviews, 1996, v. 11. P. 405-428.

298. Gutzmer J., Beukes N.J. Mineralogy and mineral chemistry of oxide-facies manganese ores of the Postmasburg manganese field, South Africa//Mineralogical Magazine, 1997, v. 61, pp. 213-231.

299. Habicht K. S., Gade M., Thamdrup B., Berg P., Canfield D. E. Calibration of sulfate levels in the Archean oceans // Science, 2002, v. 298. P. 2372-2374.

300. Hacker B.R., Yin A., Christie J. M., Snoke A.W. Differential stress, strain rate, and temperatures of mylonitiza-tion in the Ruby Mountains, Nevada: Implications for the rate and duration of uplift // J. Geophysical Res., 1990, v. 95. P. 8569-8580.

301. Hacker B.R., Ratschbacher L., Chateigner D. Exhumation of ultrahigh-pressure continental crust in east central China: late Triassic-Early Jurassic tectonic unroofing // J. Geophysical Res., 2000, v,105(B6). P. 13339-13364.

302. Halliday A.N. The origin and earliest history of the Earth // Meteorites, Comets and Planets (Davis A.M., ed.). Treatise on Geochemistry, v. 1. Elsevier-Pergamon, Oxford, 2003. P. 509-557.

303. Halverson G.P., Hoffman P.F., Schrag D.P., Maloof A.C., Rice A.H. Toward a Neoproterozoic composite carbon-isotope record // GSA Bull., 2005, v. 117. P. 1181-1207.

304. Hamade T., Konhauser K.O., Raiswell R., Goldsmith S., Morris R.C. Using Ge/Si ratios to decouple iron and silica fluxes in Precambrian banded iron formations // Geology, 2003, v. 31. P. 35-38.

305. Hames W.E, Tracy R.J., Bodnar R.J. Postmetamorphic unroofing history deduced from petrology, fluid inclusions, thermochronometry, and thermal modeling: An example from southwestern New England // Geology, 1989, v. 17. P. 727-730.

306. Hanmer S., Hamilton M.A., Crowley J.L. Geochronological constraints on Paleoarchean thrust nappe and Neoarchean accretionary tectonics in southern West Greenland // Tectonophysics, 2002, v. 350. P. 255-271.

307. Hardie L.A. Secular variation in seawater chemistry: an explanation for the coupled secular variation in the mineralogies of marine limestones and potash evaporites over the past 600 m.y. // Geology, 1996, v. 24. P. 279-283.

308. Hardie L.A. Secular variations in Precambrian seawater chemistry and the timing of Precambrian aragonite seas and calcite seas // Geology, 2003, v. 31. P. 785-788.

309. Harlov D.E., Andersson U.B., Forster H.-J., Nystrom J.O., Dulski P., Broman C. Apatite-monazite relations in the Kiirunavaara magnetite-apatite ore, northern Sweden // Chemical Geol., 2002, v.191. P. 47-72.

310. Harris N.B.W., Marriner G.F. Geochemistry and pedogenesis of a peralkaline granite complex from the Midian Mountains, Saudi Arabia// Lithos, 1980, v. 13. P. 325-337.

311. Harris P.D., Robb L.J., Tomkinson M.J. The nature and structural setting of rare-element pegmatites along the nothern flank of the Barberton greenstone belt, South Africa // South Afr. J. Geology, 1995, v. 98. P. 82-94.

312. Hawkesworth C.J., Dhuime B., Pietranik A.B., Cawood P.A., Kemp A.I.S., Storey C.D. The generation and evolution of the continental crust // J. Geological Society, London, 2010, v. 167. P. 229-248.

313. Helba H., Trumbull R.B., Morteani G., Khalil S.O., Arslan A. Geochemical and petrographic studies of Ta mineralization in the Nuweibi albite granite complex, Eastern Desert, Egypt // Mineral. Deposita, 1997, v.32. P. 164179.

314. Helvaci C., Alonso R.N. Borate deposits of Turkey and Argentina: a summary and geological comparison // Turkish J. Earth Sci, 2000, v. 24. P. 1-27.

315. Hessler A.M., Lowe D.R., Jones R.L., Bird D.K. A lower limit for atmospheric carbon dioxide levels 3.2 billion years ago // Nature, 2004, v. 428. P. 736-738.

316. Hitzman M.W., Valenta R. Uranium in iron oxide-copper-gold (IOCG) systems // Economic Geol., 2005, v. 100. P. 1657-1661.

317. Hitzman M.W., Reynolds N.A., Sangster D.F., Allen C.R., Carman C.E. Classification, genesis, and exploration guides for nonsulfide zinc deposits // Economic Geol., 2003, v. 98. P. 685-714.

318. Hitzman M., Kirkham R., Broughton D., Thorson J., Selley D. The sediment-hosted stratiform copper ore system // Hedenquist J., Thompson J.F.H., Goldfarb R.J., Richards J.P. (eds.): Economic Geol. 100th anniv.vol., SEG, Littleton, 2005. P. 609-642.

319. Hoatson D.M., Jaireth S., Jaques A.L. Nickel sulfide deposits in Australia: characteristics, resources, and potential // Ore Geology Reviews, 2006, v. 29. P. 177-241.

320. Hoffman P.F. Rodinia, Gondwanaland, Pangea and Amasia: alternating kinematic scenarios of supercontinental fusion (abstract) // EOS, Trans. American Geophysical Union, 1992, v.73, № 14, Supplement. P. 282.

321. Hofmann A. The geochemistry of sedimentary rocks from the Fig Tree Group, Barberton greenstone belt: Implications for tectonic, hydrothermal and surface processes during mid-Archaean times // Precambrian Res., 2005, v.143.P. 23-49.

322. Hoffman P.F., Kaufman A.J., Halverson G.P., Schrag D.P. A Neoproterozoic snowball Earth // Science, 1998, v. 281. P. 1342-1346.

323. Hodges K.V. Geochronology and thermochronology in orogenic systems // Rudnick R.L. (ed.): Treatise on Geochemistry, v. 3: The crust. Oxford: Elsevier-Pergamon, 2003. P. 263-292.

324. Holland H.D. The chemical evolution of the atmosphere and oceans // Princeton, New Jersey, University Press, 1984.582 p.

325. Holland H. D. The oxygenation of the atmosphere and oceans // Philosophical Transactions of the Royal Society B: Biological Sciences, 2006, v. 361. P. 903-915.

326. Holland H.D. Why the atmosphere became oxygenated: a proposal // Geochim. Cosmochim. Acta, 2009, v. 73. P. 5241-5255.

327. Holtz F., Behrens H., Dingwell D. B., Johannes W. Water solubility in haplogranitic melts: Compositional, pressure and temperature dependence // American Mineralogist, 1995, v.80. P. 94-108.

328. House M.A., Bowring S.A., Hodges K.V. Implications of middle Eocene epizonal plutonism for the unroofing history of the Bitterroot metamorphic core complex, Idaho-Montana // Geol. Soc. America Bull., 2002, v. 114. P. 448-461.

329. Huang W.L., Wyllie P.J. Phase relations of S-type granite with H20 to 35 kbar: muscovite granite from Harney Peak, South Dakota//J. Geophysical Res., 1981, v. 86. P. 10515-10529.

330. Huizenga J.M., Gutzmer J., Banks D., Greyling L.N. The Paleoproterozoic carbonate-hosted Pering Zn-Pb deposit, South Africa: II. Fluid inclusion, fluid chemistry and stable isotope constraints // Mineral. Deposita, 2006, v. 40. P. 686-706.

331. Hurley P.M., Rand P.J. Pre-drift continental nuclei // Science, 1969, v. 164. P. 1229-1242.

332. Huston D.L., Logan G.A. Barite, BIFs and bugs: evidence for the evolution of the Earth's early hydrosphere // Earth Planet. Sci. Lett., 2004, V. 220. P. 41-55.

333. Huston D.L., Sun S.-S., Blewett R„ Hickman A.H., Van Kranendonk M., Phillips D., Baker D., Brauhart C. The timing of mineralization in the Archean North Pilbara terrain, Western Australia // Economic Geol., 2002, v. 97. P. 733-756.

334. Jacobsen S.B. The Hf-W isotopic system and the origin of the earth and moon // Annu. Rev. Earth Planet. Sci., 2005, v. 33. P. 531-570.

335. Jahn B.M., Wu F.Y., Capdevila R., Martineau F., Wang Y.X., Zhao Z.H. Highly evolved juvenile granites with tetrad REE patterns: the Woduhe and Baerzhe granites from the Great Xing'an Mountain in NE China // Lithos, 2001, v. 59. P. 171-198.

336. Janse A.J. A., Sheahan P. A. Catalogue of world wide diamond and kimberlite occurrences: a selective and anno-tative approach. // J. Geochemical Exploration, 1995, v.53. P.73-111.

337. Johnson C.M., Beard B.L., Roden E.E. The iron isotope fingerprints of redox and biogeochemical cycling in the modern and ancient Earth // Ann. Rev. Earth Planet. Sci., 2008a, v. 36. P. 457-493.

338. Johnson C.M., Beard B.L., Klein C., Beukes N.J., Roden E.E. Iron isotopes constrain biologic and abiologic processes in banded iron formation genesis // Geochim. Cosmochim. Acta, 20086, v. 72. P. 151-169.

339. Jones C.B. Coppin Gap copper-molybdenum deposit // Australian Institute of Mining and Metallurgy Monograph, v.14, 1990. P. 141-144.

340. Kah L.C., Lyons T.W., Frank T.D. Low marine sulphate and protracted oxygenation of the Proterozoic biosphere //Nature, 2004, v. 431. P. 834-838.

341. Kaminsky F.V., Sablukov S.M., Sablukova L.I., Channer D.M.DeR. Neoproterozoic «anomalous» kimberlites of Guaniamo, Venezuela: mica kimberlites of'isotopic transitional' type // Lithos, 2004, v.76. P. 565-590.

342. Kappler A., Pasquero C., Konhauser K.O., Newman D.K. Deposition of banded iron formations by anoxygenic phototrophic Fe(II)-oxidizing bacteria// Geology, 2005, v. 33. P. 865-868.

343. Karhu J.A., Holland, H.D. Carbon isotopes and the rise of atmospheric oxygen // Geology, 1996, v. 24. 867870.

344. Kasting J.F. Theoretical constraints on oxygen and carbon-dioxide concentrations in the Precambrian atmosphere // Precambrian Res., 1987, v. 34. P. 205-229.

345. Kasting J.F. Methane and climate during the Precambrian era // Precambrian Res., 2005, v. 137. P. 119-129.

346. Kazmierczak J., Altermann W., Kremer B., Kempe S., Eriksson P.G. Mass occurrence of benthic coccoid cyano-bacteria and their role in the production of Neoarchean carbonates of South Africa // Precambrian Res., 2009, v. 173. P. 79-92

347. Keays R.R., Lightfoot P.C. Formation of Ni—Cu-Platinum Group Element sulfide mineralization in the Sudbury impact melt sheet // Mineralogy and Petrology, 2004, v. 82. P. 217-258.

348. Keenan J. The Bon Accord nickel sulphide deposit, Barberton greenstone belt // Anhaeusser C. R. & Maske S. (eds.): Mineral Deposits of Southern Africa, v. 1. Geol. Soc. South Afr., Johannesburg, 1986. P. 281-285.

349. Kennedy M.J., Christie-Blick N., Soh, L.E. Are Proterozoic cap carbonates and isotopic excursions a record of gas hydrate destabilization following Earth's coldest intervals? // Geology, 2001, v. 29. P. 443-446.

350. Kenrick P., Crane P.R. The origin and early evolution of plants on land // Nature, 1997, v. 389. P. 33-39.

351. Kerrich R., Goldfarb R., Groves D., Garwin S. The geodynamics of world-class gold deposits: characteristics, space-time distribution, and setting // SEG Reviews, 2000, v. 13. P. 501-551.

352. Kerrich R., Goldfarb R.J., Richards J. Metallogenic provinces in an evolving geodynamic framework // Heden-quist J., Thompson J.F.H., Goldfarb R.J., Richards J.P. (eds.): Economic Geol. 100th anniv.vol., SEG, Littleton, 2005. P.1097-1136.

353. Kesler S.E., Wilkinson B.H. The role of exhumation in the temporal distribution of ore deposits // Economic Geology, 2006, v. 101. P. 919-922.

354. Kesler S.E., Reich M., Jean M. Geochemistry of fluid inclusion brines from Earth's oldest Mississippi Valleytype (MVT) deposits // Chemical Geology, 2007, v. 237. P. 234-248.

355. Kharecha P., Kasting J., Siefert J.L. A coupled atmosphere-ecosystem model of the early Archean Earth // Geo-biology, 2005, v. 3, 2005. P. 53-76.

356. Kinnaird J.A. The Bushveld large igneous province // www.largeigneousprovinces.org/ LOM. html May 2005.

357. Kirk J., Ruiz J., Chesley J., Titley S., Walshe J. A detrital model for the origin of gold and sulfides in the Wit-watersrand basin based on Re-Os isotopes. // Geochim. Cosmochim. Acta, 2001, v.65. P.2149-2159.

358. Kirk J., Ruiz J., Chesley J., Walshe J., England G. A major Archean gold and crust-forming event in the Kaap-vaal Craton, South Africa // Science, 2002, v. 297. P. 1856-1858.

359. Kirschvink J.L. Late Proterozoic low-latitude global glaciation: the snowball Earth // Schopf J.W., Klein C. (Eds.): The Proterozoic Biosphere. Cambridge University Press, Cambridge, 1992. P. 51-57.

360. Kirschvink J.L., Kopp R.E. Palaeoproterozoic ice houses and the evolution of oxygen-mediating enzymes: the case for a late origin of photosystem II // Royal Society of London Philosophical Transactions, ser. B, 2008, v. 363. P.2755-2765.

361. Klein C. Some Precambrian banded iron-formations (BIFs) from around the world: Their age, geologic setting, mineralogy, metamorphism, geochemistry, and origin. // American Mineralogist, 2005, v. 90, p. 1473-1499.

362. Klein C., Ladeira E.A. Geochemistry and mineralogy of Neoproterozoic banded iron-formations and some selected, siliceous manganese formations from the Urucum district, Mato Grosso do Sul, Brazil // Economic Geol., 2004, v. 99. P. 1233-1244.

363. Kleine T., Mezger K., Palme H., Munker C. The W isotope evolution of the bulk silicate Earth: constraints on the timing and mechanisms of core formation and accretion // Earth Planet. Sci. Lett., 2004, v. 228. P. 109-123.

364. Knoll A. End of the Proterozoic eon // Scientific American, 1991, v. 265, no. 4. P. 64-73.

365. Knoll A. Biomineralization and evolutionary history // Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 2003, v. 54. P. 329-356.

366. Knoper M., Jordan T.H., Ashwal L.D. Thinspot origin for the Bushveld Complex? // www.geocities.com/Yosemite/Trails/1453/faf4bic2.htm. 1999. 12 p.

367. Kohler J., Konnerup-Madsen J., Markl G. Fluid geochemistry in the Ivigtut cryolite deposit, South Greenland // Lithos, 2008, v. 103. P. 369-392.

368. Kokonyangi J., Kampunzu A.B., Armstrong R., Yoshida M., Okudaira T., Arima M., Ngulube D.A. The Meso-proterozoic Kibaride belt (Katanga, SE D.R. Congo) // J. Afr. Earth Sciences, 2006, v. 46. P. 1-35.

369. Kominou A., Sverjensky D.A. Geochemical modelling of the formation of an unconformity-type uranium deposit // Economic Geol., 1996, v. 91. P. 590-606.

370. Konhauser K.O., Hamade T., Morris R.C., Ferris F.G., Southam G., Raiswell R., Canfield D. Could bacteria have formed the Precambrian banded iron formations? // Geology, 2002, v. 30. P. 1079-1082.

371. Konhauser K.O., Amskold L., Lalonde S.V., Posth N.R., Kappler A., Anbar A. Decoupling photochemical Fe(II) oxidation from shallow-water BIF deposition // Earth Planet. Sci. Lett., 2007, v. 258. P. 87-100.

372. Konhauser K.O., Pecoits E., Lalonde S.V., Papineau D., Nisbet E.G., Barley M.E., Arndt N.T., Zahnle K., Kam-ber B.S. Oceanic nickel depletion and a methanogen famine before the Great Oxidation Event // Nature, 2009, v. 458. P. 750-753.

373. Kontak D.J., Clark A.H. Genesis of the giant bonanza San Rafael lode tin deposit, Peru: origin and significance of pervasive alteration // Economic Geol., 2002, v. 97. P. 1741-1777.

374. Kotkova J., Gerdes A., Parrish R.R., Novak M. Clasts of Variscan high-grade rocks within Upper Visean conglomerates constraints on exhumation history from petrology and U-Pb chronology // J. Metamorphic Geology, 2007, v. 25. P. 781-801.

375. Kotzer T.G., Kyser T.K. O, U, and Pb isotopic and chemical variations in uraninite: Implications for determining the temporal and fluid history of ancient terrains // American Mineralogist, 1993, v. 78. P. 1262-1274.

376. Kump L.R., Barley M.E. Increased subaerial volcanism and the rise of atmospheric oxygen 2.5 billion years ago // Nature, 2007, v. 448 (7157). P. 1033-1036.

377. Kiister D. Granitoid-hosted Ta mineralization in the Arabian-Nubian shield: ore deposit types, tectono-metallogenetic setting and petrogenetic framework // Ore Geology Reviews, 2009, v. 35. P. 68-86.

378. Kuster D., Romer G., Tolessa D., Zerihun D., Bheemalingeswara K., Melcher F., Oberthur T. The Kenticha rare-element pegmatite, Ethiopia: internal differentiation, U-Pb age and Ta mineralisation // Mineral. Deposita, 2009, v.44. P. 723-750.

379. Macdonald F.A., Schmitz M.D., Crowley J.L., Roots C.F., Jones D.S., Maloof A.C., Strauss J.V., Cohen P.A., Johnston D.T., Schrag D.P. Calibrating the Cryogenian // Science, 2010, v. 327, no. 5970. P. 1241-1243.

380. Maier W.D. The potential for magmatic Ni sulfide ores in South African komatiites: A review // South African J. Geology, 2003, v. 106. P. 35-40.

381. Maier W.D., Arndt N.T., Curl E.A. Progressive crustal contamination of the Bushveld Complex: evidence from Nd isotopic analyses of the cumulate rocks // Contrib. Mineral. Petrol., 2000, v. 140. P. 316-327.

382. Maier W.D., Barnes S.J., Chinyepi G., Barton J.M., Eglington B., Setshedi I. The composition of magmatic Ni-Cu-(PGE) sulfide deposits in the Tati and Selebi-Phikwe belts of eastern Botswana // Mineral. Deposita, 2008, v. 43. P. 37-60.

383. Maphalala R.M., Trumbull R.B. A geochemical and Rb/Sr isotopic study of Archean pegmatite dykes in the Tin Belt ofSwaziland//South Afr. J. Geology, 1998, v. 101. P. 53-65.

384. Maphalala R.M., Kroner A., Kramers J.D. Rb-Sr ages for Archean granitoids and tin-bearing pegmatites in Swaziland, southern Africa // J. Afr. Earth Sci., 1989, v. 9. P. 749-757.

385. Mareschal J.-C. Thermal regime and post-orogenic extension in collision belts // Tectonophysics, 1994, v. 238. p. 471-484.

386. Marshall D.D., Watkinson D.H. The Cobalt mining district: silver sources, transport and deposition // Exploration and Mining Geology, 2000, v. 9. P. 81-90.

387. Martignole J., Reynolds P. 40Ar/39Ar thermochronology along a western Quebec transect of the Grenville Province, Canada // J. Metamorphic Geology, 1997, v. 15. P. 283-296.

388. Martin Y.J. The Bikita tinfield // South. Rhodesia Geol. Surv. Bull., 1964, v. 58. P. 114-143.

389. Martinez F.J., Julivert M., Sebastian A., Arboleya M.L., Gil Ibarguchi J.I. Structural and thermal evolution of high-grade areas in the northwestern parts of the Iberian Massif// American J. Sci.,1988, v. 288. P. 969-996.

390. Martini J.E.J., Hammerbeck E.C.I. Fluorspar // Wilson M.G.C., Anhaeusser C.A. (eds.): The mineral resources of South Africa. Handbook, Council for Geoscience, 16, 1998. P. 269-279.

391. Maynard J.B., Van Houten F.B. Descriptive model of oolitic ironstones //U.S. Geological Survey Bulletin 2004, 1992. P. 39-40.

392. McClung C.R., Gutzmer J., Beukes N.J. A new chronostratigraphic paradigm for the age and tectonic history of the Mesoproterozoic Bushmanland ore district, South Africa a discussion // Economic Geol., 2010, v. 105. P. 1277-1285.

393. McCready A.J., Stumpfl E.F., Lally J.H., Ahmad M., Gee R.D. Polymetallic Mineralization at the Browns deposit, Rum Jungle mineral field, Northern Territory, Australia // Economic Geol., 2004, V. 99. P. 257-277.

394. McKeegan K.D., Kudryavtsev A.B., Schopf J.W. Raman and ion microscopic imagery of graphitic inclusions in apatite from older than 3830 Ma Akilia supracrustal rocks, West Greenland // Geology, 2007, v. 35. P. 591-594.

395. Melezhik V.A. Multiple causes of Earth's earliest global glaciation // Terra Nova, 2006, v. 18. P. 130-137.

396. Melezhik V.A., Fallick A.E., Hanski E. Kump L., Lepland A., Prave A., Strauss H. Emergence of the modern Earth system during the Archean-Proterozoic transition // GSA Today, 20056, v. 15, no. 11. P. 4-11.

397. Melezhik V.A., Huhma H., Condon D.J., Fallick A.E., Whitehouse M.J. Temporal constraints on the Paleopro-terozoic Lomagundi-Jatuli carbon isotopic event // Geology, 2007, v. 35. P. 655-658.

398. Melezhik V.A, Pokrovsky B.G, Fallick A.E, Kuznetsov A.B., Bujakaite M.I. Constraints on 87Sr/86Sr of Late Ediacaran seawater: insight from Siberian high-Sr limestones // J. Geological Society, London, 2009, v. 166. P. 183191.

399. Menneken M, Nemchin A.A, Geisler T„ Pidgeon R.T, Wilde S.A. Hadean diamonds in zircon from Jack Hills, Western Australia // Nature, 2007, v:448. P. 917-920.

400. Metelkin D.V, Vernikovsky V.A, Kazansky A.Y, Bogolepova O.K., Gubanov A.P. Paleozoic history of the Kara microcontinent and its relation to Siberia and Baltica: Paleomagnetism, paleogeography and tectonics // Tec-tonophisics, 2005, v. 398. P. 225-243.

401. Micheels A, Montenari M. A snowball Earth versus a slushball Earth: Results from Neoproterozoic climate modeling sensitivity experiments // Geosphere, 2008, v. 4. P. 401-410.

402. Middlemost E. Mineralogy and petrology of the rauhaugites of the Mt Weld carbonatite complex of Western Australia//Mineralogy and .Petrology, 1990, v. 41. P. 145-161.

403. Migisha C.J.R, Both R.A. Mineralogy and genesis of the Trench tungsten-molybdenum deposit, Mount Mul-gine, Western Australia // Mineral. Deposita, 1991, v. 26. P. 247-256.

404. Mineral deposits of Europe. V. 1: Northwest Europe. S.H.U. Bowie, A. Kvalheim & H. W. Haslam (eds.). The Institution of Mining and Metallurgy and the Mineralogical Society, London, 1978. 362 p.

405. Mineral deposits of Europe. V. 3: Central Europe. F.W. Dunning & A. M. Evans (eds.). The Institution of Mining and Metallurgy and the Mineralogical Society, London, 1986. 355 p.

406. Mohamed E.H. Rare metal-bearing and barren granites, Eastern Desert of Egypt: geochemical characterization and metallogenetic aspects // J. African Earth Sciences, 1993, v. 17. P. 525-539.

407. Mondal S.K, Ripley E.M, Li C, Frei R. The genesis of Archaean chromitites from the Nuasahi and Sukinda massifs in the Singhbhum Craton, India // Precambrian Res, 2006, v.148. P. 45-66.

408. Mora C.I, Driese S.G, Colarusso L. Middle to late Paleozoic atmospheric C02 levels from soil carbonate and organic matter//Science, 1996, v. 271. P. 1105-1 107.

409. Morteani G, Preinfalk A, Horn A.H. Classification and mineralization potential of the pegmatites of the Eastern Brazilian Pegmatite Province // Mineral. Deposita, 2000, v. 35. P. 638-655.

410. Mosher S, Levine J.S.F, Carlson W.D. Mesoproterozoic plate tectonics: A collisional model for the Grenville-aged orogenic.belt in the Llano Uplift, central Texas // Geology, 2008, v. 36. P. 55-58.

411. Nance R.D, Worsley T.R, Moody J.B. Post-Archean biogeochemical cycles and long-term episodicity in tectonic processes//Geology, 1986, v. 14. P. 514-518.

412. Narbonne G.M. The Ediacara biota: Neoproterozoic origin of animals and their ecosystems // Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 2005, v. 33. P. 421-422.

413. Neder R.D.N, Figueiredo B.R, Beaudry C, Collins C, Leite J.A.D. The Expedito massive sulfide deposit, Mato Grosso // Revista Brasileira de Geociencias, 2000, v.30, №2. P. 222-225.

414. Nelson B.K, DePaolo D.J. Rapid production of continental crust 1.7 to 1.9 b.y. ago: Nd isotopic evidence from the basement of the North American mid-continent // GSA Bull, 1985, v. 96. P. 746-754.

415. Nhleko N. The Pongola Supergroup in Swaziland. Unpublished PhD thesis, Rand Afrikaans University, Johhan-nesburg, South Africa, 2003. 299 p.

416. Nijman W, De Bruin K, Valkering M. Growth fault control of early Archaean cherts, barite mounds, and chert-barite veins, North Pole Dome, Eastern Pilbara, Western Australia // Precambrian Res, 1998, v. 88. P. 25-52.

417. Nisbet E.G., Fowler C.M.R. The early history of life // Treatise on Geochemistry (H.D. Holland & K.K. Ture-kian, eds.), v. 8 Biogeochemstry (W.H. Schlesinger, ed.), Elsevier Science, Amsterdam, 2003. P. 1-39.

418. Nutman A.P, Friend C.R.L. Petrography and geochemistry of apatites in banded iron formation, Akilia, W. Greenland: consequences for early life // Precambrian Res, 2006, v. 147. P. 100-106.

419. Nutman A. P, Bridgwater D. Early Archaean Amitsoq tonalites and granites from the Isukasia area, southern west Greenland: Development of the oldest-known sial // Contrib. Mineral. Petrol, 1986, v. 94. P. 137-148.

420. Nutman A, Allaart J, Bridgwater D, Dimroth E, Rosing M. Stratigraphic and geochemical evidence for the de-positional environment of the Early Archaean Isua supracrustal belt, southern West Greenland // Precambrian Res, 1984, v. 25. P. 365-396.

421. Nutman A.P, Mojzsis S.J, Friend C.R.L. Recognition of 3850 Ma water-lain sediments in West Greenland and their significance for the early Archaean Earth // Geochim. Cosmochim. Acta, 1997, v.61. P. 2475-2484.

422. Nutman A.P., Friend C.R.L., Bennett V.C. Review of the oldest (4400-3600 Ma) geological record: glimpses of the beginning //Episodes, 2001, v.24. P.93-101.

423. Nutman A.P., Friend C.R.L., Bennett V.C. Evidence for 3650-3600 Ma assembly of the northern end of the Itsaq Gneiss Complex, Greenland: implication for early Archean tectonics // Tectonics, 2002, v. 21, 10.1029/2000TC001203.

424. O'Neil J., Carlson R. W., Francis D., Stevenson R. K. Neodymium-142 evidence for Hadean mafic crust // Science, 2008, v. 321. P. 1828-1831.

425. O'Neil J., Francis D., Carlson R.W. Implications of the Nuwuagittuq greenstone belt for the formation of earth's early crust // J. Petrology, 2011, v. 52. P. 985-1009.

426. Ohlander B. Geochemistry of Proterozoic molybdenum mineralized aplites in northern Sweden // Mineral. Deposita, 1985, v. 20. P. 241-248.

427. Okita P.M. Manganese carbonate mineralization in the Molango district, Mexico // Economic Geol., 1992, v.87. P. 1345-1366.

428. Olcott A.N., Sessions A.L., Corsetti F.A., Kaufman A.J., de Oliviera T.F. Biomarker evidence for photosynthesis during Neoproterozoic glaciation // Science, 2005, v. 310. P. 471-474.

429. O'Reilly S.Y., Griffin W.L. 4-D lithospheric mapping: a review of the methodology with examples // Tectono-physics, 1996, v. 262. P. 3-18.

430. Ostwald J. The biogeochemical origin of the Groote Eylandt manganese oxide pisoliths and ooliths, northern Australia // Ore Geology Reviews, 1990, v.5. P.469-490.

431. Panneerselvam K., Macfarlane A.W., Salters V.J.M. Provenance of ore metals in base and precious metal deposits of Central Idaho as inferred from lead isotopes//Economic Geol., 2006, v. 101. P. 1063-1077.

432. Papineau D. Global biogeochemical changes at both ends of the proterozoic: insights from phosphorites // Astro-biology, 2010, v.l0(2). P. 165-181.

433. Papineau D., Mojzsis S.J., Schmitt A.K. Multiple sulfur isotopes from Paleoproterozoic Huronian interglacial sediments and the rise of atmospheric oxygen // Earth Planet. Sci. Lett., 2007, v. 255.P. 188-212.

434. Paracatu mine technical report. December, 2005 // www.kinross.com/op/pdf technical-report-paracatu.pdf.

435. Parfrey L.W., Lahr D.J. G., Knoll A.H., Katz L.A. Estimating the timing of early eukaryotic diversification with multigene molecular clocks//PNAS, 2011, v. 108, no. 33. P. 13624-13629.

436. Partington G.A., McNaughton N.J., Williams I.S. A review of the geology, mineralization, and geochronology of the Greenbushes Pegmatite, Western Australia // Economic Geol., 1995, v. 90. P. 616-635.

437. Pavlov A. A, Kasting J.F. Mass-independent fractionation of sulfur isotopes in Archaen sediments: Strong evidence for an anoxic Ar-chean atmosphere // Astrobiology, 2002, v. 2. P. 27-41.

438. Pavlov A.A., Kasting J.F., Brown L.L., Rages K.A., Freedman R. Greenhouse warming by CH4 in the atmosphere of early Earth // J. Geophysical Res., 2000, v. 105. P. 11981-11990.

439. Pavlov A.A., Hurtgen M.T., Kasting J.F., Arthur M.A. Methane-rich Proterozoic atmosphere // Geology, 2003, v. 31. P. 87-90.

440. Peltier W.R., Liu Y., Crowley J.W. Snowball Earth prevention by dissolved organic carbon remineralization // Nature, 2007, v. 450. P. 813-818.

441. Peng Q.M., Palmer M.R. The Paleoproterozoic Mg and Mg-Fe borate deposits of Liaoning and Jilin provinces, northeast China // Economic Geol., 2002, v. 97. P. 93-108.

442. Percival J.A. Kyanite-bearing rocks from the Hackett River area, N.W.T.: Implications for Archaean geothermal gradients // Contrib. Mineral. Petrol., 1979, v. 69. P. 177-184.

443. Petsch S.T. The global oxygen cycle // Treatise on Geochemistry (H.D. Holland & K.K. Turekian, eds.), v. 8 Biogeochemstry (W.H. Schlesinger, ed.), Elsevier Science, Amsterdam, 2003. P. 515-556.

444. Phillips G.N., Powell R. Formation of gold deposits: a metamorphic devolatilization model // J. Metamorphic Geology, 2010, v. 28. P. 689-718.

445. Pigois J.-P., Groves D.I., Fletcher I.R., McNaughton N.J., Snee L.W. Age constraints on Tarkwaian palaeoplacer and lode-gold formation in the Tarkwa-Damang district, SW Ghana // Mineral. Deposita, 2003, V.38. P. 695-714.

446. Pina R., Rome I., Ortega L., Lunar R., Capote R., Gervilla F., Tejero R., Quesada C. Origin and emplacement of the Aguablanca magmatic Ni-Cu-(PGE) sulfide deposit, SW Iberia: a multidisciplinary approach // GSA Bull., 2010, v. 122. P. 915-925.

447. Pirajno F. Metallogeny in the Capricorn Orogen, Western Australia, the result of multiple ore-forming processes // Precambrian Res., 2004, v.128. P. 411-439.

448. Pirajno F. Hydrothermal processes and mineral systems. Springer, Berlin. 2009. 1250 p.

449. Pirajno F., Burlow R., Huston D. The Magellan Pb deposit, Western Australia; a new category within the class of supergene non-sulphide mineral systems // Ore Geology Reviews, 2010, v. 37. P. 101-113.

450. Planavsky N.J., McGoldrick P., Scott C.T., Li C., Reinhard C.T., Kelly A.E., Chu X., Bekker A., Love G.D., Lyons T.W. Widespread iron-rich conditions in the mid-Proterozoic ocean //Nature, 2011, v. 477. P. 448-452.

451. Polito P. A., Kyser T.K., Thomas D., Marlatt J., Drever G. Re-evaluation of the petrogenesis of the Proterozoic Jabiluka unconformity-related uranium deposit, Northern Territory, Australia // Mineral. Deposita, 2005, v 40. P. 257-288.

452. Porter S.M. The fossil record of early eukaryotic diversification // Waggoner B., Lipps J. (eds.): Biological revolutions in the Neoproterozoic and Cambrian. The Paleontological Society Papers, 2004, v. 10. P. 35-50.

453. Poudjom Djomani Y.H., O'Reilly S.Y., Griffin W.L., Morgan P. The density structure of subcontinental lithosphere through time // Earth Planet. Sci. Lett., 2001, v.184. P. 605-621.

454. Poulton S.W., Fralick P.W., Canfield D.E. The transition to a sulfidic ocean ~ 1.84 billion years ago // Nature, 2004, v. 431. P. 173-177.

455. Powell C. McA. Are Neoproterozoic glacial deposits preserved on the margins of Laurentia related to the fragmentation of two supercontinents?: Comment// Geology, 1995, v.23. P. 1053-1054.

456. Prendergast M.D. The nickeliferous Late Archean Reliance komatiitic event in the Zimbabwe craton magmatic architecture, physical volcanology, and ore genesis // Economic Geol., 2003, v. 98. P. 865-891.

457. Prendergast M.D. Archean komatiitic sill-hosted chromite deposits in the Zimbabwe Craton // Economic Geol., 2008, v. 103. P. 981-1004.

458. Pufahl P.K., Fralick P.W. Depositional controls on Palaeoproterozoic iron formation accumulation, Gogebic Range, Lake Superior region, USA // Sedimentology, 2004, v. 51. P. 791-808.

459. Ramsden A.R., French D.H., Chalmers D.I. The volcanic-hosted rare-metals deposit at Brockman, Western Australia: mineralogy and geochemisty of the Niobium Tuff // Mineral. Deposita, 1993, v. 28. P. 1-12.

460. Rasmussen B., Buick R. Redox state of the Archean atmosphere: evidence from detrital heavy minerals in ca. 3250-2750 Ma sandstones from the Pilbara Craton, Australia // Geology, 1999, v. 27. P. 115-118.

461. Rasmussen B., Fletcher I.R., Muhling J.R., Gregory C.J., Wilde S.A.W. Metamorphic replacement of mineral inclusions in detrital zircon from Jack Hills, Australia: implications for the Hadean Earth // Geology, 2011, v. 39. P.1143-1146.

462. Requia K., Stein H., Fontbote L., Chiaradia M. Re-Os and Pb-Pb geochronology of the Archean Salobo iron oxide copper-gold deposit, Carajas mineral province, northern Brazil // Mineral. Deposita, 2003, v. 38. P. 727-738.

463. Rey P.F., Coltice N. Neoarchean lithospheric strengthening and the Earth's geochemical reservoirs // Geology, 2008, v. 36(8). P. 635-638.

464. Reymer A. , Schubert G. Phanerozoic addition rates to the continental crust and crustal growth // Tectonics, 1984, v.3.P. 63-77.

465. Rey P.F., Coltice N. Neoarchean strengthening of the lithosphere and the coupling of the Earth's geochemical reservoirs // Geology, 2008, v. 36. P. 635-638.

466. Robb L.G, Robb V.M. Gold in the Witwatersrand basin // Wilson M.G.C., Anhaeusser C.A. (eds.): The mineral resources of South Africa. Handbook, Council for Geoscience, 16, 1998. P. 294-349.

467. Roberts N.M.W. Increased loss of continental crust during supercontinent amalgamation // Gondwana Res., 2011, doi: 10.1016/j.gr.2011.08.001.

468. Robinson A., Spooner E.T.C. Postdepositional modification of uraninite-bearing quartz-pebble conglomerates from the Quirke Ore Zone, Elliot Lake, Ontario // Economic Geol., 1984, v.79. P. 297-321.

469. Rogers J.J.W., Santosh M. Continents and supercontinents. Oxford University Press, 2004. 328 p.

470. Rogers J.J.W., Santosh M. Supercontinents in Earth history // Gondwana Res., 2003, v. 6. P. 357-368.

471. Rona P. A. The changing vision of marine minerals // Ore Geology Reviews, 2008, v. 33. P. 618-666.

472. Rosenberg P.E., Larson P.B. Isotope geochemistry of ankerite-bearing veins associated with the Coeur d'Alene mining district, Idaho // Economic Geol., 2000, v. 95. P. 1689-1699.

473. Rougvie J.R., Carlson W.D., Copeland P., Connelly J.N. Late thermal evolution of Proterozoic rocks in the northeastern Llano Uplift, central Texas // Precambrian Res., 1999, v. 94. P. 49-72.

474. Rowins S.M., Groves D.I., McNaughton N.J., Palmer M.R., Stewart C.S. A reinterpretation of the role of granitoids in the genesis of Neoproterozoic gold mineralization in the Telfer dome, Western Australia // Economic Geol., 1997, v. 92. P. 133-160.

475. Roy S. Sedimentary manganese metallogenesis in response to the evolution of the Earth system // Earth-Science Reviews, 2006, v. 77. P. 273-305.

476. Royal Nickel Corporation. A preliminary assessment of the Dumont property Launay and Trecesson Townships, Quebec, Canada, 30 September, 2010 //http://www.rovalnickel.com/docs/Sep2010 RNC Dumont 43-101.pdf.

477. Ruffet G., Innocent C., Michard A., Feraud G., Beauvais A., Nahon D., Hamelin B. A geochronological 40Ar/39Ar and 87Rb/87Sr study of K-Mn oxides from the weathering sequence of Azul, Brazil // Geochim. Cosmo-chim. Acta, 1996, v. 60. P. 2219-2232.

478. Rundqvist D.V. Time factor in ore genesis (evolution and distribution patterns of mineral deposits) // Global Tectonics and Metallogeny, 1984, v.2, no. 3-4. P. 169-182.

479. Ruppel C., Hodges, K.V. Pressure-temperature-time paths from two-dimensional thermal models: prograde, retrograde, and inverted metamorphism // Tectonics, 1994, v. 13. P. 17-44.

480. Ruttenberg K.C. The global phosphorus cycle // Treatise on Geochemistry, v. 8, Holland H.D. & Turekian K.K. (eds.), Elsevier, New York, 2004. P. 585-643.

481. Santosh M., Maruyama S., Yamamoto S. The making and breaking of supercontinents: some speculations based on superplumes, superdownwelling and the role of tectosphere // Gondwana Res., 2009, v. 15. P. 324-341.

482. Saul J.M., Schwartz L. Cancer as a consequence of the rising level of oxygen in the Late Precambrian // Lethaia, 2007, v. 40, iss. 3. P. 211-220.

483. Schneider J., Melcher F., Brauns M. Concordant ages for the giant Kipushi base metal deposit (DR Congo) from direct Rb-Sr and Re-Os dating of sulphides // Mineral. Deposita, 2007, v. 42. P. 791-797.

484. Schoene B., de Wit M.J., Bowring S.A. Mesoarchean assembly and stabilization of the eastern Kaapvaal craton: A structural-thermochronological perspective // Tectonics, 2008, v. 27, TC5010. P. 1-27.

485. Schopf J.W., Kudryavtsev A.B., Czaja A.D., Tripathi B. Evidence of Archean life: stromatolites and microfossils //Precambrian Res., 2007, v. 158. P. 141-155.

486. Schneiderhohn H. Die Erzlagerstatten der Erde. Bd. 2. Die Pegmatite. Gustav Fisher Verlag, Stuttgart, 1961. 7301. P

487. Schulz K.J., Cannon W.F. The Penokean orogeny in the Lake Superior region // Precambrian Res., 2007, v. 157. ' P. 4-25.

488. Schiirmann L.W., Grabe P.-J., Steenkamp C.J. Chromium // Wilson M.G.C., Anhaeusser C.A. (eds.): The mineral resources of South Africa. Handbook, Council for Geoscience, 16, 1998. P. 90-105.

489. Schwartz M.O., Melcher F. The Faleme iron district, Senegal // Economic Geol., 2004, v. 99. P. 917-939.

490. Schwartz M.O., Rajah S.S., Askury A.K., Putthapiban P., Djaswadi S. The Southeast Asian Tin belt // Earth Science Reviews, 1995, v. 38. P. 95-293.

491. Schweigart H. Genesis of the iron ores of the Pretoria series, South Africa // Economic Geol., 1965, v. 60. P. 269-298.

492. Scott C., Lyons T.W., Bekker A., Shen Y., Poulton S.W., Chu X., Anbar A.D. Tracing the stepwise oxygenation of the Proterozoic ocean // Nature, 2009, v. 452. P. 456-459.

493. Seacher K., Steenfelt A., Garde A. A. Pegmatites and their potential for mineral exploration in Greenland // Geology and Ore, 2008, v. 10. P. 2-12.

494. Searle M.P., Waters D.J., Rex D.C., Wilson R.N. Pressure, temperature and time constraints on Himalayan metamorphism from eastern Kashmir and western Zanskar// J. Geological Society, 1992, London, v. 149. P. 53-773.

495. Shen Y., Knoll A.H., Walter M.R. Evidence for low sulphate and anoxia in a mid-Proterozoic marine basin // Nature, 2003, v. 423.P. 632-635.

496. Sherlock R.L., Roth T., Spooner E.T.C., Bray C.J. Origin of the Eskay Creek precious metal-rich volcanogenic massive sulfide deposit: Fluid inclusion and stable isotope evidence // Economic Geol., 1999, v. 94. P. 803-824.

497. Shields-Zhou G., Och L. The case for a Neoproterozoic Oxygenation Event: Geochemical evidence and biological consequences // GSA Today, 2011, v. 21, no. 3. P. 4-11.

498. Shrôder J.F. Jr., Bishop M.P. Unroofing of the Nanga Parbat Himalaya // Tectonics of the Nanga Parbat Syntaxis and the western Himalaya// Geological Society, London, Special Publication, 2000, v. 170. P. 163-179.

499. Siever R. The silica cycle in the Precambrian // Geochem. Cosmochem. Acta, 1992, v. 56. P. 3265-3272.

500. Silver P.G., Fouch M., Gao S., Schmitz M. Seismic anisotropy, mantle fabric, and the magmatic evolution of Precambrian Southern Africa // S.African J. Geology, 2004, v. 107. P. 45-58.

501. Silver P.G., Behn M.D., Kelley K., Schmitz M., Savage B. Understanding cratonic flood basalts // Earth Planet. Sci. Lett., 2006, v. 245. P. 190-201.

502. Simmons W.B., Webber K.L., Falster A.U., Nizamoff J.W. Pegmatology: pegmatite mineralogy, petrology and petrogenesis. Rubellite Press, New Orleans, LA, 2003. 176 p.

503. Simmons S.F., White N.C., John D.A. Geological characteristics of epithermal precious and base metal deposits // Hedenquist J., Thompson J.F.H., Goldfarb R.J., Richards J.P. (eds.): Economic Geol. 100th anniv. vol., SEG, Littleton, 2005. P. 485-522.

504. Simonson B.M., Schubel K.A., Hassler S.W. Carbonate sedimentology of the early Precambrian Hamersley Group of Western Australia// Precambrian Res., 1993, v. 60. P. 287-335.

505. Sinclair H.D., Gibson M., Naylor M., Morris R.G. Asymmetric growth of the Pyrenees revealed through measurement and modeling of orogenic fluxes // American J. Sci., 2005, v. 305. P. 369-406.

506. Singer D.A., Berger V.I., Moring B.C. Porphyry copper deposits of the world: database, maps, and preliminary analysis: U.S. Geological Survey Open-File Report 2005-1060 // http://pubs.usgs.gov/of2005/1060.

507. Slack J.F., Cannon W.F. Extraterrestrial demise of banded iron formations 1.85 billion years ago // Geology, 2009, v. 37. P. 1011-1014.

508. Smith G.I. Subsurface stratigraphy and geochemistry of Late Quaternary evaporites, Searles Lake, California. US Geological Survey, Professional Paper 1043, 1979. 130 p.

509. Smith M.E., Carroll A.R., Singer B.S. Synoptic reconstruction of a major ancient lake system: Eocene Green River Formation, western United States // GSA Bull., 2008, v. 120, N 1/2, p. 54-84.

510. Sôderlund U., Hellstrôm F.A., Kamo S.L. Geochronology of high-pressure mafic granulite dykes in SW Sweden: tracking the P-T-t path of metamorphism using Hf isotopes in zircon and baddeleyite // J Metamorphic Geology, 2008, v. 26. P. 539-560.

511. Song X.Y., Zhou M.-F., Tao Y., Xiao J.F. Controls on the metal compositions of magmatic sulfide deposits in the Emeishan large igneous province, SW China// Chemical Geology, 2008, v. 253. P. 38-49.

512. Sreenivas B., Murakami T. Emerging views on the evolution of atmospheric oxygen during the Precambrian // J.Mineralogical & Penological Sci., 2005, v. 100. P. 184-201.

513. Stegman C.L. Cobar deposits: still defying classification // SEG Newsletter, 2001, №44. P.l, 15-26.

514. Stein H.J., Hannah J.L., Zimmerman A., Markey R.J., Sarkar S.C., Pal A.B. A 2.5 Ga porphyry Cu-Mo-Au deposit at Malanjkhand, central India: implications for Late Archean continental assembly // Precambrian Res., 2004, V. 134. P. 189-226.

515. Stensgaard B.M., Stendal H. Gold environments and favourability inthe Nuuk area of southrn West Greenland // Geology and Ore, 2007, N 9. P.2-12.

516. Stilling A., Cerny P., Vanstone P.J. The Tanco pegmatite at Bernic Lake, Manitoba. XVI. Zonal and bulk compositions and their petrogenetic significance // Canadian Mineralogist, 2006, v. 44. P. 599-623.

517. Stocklmayer V. Yampi Sound iron ore // Hughes F.E. (ed.): Geology of the mineral deposits of Australia & Papua New Guinea. The AusIMM, Melbourne, 1990, v. 1. P 903-906.

518. Sturesson U. Lower Palaeozoic iron oolites and volcanism from a Baltoscandian perspective: Sedimentary Geology, 2003, v. 159. P. 241-256.

519. Sukumaran P.V. Evolution of the atmosphere and oceans: Evidence from geological records. 4. The early "soda ocean" and new constraints on Precambrian ocean evolution. // Resonance, 2000, v.5, №10, p. 4-12.

520. Sweetapple M.T., Collins P.L.F. Genetic framework for the classification and distribution of Archean rare metal pegmatites in the North Pilbara craton, Western Australia // Economic Geol., 2002, v. 97. P. 873-895.

521. Tahil W. The trouble with lithium 2: under the microscope (May 2008) / Meridian International RES., 2008 // http://www.worldlithium.com.

522. Tajika E. Faint young Sun and the carbon cycle: implication for the Proterozoic global glaciations // Earth Planet. Sci. Lett., 2003, v. 214. P. 443-453.

523. Talbot C., Farhadi R., Aftabi P. Potash in salt extruded at Sar Pohl diapir, Southern Iran // Ore Geology Reviews, 2009, v. 35. P. 352-366.

524. Tang H.S.,Wu G., Lai Y.The C-0 isotope geochemistry and genesis of the Dashiqiao magnesite deposit, Liaon-ing Province, NE China // Acta Petrologica Sinica, 2009, v. 25(2). P. 455-467.

525. Taylor S.R., McLennan, S.M. The continental crust: its composition and evolution. Blackwell, Oxford, 1985, 312 pp.

526. Taylor D., Dalstra H.J., Harding, A.E., Broadbent G.C., Barley M.E. Genesis of high-grade hematite orebodies of the Hamersley province, Western Australia // Economic Geol., 2001, v. 96. P. 837-873.

527. Tkachev A. Main features and trends of the Earth's metallogenic evolution // IGC-33, Oslo, August 2008a, Abstract CD-ROM. MRD05905L.

528. Tkachev A. Evolution of granite pegmatites metallogeny through geological time // IGC-33, Oslo, August 2008b, Abstract CD-ROM. MRD06810L.

529. Tkachev A., Cherkasov S., Cassard D. «Largest Mineral Deposits of the World" Navigasig CD-ROM: a Synthesis on Metallogeny of Large and Superlarge Mineral Deposits // American Institute of Physics Conference Proceedings, 2008, v. 1009, p. 28-35.

530. Toens P.D., Andrews-Speed C.P. The time-bound character of uranium mineralising processes, with special reference to the Proterozoic of Gondwana // Precambrian Res., 1984, v. 25. P. 13-36.

531. Tolstikhin I.N., Kramers J.D., Hofmann A.W. A chemical Earth model with whole mantle convection: the importance of a core-mantle boundary layer (D") and its early formation // Chemical Geology, 2006, v. 226, № 3-4. P. 79-99.

532. Torsvik T.H., Cocks L.R.M. Earth geography from 400 to 250 Ma: a palaeomagnetic, faunal and facies review // J. Geological Society, London, 2004, v.161. P. 555-572.

533. Towe K.M. Oxygen-collagen priority and the early metazoan fossil record // PNAS USA, 1970, v. 65. P. 781788.

534. Trappe J. Phanerozoic phosphorite depositional systems: a dynamic model for a sedimentary resource system. Lecture Notes in Earth Sciences, v. 76. Springer, Berlin-Heidelberg-New York. Springer, 1998. 316 p.

535. Trendall A'.F. Precambrian iron-formations of Australia // Economic Geol., v. 68, 1973. P. 1023-1034.

536. Trendall A.F., Nelson D.R., De Laeter J.R., Hassler S.W. Precise zircon U-Pb ages from the Marra Mamba Iron Formation and Wittenoom Formation, Hamersley Group,Western Australia // Australian J. Earth Sciences, 1998, v. 45. P. 137-142.

537. Trendall A.F., Compston W.,-Nelson D.R., De Laeter J.R., Bennett V.C. SHRIMP zircon ages constraining the depositional chronology of the Hamersley Group, Western Australia // Australian J. Earth Sciences, 2004, v.51. P. 621-644.

538. Trumbull R.B. A petrological and Rb/Sr isotopic study of an early Archean fertile granite-pegmatite system: the Sinceni Pluton in Swaziland // Precambrian Res., 1993, v. 61. P. 89-116.

539. Trumbull R.B. Tin mineralization in the Archean Sinceni rare element pegmatite field, Kaapvaal craton, Swaziland // Economic Geol., v. 90, 1995, P. 648-657.

540. Tsikos H., Beukes N.J., Moore J M, Harris K.C. Deposition, diagenesis, and secondary enrichment of metals in the Paleoproterozoic Hotazel iron formation, Kalahari Manganese Field, South Africa. // Economic Geol., 2003, v.98. P. 1449-1462.

541. Upton B.G.J., Emeleus C.H., Heaman L.M., Goodenough K.M., Finch A.A. Magmatism of the mid-Proterozoic Gardar Province, South Greenland: chronology, petrogenesis and geological setting. Lithos6 2003, v. 68. P. 43-65.

542. Urban H., Stribrny B., Lippolt H.J. Iron and manganese deposits of the Urucum district, Mato Grosso do Sul, Brazil // Economic Geol., 1992, v. 87. P. 1375-1392.

543. Van Houten F.B., Arthur M.A.Temporal patterns among Phanerozoic oolitic ironstones and oceanic anoxia // Young T.P., Taylor W.E.G. (eds): Phanerozoic Ironstones. Geological Society, London, Special Publication 46, 1989. P. 33-49.

544. Van Houten F.B., Bhattacharyya D.P. Phanerozoic oolitic ironstones geologic record and facies model // Annual Reviews of Earth Planetary Sciences, 1982, v. 10. P. 441-457.

545. Van Kranendonk M.J., Hickman A.H., Smithies R.H., Nelson D.R. Geology and tectonic evolution of the Archean North Pilbara terrain, Pilbara Craton, Western Australia // Economic Geol., 2002, v. 97. P. 695-732.

546. Varentsov I.M., Muzyliov.N.G., Nikolaev V.G., Stupin S.I. The origin of black shale-hosted Mn deposits in Paratethyan basins: constraints from geological events at the Eocene-OIigocene boundary // Russian J. Earth Sciences, 2003, v.5. P. 255-272.

547. Veizer J. , Jansen S.L. Basement and sedimentary recycling and continental evolution // J. Geology, 1979, v. 87. P. 341-370.

548. Vigneresse J.L., Barbey, P., Cuney, M. Rheological transitions during partial melting and crystallization with application to felsic magma segregation and transfer // J. Petrology, 1996, v. 37. P. 1579-1600.

549. Vermeesch P., Miller D.D., Graham S.A., De Grave J., McWilliams M.O. Multimethod detrital thermochronol-ogy of the Great Valley Group near New Idria, California // Geol. Soc. America Bull., 2006, v. 118. P. 210-218.

550. Waldbauer, J.R., Sherman, L.S., Sumner, D.Y., Summons, R.E. Late Archean molecular fossils from the Transvaal Supergroup record the antiquity of microbial diversity and aerobiosis // Precambrian Res., 2009, v. 169. P. 2847.

551. Walter M.R., Veevers J.J. Neoproterozoic Australia // Veevers, J.J. (ed.): Billion-year Earth history of Australia and neighbours in Gondwanaland. GEMOC Press, Sydney, 2000. P. 154-234.

552. Vanderhaeghe O., Teyssier C. Crustal-scale rheological transitions during late-orogenic collapse // Tectonophys-ics, 2001, v. 335. P. 211-228.

553. Ward J.H.W. The metallogeny of the Barberton Greenstone Belt, South Africa and Swaziland. Geological Survey of South Africa, Memoir 86, 1999. 116 p.

554. Ward J.H.W., Wilson M.G.S. Gold outside the Witwatersrand basin // Wilson M.G.C., Anhaeusser C.A. (eds.): The mineral resources of South Africa. Handbook, Council for Geoscience, 16, 1998. P. 350-386.

555. Warren J. K. Evaporites their evolution and economics. Blackwell Science, Oxford, 1999. 438 p.

556. Warren J.K. Evaporites through time: Tectonic, climatic and eustatic controls in marine and nonmarine deposits // Earth Science Reviews, 2010, v. 98. P. 217-268.

557. Weihed P., Arndt N., Billstrom K., Duchesne J.C., Eilu P., Martinsson O., Papunen H., Lahtinen R. Precambrian geodynamics and ore formation: the Fennoscandian shield // Ore Geology Reviews, 2005, v. 27. P. 273-322.

558. Wilde P., Berry W.B.N. Destablilization of the oceanic density, structure and its significance to marine "extinction" events //Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 1984, v. 48. P. 143-62.

559. Wilkinson J.J., Eyre S.L., Boyce A.J. Ore-forming processes in Irish-type carbonate-hosted Zn-Pb deposits: Evidence from mineralogy, chemistry and isotopic composition of sulfides at the Lisheen mine. Economic Geol., 2005, v. 100. P. 63-86.

560. Worsley T.R., Nance R.D., Moody J.B. Tectonic cycles and the history of the Earth biogeochemical and paleo-ceanographic record // Paleoceanography, 1986, v. 1. P. 233-263.

561. Wua F.-Y., Wilde S.A., G.-L. Zhang, Sun D.Y. Geochronology and pedogenesis of the post-orogenic Cu-Ni sul-fide-bearing mafic-ultramafic complexes in Jilin Province, NE China // J. Asian Earth Sciences, 2004, v. 23. P. 781797.

562. Xu C., Kynicky J., Chakhmouradian A.N., Qi L., Song W.L. A unique Mo deposit associated with carbonatites in the Qinling orogenic belt, central China // Lithos, 2010, v. 118. P. 50-60.

563. Yakubchuk A. The gyroscopic Earth and its role in supercontinent and metallogenic cycles // Ore Geology Reviews, 2008, v. 34. P. 387-398.

564. Yang W.B., Holland H.D. The Hekpoort paleosol profile in Strata 1 at Gaborone, Botswana: Soil formation during the great oxidation event // American J. Science, 2003, v. 303. P. 187-220.

565. Yang W. B., Holland H. D., Rye R. Evidence for low or no oxygen in the late Archean atmosphere from the -2.76 Ga Mt Roe #2 paleosol, Western Australia: Part 3 // Geochim. Cosmochim. Acta, 2002, v. 66. P. 3707-3718.

566. Yang X.-M., Yang X.-Y., Zheng Y.-F., Le Bas M.J. A rare earth element-rich carbonatite dyke at Bayan Obo, Inner Mongolia, North China // Mineralogy and Petrology, 2003, v. 78: P. 93-110.

567. Yin L., Zhu M., Knoll A.H., Yuan X., Zhang J., Hu J. Doushantuo embryos preserved inside diapause egg cysts // Nature, 2007, v. 446. P. 661-663.

568. Yoshida M., Santosh M. Supercontinents, mantle dynamics and plate tectonics: a perspective based on conceptual vs. numerical models // Earth Science Reviews, 2011, v. 105. P. 1 -24.

569. Young G.M., von Brunn V., Gold D.J.C., Minter W.E.L. Earth's oldest reported glaciation: physical and chemical evidence from the Archean Mozaan Group (-2.9 Ga) of South Africa // J. Geology, 1998, v.106. P. 523-538.

570. Zegers T.E., Barley M.E., Groves D.I., McNaughton N.J., White S.H. Oldest gold: deformation and hydrothermal alteration in the early Archean shear-zone hosted Bamboo Creek Deposit, Pilbara, Western Australia // Economic Geol., 2002, v. 97. P. 757-773.

571. Zeng Y., Liu T. Characteristics of the Devonian Xialei manganese deposit, Guangxi Zhuang Autonomous Region, China//Ore Geology Reviews, 1999, v. 15. P. 153-163.

572. Zulauf G., Dorr W., Fiala J., Kotkova J., Maluski H., Valverde-Vaquero P. Evidence for high-temperature diffu-sional creep preserved by rapid cooling of lower crust (North Bohemian shear zone, Czech Republic) // Terra Nova, 2002, v. 14. P. 343-354.

Информация о работе

Ткачев, Андрей Владимирович
доктора геолого-минералогических наук
Москва, 2012
ВАК 25.00.11

Диссертация

Глобальные металлогенические циклы в истории Земли - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы