Металлогения рудоносных тектонических структур раннего протерозоя

Турченко, Станислав Иванович

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Металлогения рудоносных тектонических структур раннего протерозоя
ВАК РФ 25.00.11, Геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения

Автореферат диссертации по теме "Металлогения рудоносных тектонических структур раннего протерозоя"

На правах рукописи

Институт геологии и геохронологии докембрия РАН

Турченко

Станислав Иванович

Металлогения рудоносных тектонических структур раннего протерозоя

Специальность 25.00.11. «Геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения»

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Санкт-Петербург 2003 г.

Работа выполнена в Институте i еологии и геохронологии докембрия РАН, г. Санкт-Петербург

Официальные оппоненты:

Член-корреспондент РАН, профессор Погребицкий Юлиан Евгеньевич Доктор геолого-минералогических наук, доцент Петров Борис Владимирович Доктор геолого-минералогических наук, доцент Ручкин Георгий Владимирович'

Ведущая организация: Институт геологии Карельского Научного Центра РАН

Защита состоится 22 апреля 2003 г. в 14.00 часов на заседании Диссертационного совета Д.002.047.01 в Институте геологии и геохронологии докембрия РАН по адресу: 199034, С.-Петербург, наб. Макарова, 2.

Факс (812) 328 48 01, электронная почта: tur@ad.iggp.raS.Spb.ru

stanislavturchenko@hotmaiI.com

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института геологии и геохронологии докембрия РАН

Автореферат разослав/марта 2003 г.

Ученый секретарь Диссертационного Совета mJI/iM'I Щеглова Т.П

/jJ

S з

Общая характеристика работы

Актуальность проблемы. За период более чем 35-летних исследований автора (1966-2003 гг.) по проблемам металлогении докембрия существенно менялись господствующие взгляды на вопросы тектонического развития главнейших типов структур земной коры в фанерозое и,, соответственно, в позднем и раннем докембрии, особенно, после того, как стадо, ясно, что принципы актуализма применимы и для комплексов пород, образованных в ранние периоды истории Земли. Классические представления ,50-х годов о геосинклиналях, тектоно-магматических циклах, этапах и стадиях эволюции в 70-80 годы сменились понятиями тектоники плит,, а в 90-е годы к' ним добавились понятия плюм-тектоники. Новые и новейшие технические представления, внедряемые и в область докембрийской геологии (Ручкин, 1984; Рундквист, Митрофанов, 1986; Хаин, Божко, 1988; Condie, 1989, 1992; Kroner, 1981), оказали свое влияние и на понимание металлогении как науки вообще, так и металлогении докембрия, в основе которых лежат понятия геотектоники. Внедрение в практику металлогенических исследований прецизионных методов изотопного датирования и изотопно-геохимического изучения, вещества позволило провести геодинамический анализ раннедокембрийских структурно-вещественных комплексов, усовершенствовать понимание эволюции континентальной коры и ввести новые представления о природе рудоносности тектонических структур и металлогенической эволюции (Рундквист и др., 1999).

Докембрийская история, охватывающая не менее 85% длительности развития Земли как геологического тела, определяет важнейшие глобальные закономерности размещения месторождений полезных ископаемых в пределах континентальной коры, которая на 80% ее современной площади имеет архейско-раннепротерозойский возраст. Статистические данные показывают, что в докембрийских структурах сосредоточено 80% мировых запасов руд железа, около 70% хромитов, 60% меди, 70% никеля, более 90% золота, большая часть платиноидов и почти половина запасов урана. В пределах докембрийских породных комплексов сосредоточено большинство месторождений нерудного сырья (мусковита, флогопита, графита, высокоглиноземистого, огнеупорного, керамического и др. нерудного сырья). Динамика развития минерально-сырьевых ресурсов свидетельствует, что главный прирост запасов руд металлов (Au, Pt и Pd, Pb, Zn, Cu, Ni, Co,. U) и индустриальных минералов был получен за счет открытия и освоения .новых месторождений именно в регионах распространения, архейско-раннепротерозойских структурно-вещественных комплексов. Многие, типы месторождений присущи только докембрийским комплексам (например, золото-ураноносные конгломераты, железистые кварциты, золоторудные и сульфидно-никелевые месторождения в коматиитах) и в них же в последние годи были выявлены важные в экономическом отношении крупные и уникальные промышленно-генетические типы месторождений: золота и никеля в зеленокаменных поясах архея. алмазов в докембрийских лампроитах. золота и марганца в железистых кварцитах, металлов платиновой группы п малосульфидных рудах расслоенных мафит-ультрамафитовых интрузий, медно-молибденовые порфировые в гранитоидах, сграшформные шеелитовые в амфиболит-карбонатных породных ассоциациях.

Докембрийские месторождения, как и вообше все месторождения, представляют собой ассоциации горных пород и минеральных скоплений, при образовании которых процессы концентрации элементов были настолько

интенсивными, что привели к возникновению знач [т^цы^дГ^у^^^д^л

БИБЛИОТЕКА С.Петербург ОЭ tOOtfai

аномалий, рассматриваемых в качестве месторождений. Эти процессы необычной концентрации элементов могут варьировать от достаточно одноактных событий, таких, как образование стратиформных магматических кумулатов (например, месторождений хромита) до более сложных полигенных и полихронных, когда различные рудообразующие процессы последовательно сменяли друг друга на протяжении времени геологического развития. Такого рода процессы особенно отчетливо проявились в раннепротерозойский этап эволюции континентальной коры и ярко выражены в металлогении раннего протерозоя.

Цели и задачи. Непосредственной целью исследований явилось развитие современных представлений об общих закономерностях тектонической эволюции континентальной коры в раннем протерозое и формировании главных типов рудоносных структур этого геоисторического этапа, анализ его металлогенических особенностей на основе обобщения геологических, изотопно-геохимических, геохронологических материалов и данных по рудоносности раннедокембрийских регионов, а также проведение металлогенических исследований конкретных регионов в их пределах.

Достижение этих целей потребовало использования нескольких путей, с помощью которых были решены последовательные и взаимосвязанные задачи:

- систематизация и анализ фактических данных по тектоническому развитию континентальной коры в раннем докембрии и выявление характера рудоносности наиболее крупных тектонических структур, формирующих континентальную кору; проведение их типизации, определение их металлогенической значимости и, соответственно, эволюции магматизма, метаморфизма и осадконакопления;

- сравнительный анализ строения, развития и металлогении важнейших рудоносных структур раннего протерозоя: континентальных рифтовых структур, коллизионных и аккреционных орогенических поясов, интракратонных бассейнов;

реконструкция распространения рудоносных структур, построение карт металлогенической зональности, выявление особенностей распределения месторождений в континентальной коре раннего докембрия и научное прогнозирование рудных районов с применением ГИС-технологии, обработкой металлогенической базы данных и использованием дистанционных материалов. Фактический материал и методы исследований. В основу работы положены результаты исследований автора в области металлогении докембрия по планам НИР в ИГГД РАН в периоды 1966-1978 и 1985-2003 гг., во ВНИИОкеангеология НПО Севморгеология в 1979-1985 гг., проектов Российского Фонда Фундаментальных Исследований (№98-05-65531 «Природа малосульфидного платинометального оруденения в раннедокембрийских мафит-ультрамафитовых интрузиях: структурно-геологические, петролого-изотопные и геохимические свидетельства») и Комиссии по геологической карте Мира при ЮНЕСКО «Атлас металлогенической зональности докембрия Мира (АМЗДМ)». Фактический материал был собран и обработан в эти же периоды при полевых исследованиях в Карелии и на Кольском полуострове, в Финляндии, в Восточном Забайкалье и Сев. Прибайкалье, Памиро-Алайской и Зерафшанской структурных зонах Средней Азии, на арх. Шпицберген и в Зап. Антарктиде. Обобщения по металлогении докембрия различных регионов Мира осуществлены с помощью компьютерной базы металлогенических данных составленной для АМЗДМ. Проведены петрологические и изотопно-

геохимические исследования базитового магматизма и связанного с ним сульфидного Cu-Ni и платинометального оруденения в рифтогенных структурах, а также петролого-метаморфические, структурно-геологические и космоструктурные исследования регионов распространения колчеданно-полиметаллического, медноколчеданного оруденения и нерудного сырья для анализа металлогении раннепротерозойских орогенических поясов. Петролого-геохимические и изотопно-геохронологические исследования автора базируются на комплексном изучении геохимии редких и редкоземельных элементов (рентгено-флюоресцентный и нейтронно-активационный методы) в сочетании с данными по изотопному составу Nd, Sm, Pb, применению U-Pb и Sm-Nd геохронологических методов (MS Finigan МАТ-261). Изотопно-геохимические и геохронологические исследования проведены в лаборатории изотопной геохимии и геохронологии ИГГД РАН, а геохимические — в лабораториях ИГГД РАН, СПбГУ и Межфакультетском Реакторном Институте (Технический Университет г. Дельфт, Нидерланды). Защищаемые положения.

1. Ранний протерозой (2.5-1.65 млрд лег) характеризует принципиальную смену тектонического и металлогенического стиля развития континентальной коры, приводящую к формированию тектонически разнородных рудоносных структур и значительному разнообразию формационно-генетических типов оруденения.

2. Образование месторождений Си, Ni, Pt-Pd, Cr, U, Fe отвечает начальному этапу развития раннего протерозоя — рифтогенезу периода 2.5-2.4 и 2.3-2.1 млрд лет, выраженному в формировании анорогекных рудоносных структур: континентальных рифтов и рифтогенных бассейнов, развивающихся в пределах архейских кратонов.

3. Орогеническое развитие в раннем протерозое происходило в период 2.1-1.65 млрд лет и выражено в формировании аккреционных и коллизионных поясов с характерной для них рудоносностью. Для аккреционных рудоносных структур с ювенильной раннепротерозойской корой типично Cu-Pb-Zn, Cu-Co-Zn-Ni, Cu-Ni, Au, W-Mo оруденение. Коллизионным поясам свойственны месторождения нерудного сырья корунд, гранат, силлиманит, графит, апатит, флогопит, волласгонит, мусковит и др.).

Новизна и научная значимость. Анализ фактического материала по металлогении раннепротерозойского этапа эволюции континентальной коры позволил установить существенные различия в формировании рудоносных тектонических структур и генетических типов месторождений по сравнению с архейским этапом образования земной коры в результате изменения стиля ее тектонического развития. Это различие выражено в наращивании континентальной коры при проявлении тектонических процессов, сходных с фанерозойской геодинамикой плейт- и плюм-тектонического планов, приведших к образованию в раннем протерозое аккреционных и коллизионных орогенических поясов, континентальных рифтов и интракратонных бассейнов, обладающих широким диапазоном формационно-генетических типов месторождений. Исследования металлогенических особенностей конкретных

рудоносных структур раннего протерозоя показали, что одной из главных причин формационно-генетического разнообразия месторождений, свойственных им, является геодинамическая природа этих структур: анорогенное формирование на архейской коре или связь с ювенильным корообразованием в орогенических раннепротерозойских поясах .

В результате комплексного петрологического, изотопно-геохимического и геолого-сТруктурного изучения доказана сложная полигенно-полихронная природа сульфидного оруденения в рудоносных структурах Балтийского щита и других'' докембрййских регионов. Применение методов структурного дешифрирования космоснимков совместно с анализом геолого-геофизических материалов показана связь рудоносных структур с типовыми геодинамическими обстановкаМи. Сформулированы петрологические, изотопно-геохимические, геолого-структурные и поисковые критерии платинометального оруденения малосульфидного типа в мафит-ультрамафитовых интрузиях и установлена их природа, а компьютерная обработка таких материалов с помощью экспертной системы позволила провести прогнозирование руйных районов и узлов.

Принципиальной новизной как в содержательном, так и в методическом аспектах отличается построение карт метаплогенической зональности докембрия континентов Мира в цифровом формате со связкой атрибутивных и картографических материалов с базой ранжированных металлогенических данных.

Практическое значение работы и реализация результатов. Обобщение результатов многолетних исследований по металлогении раннего протерозоя представляет собой определенный вклад в фундаментальные исследования наук о Земле, который позволит оценить минерально-сырьевой потенциал докембрийских регионов России и применить его для межрегиональных и межконтинентальных корреляций. Полученные результаты изучения рудоносности тектонических структур, факторов рудообразования и предложенные современные технологии прогнозирования позволяют с новых позиций обратиться к оценке перспектив обнаружения крупных объектов промышленного освоения.

В ходе исследования метаморфогенного рудообразования были установлены критерии формирования медно-никелевых и колчеданно-полиметаллических месторождений, в особенности, наиболее богатых участков рудных тел. Новые изотопно-геохронологическйе данные для вулканогенных раннепротерозойских комплексов и мафит-ультрамафитовых расслоенных интрузий рудоносных структур Балтийского шита, как и результаты их интерпретации, имеют важное значение для совершенствования обшей и региональной хроно-стратиграфических шкал докембрия и определения эволюции рудообразования.

метаморфических комплексов, научному прогнозированию рудных месторождений, Межведомственных петрографических совещаниях и Международных совещаниях по геологии и металлогении Балтийского щита в г. Хельсинки в 1973 и 1978 гг., по геологии арх. Шпицберген в гг. Варшаве и Вроцлаве 1980 и 1984 гг., по анализу распространения новых типов руд в пределах Балтийского щита (Лулео, Швеция, 1989 г.) и на симпозиуме по генезису рудных месторождений (IAGOD), Оттава, Канада, 1990 г.

За последнее десятилетие отдельные части работы были представлены для обсуждения в виде докладов и тезисов докладов на межрегиональных совещаниях «Эволюция докембрийской литосферы» (Ленинград, 1991), «Геодинамика и глубинное строение советской части Балтийского щита» (Апатиты, 1992); на 28, 29, 30, 31 сессиях МГК; Международных конгрессах Европейского союза геологических наук в Страсбурге (Франция в 1995, 1997 и 1999 гг.). На Международных симпозиумах в России и за рубежом: 1993 г. - по прикладной изотопной геохимии (Гейрангер, Норвегия); по геологии и рудоносности Баренцевского региона (Киркенй:, Норвегия); по геологии и металлогении Ладожско-Ботнической зоны (Куопио, Финляндия в 1995-1999 гг.) и корреляции геологических комплексов Фенноскандии (С.-Петербург, 1996 г.). Тектонические особенности и рудоносность докембрийских структур обсуждались на Международных митингах Союза геологических Наук (С.Петербург, 1995 г.; Турку, 1997 г.); Международных симпозиумах: «Петрология и металлогения интракратонных рифтов» (Дулут, США, 1995 г.); «Протерозойская эволюция в Северо-Атланическом регионе» (Гус-бей, Лабрадор, Канада, 1996 г.); «Тектоника фундамента платформ» (Блексбург, Виржиния, США, 1997 г.). Генетические вопросы формирования месторождений были рассмотрены на Международных симпозиумах по рудообразованию: «Плюмы, плиты и оруденение» (Претория, ЮАР, 1997 г.); «Научные основы прогнозирования и оценки золоторудных месторождений» (Львов, Украина, 1999 г.); «Крупные и суперкрупные рудные концентрации» SGA/IAGOD симпозиум (Лондон, 1999 г.).

Отдельные вопросы использования новых методов исследования в области металлогении были представлены на 12, 13 и 14 Конференциях по применению дистанционных методов в геологии (Денвер, США, 1997 г.; Ванкувер, Канада, 1999 г. и Лас-Вегас, США, 2000 г.), а также на 2-ом Конгрессе по региональной геологической картографии и информационным системам (Барселона, Испания, 1997 г.). Результаты исследований по проблемам региональной геологии докембрия, рудообразования, новым методам картирования и прогнозирования были доложены и обсуждены в течение последних двух лег уходящего столетия на Международных конференциях: «Новые идеи в науках о Земле» (Москва, 1999 г.); «Рифтогенез докембрия» (Петрозаводск, 1999 г.); «Эволюция раннего докембрия» (Москва, 1999 г.); Индустриальные минералы Фенноскандии (Петрозаводск, 1999 г.); на Межведомственных совещаниях - «Платина России» (Москва, 2000 г.), 300-летие Горно-геологической службы России (С.Петербург, 2000 г.) и в начале XXI века на Международных симпозиумах: «Глубинное строение Земли и концентрации металлов в литосфере: Геодинамический подход» (Годдард Центр HACA, Виржиния, США, 2001 г.). Публикации. Основные результаты, изложенные в диссертации и автореферате, опубликованы в авторской монографии, 12 коллективных монографиях, 85 статьях, а также в многочисленных кратких сообщениях, опубликованных в виде тезисов академических, межведомственных, всероссийских и международных совещаний и симпозиумов.

Структура и объем работы. Диссертация состоит из 4 глав, 11 разделов, введения, заключения и списка цитированной литературы, изложенных на 343 стр., иллюстрирована 80 рисунками и 11 таблицами. Список цитированной литературы содержит 346 ссылок.

Благодарности. Исследования, положенные в основу диссертационной работы, выполнены в основном в Лаборатории метаморфизма и Лаборатории металлогении Института геологии и геохронологии докембрия РАН, где автор работает с 1965 г. В то же время она является также итогом совместных исследований автора с ведущими научными сотрудниками отдела металлогении ВНИИОкеангеология (1979-1985 гг.) и НИИКосмоаэрометодов (с 1990 г. и по настоящее время), плодотворное сотрудничество с которыми помогло получить и оценить важную часть результатов исследований. Комплексность подхода при решении задач в ходе исследований, значительный объем использованных данных и широкий круг направлений исследований осуществлялись при разносторонней кооперации с сотрудниками Геологических Институтов Кольского и Карельского НЦ РАН, геологами СЗРГЦ и ГУЛ «Минерал», ИГФМ АН Украины, Института Земной коры СО РАН, ВНИИГеоинформсистем, СЗЦ «Геоинформатика и мониторинг», ВСЕГЕИ и Гос. Геологического Музея им. Вернадского. Выполнение многих разделов было бы невозможно без советов, доброжелательной критики и обсуждений с Д.В.Рундквистом, С.Б.Лобач-Жученко, В.Я.Хильтовой, А.М.Лариным, Ю.М.Соколовым, В.Б.Дагелайским. Автор особенно признателен коллегам, с которыми совместно работал, советовался и дискутировал на разных стадиях выполнения исследований и диссертационной работы: В.А.Глебовицкому, Ю.ДЛушкареву, В.С.Семенову, Е.А.Колычеву, А.К.Буйко, К.И.Лохову, А.Б.Вревскому Г.П.Плескач (ИГГД РАН), М.М.Ефимову, Ф.П.Митрофанову, Б.В.Гавриленко, В.Ф.Смолышну (ГИ КолНЦ РАН), С.И.Рыбакову, А.И.Голубеву, В.Н.Кожевникову, В.В.Шипцову (ИГ КарНЦ РАН), А.Н.Вишневскому, Н.К.Шануренко, А.М.Тебенькову, Е.А.Кораго (ВНИИОкеангеология); В.И.Мишину, Н.А.Букреевой, И.К.Нестеровой (СЗЦ Геоинфрматика и мониторинг), Е.Н.Черемисиной, Л.СЛесалову, О.В.Митраковой (ВНИИГеоинформсистем), А.В.Перцову, Г.В.Гальперову, В.С.Антипову, Н.А.Брусничкиной, Е.П.Вострокнутову (НИИКАМ).

Обоснование защищаемых положений

1 ч и

Положение 1. -Ранний протерозой (2,5-1,65 млрд лет) характеризует принципиальную смену тектонического и металлогенического стиля развития континентальной коры, приводящую к формированию тектонически разнородных рудоносных структур и значительному разнообразию формационно-генетических типов оруденения.

Проблемы связанные с металлогенией и тектоническим развитием раннего протерозоя как геоисторического этапа эволюции Земли требуют определения его временных рамок. В 1990 г. на 2-ом Всесоюзном совещании по стратиграфии докембрия в г. Уфе Межведомственным стратиграфическим комитетом (МвСК) была принята общая стратиграфическая шкапа докембрия Северной Евразии (Семихатов и др.. 1991). Перед этим совещанием в 1988 г. в г. Тянышше (КНР) Международная стратиграфическая комиссия (МСК) и Международный союз геологических наук одобрили шкалу докембрийского времени, в которой граница между археем и протерозоем принята по временному рубежу 2500 млн лет (Семихатов, 1993). Раннее подразделение

протерозоя было названо палеопротерозоем, которое с тех пор стало использоваться в стратиграфической терминологии зарубежных публикаций. В тоже время публикации российских исследователей и стран СНГ придерживаются расчленения и терминологии принятой на Уфимском совещании под названием «Общая стратиграфическая шкала докембрия СССР», в которой раннее подразделение протерозоя определено названием «нижний протерозой» (соответственно тектоническое подразделение - ранний протерозой) в возрастных рамках 2500+50 - 1650150 млн лет. Для корреляции тектоно-металлогенических событий и стратиграфических подразделений в работе использованы именно эти временные рамки и деление нижнего протерозоя на четыре группы, соответствующие принятым МвСК надгоризонтам: сумийский и сариолийский с возрастным рубежом 2300± 50 млн лет, ятулийский и людиковийский с рубежом 2000150 млн лет, а также калевийский надгоризонт, составляющие подразделения нижнего Карелия (Семихатов и др., 1992). Возрастная граница 1900150 млн лет отделяет нижний карелий от верхнего, представленного вепсийским надгоризонтом на Балтийском щите (БЩ), пугачевской серией Украинского щита, акитканской и улканской сериями Алданского щита (АЩ). Временные рамки этих тектоно-стратиграфических подразделений совпадают с временными рубежами периодов палеопротерозоя в шкале принятой МСК (Табл.1).

Тектоно-стратиграфические подразделения нижнего протерозоя Балтийского щита были приняты МвСК как реперные и, соответственно этому, именно с ними проводятся корреляции подобных подразделений для докембрия Евразии и других континентов. Граница архея и протерозоя на Балтийском щите проводится в основании несогласно залегающих на верхнем архее сумийско-сариолийских толщ, которые определяли начальные стадии формирования раннепротерозойского тектонического стиля развития и сопровождались становлением мафит-ультрамафитовых расслоенных интрузий и роев даек. Возраст нижней границы раннего протерозоя принимается равным 2500150 млн лет на основании изохронных Бт-Ш и и-РЬ датировок по циркону этих интрузий 2450±50 млн лет и 1Г-РЬ датировок по циркону сумийских вулканитов 2420150 и 243б±24 млн лет (Левченков и др., 1990) с учетом возраста наиболее молодых предсумийских гранитоидов (2650150 млн лет).

Геологические события, происшедшие в раннем протерозое, свидетельствуют о существенных тектонических изменениях: смене режимов формирования граниг-зеленокаменных и гранулит-гнейсовых областей архейских кратонов на режимы четко проявленных аккреционных и коллизионных орогенических структур, наращивающих континентальную кору. При переходе от архея к протерозою в период 2.5-2.4 млрд лет, как и в последующие этапы 2.3-2.1 и 2.01.8 млрд лет, эти изменения ярко выражены в формировании интракратонных континентальных рифтов, сопровождаемых глобальным проявлением мафит-ультрамафитового магматизма, а также в смене химизма атмосферных процессов, выраженной в столь же глобальном накоплении железорудных формаций в интракратонных бассейнах. Для завершающего этапа раннего протерозоя характерна стабилизация тектонических процессов и формирование обширных эпираннедокембрийских кратонов - фундаментов древних платформ Восточно-Европейской. Сибирской и Северо-Американской.

Таблица 1. Шкала тектоно-стратиграфических подразделений раннего __протерозоя._

Шкала МСК Шкала МвСК

Эра Возрастная граница в млн. лет Возрастная граница в млн. лет Эонотема Тектоно-стратиграфические подразделения БЩ | АЩ (серии)

Папеопротерозой -.1600 —-—1800 — -—2050 —-—2300 — —2500-- ~1600±50— —1900±50— —2000±50— —2300±50— ~2500±50— Нижний протерозой (Карелии)

Вепсий | Акитканская

Калевий | Людиковий | Удоканская —Ятулий----1 Сариолий | -Сумий-----------------------

Архей

Значительная часть континентальной коры существовала до раннего протерозоя и была представлена крупнейшими архейскими кратонами, стабилизированными, главным образом, в конце позднего архея. Большинство этих кратонов включают в свой состав более древние стабильные блоки, вокруг которых и происходила агглютинация древнейшей коры отражающая коровый рост в архее.

Современные изотопно-геохимические исследования показывают, что эпиархейские интракратонные вещественные комплексы включают в свой состав древний коровый материал, свидетельствующий о существовании крупных архейских кратонов, но также имеются достаточно веские доказательства существования ювенильных раннепротерозойских коровых провинций. Они подтверждают деструкцию архейских кратонов и рост новой коры в более поздние тектонические эпохи. Одной из главных таких эпох была раннепротерозойская эпоха, тектонические события которой привели к разрушению первичного суперконтинента вдоль внутриконтинентальных рифтов, частью эволюционировавших в орогенические пояса, где была сформирована новая ювенильная кора. Такого рода структуры значительно увеличили объемы раннедокембрийской коры, составившей к позднему протерозою около 80% современной континентальной коры (рис.1).

В большинстве случаев в постархейское время, архейский коровый материал был рециклирован в мантии в результате действия, начавшихся с раннего протерозоя активных плейт-тектонических движений (Bowring, Huish, 1995). Гипотетическая кривая роста континентальной коры, конечно, достаточно спекулятивна, но в целом по различным моделям (Richardson et al., 1984; Perason et al., 1995; Park, 1997) сходна по форме и вполне определенно подтверждает, что континентальная кора достаточно быстро прирастала в позднем архее и в чначительном объеме в раннем протерозое, что определило в дальнейшем

Рнс.1. Рост континентальной коры стабильных кратонов. Гипотетическая

кривая роста

% коры современных континентов континентальной коры

континентов. По Park, 1997 с изменениями. А"- окончание существования архейского суперкратона, Начало плейт-тектоники. Б -'* литосфера Сибирского кратова (Pearson et al., 1995) в 2.9 млрд лет. В -литосфера Капваальского кратоиа в 3.2 млрд лет назад (Richardson et al., 1984).

Млрд лет 3

AR-»

фанерозойскую историю развития и созидания континентальных плит. Архей-протерозойский переходный граничный этап •развития Земли представляет собой не только один из главных эпизодов в изменениях тектонического стиля, связанного с ростом континентальной коры. Эта граница, безусловно, не определяется возрастным рубежом 2.5 млрд лет, т.к. изменения тектонического стиля развития коры могут быть прослежены от конца позднего архея в 2.6-2.5 млрд лет, до начальных этапов раннего протерозоя в 2.5-2.4 млрд лет.

Наиболее заметные изменения могут быть отмечены при изучении геохимических особенностей осадочных пород, в которых редкоземельные элементы (РЗЭ) и такие элементы, как Sc, Th, Hf, Zr, отражают характер эволюции верхней коры (Тейлор, Мак-Леннан, 1988). Можно отметить следующие различия, характерные для коровых пород раннего протерозоя, в отличие от архейских:

• Для метаморфизованных обломочных пород раннего протерозоя характерно обеднение Ей в ряду распределения РЗЭ, заметна отрицательная Eu/Eu* аномалия (Тейлор, Мак-Леннан, 1985). Кроме того, намечается тенденция общего возрастания содержания РЗЭ, по сравнению с архейскими осадочными породами. Эти данные интерпретируются как индикатор существенного изменения состава раннепротерозойской коры, по сравнению с архейской.

• Значительное возрастание Th/Sc отношения в метаосадочных отложениях раннего протерозоя, которое может рассматриваться как индекс относительных пропорций фельзитового и базитового материала в источнике осадков ( Taylor, 1987), так как Th, как наиболее несовместимый элемент, накапливается в остаточных фельзитовых расплавах, а Sc концентрируется в минералах ранних базитовых кристаллизатов.

• Характерно также существенное возрастание отношения 87Sr/86Sr в карбонатных породах, которое отражает возрастание вклада 87Rb в верхнюю кору ( Taylor, 1987), подвергаемую выветриванию и соответственно сносу материала в океанические бассейны.

Перечисленные особенности совпадают с изменениями в составе верхней коры от фельзит-базитовой архейской к раннепротерозойской (и постархеиской в целом), насыщенной внутрикоровыми гранитоидами и кислыми вулканитами, обогащенными К и Rb и деплетированными Ей. Такие изменения произошли благодаря интенсивному объемному внутрикоровому плавлению, которое происходило при существенном привносе К и произвело огромное количество пород богатых калием и кремнеземом, что и выразилось в возрастании объема

континентальной коры. Геохимическим следствием такого явления стало обогащение верхней коры литофильными элементами: К, Rb, Cs, U, Th, Zr, Hf, Ba и легкими РЗЭ, что выразилось в формировании в значительных объемах гидротермальных жильных, порфировых, пегматитовых редкометальных и редкометально-редкоземельных месторождений, не столь широко распространенных в архейских кратонах. Причиной такого раннего и быстрого роста континентальной коры является обширная позднеархейская кратонизация главных архейских структур — гранит-зеленокаменных областей, приведшая к формированию наиболее ранних континентальных плит. Последовавшее затем глобальное проявление в раннем протерозое континентального рифтогенеза, следы которого сохранились внутри архейских кратонов в виде интракратонных рифтов (Милановский, 1976; Грачев, 1978; Turchenko, 1992; Щеглов и др., 1993), привело к образованию нескольких новых континентальных плит, и формированию линейных субдукционных и коллизионных зон. Эти зоны служили очагами развития орогенических поясов с классическим проявлением цикла Вилсона и дальнейшей плейт-тектоничвской эволюции Земли. Такие изменения тектонического стиля развития континентальной коры нашли свое отражение в формировании разнообразных рудоносных тектонических структур и соответственно имели существенные металлогенические следствия.

Обобщение материалов по тектоническим структурам докембрия и их металлогеничесКой специализации (Казанский, 1982; Билибина и др., 1984; Ручкин, 1984; Борукаев, 1985) позволило провести их систематизацию, отражающую возрастание разнообразия типов рудоносных тектонических структур от архея к позднему протерозою, которое особенно ярко выражено, начиная с раннего протерозоя (Табл.1). Эта систематизация (Рундквист, Турченко, 1990) положила основание для легенды и составления в дальнейшем карт Атласа металлогенической зональности докембрия Мира (Генеральный координатор - академик РАН Д.В.Рундквист, ответственные редакторы -Турченко С.И., Ларин A.M.), как международного проекта, поддержанного Комиссией по геологической карте Мира при ЮНЕСКО (Рундквист и др., 1997). Для архея, особенно раннего (3.8-3.1 млрд лет), типичной является древнейшая кора сложенная чарнокит-эндербит-габброидной (мафической) и тонапит-трондьемит-базальтовой (сиалической) ассоциациями. Соответственно этому первичная неоднородность коры предопределила образование в архее двух типов рудоносных тектонических структур - гранулито-гнейсовых и гранит-зеленокаменных областей (ГЗО), составляющих эпиархейские кратоны.

Металлогеническая специализация гранулито-гнейсовых областей определяется тесной пространственной и генетической связью месторождений со специфическими супракрустальными и плутоническими формациями (кондалитовой, метабазит-гранулитовой, высокоглиноземистой гнейсовой, габбро-анортозитовой), а также особенностями режимов их метаморфизма. Среди типовых месторождений главенствующее Значение имеют нерудные, например, графита, высокоглиноземистого сырья и драгоценных камней. Металлические полезные ископаемые представлены железорудной эулизитовой и хромитовой формациями. Для главных тектонических областей архея -гранит-зеленокаменных областей (ГЗО) основными рудоносными структурами являются зеленокаменные пояса, для которых характерны бимодальные толеит-коматиитовые, коматиит-риолитовые, железисто-кремнистые вулканогенные, последовательно дифференцированные вулканогеные - бэзальт-андезит-дацит-риолитовой серии и метаосадочные породные ансамбли. С супракрустальными породами зеленокаменных поясов и с ассоциирующими с ними интрузивными

1'абл. 1. Типы тек101111чсски\ с |рукт>р докембрия

АРХЕЙ ПРОТЕРОЗОЙ

Ранний Поздний Ранний Поздний

Млрд. лет

« 3.1-3.0 2.6-2.5 2.3-2.2 2.0-1.9 1.7-1.6 1.4-1.3 1.1-1.0 0.6

ГРАНУЛИТ-ГНЕЙСОВЫЕ ОБЛАСТИ

Гс. Сг. графит

ГРАН11Т-ЗЕЛЕНОКАМЕННЫБ ОБЛАСТИ

ТОНАЛПТ- И ГРАНИТО-ГНЕСОВЫЕ АРЕАЛЫ

ЗЕЛЕНОКАМЕННЫЕ

ПОЯСА Fe(Mn.Au). CuZn. MoW. CuZnAu. CuNi

КОНТИНЕНТАЛЬНЫЕ РИФТОВЫЕ ПОЯСА Fe, Cu-Ni(Pt), Pt-Pd< U-Cu-P, Cr, Ti-V(Pt), Cu-Au, Pb-Zn

АНОРОГЕННЫЕ ВУЛКАНОПЛУТОНИЧЕСКИЕ ПОЯСА Cu-Mo, RM-TR, Sn-W, Pb-Zn, Sn-RM

АВЛАКОГЕНЫ л Au, Pb-Au-Ag, Cu-U-Au

ПЛИТНЫЙ ЧЕХОЛ Cu, U-V-P, Pb-Zn, магнезит, сидерит

ОРОГЕНИЧЕСКИЕ ПОЯСА А. АККРЕЦИОННЫЕ Cu-Ni, Pb-Zn-Cu, Cu-Co-Zn(Ni), Cu-Co, Pb-Zn, W-Mo, Fe-Cu, RM

Б. КОЛЛИЗИОННЫЕ Fe. Fe-Ti. Р-Ре-Флогопит. REE-RM. мусковит, доаг. камни

ИНТРАКРАТОННЫЕ БАССЕЙНЫ Au-U, Au, Fe, P-TR, Cu-Co, Cu, барит

телами диоритов, габброидов и ультрамафитов связаны типичные для архея крупные месторождения, рудные пояса и узлы: Fe с золотом в железистых кварцитах, Аи и U в кварцевых конгломератах и жильного типа в вулканитах, Ni-сульфидные в коматиитах, Cu-Zn с Аи. Кроме того, для зеленокаменных поясбв характерны также Си-Mo и Мо-порфировые месторождения с Аи и редкометальное оруденение.

Начиная с раннего протерозоя в формировании континентальной коры существенную роль приобретают линейные мобильные пояса, секущие или обрамляющие, возникшие к этому времени кратоны, и ареальные интракратонные рудоносные структуры. Линейные структуры подразделяются на орогенные аккреционные и коллизионные пояса, а также на анорогенные -континентальные рифтовые пояса и рифтогенные бассейны, вулканоплутоническне пояса и позднепротерозойские авлакогены. Эпикратонные ареальные рудоносные тектонические структуры отвечают стабильным областям субплатформенного (интракратонные осадочные бассейны) и платформенного (докембрийские Зехлы плит) режимов, причем последние характерны для времени, начиная с позднего протерозоя.

Активизация континентальной коры, сформированной и стабилизированной в архее, на ранних этапах тектонической эволюции (2.5-2.0 млрд лет) раннего протерозоя выражена преимущественно в формировании линейных рудоносных тектонических структур - континентальных рифтов и рифтогенных бассейнов. Вещественное наполнение рифтов отражает степень их раскрытия и, соответственно, различия в металлогении. Характерной чертой этих рудоносных структур является ассоциация осадочных пород, бимодальных (толеитовые базальты и риолиты) вулканитов с телами расслоенных и дифференцированных мафит-ультрамафитовых интрузий, сопровождаемых по времени роями мафических даек. Для раннепротерозойских континентальных рифтов наиболее типичным являются месторождения Cr, Cu-Ni, Fe-Ti-V и платиноидов в расслоенных и дифференцированных мафит-ультрамафитовых интрузиях (Бушвельд в ЮАР, Великая Дайка в Зимбабве, Монча и Печенгская группа северо-запада России, Чиней в Восточной Сибири, пояса Томпсон в Канаде и др.). С вулканогенно-осадочными комплексами, мафическими дайками и анорогенными порфировыми интрузиями упомянутых рудоносных структур этого возраста связано также гидротермальное медно-золоторудное оруденение, например, в Куусамо-Куолаярвинской структуре Северной Финляндии и Карелии (Турченко и др., 1992) или в раннепротерозойских провинциях Австралии (Davidson. Large, 1994). Особое место в континентальных рифтовых рудоносных структурах занимают фоидитовые формации, с которыми ассоциируют месторождения U-Cu-P с платиноидами, редких металлов и редких земель, флогопита и алмазов в кимберлитах и лампроитах. Раннепротерозойские месторождения такого рода известны в ЮАР (Палабора) и Канаде (Стрейндж Лейк), но более обычны позднепротерозойские и фанерозойские месторождения этого формационно-генетичсского гипа.

Для второй половины раннего протерозоя, особенно для периода 2.0-1.75 млрд лет, .типично формирование орогенических поясов с признаками аккреционного типа. Они характеризуются покровно-сгсладчатым строением с отчетливой тектонической зональностью структурно-вещественных комплексов, выраженной в образовании офиолитовых, островодужных и !аостроводужных магматических и осадочных комплексов, широким развитием синтектонических и посттектонических гранитоидов, различающихся геохимической специализацией. В таких структурах часто проявлен зональный

региональный метаморфизм. Наиболее типичными раннепротерозойскимн орогеннческими поясами являются Транс-Гудзонский и Уопмей в Канаде, Пинокнн и Явапай в США, Бирриманский и Намибийский в Африке, . Свекофеннский в Фенноскандии. На территории России подобного рода образования раннего протерозоя (с возрастом 2.0-1.85 млрд лет) известны в Северном Приладожье в Карелии, являющимся частью Свекофеннского пояса Финляндии (Глебовицкий, Турченко, 1970) и Северо-Карельский пояс (Московченко, Турченко, 1975). На территории Индостанского щита такими известными структурами являются пояса Дели-Аравалли с крупными полиметаллическими месторождениями (Завар, Райпура) и Сингбхум с • месторождениями Си (Кхетри). Тектонической зональности проявленной в

аккреционных структурах часто соответствует металлогеническая зональность. Так, например, в Свекофеннской орогенической структуре зонам с офиолитовыми ассоциациями свойственны месторождения Cu-Co-Zn-Ni (тип Оутокумпу в Финляндии), а ост]к>водужные комплексы с инициальным толеитовым вулканизмом и дифференцированйыми габбро-гипербазитовыми интрузиями несут Cu-Fe, Cu-Pb-Zn, Cu-Ni оруденение в Главном рудном поясе Финляндии, рудных районах Шеллефтео и Бергслаген в Швеции и частично представлены рудопроявлениями Северного ТТриладожья в Карелии (Турченко, 1978). Зоны синтектонических гранитоидных интрузий здесь обычно сопровождаются редкометальными, полиметаллическими, медно-золоторудными, W-скарновыми и медно-молибденовыми порфировьми месторождениями.

Коллизионные орогенические пояса представляют собой структуры, длительно и дискретно развивающиеся на континентальной коре, изредка с сохраняющейся ювенильной раннепротерозойской корой (например, Лапландский гранулитовый пояс), начиная с позднего архея и преимущественно в протерозое. Эти структуры характеризуются полициклическими проявлениями складчатых деформаций и высокогр'адиентного регионального метаморфизма, а также неоднократным магматизмом, выраженном во внедрении коллизионных гранитоидов S и I- тийов, габбро-пшербазитов и габбро-анортозитов. Для них свойственны также эшелонированные глубинные t надвиги, зоны рассланцевания и высокобарический гранулитовый метаморфизм

в линейных зонах. Подобные зоны, в составе которых преобладают мафические породы, представляют собой, вероятно, пластины нижней коры, выжатые в ходе коллизионных процессов. Кроме того, коллизионные структуры могут рассматриваться как зоны коллизии континентальной коры, где в связи с длительно проявляющимися тектоно-термапьными процессами интенсивно выражена реювенация корового вещества (Беломорский пояс ъ Карелии, Пристановой пояс Алдано-Станового щита, Монхоолинская и др. схожие зоны на Анабарском щите, пояс Лимпопо в Ю.Африке). Для таких структур характерны, большей частью, месторождения индустриальных минералов, слюдоносных и редкометальных пегматитов, камнесамоцвегтного сырья, графита и др.

Завершающее развитие раннего протерозоя и преимущественно поздний протерозой характеризуются образованием еще одного типа линейных эпикратонных рудоносных тектонических структур - вулканоплутонических поясов, в составе которых преобладают магматические комплексы, главным образом, кислого состава. В зависимости от тектонического положения и преобладающей ассоциации слагающих их пород, выделяются пояса, заложенные на древней континентальной коре, в которых субщелочные серии

вулканитов андезит-риолитового ряда и щелочные гранитоиды вмещают Бп, Эп-W, W-Mo, Аи, РЪ-2п, редкоЧетально-редкоземельные метасоматические и пегматитовые месторождения. Другим типом рудоносных структур конца раннего протерозоя являются незавершенные рифты -авлакогены, вмещающие крупные стратиформные РЬ-2п-Ад месторождения Австралии (Ручкин, 1984).

Ареальные эпикратонные тектонические структуры представлены интракратонными бассейнами, одни из которых характеризуются достаточно хорошо выраженным магматизмом (интракратонные бассейны, завершающие развитие рифтов), а другие отражают кратонизацию континентальной коры, являются амагматичными и могут принадлежать к типу окраинно-континентальных бассейнов. Этой особенностью они приближаются к позднедокембрийским чехлам плит, характеризующих древние платформы. Эпикратонные бассейны как рудоносные структуры характерны для позднеархейских и постархейских кратонов, но амагматичный тип таких структур типичен в основном для позднего протерозоя. С осадочно-вулканогенными комплексами раннепротероЗойских бассейнов связаны типичные для них железорудные месторождения (группа Верхнего Озера в США, Хамерсли в Австралии), изредка золото-ураноносные конгломераты (Тарква в Гане), а к осадочным комплексам раннепротерозойских бассейнов приурочены месторождения медистых песчаников (наиболее крупное из них -Удоканское, Алдано-Становой щит), шунгитов (Зажогино в Онежском бассейне, Балтийский щит). Более поздние этапы тектоно-магматической активизации таких рудоносных структур приводят к формированию редкометального оруденения (например, Катугинское месторождение в гранитоидах, прорывающих породы Удоканского эпикратонного бассейна или же Сг-У-И-НЕЕ и Аи-Р1 оруденение в Онежском бассейне). Подобные рудоносные структуры позднепротерозойского возраста содержат схожее, но более разнообразное в металлогическом отношении оруденение (например, Си-Со месторождения сланцевого пояса Заира-Замбии, Си-и-Ад-Аи месторождение Олимпик-Дэм в бассейне Гоулер-Рендж Австралии, стратиформные РЬ-2п месторождения в бассейне Куддапах в Индии).

Позднедокембрийский платформенный чехол кратонов также представляет одну из важных рудоносных структур, которые вмещают РЬ-гп стратиформные месторождения (например, Сардана в Ю.В.Якутии) или стратиформные магнезитовые и сидеритовые месторождения (Башкирское Предуралье), проявления марганцевого оруденения, фосфоритов и титаноносных россыпей.

Завершая обзор рудоносных структур докембрия, можно сделать следующий вывод. В истории геологического развития земной коры, сложенной докембрийскими комплексами, начиная с раннего протерозоя, наблюдается закономерное возрастание типов рудоносных тектонических структур и, соответственно, формаиионно-генетических типов месторождений. От архея к позднему протерозою возникают гомологические ряды структур, последовательно наращивающих земную кору: 1) ареальные структуры: архейские гранулит-гнейсовые и гранит-зеленокаменные области позднеархеиские и раннепротерозойские эпикратонные бассейны позднепротерозойские чехлы плит; 2) линейные структуры: архейские зеленокаменкые пояса раннепротерозойские эпикратонные континентальные рифтовы пояса раннепротерозойские аккреционные и коллизионные орогенные пояса позднепротерозойские анорогенные вулканоплутонические пояса и авлакогены.

Положение 2. Образование месторождений Си, Ni, Pt-Pd, Cr, U, Fe отвечает начальному этапу развития раннего протерозоя - рифтогенезу периода 2.52.4 н 2.3-2.1 млрд лет, выраженному в формировании анорогенных рудоносных структур: континентальных рифтов и рифтогенных бассейнов, развивающихся в пределах архейских кратонов.

В связи с быстрым ростом континентальной коры и ее последующей кратонизацией в позднем архее,, образовавшиеся кратоны в период протерозойской эволюции были подвержены интенсивному растяжению под действием мантийного диапиризма и астеносферных потоков, что привело к формированию анорогенных рудбносных тектонических структур континентальных рифтов и эпикратонных рифтогенных бассейнов. Формирование рифтогенных рудоносных структур происходило в раннем протерозое, главным образом, в этапы 2.5-2.4 и 2.3-2.1 млрд лет. Переход геодинамических режимов в раннем протерозое к типу современных соотношений - кратон/рифт не был резким, так как начало образования отдельных крупных рифтогенных структур происходило уже в позднем архее: например, эпикратонных бассейнов Хамерсли в Австралии (Blake, Groves, 1987), Витватерсранд в Южной Африке (Tankrad et al,1982), Кейвы на Кольском п-ове (Митрофанов и др., 1997). В большинстве своих особенностей раннепротерозойские рифтогенные структуры достаточно сходны с подобными мезо-кайнозойскими геодинамическими обстановками, но длительностью и многофазностью значительно от них отличаются. Так, например, эпоха многофазного развития рифтогенной структуры Печенга-Имандра-Варзуга в пределах Балтийского щита обладала продолжительностью проявления эндогенных процессов от 2.5 до 1.85 млрд лет (Tuichenko, 1992; Щеглов и др., 1993; Смолькин и др., 1995), а формирование эпикратонного бассейна Гурон в Канаде происходило в течение 2.45 - 2.1 млрд лет (Roscoe, Card, 1992). Типичными для раннепротерозойской рифтогенной активизации архейских кратонов являются рои мафических даек и внедренные в континентальную кору расслоенные мафит-ультрамафитовые комплексы, вмещающие крупнейшие месторождения Cu-Ni, Fe-Ti-V и платиноидов, формирование которых происходило в обстановке континентального рифтогенеза.

Существенная роль в этих структурах принадлежит вулканическим породам, состав которых определяется как характером геодинамического развития, так и составом мантийного источника. Вулканизм является важным элементом эволюции рифтов, происходит обычно на ранних стадиях и продолжается в течение всех этапов рифтогенеза. Вулканические породы по составу являются бимодальными, при преимущественном развитии мантийных мафических толеитов и подчиненным им риолитами, образованными большей частью в результате плавления континентальной коры. Геохимические признаки тектонической принадлежности вулканитов по петрогенным и элементам-примесям (Peaice, Cann, 1973; Pearce et al., 1977 и др.), обычно используемые во многих работах, в общем подтверждают их рифтовое происхождение.

В работе главное внимание уделено линейным континентальным рифтам и в меньшей степени эпикратонным рифтогенным бассейнам близким к ними по времени и проявлению геодинамического режима. Процессы рифтогенеза во многом являются следствием глобальных тектонических причин, определяющих формирование и пространственное размещение одного из главных тектонических элементов земной коры - рифтовых зон или систем. В работе представления о геодинамической природе рифтогенеза базируются на

нлнтно-тектонических понятиях о рифтогенезе, как ранней стадии проявления эволюционного цикла Вилсона (Рамберг, Нейман, 1981) или растяжения литосферы и последующего её раздвига с формированием линейных рифтовых структур разных стадий их раскрытия в областях подъема мантийных диапиров (Милановский, 1976; 1999; Грачев, 1977), а также новейшего понимания плюм-тектонического развития Земли (Kumazava, Maruyama, 1994; Пущаровский, 1995; Хаин, 1995), с которым связаны многократные пульсации мантийного вещества и мантийные плюмы, контролируемые процессами, происходящими во внешнем ядре Земли, близ границы ядра и нижней мантии. Области рифтогенеза обладают специфическим глубинным строением литосферы, характерным магматизмом и рудообразованием не только в главных зонах раскрытия рифтов, но и в пределах плечевых частей рифтов, участках развития поперечных и диагональных разломов. Именно такие области и пояса контролируют размещение крупных рудных месторождений, поскольку формирование рудных гигантов связано с длительно развивающимися полигенными рудогенерирующими системами.

Автором, начиная с 1970 г., проведены исследования по геологии и металлогении в областях развития разновозрастных докембрийских рифтогенных структур, а также различных аспектов рудообразования: колчеданного- в архейских зеленокаменных поясах Карелии (Турченко, 1978); сульфидного медно-никелевого, платинометального, медноколчеданного и золоторудного - в палеорифтовых структурах раннего протерозоя Карелии и Кольского п-ва (Turchenko et al., 1991; Turchenko, 1992); свинцово-цинкового оруденения в рифтовых структурах позднего протерозоя Сев. Прибайкалья (Соколов, Турченко, Бушмин, 1981) и Шпицбергена (Турченко, 1987). Кроме того, проведены глобальные обобщения по металлогении подобного рода структур, что нашло отражение в списке работ по теме диссертации, составлении специализированных карт (Турченко и др., 1997) и прогнозных заключениях (Турченко и др., 1987; Турченко, 2000).

Наиболее ранние признаки протерозойского эпикратонного рифтогенеза (в период 2.5-2.4 млрд лет) были выражены в глобальных магматических событиях - внедрении ультрамафит-мафитовых расслоенных интрузий и роев мафических даек. Такие события могут быть отмечены для большинства эпиархейских крагонов: в Зимбабве - Великая Дайка (2,46+16 млн. лет, Wilson, Prendergast, 1989), интрузия Джимберлана в Западной Австралии (2420±30 млн. лет, McClay, Campbell, 1976); пояса интрузий Койлисмаа в Сев. Финляндии (2440± 20 млн. лет, Alupieti et al„ 1990) и Олангской группы в Сев. Карелии (2,45-2,43 млрд лет. Turchenko, 1992); расслоенные интрузии Кольского п-ва (2450-2470 ±30 млн лет, Balashov et al., 1993); дайки Матачеван и интрузии группы Ист Булл Лейк в Онтарио, Канада (2,45 млрд лет, Nelson et al., 1990); дайки Скоур в СевероЗападной Шотландии (2390 млн лет, Weaver, Tarney, 1981). Эти события свидетельствуют о глобальном проявлении кратонизации архейских Iфотоконтинентов и начале новой тектонической эпохи - развития рифтогенеза.

Так, например, i еолого-геофизические и изотопно-геохронологические данные для кристаллического фундамента Восточно-Европейской платформы в целом (Кратц и др., 1979) и, в частности, для Балтийского щита свидетельствуют о том, что характерной чертой их тектонической эволюции является последовательная кратонизация, сопровождаемая проявлениями процессов континентального рифтогенеза, происходившего особенно отчетливо в раннем протерозое в иериоды 2.5-2.4 и 2.3-2.1 млрд лет. В металлогеническом

отношении именно раннепротерозойский континентальный рифтогенез был наиболее значимым. Он проистекал на мощной (35-40 км) архейской коре и был выражен в длительном (около 600 млн лет, в период от 2.5 до 1.85 млрд лет) полистадийном формировании системы интракратонных рифтов. Эта система рифтов представлена крупными рудоносными структурами - Печенга-Имандра-Варзуга и Северонорвежско-Онежской, последняя из которых , четко прослеживается по геолого-геофизическим и космоструктурным данным (Турченко и др., 1997) и включает в себя ряд локальных эпикратонных осадочно-вулканогенных поясов (Карашок, Киттиля-Куусамо, Куолаярви-Панаярви-Салла) и бассейнов (Шомба, Лехта и Онежская структура).

С ранним этапом развития рифтов связано внедрение расслоенных мафит-ультрамафитовых интрузий и мафитовых даек, с возрастом 2.5-2.35 млрд. лет, которые являются маркерами мантийной активизации в рифтовых зонах, приурочены к глубинным разломам и вместе с последними послужили предвестниками заложения рифтов (Турченко и др., 1992). На северо-востоке Фенноскандии расслоенные интрузии сконцентрированы в двух областях. Одни из них распространены на Кольском полуострове, где они расположены вдоль зон глубинных разломов - места заложения рифта Печенга-Имандра-Варзуга. Эти интрузии представлены массивами горы Генеральской, Моцча Тундры, Федоровых и Панских Тундр, Имандровским комплексом, и-РЬ возраст которых отвечает интервалу 2496-2447 млн. лет (ВаЫЬоу е1 а!., 1993; М1т>&поу, Вауапоуа, 1999). Кроме того, на восточном продолжении рифта также известен ряд мелких мафитовых тел - Песочный, Ондомозерский и Пялочный интрузивы (Чащин, 1999), приуроченные, к той же системе разломов. Эти интрузии маркируют начальный этап анорогенного развития раннего протерозоя в пределах Кольской части архейского кратона. _ Структурное изучение материалов дистанционного зондирования показало, что расслоенные интрузии и рои мафических даек приурочены либо к бортовым частям рифтов, локализуясь вдоль продольных по отношению к рифтам разломам, либо концентрируются вдоль поперечных к ним разломам, а интрузии, вмещающие месторождения, локализованы в пределах узлов пересечения этих разломов и приуроченных к ним кольцевых структур.

Вторая область размещения расслоенных интрузий и мафических даек расположена в пределах Северной Финляндии и Карелии (интрузии Куккола-Торнио, Кеми, Пеникат, Койтилайнен, комплекс интрузий, Койлиисмаа и Олангской группы - Кометоваара, Кивакка, Ципринга и Луккулайсваара). Они характеризуются 8т-Ы(1 и и-РЬ возрастом 2450-2435 млн. лет (А1ар1ей е1 а1., 1990: ТшгсЬепко е!а!„ 1991; АтеНп е! а1., 1995). Эти более молодые расслоенные интрузии приурочены к системе радиальных разломов, сходящихся в районе северной оконечности Ботнического залива у границы с раннепротерозойским Свекофеннским коровым блоком и секущих ранние северо-западные разломы (рис.2).

Практически все крупные расслоенные интрузии отмеченных выше раннепротерозойских возрастных интервалов вмещают месторождения Сг, Ре-Т1-У, Си-ЬП и платиноидов и приурочены к узлам пересечения рифтообразующих и поперечных глубинных разломов, являющихся рудоносными структурами. В пределах Кольского архейского корового блока это. в первую очередь, сульфидные Си-№-Р1 месторождения Мончегорского рудного узла, хромитовое оруденение в нем же (Сопчинское), Сг-ТьУ руды Имандровского плутона и Федорово-Панское Р1-Рс1 месторождение. В Карельском блоке для расслоенных интрузий сульфидное медно-никелевое

оруденение не характерно, но примечательны: крупное хромитовое месторождение в интрузии Кеми и в расслоенной интрузии Койтелайнен; платинометальное оруденение в интрузиях Пеникат, Кивакка, Луккулайсваара; титан-ванадиевое месторождение Муставара в Финляндии и сходное оруденение в интрузии Ципринга (Турченко и др., 1992). В южной части архейской провинции Карело-Кольского региона Балтийского щита поперечная к Северонорвежско-Онежскому рифту зона разломов образует узел, который контролирует расположение крупнейшей в Фенноскандии Бураковско-Аганозерской ультрамафит-мафитовой расслоенной интрузии, вмещающей месторождения хромитов и силикатного никеля (Рыбаков и др., 1999).

Рифтовые структуры первой стадии раннепротерозойского рифтогенеза, маркируемые расслоенными интрузиями и трогами, выполненными сумийско-сариолийскими осадочно-вулканогенными отложениями (Негруца, 1984) с и-РЬ возрастом кварцевых порфиров (по циркону) 2432±22 млн лет (Буйко, и др., 1995), наметили направления заложения и развития следующего, зрелого этапа формирования рифтовых структур - их дальнейшего раскрытия и заполнения ятулийско-людиковийскими вещественными комплексами возрастного интервала 2.3-1.85 млрд лет. Ятулийскому возрастному этапу (2.3-2.0 млрд лет), с которым связаны излияния внутриплитных базальтов и отложение ортокварцитов и доломитов, отвечало формирование эпикратонных бассейнов рифтогенной природы (Онежская, Шомбозерская, Лехтинская, Пана-Куолаярвинская структуры и Куусамо в Финляндии) в пределах Северонорвежско-Онежского палеорифта и рифтовых структур Печенга и Имандра-Варзуга (Турченко и др., 1992; Буйко и др., 1995; Смолькин, 1997). Металлогеническая специализация этого этапа в рифтогенных эпикратонных бассейнах выражена медно-кобальтовым оруденением в базальтах, рудопроявлениями медистых песчаников и гематитовых кварцитов (Рыбаков, Голубев, 1999), которая особенно заметно проявлена в Пана-Куолаярвинской и Онежской палеорифтовых структурах.

Более разнообразная металлогения характерна для палеорифтовых структур развитых в пределах распространения, упомянутой выше, системы радиальных рудоносных структур и разломов. Северо-восточные ветви этой радиальной системы разломов совпадают с разломами, поперечными по отношению к рифтовой структуре Печенга-Имандра-Варзуга, создавая тем самым важные узлы пересечения - места локализации рудных узлов и месторождений. Секторальные блоки, как и радиальные разломы (длиной около 500 км) ограничивающие их, выделены при структурном анализе космоснимков. Их спецификой является принадлежность к архейскому коровому сегменту, на котором залегают раннепротерозойские структурно-вещественные комплексы с возрастом 2.0-1.9 млрд лет, большая часть' которых имеет рифтогеяную природу. Рифтовые структуры этого возрастного интервала вмещают золоторудные (Вискариа. Аитик в Сев. Швеции; лБиджовагге, Райтеваара и Пахтаваара в Норвежской и Финской Лапландии) и железорудные (Ханнукаинен и Сахаваара в Сев. Финляндии) месторождения. Наиболее крупный секторальный блок содержит в пределах архейского основания раннепротерозойскую рифтовую структуру - Печенгскую с крупными Си-№-Р1 месторождениями. Одна из упомянутых северо-восточных'разломных структур (см. рис.2) протягивается на северо-восток и захватывает Печенгскую часть рифта Печенга-Имандра-Варзуга. Таким образом. Печенгская рудоносная структура оказывается расположенной в области учла пересечения системы рифтоп и трансформных разломов, что и определяет ее существенное

BBBj [ZZU

и,

з ШЩЩ-U

8 Г019

Рис.2. Схема коровых провинций п размещения главнейших протерозойских рнфтовых структур в фундаменте Восточно-Европейской платформы. Составлена с использованием материалов: Аксенов, 1998; Щеглов и др., 1993; Добрынина, 1992; Костючсико, Солодилов, 1997. Коровые провинции: 1- архейские (la-KKJIM -Карело-Кольско-Лапландско-Мезенская, 10 -ВУ -Волго-Уральская, 1в -У -Украинская к В -Воронежская); 2 -протерозойские (С и ГШ -Свекофеннская м Прибалтийско-Белорусская PRI, СН -Свеконорвежская PR2), Протерозойские рифтовые пояса: 3— раннелрогерозойскпс (а- с отрицательными аномалиями силы тяжести, б- с положительными аномалиями силы тяжести: СО -Северонорвежско-Онежскин, ПИВ -Псченга-Имандра-Варзугсквй); 4-рифей-ские нвлакогены (а- с отрицательными аномалиями силы тяжести: BOA - Волыно-Оршанский; б- с положительными аномалиями силы тяжести: CPA - Средне-Русские); 5-Ладожско-Ботническая зона с рифтогенными структурами; 6- ТрансскандннавскиП гранитоидныи пояс рифтогенных структур. 7- Крупнейшие плутоны гранитов-рапакиви с отрицательными аномалиями силы тяжести (1- Салминский, 2- Выборгский, З-Аландский 4- Рпжскии). 8- Положительные аномалии силы тяжести большой интенсивности (I-Бураковско-Аганозерская, II- Мезенская). 9- Узлы пересечения п-рушшх рлфтовых структур, перспективные дли прогноза крупных месторождении минерального сырья. 10-Граиица фундамента Восточно-Европейской платформы (TCP - Трлнссвропснская система разломов).

геотектоническое, а отсюда и металлогеническое отличие от структуры Имандра-Варзуга. Оно выражено в том, что именно в Печснгской структуре присутствуют габбро-верлиты с возрастом 1.96 млрд. лет, несущие сульфидное Си-№ с платиноидами оруденение и калевийско-людиковийские осадочно-вулканогенные комплексы пород (2.0-1.9 млрд лет) с пикритами и железистыми толеитами. Последние обладают геохимическими особенностями океанических вулканитов и срединно-океанических хребтов (Смолькин, 1997; Ме1егЫк, Бинт, 1994), в отличие от базальтоидов того же возраста в рифте Имандра-Варзуга, которые имеют геохимические особенности базальтов континентальных рифтов и часто субаэральный характер (Загородный и др., 1982). Эти особенности Печенгской структуры связаны с тем что ее формирование, как рифтогенной структуры, происходило при образовании рифта северо-восточного направления, а трансформные разломы совпадали с ранним северо-западным направлением рифтинга, что и вызвало столь мощную мантийную активизацию. В это же время структура Имандра-Варзуга продолжала свое рифтовое развитие вдоль, северо-западного направления ранее образованных трогов и глубинных разрывных нарушений, с чем связано формирование здесь мощной толщи осадочно-вулканогенных пород. По данным глубинных сейсмических исследований вертикальная мощность осадочно-вулканогенных отложений достигает 9 км для Печенги и 13 км для структуры Имандра-Варзуга (Литвиненко, 1984; Гапдин и др., 1991).

В Карельском блоке архейской провинции раннепротерозойские рифтовые структуры позднего этапа, относящиеся к единой Северонорвежско-Онежской рифтогенной системе, в физических полях проявляются положительными гравитационными и магнитными линейными аномалиями, четко фиксируются материалами дистанционного зондирования и петролого-геохимическими данными (Турченко и др., 1997), но в отношении метаялоносности значительно уступают Печенгской и Имандра-Варзугской рифтогенным структурам. Поздняя стадия раннепротерозойского рифтогенеза проявлена здесь . в субмеридиональных структурах, где рифтогенная активизация выразилась в формировании Л-У руд с платиноидами в габбродолеритах (Пудожгорское и Койкарское месторождения) и внедрении щелочно-ультрамафитовых и карбонатитовых тел (Елетьозерский и Тикшозерский массивы), несущих Си-"П-Ре-Р1 минерализацию (Филиппов и др., 1999). Эта стадия также хорошо выражена в окраинно-континентальном рифтогенезе, определившим формирование Ладожско-Ботняческой зоны вдоль границы архейской коровой Карельской провинции со Свекофеннской аккреционной складчатой областью, обладающей раннепротерозойской ювеняльной корой. В северо-западном направлении от Ботнического залива эта известная структура протягивается по территории Швеции и далее прослеживается под каледонидами по геофизическим данным до Норвежского моря, где на Лофотеновых островах ее гравимагнитным максимумам соответствуют супракрустальные породы и гранитоиды. самые поздние из которых датируются возрастом 1.7 млрд лет ('¿\wasm. 1995).

Одной т главных особенностей металлогении раннепротерозоиских рудоносных структур, связанных с рифтогенезом на Балтийском щите являются колчеданное, сульфидное медно-никелевое и платинометальное оруденение. Металлогения и некоторые аспекты колчеданного и сульфидного медно-никслевого рудообразования на Балтийском щите изучались геологами ВСЕГЕИ. СЗТГУ, Институтов геологии Кольского и Карельского Научных центров, а также автором диссертационной работы в 70-х годах (Московченко,

Турченко, 1975; Турченко, 1978 н др.). Но в последнее десятилетие архейские коровые регионы Балтийского шита - Карельский и, в особенности, Кольский выдвинулись в число наиболее перспективных платинометальных провинций ' России, (Митрофанов и др., 1994; Филиппов и др., 1999.), причем перспективы платинометальной минерализации связаны здесь с новым малосульфидным промышленно-генетическим типом оруденения (ТигсЬепко е1 а1., 1991).

Наиболее значимым платиноносным объектом и перспективным для увеличения минерально-сырьевого Потенциала Северо-Западного Федерального округа России является Федорово-Панский рудный район с малосульфидным платинометальным орудемением, локализованном в одноименной расслоенной > интрузии с значительными (до 1600 т) прогнозными ресурсами платиноидов

(Додин и др., 1999). Значимость Федорово-Панского рудного района усиливается близостью к нему Имандровского РШ-У-Сг, Сопчинского 1Ч-Сг и Мончегорского Р1-Си-№ месторождений, также приуроченных ' к раннепротерозойской континентальной палеорифтовой рудоносной структуре. Общей особенностью платинометального оруденения (изученного автором -грант РФФИ 1998-2000 гг. «Природа малосульфидного платинометального оруденения в раннедокембрийских мафит-ультрамафитовых интрузиях: структурно-геологические, петролого-изотопные и геохимические свидетельства») является его тесная ассоциация с линзовидными телами анортозитов и лейкогабброноритов, приуроченных к тонкорасслоенным горизонтам норитов, оливиновых габброноритов, меланоноритов и троктолитов, мощностью 200-250 м. Именно эти тела анортозитов вмещают малосульфидное Р1-Р<1 оруденение в субсогласных с расслоенностью зонах метасоматического изменения. Рудоносные метасоматически измененные анортозиты сложены двумя последовательно образованными ассоциациями: 1) тремолит-магнетит, замещающей пироксены в ассоциации с плагиоклазом и 2) эпидот-цоизит-альбит-хлорит-серицит-кварц в парагенезисе с сульфидами (халькопирит-пирротин-пентландит и иногда борнит) и минералами Р1 и Рс1 (теллуриды, висмутиды и сульфиды). По данным нейтронно-активационного анализа оруденелые породы заметно обогащены Те, Аи, Бе, 1г, Си, Аё, N1 и, особенно, Вг и С1 по сравнению с вмещающими габброноритами. Масс-спектрометрическое изучение флюидных фаз показало обогащение рудоносных анортозитов N. БОз, СО и Н2§ (Ваганов, Турченко и др., 2000). Габбронориты и рудоносные анортозиты были исследованы вт-Ш изотопным изохронным методом, по которому их возраст соответствует 2427±90 млн. лет, а ем отвечает -1.8 (ТигсЬепко е1 а1., 1998). При этом и-РЬ изотопный возраст габброноритов по циркону отвечает 2470±9 млн. лет, а анортозитов по бадделииту 2447+12 млн. лет (Mitгofanov, Вауапоуа, 1999). Эти данные в пределах погрешностей методов свидетельствуют о происхождении пород расслоенной интрузии и.рудоносных метасоматизированных анортозитов из единого источника, которым могла бьггь обогащенная субконтинентальная мантия, активизировавшая в раннем протерозое сиалическую кору при рифтогенезе.

Расслоенные интрузии, маркирующие начальный этап (2.5-2.4 млрд лег) развития архейского Карело-Кольского крато'на в раннем протерозое, характеризуются сходными минерально-геохимическими особенностями и определяют Сг, ТьУ, Си-№ и РьРё специфику этого этапа. Они имели обший мантийный источник (субконтинентальная мантия, обогащенная 1ЛЕЕ элементами) со значениям Ем для этого возрастного интервала от -2.4 до -1.1 (ТигсЬепко, 1992; МЬгойшоу, Вауапоуа, 1999). Более поздние магматические

события последующих этапов рифтогенеза в раннем протерозое отличались внедрением мафитовых силлов и толеитовых вулканитов с разбросом значений Ení от -2 до +4 (Huhma, 1986, Hulima et al., 1990) для зрелого этапа - образования эпикратонных рифтогенных бассейнов (2.3-2.1 млрд лет) и Cu-Fe, Fe-Ti-V, U-V-Pt спецификой металлогении, а на завершающем этапе (2.0-1.9 млрд лет) исключительно положительных значений Ем от +1.5 до +2.0 для ферропикритов и габбро-верлитов (Hanski, Smolkin, 1989), вмещающих Pt-Cu-Ni месторождения Печенги. Рифтогенные события, отраженные на диаграмме Sn<i - возраст (рис.3), свидетельствуют о трех этапах рифтогенного развития континентальной коры в раннем протерозое для типичного примера архейского кратона на Балтийском

S -4 1 СО

-8

-12

2.5 2.4 2.3 2.2 2.1 2.0 1.9

X, млрдлет

Рис.3. Диаграмма - возраст, отражающая магматические события внедрения мафнт-ультрамафитовых интрузий и связанного с ними оруденения трех последовательных этапов раниенротерозойского рифтогенеза на Балтийском Шнте. 1-расслоенные интрузии и дайки с возрастом 2.45 млрд лет начального этапа с Р1-Р«1 оруденением (буквенные обозначения: Д - дайки, интрузии: К -Кивакка, Л - Луккуллайсваара Олангской группы в Карелин); ПТ - Панских Тупдр, И - Имандровская, Г - г. Генеральской на ^Сольском полуострове); 2 -габбро-верлиты Печенги (Пч) - 1.98-1.97 млрд лет завершающего этапа; для сравнения приведено положение па диаграмме значении £ц,| для серпентинитов (3) ифиолитового комплекса Оутокумпу (О) и Йормуа (И) возраста 1.97-1.96 млрд лет; 4 - базальты и габбро-диабазы итулийского комплекса 2.12-2.08 млрд лет (по Ни)1та, 1986) зрелого этапа рифто! енеза.

шите. Эги этапы, вероятно, связаны с тремя последовательными шпом-тектоническими импульсами маитийнои активизации: апвеллингом субкоигииентальной обогащенном мантии, затем на втором этапе - смеси нсшества обогащенной и дсплетированной мантии и, наконец, на третьем (2.0-

"Г

п 1 Г

CuZnCoNi

Д е II л с т и ров » и » ___

— ' м я н г н я

CHUR

\ptCuNi

1.9 млрд лет), наиболее позднем этапе - деплетнрованной субконтинентальной мантии при наиболее активной фазе раскрытия рифтов. С этими событиями и связана рассмотренная специфика металлогении анорогенного этапа развития континентальной коры в раннем протерозое.

Сходная специфика металлогении этапов раннепротерозойского континентального рифтогенеза рассмотрена в работе и для архейского кратона Сьюпериор Канадского щита. Раннему этапу рифтогенеза (2.45-2.49 млрд лет) соответствует внедрение расслоенных интрузий Ист Булл Лейк, Агнью и др., несущих Pt-Pd мапоеульфидное оруденение (Vogel et al., 1997) в южном обрамлении кратона. Система глубйнных разломов, к которой приуро.чены расслоенные интрузии, контролирует троговое размещение осадочно-вулканогенной группы Эллиот Лейк, грубообломочные породы которой вмещают месторождения U (Блайнд Ривер, Эллиот Лейк). Верхняя, наиболее мощная, осадочная толща (группа Кобальт) вмещает известные железорудные месторождения типа Верхнего Озера (Аврора и др., в шт. Миннесота). Поздний этап рифтогенеза (1.95-1.85 млрд лет), близкий по времени с этапом рифтогенеза в Cu-Ni -носной Печенгской структуре, проявлен в формировании гигантского рифтогенного пояса Циркум-Сьюпериор (Hoffman, 1989), состоящий из отдельных фрагментов: трог Лабрадор, пояс Кейп Смит (с Cu-Ni месторождениями в рифтогенных офиолитах Пуртуниг), пояса Фокс Ривер и Томпсон, в котором сосредоточены Cu-Ni месторождения в силлоподобных телах серпентинизированных ультрамафитов, образующих один из крупнейших рудных объектов. В Южной провинции позднему этапу соответствует формирование структуры Садбери с расслоенной мафит-ультрамафитовой интрузией возраста 1849 млн лет, несущей гигантские концентрации сульфидных Cu-Ni-Pt руд.

В работе кратко рассмотрена металлогения раннепротерозойских континентальных рифтов: кратона Вайоминг, вмещающих Au-U месторождения и крупнейшее жильное Au-рудное месторождение Хоумстейк в железорудной формации; Криворожско-Кременчугской структуры Украинского щита с месторождениями Fe, U, Au. Наряду с этим, в работе рассмотрена металлогения интракратонных бассейнов рифтогенного происхождения. Наиболее детально показаны структурные особенности Онежского бассейна Балтийского шита, изученные с применением анализа дистанционных материалов, в связи с перспективностью этой структуры на Au-Pt и Cr-V-U-REE оруденение в стратифицированных углеродистых толщах и прогнозированием рудных узлов с помощью специализированной прогнозирующей экспертной системы «Генезис-2». Для Канадского щита, провинции Черчилл, проведена корреляция металлогении п тектонического развития интракратонных рифтогенных бассейнов Амер. Хурвиц и Волластон с Au-рудными U месторождениями с Ятулийскими интракратонными структурами Карельского кратона. На основании такой корреляции установлено их метаплогеническое различие, связанное с интенсивным проявлением поздней магматической активизации (1.Я-1.75 млрд лет) в провинции Черчилл и слабой - в бассейновых структурах Карельского крагона Для интракратонных бассейнов докембрийских кратонов материков Гондванской группы металлогенические особенности определяются железорудными месторождениями бассейна Трансвааль (с возрастом 2250-2150 млн лет) и гигантскими месторождениями Pt-Pd и Cr в месторождениях расслоенного плутона Бушвельд (2050 млн лег) кратонов Ю. Африки. отношении железорудных месторождении, интракратонньш бассейн Хамерслн краюна Пилбара Зап. Австралии сходен с подобными рудоносными

структурами Африки, но в отличие or 10. Африки другие интракратонные бассейны близкого возрастного диапазона (2050-2000 млн лет) вмещают крупные Cu-Au месторождения (например в бассейне Гленгарри по Davidson, Lange, 1994) или Pb-Zn-Ag месторождение (Брокен Хилл в бассейне Виллиама кратона Гоулер с возрастом метаморфизма пород около 1650 млн лет по Wyborn et ah, 1986).

Положение 3. Орогеническое развитие в раннем протерозое происходило в период 2.1-1.65 млрд лет и выражено в формировании аккреционных и коллизионных поясов с характерной для них рудоносносгью. Для аккреционных рудоносных структур с ювенильной раннепротерозойской корой типично Cu-Pb-Zn, Cu-Co-Zn-Ni, Cu-Ni, Au, W-Mo оруденение.' Коллизионным поясам свойственны месторождения нерудного сырья корунд, гранат, силлиманит, графит, апатит, флогопит, волластонит, мусковит и др.).

Орогеническое коровое развитие в раннем ^протерозое было проявлено, преимущественно, на позднем этапе в период 2.0-1.65 млрд лет. Такое развитие континентальной коры характеризуется формированием двух типов рудоносных структур -. ^аккреционных и коллизионных поясов, отражающих разные геодинамические формы амальгамации архейских геоблоков при росте континентальной коры. Разделение орогенических поясов на два типа является существенным для понимания металлогении раннего протерозоя.

Аккреционные орогенические пояса, как рудоносные структуры, связанные с наращиванием континентальной коры и проявлением плейт-тектонических процессов, впервые в геологической истории Земли наиболее определенно установлены в раннем протерозое. В таких структурах достаточно хорошо выделяются вулканогенно-осадочные породные ассоциации, сходные с современными и фанерозойскими островодужными ансамблями, сопровождаемые турбидитовыми комплексами и гранитоидными батолитами, которые приращивают вновь созданную в раннем протерозое ювенильную, континентальную кору к архейским кратонам. В качестве примеров в работе рассматриваются: Свекофениская провинция Балтийского щита, для которой характерно формирование аккреционных структур в период 2.0-1.8 млрд. лет с ювенильной раннепротерозойской корой, несущих Cu-Pb-Zn, Cu-Co-Zn-Ni, Cu-Ni. Au, W-Mo оруденение: сходные с нею раннепротерозойские структуры Канадского щита (Транс-Гудзонский пояс); более древние структуры Зап. Африки (с коровым возрастом 2.1-2.0 млрд лет) и аккреционные структуры юго-запада США и Австралии с возрастом корового развития 1.78-1.65 млрд. лет. Изотопно-геохимические и геохронологические данные, опубликованные в многочисленных работах, частично обобщенных Т. Смитом (Smith. 1992), свидетельствуют о быстром росте континентальной коры в аккреционных поясах (30-40 млн лет). Очень редко в аккреционных орогенических структурах раннего протерозоя могут быть выявлены офиолитовые ассоциации, наиболее определенно подтверждающие их аккреционный характер. Особенности нижнепротерозойских офиолитов, существование которых подтверждено на примерах комплексов Йормуа и Оутокумпу в Финляндии (Kontinen. 1987), Пуртупиг в Канаде и Паисон п США (Helmstaedt, Scott, 1992), сравнимы с фанерозойскими и отражают сходные ряды тектонических обстановок. Они представляют собой либо отдельные небольшие фрагменты океанической лиюсферы. заключенные между островными дугами с ювенильной корой и

мик'роконтинентами или реже - офнолитовые пластины обдуцированные на деформированные границы кратоиов.

Для рудоносных структур коллизионных орогенических поясов, формирование которых происходило как в позднем архее так и в раннем протерозое, характерны следующие признаки: формирование линейных складчатых поясов с интенсивно деформированной континентальной корой увеличенной мощности, выведение высокобарических нижнекоровых комплексов в верхние горизонты коры в результате действия складчато-надвиговых деформаций и интенсивная тектонотермальная переработка древней архейской коры. Для них типично также полициклическое проявление процессов регионального метаморфизма различного термодинамического режима и многократное внедрение гранитоидов, габбро-гипербазитов и габбро-анортозитов. Эти черты определяют коллизионный характер сочленения континентальных блоков и соответствующий тип складчатых поясов (Беломорский и Лапландско-Колвицкий на Балтийском щите, Пристановой и Западно-Алданский в Восточной Сибири, Лимпопо в Ю.Африке), среди которых на основании Nd-изотопной систематики были выделены как структуры с ювенильной раннепротерозойской корой, так и сформированные на древней архейской коре. В коллизионных поясах в связи с длительно проявляющимися тектонотермапьными процессами интенсивно выражена реювенация корового вещества, приводящая к образованию месторождений слюдоносных и редкометальных пегматитов (Беломорский пояс, Пристановой пояс Алдано-Станового щита), редкометальных метасоматитов (Сев. Прибайкалье), высокоглиноземистого (корунд, гранат, силлиманит) сырья и индустриальных минералов таких как графит, апатит, флогопит, волластонит.

Nd-изотопная систематика для приближенного определения ювенильной или унаследованной древней (архейской) природы корового вещества впервые была применена в 1978-1990 гг. для отдельных регионов Сев. Америки, Гренландии, Фенноскандии, Австралии и Зап. Африки (Patchett, 1992). В дальнейшем эти исследования охватили и другие регионы Мира, в том числе в последние годы обширные докембрийские районы Восточной Сибири (Котов и др., 1995, 1999; Ковач и др., 2000). Это позволило с той или иной степенью определенности показать распространение протерозойской коры на континентах, включающей в свой состав главным образом раннепротерозойские аккреционные тсррейнм (рис.4). Соответственно, в работе с разной степенью детальности проведен анализ металлогенических особенностей раннепротерозойских аккреционных н коллизионных орогенических поясов, как крупных рудоносных структур

Террейны, сложенные аккреционными структурами с ювенилыюи раннепротерозойской корой возраста 1.95-1 7 млрд лет, распространены достаточно широко, по крайней мере среди хорошо датированных и изученных докембрийских регионов США. Канады и Фенноскандии (рис.5). Для таких регионов в 80-90 годы геохимическими исследованиями вулканогенных и интрузивных породных ассоциаций были подтверждены их островодужная или окраинно-коншнентальная природа (Garrison, 1981; Kahkonen, 1987. Kerr. 1980 и др.). нч обпазование в короткий временной интервал и положительные значения sNd (Patchett, Amdt. 1986: Patchett. 1992). Мафические вулканиты более дреыни.х аккреционных поясов с хоровым шнрастом около 2.1 млол лст и Зап. Африке были образованы п условиях сходных тектонических обсиновок (Abouchami ft al.. 1987; Boher et al.. 1987).

Внутри аккреционных структур t положи гсльными значениями i.N'il кулканиюи н гранитоидов. свидетельствующих о ювенилыгом коровом

Рис. 4. Карта-схема распространения протерозойской континентальной коры с указанием уровня Nd изотопного изучения ее происхождения по трем категориям: 1- хорошо доказанные N<1 изотопной систематикой, 2 - средний уровень изученности, 3- протерозойская кора обнаруживается, но не изучена Nd-изотопией. Условные обозначения: 1- архейская кора, 2 - протерозойская кора, 3 -фанерозойские и современные покровные отложенпя, 4 - фанерозойские орогеиические пояса.

материале, существуют седиментационные пояса с осадками, произведенными из рециклированных пород близлежащих архейских блоков, а также выплавленные из этого материала гранитоидные батолиты, обладающие соответственно отрицательными значениями е^. Такие особенности присущи, например, для дуговых поясов флишоидных пород и частично выплавленных из них гранитоидов с возрастом 1.88 млрд лет, распространенных в пределах так называемого «Ботнического бассейна» Свекофенноской орогенической области Балтийского щита (Patchett et al., 1987; Claesson, 1987). Для подобного рода частей аккреционных поясов характерно отсутствие рудных месторождений. Но для раннепротерозойских террейнов с палеотектоническими обстановками окраинно-континентальных бассейнов и аккреционных поясов, где метавулкапиты. метаосадки и раннеорогенные гранитоиды обладают отрицательными значениями snj из-за значительного влияния архейских коровых масс фундамента, разнообразие оруденения проявлено существенно. Оно выражено, например, в формировании крупнейших месторождений металлогенических провинций Индии - пояса Аравалли-Дели-Виндьян с Pb-Zn-Cu и пояса Сингбхум с Cu-U специализацией; Лапландской металлогенической юны Швеции и Финляндии с Cu-Au и Cu-Fe месторождениями.

В работе рассмотрены металлогенические особенности раннепротерозойских аккреционных н коллизионных поясов различных регионов Мира. Например, кроме вышеупомянутых, - аккреционные пояса Пинокин и Канаде и США с полиметаллическими и Cii-Zn-Au-колчеданными месторождениями

1 1 См Ллнгрит*

Вшич nh с ни (4 i*4um

Зап. Африка 1.97-1 J5 мАр&.н*т

~ 2 / млрблст ¿>y

■Ä4 4 onl-— 5?

1 со

/ А chur i»

V - -

1 1

2.S 2.0 1- l.S

Возраст , wipajiei

Fhc.S. Поля инициальных значений 8 hj для коровых провинций орогеинчегкпх поясов раннего протерозоя. По Patchett, 1992.

(крупнейшее из них - Крандон в США) и Явапай в шт. Аризона и Нью Мексико, США (месторождения Джером и Юнайтед Верде). Для Зап. Африки аккреционным поясам с ювенильной раннепротерозойской корой террейна Бирриман свойственны типичные для таких структур месторождения Au (тип Ашанти), Pb-Zn, Cu-Мо-порфировые, Nb-Ta, Li пегматитовые и редкие Мп-стратиформные. В Австралии главные рудоносные структуры конца раннего протерозоя представлены аккреционными поясами сформированными на континентальной коре (Ручкин, 1984; Wilson, 1987; Wyborn et al., 1987) в f1 интервалы 2.0-1.87, 1.87-1.82 и 1.82-1.62 млрд лет. Такие пояса, как: Танами-

Теннант Крик вмещают Cu-Au-Bi месторождения; Холле Крик - Cu-Pb-Zn-Au и недавно открытое Ni-Cu-Co месторождение, сходное по типу с крупнейшим месторождением Воис Бей в Канаде; Пайн Крик с известными Cu-U ГРам у Джангл) и Au-рудными месторождениями и пояс Маунт Айза с гигантскими по

запасам Pb-Zn-Ag и др. стратиформными месторождениями. В работе наиболее детально исследована металлогения аккреционных рудоносных структур Балтийского щита в Свекофеннской металлогенической провинции (Турченко, 1978). Она сложена двумя породными ансамблями: (-сформированными без участия или с небольшим вкладом архейской континентальной коры в состав вещественных комплексов (Huhma, 1986; Patchett et al., 1987) и, вероятно, не имеющих архейского фундамента; 2-обдуцированными или сформированными на архейской коре Карельской провинции.

Свекофеннская провинция была образована как складчатый пояс во время орогении 2.0-1.87 млрд лет (Gaal, Gorbatschev, 1987). Эта орогения отличается высокой скоростью образования новой континентальной коры в период между 1.9 и 1.87 млрд лет назад (Skiold, 1988), что было установлено Nd изотопном систематикой в комбинации с хорошо определенными временными рамками по

U-l'b циркоповому методу (Huhma, 1986; Patchclt et al., 1987). В этот период в Свекофеннской провинции были генерированы гранитоиды I-гипа и известково-щелочные вулканиты в островодужных системах. На северо-востоке провинции, вдоль пояса Коталахти-Виханти-Шеллефтео, и юго-западе (пояс Ориярви-Бергслаген) эти островодужные системы граничат с гранитоидами 1-типа Центрально-Финляндского батолита и разделены осадочными бассейнами, которые сложены метаграувакками и метапелитами. Вулканические породы фельзитового и мафического составов, имеющие известково-щелочные и толеитовые свойства, вместе с эпикластическими осадками и плутоническими породами образуют U-образную структуру вокруг Цетрально-Финляндского батолита, что является характерной чертой тектоники .Свекофеннской провинции. Эта структура сложена несколькими вулканическими поясами и соответствующими металлогеническими зонами: Шеллефтео, Виханти-Пюхясалми, Ориярви, Айала с Cu-Pb-Zn стратиформными месторождениями и Бергслаген с Fe-Mn и Cu-Pb-Zn месторождениями типа стратабаунд (Турченко, 1978).

К югу от Центрально-Финляндского батолита с возрастом 1.9-1.8 млрд лет (Huhma, 1988), известны Cu-Au (Хавери), Cu-Au-W (Илоярви) и W месторождения. Эти месторождения ассоциируют с раннесвекофеннскими гранитоидами I-типа, которые комагматичны с вулканитами и имеют возраст 1.89-1.86 млрд лет (Huhma, 1986). Позднесвекофенские анатектические калиевые граниты S-типа (1.84-1.75 млрд лет) были внедрены в ювенильную раннепротерозойскую кору в Свекофенской провинции и характеризуются Мо, W, U эпигенетической минерализацией и Sn, Be, Li, Nb, Та в пегматитах.

Мафит-ультрамафитовые интрузии с возрастом 1.9-1.86 млрд лет (Papunen, Vorma, 1985) являются типичными для вулканических поясов и определяют расположение линейных металлогенических Cu-Ni зон (Коталахти-Хитура, Ваммала-Пори-Килмакоски в Финляндии и Вестерботтен в Швеции), обрамляющих Центрально-Финляндский батолит.

Второй тип породных ассоциаций аккреционных структур (сформированных на архейской коре), распространен преимущественно в Сев. Швеции. Здесь тектонические структуры представлены вулканическими ассоциациями зрелых островодужных систем, которые вмещают железорудные (Кирунавара, Малмбергет, Эксгромсберг) и Cu-Au (Айтик) месторождения (Frietch, Perdahl, 1989).

В юго-восточной Финляндии часть Свекофенского орогенического пояса надвинута на архейский фундамент и представлена сланцевыми районами Кайнуу и Оутокумпу. Здесь вместе с аркозами, черными и слюдяными сланцами распространены офиолитовые фрагменты (Kontinen, 1987). которые рассматриваются как заостроводужные бассейны, соседствующие с погружающимися в восточном направлении зонами субдукции (Park et.al, 1984), развивающимися вслед за островодужными формациями (Gaal, Gorbatschev, 1987). Район Оутокумпу известен как металлогеническая зона с Cu-Zn-Ni-Co месторождениями (Оутокумпу, Луйконлахти. Вуонас), а область Кайнуу с Fe-Ti-V месторождением Отанмяки it габброидах и офиолитовым комплексом Йормуа (Kontinen. 1987).

Особенности металлогении раннепрогерозоиских коллизионных рудоносных структур рассмотрены на примерах: Беломорско-Лапландского пояса, зоны сочленения Олекминской гранит-зелеиокаменной и Алданской гранулит-гнейсоиоп областей на этапах их оазнития в раннем протерозое и вмещающих

слюдоносные пегма ютовые провинции, месторождения нерудного сырья, а также шовных зон Анабарского и Украинского щитов.

Заканчивая рассмотрение металлогении орогенических структур раннего протерозоя, особенно, аккреционных структур можно сделать определенный вывод, что они представляют собой глобальные рудоносные структуры с наиболее ранним проявлением плейт-тектонического развития Земли и наращивания континентальной коры. На основании анализа литолого-тектонических ассоциаций, вмещающих соответствующие тектонотипы стратиформно-стратабаундовых и магматических месторождений показано сходство металлогенического развития раннепротерозойских орогенических поясов с этапами и стадиями, характерными для тектонического цикла Вилсона (рис. 6).

,Э 1 А П Ы И

СТАДИИ ЦИКЛА ВИЛСОНА

РАННИЙ

РИФТ

СРЕДНИЙ

ОТКРЫТИЕ

ФРАГМЕНТАЦИЯ

АКРЫТИЕ

РАСТЯЖЕНИЕ

АККРЕЦИЯ

ПОЗДНИМ

коншшшыш

КОРА

коллизия и

ОТМИРАНИЕ

РИФТ

400-600 млн. лет

МАФИТОВЫЕ ДАЙКИ

ВОЭ СиСо 1'0 СиХпСоЫ!

ВК СиХнАи »

11КП СигпРЬАи ОМК Си(Ав)11 ОКИ П>2пАц(С11)

МУР И

Си-М УМДИ

ттг

СиМоЛи

КГП MoW.Sn К К Ь'

Рис. 6. Распределении рудных мссл(¡рождении о орогенических поясах раннею протерозоя в соотвегсгиии с этапами и стадиями тектонического цикла Вилсона. По ТШеу, 1993 с изменениями автора. Рудные тектонотипы: 1)Стратиформныс и стратабауидовые: ВОЭ-кулкаио) енио-неадочяые эксгалицкониые, 1'О-рудоносиые офиолиты, ВК-вулканогенные колчеданные, ВКП-вулканогенные колчедаяно-нолиметаллические, ОМК-обломочные медно- колчеданные II медно-урановые, ОКП-обломочные карбонатно-полимегаллическис. 2) Магмагическис: МУРИ-мафиг-ультрамафитовыс расслоенных иитруши, УМДИ-уль грамафи г-мафитовые дифференцированных ингрузий, ТТГ-тоиалнт-трондьемит-гранодиорнювх ширушн порфировый, КГП - Кчрашпоп помпе- " посторпгениых интргл/п шдротермально-метаеоматчсскн'г.

Положение 4. Генетическое разнообразие месторождений в раннем протерозое во многом обусловлено существенной ролыо мстаморфогенного рудообразования, усложненнн его характера от преимущественно прометаморфического в архее к орто- и реометаморфическому рудообразованию в раннем протерозое, что явилось дополнительным фактором при образовании крупных и уникальных месторождений.

Длительное и сложное развитие докембрийских тектонических структур, обусловленное сменой геотектонических условий и термодинамических режимов регионального метаморфизма, предопределило разнообразие проявления рудообразующих процессов, среди которых значительная роль принадлежит метаморфогенному рудообразованию. Особенности развития регионального метаморфизма в докембрийских подвижных поясах (Кратц, Глебовицкий, 1973) показали, что в течение архейского и раннепротерозойского этапов развития континентальной земной коры метаморфические процессы обнаруживают тесную связь с крупными тектоническими структурами в особенности с такими как орогенические цояса, причем определенным тектоническим режимам отвечает определенный тип Или характер эволюции термодинамического режима регионального метаморфизма. В процессе развития докембрийских подвижных поясов во времени закономерно меняются типы осадочно-вулканогенных формаций, характер тектонического режима (например, от рифтогенного к аккреционному островодужно-бассейновому и коллизионному складчато-надвиговому в орогенических поясах), термодинамический и геохимический типы регионального метаморфизма и соответственно с этим их металлогеническая специализация. Это, главным образом, и определяет особенности эволюции метаморфогенного рудообразования (Кратц и др., 1973) и формирования метаморфогенных месторождений. В генетическом отношении они подразделяются на три класса (Соколов, Глебовицкий, Турченко, 1975): 1) прометаморфические, в которых промышленные концентрации полезных ископаемых возникли до регионального метаморфизма, а процессы метаморфизма лишь видоизменили минеральный состав, качество и концентрацию руд с сохранением их промышленного назначения; 2) ортометаморфические, образование которых целиком связано с процессами регионального метаморфизма и явлениями дифференциации вещества; 3) реометаморфические промышленные руды которых возникли в результате мобилизации и переотложения рудогенных элементов при проявлении метаморфо-метасоматических процессов.

Формирование метаморфогенных месторождений разных генетических классов связано с изменением термодинамических условий при эволюции процессов регионального метаморфизма, которые были объединены в метаморфический цикл (Глебовицкий. 1973), сопоставимый с развитием орогенического цикла и имеющий определенную металлогеническую направленность (Турченко. 1986). Начальный этап метаморфического цикла характеризуется возникновением о грицательных термических аномалий в зонах растяжения и развитием цеолитовых и пренит-пумпеллиитовых фациальных комплексов, а в глубинных срезах - эклогит-гнейсовых и зеленосланцевых комплексов, соответствующие догранитному метаморфизму. В таких зонах проявляется тенденция к восстановительному флюидному режиму метаморфизма и внедрению интрузий основного-ультраосновного состава в рифтогенных структурах. Особенности режима метаморфизма этого этапа определяют его металлогеническую специфику, заключающуюся в преимущественном формировании прометаморфических (метаморфизованных)

рлннемагматических Ре-'П-У, Сг и силикатно-№ руд. В случае достаточно высокой активности серы, определяемой внешними причинами (например, присутствием сульфидно-графитовых сланцев), образуются сульфидно-пнкелевые месторождения (Турченко, 1981; 1986).

Следующий, ранний этап цикла соответствует моменту инверсии, т.е. переходу к восходящим тектоническим движениям и формированию вертикальной метаморфической зональности в однородном температурном поле с отчетливым окислительным режимом флюидов. Ранний этап знаменует также переход от догранитных магмато-метаморфических формаций к ранним гранитоидным формациям и образование не только прометаморфического раннемагматического оруденения, но и метавулканогенно-осадочного окисного и сульфидного оруденения.

Средний этап метаморфического цикла характеризуется резко дифференцированным тепловым полем, положительными термическими аномалиями, формированием горизонтальной метаморфической зональности андалузит-силлиманитового и кианит-силлим^нитового петрогенетических режимов с отчетливым проявлением гранитоидногй магматизма и ультраметаморфизма. Метаморфические преобразования сопровождают восходящие тектонические движения, а флюидный режим определяется как термодинамическим режимом метаморфизма, так и окислительно-восстановительными свойствами среды рудообразования. Поэтому, на этом этапе, кроме прометаморфических месторождений, образуются также и ортометаморфические месторождения (например, флогопит-магнетитовые, мусковит-пегматитовые) и мобилизованное реометаморфическое сульфидное оруденение РЬ, Тл, Си, №, Аи.

Конечный этап метаморфического цикла представлен регрессивным постгранитным метаморфизмом, проявляющимся в метасоматических преобразованиях, которые имеют существенное рудообразующее значение . На раннещелочной стадии этого этапа сохраняется режим флюидов среднего этапа, в то время как последующая стадия кислотного выщелачивания характеризуется преимущественно восстановительной обстановкой. Завершающая позднещелочная стадия отличается вновь наступившим окислительным режимом флюидов. Изменение кислотности-щелочности способствует мобилизации и концентрации рудного вещества, а изменение окислительно-восстановительного режима (в соответствии с теорией метасоматической зональности Д.С. Коржинского) приводит при достаточной активности серы к отложению рудного вещества в виде реометаморфического метаморфогенно-гидротермального (Турченко, Соколов, 1984) жильного сульфидного Си, РЬ, Ъл, Аи оруденения, добавляющего рудное вещество к рудных концентрациям при формировании рудных гигантов, образование которых обязано структурно-тектоническим и многократно проявляющимся рудообразующим процессам (Перцов и др., 1999). Примерами таких месторождений или руд в них могут быть богатые медно-никелевые руды месторождений Печенги и Аллареченское на Кольском п-ве (Турченко. 1978). полиметаллические руды месторождений Австралии (Ручкин 1984), рудные тела золото-сульфидных месторождений Бодайбо в Восточной Сибири. Мурунтау в Узбекистане, Рамаджири в Индии, Йеллоунайф в Канаде.

Для раннепротерозойской истории развития континентшшюи__ко£ы характерна существенная дифференциация

режимов, проявляющихся также и в закономерном '

временном распределении различных термод и нам £^бу|>|Ус лови;

' 08 900 «ИТ I

регионального метаморфизма, составляющих метаморфический цикл. В интракратонных рифтовых структурах и на ранней стадии развития орогенических поясов, обрамляющих архейские кратоны, региональный метаморфизм отвечал начальному этапу метаморфического цикла -однородному метаморфизму. На этом этапе ранним метаморфическим изменениям подвергаются базальтоидные, габбро-анортозитовые и габбро-перндотитовые формации, несущие первично магматические месторождения Сг, Р1, П, V, Си, №, которые были преобразованы в прометаморфические месторождения. При снижении давления, в ходе эволюции регионального метаморфизма, происходит локальное возрастание активности воды (Коржинский, 1953), которое способствует протеканию метасоматических процессов, вызывающих переотложение рудного вещества и образование реометаморфического оруденения упомянутых металлов (Московченко, Турченко, 1975; Турченко, 1978). При этом большая часть месторождений сохраняет присущие им магматогенные черты, но часть богатых переотложенных руд существенно меняет свой минералогический состав (например, образование ильменит-магнетитовых руд, где магнетит обогащен ванадием, вместо титаномагнетитовых на месторождениях Цагинском и Колвицком на Кольском п-ве или Отонамяки в Финляндии). С синскладчатым метаморфизмом вулканогенных формаций в раннепротерозойских орогенических поясах связано преобразование первичных стратиформных колчеданно-полиметаллических месторождений в месторождения типа «стратабаунд» (Карибу, Норанда, Флин-Флон в Канаде; Джером, Юнайтед Верде в США, Виханти, Пюхясалми в Финляндии, Оммеберг и др. в Швеции).

Моменту тектонической дифференциации орогенических поясов соответствует дифференциация теплового потока, ведущая к возникновению температурных градиентов и формированию изобарической метаморфической зональности, с которой неразрывно связан ультраметаморфизм и гранитоидный магматизм натровой и калиевой серий с присущими ему металлогеническими чертами текгоно-магматического цикла по Ю.А.Билибину (месторождения Бп, V/, Мо, В1, Аи, РЬ, Ъп, Си, Со, Ag). Зональный метаморфизм сопровождается формированием линейной изоклинальной складчатости, составляющей основу деформационной истории метаморфических поясов (Миллер, 1973). Для зон ультраметаморфизма и высокотемпературных субфаций амфиболитовой фации характерно образование ортометаморфических месторождений палингенно-метасоматического пегматитового генетического типа (Соколов, Турченко, Салье, 1984). При этом металлогеническая специализация пегматитов в значительной степени определяется термодинамичеким режимом регионального метаморфизма. Областям с проявлением кианиг-силлманитовой фациальной серии (умеренных давлений 6-7 кбар) свойственны мусковитоносиые пегматиты (Беломорская провинция Карелии. Становая Восточной Сибири, Аппалачей в США. месторождения Индии). Для областей ^андалузит-силлиманитовой фациальной серии (низких давлений 3-5 кбар) характерны редкометальные (месторождения 10. Финляндии и Норвегии, Швеции, Канады) и мусковит-редкометапьные пегматиты полиметаморфических поясов (месторождения штата Раджастхан в Индии. штата Минас-Жейрас в Бразилии, пояса Колмозеро-Воронья на Кольском п-ве).

Другим генетическим типом ортометаморфических месторождений являются гидротермально-метасоматические месторождения: магнетит-флогопитовые Алданского щита (Михайлов. 1984). анагжа и волластонита - Селигдарское на Алдане, месторождения Слюдянскою района Ю.З.Прибайкалья (Турченко,

1999): редкометальных щелочных метасоматитов Криворожья и Приазовья па Украинском щите, в Сев. Прибайкалье, месторождение Гуннар в Канаде: лазури 1а (Памир, Слюдянка).

После консолидации ультраметагенных гранитоидов в рамках метаморфического развития орогенических поясов происходит конечный этап метаморфического цикла - регрессивный метаморфизм, который характеризуется последовательными метасоматическими преобразованиями трех стадий: раннещелочной, кислотного выщелачивания и позднещелочной. Метасоматические процессы в орогенических поясах с различным термодинамическим режимом регионального метаморфизма имеют свои особенности, причем изменения, например, стадии кислотного выщелачивания, могут происходить как при снижении температуры, так и при снижении давления. При этом, очевидно, определяющим фактором активизации метасомагических процессов метаморфических поясов андалузит-силлиманитового типа, где общее давление (Р) составляет 4-5 кбар, а Рцю- 0.70.8 Р флюида, является снижение температуры В.то же время в поясах с дистен-силлиманитовым типом, где Р= 7-8 кбар, а Рюо - 0.4 Р флюида, активизация метасоматических процессов определяется спадом давления (Московченко, Турченко, 1975). Степень различия начальных и конечных параметров метаморфизма в областях с разным термодинамическим режимом сказывается и в интенсивности проявления метасоматических процессов регрессивного этапа метаморфизма.

Метасоматическая дифференциация вещества пород при реакциях различных стадий этого этапа, обусловленных изменением кислотно-щелочных свойств растворов, создает благоприятные условия для миграции, мобилизации и переотложения рудогенных элементов. При процессах выщелачивания, ведущих к сокращению числа сосуществующих фаз, изменяется подвижность-инертность не только петрогенных компонентов, но и элементов примесей, первично распределенных в железо-магнезиальных минералах и породах, т.е. происходит их миграция и высвобождение в значительных количествах. Проявление таких свойств метасоматических процессов показано в работе па основании исследований в Сев. Карелии (Московченко, Турченко, 1975), а также в других рудоносных структурах Балтийского щита на основании исследований и изучения материалов по сульфидным месторождениям архейских зеленокамепных поясов Карелии, раннепротерозойских рифтовых структур Печенги и Кандалакшско-Колвицкой структуры. Свекофеннскои складчатой области (Турченко. 1978) и Холоднинского полиметаллического месторождения в Сев. Прибайкалье (Соколов. Турченко, Бушмин, 1981) I! связи чобшшзациеи рудного вещества при метаморфизме, особенно па еш регрессивном папе, возникают промышленные концентрации рудных минералов в месторождениях или происходит доращивание рудных тел. что определяет, таким образом, формирование крупных рудных месторождении, имеющих полигеино-иолихронную природ). Примеры подобных месторождений приведены выше, но и диссертационной работе на основе монографиических работ (Московченко. Турченко. 1975; Турченко. 1978) н коллективных научных сборников с участием авюпа (Основы мсгаллоюнип метаморфических поясов докембрия. Л. Нам\: 1984. 1'сд К'.О.Крат. Геологически'-* основы метаморфогенното рудоооразования, Киев. Наукоип /Думка. 1984. !'сд ЯН.Белевцев: Закономерности размещения и поисковые критерии метамопфогепных месторождении. Кием:. Паукова Думка, 19Х(>. ¡\д ЯН Белевцев! более детально рассматриваются особенности формировании

реометаморфического оруденения раннепротерозойского этапа регионального метаморфизма в особенности для Свекофеннской орогенической области Балтийского щита. Здесь колчеданно-полиметаллические богатые руды месторождений группы Фалун в Швеции, Ориярви и Айала в Финляндии связаны с кордиерит-андалузит-альмандиновыми и кордиерит-жедрит-антофиллитовыми метасоматитами, сопровождающими зоны мигматизации. С зонами окварцевания и кислотного выщелачивания связано формирование богатых пирротиновых руд и, полиметаллической минерализации в серноколчедаиных месторождениях Карелии - Парандово, Хаутоваара, Чалка; богатых меднорудных тел в месторождениях Оутокумпу и Хаммаслахти в Финляндии, группы Шеллефтео в Швеции.

Большинство упомянутых сульфидных метаморфогенных месторождений имеет тесные литолого-формационные связи с углеродистыми и сульфидно-графитовыми сланцами, которые играют существенную роль в метаморфогенном рудообразовании (Московченко, Турченко, 1975; Турченко, 1978; .Турченко, 1984). Подобного рода сланцы известны в различных регионах распространения докембрия и приурочены к различным стратиграфическим уровням как архея, так, в особенности, и нижнего протерозоя. Геохимические данные по различным регионам показали, что. содержания металлов в них значительно превышают средние значения в континентальной коре, например, по С. Тейлору и С. Мак-Леннану (1988): Ni - 200-800, Со - 50-150, Си - 2001500, Cr - 100-600, Mo - 70-80, V - 60-450 (в г\т). Большинство элементов находится в сульфидно-графитовых сланцах в виде изоморфных примесей или минеральных включений в сульфидах железа или в углеродистом веществе. Концентрация в них рудных элементов связана с восстановительным режимом и сдвигом равновесия Eh-pH водной среды бассейнов аккумуляции в щелочную область. Углеродистое вещество (керогены) большей частью биогенного происхождения (Felitzin, Turchenko, 1999), создавая востановительную обстановку, служит восстановителем сульфатов, что приводит к образованию первичных диагенетических сульфидов железа, обогащенных также как и углеродистое вещество рудогенными элементами. Для зон эпигенеза, начального метаморфизма и цеолитовой фации характерно превращение керогенов в шунгит, сохраняющегося изредка в виде крупных месторождений (например, Зажогино в раннепротерозойском Онежском эпикратонном бассейне). В более высокотемпературных фациях, начиная с зеленосланцевой, характерным минералом является графит.

Именно присутствие графита в мстаморфизуемых породах .определяет восстановительный характер флюидов не только на прогрессивной ветви регионального метаморфизма, но и на регрессивном этапе метаморфогенно-метасоматического рудообразования. Такие флюиды создают соответствующую кислотно-щелочную обстановку, способствующую отложению определенных минеральных форм металлов (сульфидов), а также дальнейшую эволюцию окислительно-восстановительных и кислотно-щелочных свойств флюида во время регрессивных метасоматических преобразований. Важным обстоятельством определяющим образование оруденения является то. что специфика состава углеродистых толщ контролирует локальные изменения таких параметров рудообразующих систем, как Eh-pH, активность серы, кислорода . ¡'то, ¡'со: при метаморфизме, благодаря которым создаются условия для миграции, отложения и концентрации рудогенных элементов. Обогащенный водородом восстановительныи флюид, образованный в графит содержащих породах (но реакциям HiO-> 2Н+ i- 0.5 О; + 2е' и С + О: = СО;),

может обладать тенденцией к диффузии в соседние безграфитовые породы и подвергает их восстанавливающему воздействию. Это выражается в разрушении железистых силикатов, выделению из них рудогенных элементов и связывания последних в рудные концентрации, которые при высокой активности серы и других флюидов корово-мантийного ( Пушкарев, 1990; РизШсагеу, 1999) или корового происхождения из сульфидно-графитовых сланцев, образуют сульфидно-рудные месторождения, в том числе и рудные гиганты полигенно-полихронного генезиса.

Заключение: Прикладное значение исследований металлогении рудоносных структур раннего протерозоя. Современная металлогеническая картография, основанная на применении ГИС-технологий, дистанционных методов и обобщении данных тектонической эволюции и рудообразования в докембрийских регионах, является фундаментальной базой исследований региональной металлогении, что способствует оценке минерально-сырьевых ресурсов и научному прогнозированию рудных районов.

Одно из приоритетных направлений в современной концепции региональных геологических и металлогенических исследований — создание единой геоинформационной системы. К 90-ому году практически завершилось построение карт геологического содержания на бумажной основе и возникла задача создания современного поколения карт на качественно новом уровне, связанном прежде всего с внедрением компьютерных технологий. Увеличение информационной насыщенности комплектов карт, разработка их новой нормативно-методической базы и возрастание потока информационных материалов потребовало коренной перестройки методов составления карт и в частности металлогенических карт. Методологической основой создания таких технологий является системный анализ многоуровневой и разнородной геологической и металлогенической информации. Компьютерная технология принадлежит к новому поколению автоматизированных систем и сочетает в себе черты геоинформационной и экспертной системы. В оболочке ГИС-системы реализованы оригинальные эвристические методы выделения, разделения и упорядочения геологических объектов. В основу такой технологии было положено представление геологического пространства как совокупности событийных историко-геологических тел, соотнесенных с общей шкалой геологического времени в виде крупных тектонических структур, достаточно четко обособляющихся в пространственном, возрастном, вещественно-генетическом и металлогеническом отношениях. Такие историко-геологические тела были выделены в качестве главных рудоносных структур, для которых были решены такие методологические проблемы, как: типизация, систематика и ранжирование, их классификация и корреляция, районирование территорий с разными типами геологического строения, разработка принципов, правил и методов генерализации геолого-картографических объектов при изменении масштабов металлогенических карт, упорядочение терминов и понятий из разных областей знаний, используемых в геологической картографии.

Создаваемые на этой основе цифровые металлогенические карты обладают большими преимуществами перед их бумажными аналогами. Применение компьютерных технологии при построении подобных карт позволяет учитывать появление новых геологических, изотопных и геохронологических данных и оперативно вносить необходимые изменения и дополнения, обеспечивая таким образом динамичность цифровой карты. Появляется возможность количественного моделирования с использованием пространственных связей

объекшн и их металлогенических характеристик и создания предпосылок для количественной оценки минерально-сырьевого потенциала выбранного района.

Впервые новое поколение региональных металлогеничсских карт на примере докембрийских регионов было создано в виде Атласа карт металлогенической зональности докембрия Мира (АМЗДМ), разработанных в , качестве Международного проекта Комиссии по геологической карте Мира при ЮНЕСКО (Генеральный координатор - академик РАН Д.В.Рундквист). Для докембрийских регионов были выделены главные типы рудоносных тектонических структур (Рундквист, Турченко, 1990), обладающие специфическим стилем оруденения, которые рассматриваются в качестве структурно-металлогенических единиц, определяющих особенности металлогении каждой выделяемой докембрийской рудоносной тектонической структуры. Макеты карт, основы компьютерных версий, база металлогенических данных и легенды были разработаны в Лаборатории металлогении ИГГД РАН на примерах докембрийских регионов Европейской части России и Восточной Сибири (редакторы С.И.Турченко, А.М.Ларин, В.Б.Дагелайский), а изготовление компьютерных цифровых карт, их бумажных копий и дизайн производилось совместно с отделами геоинформатики ВИИИГеоинформсистем и Гос. Геоло1Ического Музея им. Вернадского РАН (г. Москва), а также с СЗ Центром "Геоинформатика и мониторинг" (г.С.Петербург). Для зарубежных докембрийских регионов г Фенноскандинавского щита, Украины, Индии, Китая и Австралии карты были -составлены при участии и консультациях представителей этих стран соответственно Г.Юве (Геологическая Служба Норвегии), Б.Салтыков, ЮЛарккинен (Геологическая Служба Финляндии), Л.С.Галецкий («Геопрогноз», Украина), Г.Джана (Геологическая Служба Индии), Пей Ронгфу (Академия Геологических Наук КНР) и Д.Гровс (Геологический Исследовательский Центр Австралии).

Исследования по проекту были нацелены на усовершенствование фундаментальных основ изучения металлогении докембрия и создания цифрового картографического представления их результатов в связи с тем, что именно докембрийские регионы позволили значительно увеличить мировой минеральный потенциал в течение последних двух десятилетий за счет открытия и разработки новых крупных и уникальных месторождений Au, Си, Ми. Cr, U, Ni и редких металлов. Для докембрийских регионов была проведена систематизация данных по месторождениям и создан Банк металлогенических данных по трем формализованным уровням: металлогеническим провинциям, зонам и минеральным месторождениям. Эти данные через систему управления базой данных связаны с Атласом карт, построенных с использованием современной ГИС-технологии в ARC INFO. Разработанная структура построения карт, системный анализа и синтез числовой и картографической информации состоят из нескольких компонентов* реализующих отдельные функции. ГИС-система представляет векторные, растровые и атрибутивные данные, к которым присоединяются отдельные компоненты легенды геологического и металлогеническо! о содержания. Такая технология позволила стлать действенную информативно-поисковую систему, также как и иозможность использование атрибутивной информации по вводимым данным. Более тою. но реализует возможность организовать числовые карты к иерархическом системе с интеграцией картографической и фактографической информации. Каждый оадсльным объект числовой парты может быть [расформирован в более кр)пныи или мелкий масштаб. Кроме того, каждый

такой картографически выраженный объект сопровождается пространственно-временной моделью тектоно-металлогеническон эволюции, объединяющей провинции, зоны и месторождения с рудоносными тектоническими структурами, которые, благодаря применению ГИС-технологии, можно рассматривать последовательно, выделяя определенные элементы структурно-металлогенических единиц, отражающих особенности металлогении каждой выделяемой докембрийской рудоносной тектонической структуры.

Представление результатов структурно-геологических и метаплогенических исследований докембрийских рудоносных тектонических структур в форме единого Атласа карт в электронной фо'рме (которые могут быть представлены и на бумажной основе), связанных с базой метаплогенических данных является качественно новым методологическим подходом в изучении металлогении докембрия. В результате обобщения тектоно-метаплогенической эволюции раннего докембрия при создании Атласа металлогенических карт, например, Северной Евразии, было установлено следующее:

Детальный анализ структурно-формационных раннедокембрийских комплексов, их изотопно-геохимических особенностей и характер связанных с ними месторождений в рудоносных тектонических структурах показывает возможность применимости понятий тектоники плит, начиная с раннего протерозоя. Эти понятия позволяют провести целенаправленный металлогенический анализ на геодинамической основе для раннего докембрия Восточно-Сибирской и Восточно-Европейской платформ.

Наряду с установленной высокой продуктивностью гранит-зеленокаменных областей - главных рудоносных геоструктур архея, существенное значение имеют эпикратонные структуры — раянепротерозойские рифты и рифтогенные бассейны, а также особая роль в металлогенической продуктивности принадлежит реговенации древних структур, проявленной как в докембрийское время, так и в фанерозое на раннедокембрийских структурах. Это особенно существенно для анализа размещения и появления крупных и уникальных месторождений платиноидов, золота, редких и цветных металлов.

Установлены существенные различия в металлогении орогенических поясов раннего докембрия с древней и ювенильной корой, причем для последних особенно характерна метаплогеническая " зональность, "определяемая распространенностью и положением реликтов островодужных поясов, згюстроводужных бассейнов и других гсодинамических особенностей. В работе рассмотрены черты металлогенической зональности отдельных докембрийских регионов, но здесь в качестве примера кратко рассмотрены черты металлогенической зональности Балтийского щита (рис. 7).

В пределах Балтийского щита архейские меТаплотекты - I ранулит-1 пеисовыс и гранит-зеленокаменные области содержат метаплогенические зоны с Ко, 1м-Си и колчеданными месторождениями. ')ш зоны и вмещающие и\ [ектонические структуры обрамлены Беломорским поясом тектоно-термальной переработки с мусковитовыми и редкометально-мусковиговыми пегматитами. В пределах архейских областей распространены разновозрастные виутрнконтинентальные рифты с линеиными металлогеническими зонами N1-Си. плагиноидного 11 золоторудного оруденения. а также ареальиые зоны с Си-Со орудспеписм и месторождениями кианита н лшкратошты.\ бассейнах. Метаплогеническая п тек тоническая зональность восточной части Ьалгиискою шита четко проявлена в ¡ого-западном направлении: ог области архейски рудоносных сгрукзур Карело-Кольском провинции (3.0-2.0 млрд. лст) к Свекофсннскои провинции с аккреционными рудоносными структурами, где

Рис.7. " Схема мсталлогенической и тектонической зональности восточной части Балтийского щита. А, В, С, О - геоблоки щита: Кольский, Беломорский, Карельский, СвекофеннскнЛ. Объяснения зональности в тексте. Металлогеннческая нагрузка показана элементами металлов н индексами минералов. Условные обозначения: 1-граиулит-гнейсовые А К области, '2-гранит-зсленокамснные АК области, 3-РГг, кол.11|зконные пояса, 4- ГЯ, аккреционные пояса с ювенилыюй корой, 5-архейскне области текгоно-тсрмальнон переработки, б-АИ-РД, коллизионные пояса, 7-палсорпфтовые структуры 8- коллизионная Ладожско-Ботническая шовная

зона, 9-РК] аккреционные пояса на архейской коре, Ю-РИ, эпккратонныс рифтогенные бассейны, 11-перикратонные бассейны, 13-граннца платформенного чехла, 14-нпдвигн, 15-иаправление зональности,

металлогенические зоны представлены РЬ-2п-Си, №-Си, Си-гп-Со, Au-W и Ре-Мп месторождениями.

Эффективность металлогенических исследований с применением ГИС-технологий и компьютерной картографии связана также с совершенствования современных методов прогнозирования. С помощью новых методических приемов -- использования специализированных экспертных систем, материалов дистанционного зондирования, которые позволяют получать качественно новую информацию, существенно расширяются возможности геолого-прогнозных исследований за счет комплексного анализа-аэрокосмической информации, геологических, геофизических и геохимических данных. Совместная компьютерная обработка этих данных выявить пространственные закономерности размещения оруденения и напрямую связать с ним прогнозно-поисковые признаки. Прогнозно-металлогеническая экспертная система (ЭС) поддерживает функции накопления комплекса - прогнозных признаков в картографическом банке данных и позволяет разработать прогнозные модели определенных металлогеннческой единиц, таф{х, как рудные пояса, зоны, рудные районы и др. При этом используется набор прогнозных признаков, подготовка которых направлена на определенные геолого-промышленные типы оруденения и соответствующие им геодинамические обстановки. Внедрение в геологическое прогнозирование технологий экспертных систем позволяет предотвратить ошибки прогноза, обусловленные как правило неоднозначностью геологической информации об объекте прогнозирования, а также сложностью одновременного учета и достоверной интерпретации многих критериев. Такая экспертная система «Генезис» была разработана для решения прогнозных задач на основе машинной обработки знаний геологов-экспертов и реализована в период 1985-1990 гг. для ЭВМ различных типов (Вострокнутов, 1999). Позднее в 1998-2000 гг. на этой основе была создана ЭС «Генезис-2» (Вострокнутов, Турченко, Брусничкина, 2000), которая включает в себя подмножество функций ЭС «Генезис» и, в отличие от предыдущих версий, расширена функцией обработки картографических и атрибутивных данных, а также материалов дистанционного зондирования (МДЗ), представленных в виде связанных друг с другом графических файлов. ЭС «Генезис-2» позволяет, представив набор признаков в виде - пространственно привязанных слоев и построив соответствующую базу знаний, получить экспертное заключение также в виде пространственно привязанного слоя.

Применение специализированной ЭС «Генезис-2» может быть продемонстрировано на прогнозной модели, созданной на основе обобщения базы знаний и дистанционных материалов", по Федорово-Панскому рудному району, локализованному в пределах раннепротерозойской палеорифтовой структуры Имандра-Варзуга на Балтийском: щите. Для прогноза с помощью экспертной системы были использованы дистанционные материалы (космофотоснимки КАТЭ-200 в спектральном диапазоне 0.5-0.7 мкм), трансформированные методом экспертного дешифрирования в космоструктурные оцифрованные схемы линейных и кольцевых структур. Методами компьютерной обработки этих картографических данных (фильтрация, распределение плотностей и др.) были вьщелены специфические прогнозные признаки (факты), подтвержденные также атрибутивными геологическими и петролого-геохимическими данными. Эти признаки разделены на три группы, которые в ЭС представляют информационные слои и были сгруппированы по определенным статистическим правилам, принятым в экспертной системе и направляющим логический вывод. По результатам

расчетов логического вывода специализированная экспертная система «Генезис-2» строит прогнозную схему в виде изолиний степеней уверенности прогнозного заключения, которая может рассматриваться как прогнозная модель платинометального рудного узла.

Совмещение компьютерных разноранговых металлогенических карт с прогнозированием на основе применения современных методов системного анализа геологических и дистанционных материалов позволяет на фундаментальн&й'йаучной основе провести также целенаправленную оценку минерально-сырьевых ресурсов регионов для выявления мест локализации крупных и уникальных месторождений.

Список основных публикаций по теме диссертации

1. Котов Н.В., Милькевич Р.И., Турченко С.И. Палеотермометрия мусковит содержащих пород по данным рентгеновского и химического изучения мусковитов. ДАН СССР сер. геол. т. 184, N5,1969« с. 1180-1182.

2. Глебовицкий В.А., Турченко С.И. Некоторые проблемы металлогении протерозойских подвижных поясов Балтийского щита. В кн.: Региональный метаморфизм и метаморфогенное рудообразование. JL: Наука,

1970, с.275-288.

3. Турченко С.И. Колчеданное оруденение в Сев.Карелии и его связь с процессами регионального метаморфизма. Тр. Ленингр. Об-ва Естествоисп. т.77-80, вып. 1, 1970," с. 29-32.

4. Московченко Н.И., Турченко С.И. Стратиграфия супракрустальных толщ Сев. Карелии и роль блоковых движений в их формировании. В кн: Стратиграфия и изотопная геохронология восточной части Балтийского щита. Л. Наука, 1971, с. 46-51.

5. Неелов А.Н., Глебовицкий В.А, Байкова B.C., Дук Г.Г., Корсаков Л.П., Милькевич Р.И , Седова И.С.. Турченко С.И. Эволюция метаморфических поясов югО-восгока Восточной Сибири. В кн.: Метаморфические пояса СССР.

1971, с.117-144.

6. Соколов Ю.М., Глебовицкий В.А., Дагслайский В.Б....... Турченко С.И.

Металлогенические циклы в развитии метаморфических поясов докембрия СССР. В кн.: Обзорные карты и общие проблемы метаморфизма, т. 2. Новосибирск, 1972. с. 97-110.

7. Кратц К.О., Соколов Ю.М.. Глебовицкий В.А., Дагелаискин В.Б., Салье М.Е.. Турченко С.И. Особенности эволюции мстаморфогенно! о рудообразования в докембрии СССР. Геология рудных месторождении, Nñ. !У73. с.3-16.

К. Глебовицкий В.А., Соколов Ю.М., Турченко С.И. Генетическая классификация месторождений полезных ископаемых мегаморфогенного типа Советская геология. N2. 1975. с.52-66.

У Московченко Н.И.. Турченко С.И. Метаморфизм кианит-ашлиманитового типа и сульфидное оруденение (Сев.Карелия). Л.. Наука, 1975, ! 37 с. 10. Глсбовицкип В.А.. Соколов Ю.М.. Турченко СЛ. Регионально-метаморфические и лиголого-формационные факторы локализации меаорождении ме1аморфогенного тина. В кн.: Проблемы осадочной геологии локембрия. М.. Наука. 1975. вып.4 кп.2. с. 258-264.

11. Kratz K.O.. V.A.GIcbovitzky, Ju.M.Sokolov, V.B.Dagelaisky, M.E.Sai'c, S.I.Turchenko. Die Entwiklung der metamorphogenen Erzbildung im Prakambrium der UdSSR. Zeit. Angev Geol.v.21,N7, 1975, p. 312-314.

12. Герлинг Э.К., Маслеников В.А., Турченко С.И., Кольцова Т.В. Никитин Ю.В.. Спринцсон В.Д. Новые данные о геохронологии сульфидного оруденення Печенгн. В кн.: Развитие и применение методов ядерной геохронологии. JI. Наука, 1976, с. 217-224.

13. Турченко С.И., Ефимов M.M. Особенности сульфидного оруденения Кандалакшско-Колвицкой структурной зоны в связи с металлогеническим прогнозом для Русской плиты. В кй.: Геология, петрология и металлогения кристаллических образований Восточно-Европейской платформы. Л., Наука, 1976. т.2, с. 207-210.

Н.Соколов Ю.М., Турченко С.И., Салье М.Е. Проблемы изучения металлогенической модели докембрия. В кн.: Проблемы геологии раннего докембрия. Л., Наука, 1977, с. 109-117.

15. Турченко С.И Сульфидное оруденение и, региональный метаморфизм протерозойских подвижных поясов восточной части Балтийского щита. В кн. : Метаморфогенное рудообразование. М., Наука, 1977, с. 125-131.

16. Турченко С.И., Турченко Т.Л. Состав, структура и особенности генезиса природных пирротинов некоторых месторождений Кольского полуострова. В кн.: Минералы и парагенезисы минералов основных и ультраосновных пород Кольского полуострова. Апатиты, 1977, с. 118-124.

17. Турченко С.И. Закономерности размещения сульфидного оруденения в докембрии на территории СССР. В кн.: Проблемы металлогении докембрия. Л., Наука, 1978, с. 150-159.

18. Турченко С.И. Особенности формирования сульфидно-никелевого оруденения в метаморфических поясах. В кн.: Петрологические основы формирования сульфидных медно-никелевых месторождений. Л.. Наука. 1978, с. 66-69.

19. Турченко С.И. Металлогения метаморфогенных сульфидных месторождений Балтийского щита. Л., Наука, 1978, 120с.

20. Турченко С.И. Развитие метаморфогенного сульфидного оруденения в подвижных поясах докембрия (на примере Балтийского щита).В кн.: Особенности металлогении докембрия СССР, Л., Наука, 1979, с. 83-91.

21. Sobolev V.S.. Dobretsov N.L.. Glebovitsky V.A., Kepezhinskas К.В.. Khlestov V.V.. Sokolov Yu.M.. Turchenko S.I. Petrological and physico-chemical aspccts of meta morphogemc ore mineralization. Bull. Geol. Surv. of Finland. N30/. 1980. p.84-97.

22. Соколов Ю.М.. Бушмин С.Л. Турченко С.И. Филогенез колчеданио-полиметаллических месторождений реометаморфического класса. В кн: Метаморфогенное рудообразование раннего докембрия. Апатиты. 1980. с. 3948.

23. Турченко С.И. Сульфидно-никелевое рудообразование в метаморфических поясах. В кн- Проблемы петрологии в связи с сульфидным Cu-N¡ рудообразованием. М.. Наука. 1981. с. 119-129.

24 Соколов Ю.М.. Турченко С.И.. Ьушмин С.А. Геология п 1енезнс Холоднинского месторождения. В кн.: Геология месторождении полезных ископаемых докембрия. Л., Наука, 1981. с. 167-233.

25. Турченко С.И., Бархатов Д.К., Тебеньков A.M. Геологическое строение и магматизм района долины Чемберлена, Зап. Шпицбергнсн. В кн: Геология Шпицбергена. Л.. Г1ГО Севморгсология. 1983. с. 49-62

26. Турченко С.И., Бархатов Д.Б., Барматенков И.И. Геологическое строение западного побережья Земли Норденшельда. В кн.: Геология Шпицбергена. Л., Г1ГО Севморгеология. 1983, с. 38-48.

27. Турченко С.И. Метаморфизм и минерагения углеродистой формации докембрия. В кн.: Геология и метаморфогеннное рудообразование докембрия Таймыра. ПГО Севморгеология, 1983, с. 87-92.

28. Турченко С.И., Соколов Ю.М. Углеродистая формация. В кн.: Основы металлогении метаморфических поясов докембрия. JI., Наука, 1984, гл.5, п.З, с. 1(55-169.

29. Турченко С.И., Соколов Ю.М. Формации реометаморфического класса. В кн.: Основы металлогении метаморфических поясов докембрия. JL, Наука, 1984, гл. 6, с. 170-177.

30. Турченко С.И. Метаморфизм и минерагения углеродистых формаций докембрия. В кн.: Стратиформные месторождения докембрия. JI., Недра, 1984, ,с. 41-50. ,

31. Белевцев Я.Н., Буряк В.А., Кулиш Е.А., Белевцев Р.Я., Ракович Ф.А., Кучер В.Н., Фоменко В.Ю., Жукова A.M., Макаров В.Н., Турченко С.И., Горошников Б.И., Домарев, B.C. Геологические основы метаморфогенного рудобразования. Киев, Наукова Думка, 1985,200 с.

32. Турченко С.И. Метаморфические критерии при общей оценке рудоносности площадей. В кн.: Анализ рудоносности перспективных площадей Балтийского щита. Тр. ВСЕГЕИ, Новая серия, т. 235,1986, с. 126-140.

33. Белевцев Я.Н., Блох A.M., Буряк В.А.,..., Турченко С.И. Метаморфогенное рудообразование в докембрии. Закономерности размещения и поисковые критерии метаморфогенных месторождений в докембрии. Киев, Наукова Думка, 1986,225 с.

34. Розен О.М., Вишневский А.Н., Глуховский М.З,.../Гурченко С.И. Строение земной коры Анабарского щита. М., Наука, 1986,199 с.

35. Турченко С.И. Докаледонский этап тектонического развития арх. Шпицберген как фундамента древней платформы. В кн.: Геология и перспективы рудоносности фундамента древних платформ. Л. Наука, 1987, с.222-231

36. Семенов B.C., Соловьев И.А., Платунова А.П., Турченко С.И. Особенности эволюции земной коры суперконтинента Гондвана в раннем докембрии. Обзор ВИЭМС. Общая и региональная геология, геол. картирование. 1987, 55 с.

37. Турченко С.И. Анабарский щит. Докембрий Сибирской платформы. В кн.: Докембрийская геология СССР. JI. Наука. 1988, с. 207-222.

38. Турченко С.И., Соколов Ю.М. Краевые выступы фундамента Сибирской платформы. Байкапо-Патомскии пояс. Докембрийская геология СССР. Л. Наука. 1988. с. 321-330

39. Турченко С.И. Тектонический стиль и металлогения раннего протерозоя Балтийского щита. Металлогения докембрия п метаморфогенное рудообразование. Киев. Наукова Думка, 1990, с. 121-122.

40. Другова Г.М.. Турченко С.И., Шустова Л.Е. Зоны сочленения гнейсо-гранулитовых и гранит-зеленокаменных областей докембрия на примере Балтийского и Алданского шитов. Геотектоника. N 4. 1990. с. 17-23.

41. Turchenko S.I. Precambrian metallogeny reltated to tectonics in the eastern part of the Baltic Shield. Abstr. 8th IAGOD Symp.. Ottawa. 1990 с. A30.

42. Rundqvist D.V.. Turchenko S.I.. Dagelaysky V.B., Larm A.M., Khiitova V.Ya.. Rvlbk t.Y. Types of ore-bearing tectonic structures and their mineralization for the territory of the USSR. Abstr. 8th IAGOD Symp.. Ottawa, 1990 с. A74.

43.Р\ндквисг Д.В., Tj рчснко С.И. Тектонические структуры докембрия Сибирской платформы и их рудоносность. В кн.: Геология и геохронология докембрия Сибирской платформы и ее обрамления. Л., Наука, 1990. с. 7-20.

44. Turchenko S.I., Semenov,V.S., Amelin.Yu.V., et al. Early Proterozoic Riftogenic Belt of Northern Karelia and Types of the Cu-Ni, PGE and Cu-Au Mineralization. Geol. Foren. Stockholm Forh., 1991, pt. 113, p. 70-72.

45. Абзалов M.3., Турчснко С.И., Гороховский Б.М. Изотопный состав РЬ сульфидов как индикатор полистадийного формирования Печенгских месторождений. Докл. АН СССР, 1991, t.320.N 5, с.

46. Turchenko S.I. Precambrian metallogeny related to tectonics in the eastern part of the Baltic Shield. Precambrian Research, 1992, v.58, p. 121-141.

47. Turchenko S.I. The Anabar Shield. Precambrian geology of the USSR. Developments in Precambrian geology. 1992, v.9, Elsevier, Amsterdam, p. 247-263.

48. Turchcnko S.I., Yu.M.Sokolov. The Baikal-Patom Highlands. Precambrian geology of the USSR. Developments in Precambrian Geology. 1992, v.9, Elsevier, Amsterdam., p.388-397. ■

49. Turchenko S.I. Tectonic-sedimentary complexes of the Spitsbergen archipelago. Landscape, life and man in high Arctic. Warsaw, 1992, p.7-15.

50. Turchenko S.I. The crustal-mantle connections of the Early Proterozoic metallogeny and tectonics in the eastern part of the Baltic Shield. 1992, Abstrcts 29th Intern. Geol.Congr. Kyoto, v.l, p. ¡87.

51. Турченко С.И., А.К.Буйко, В.С.Семенов. Рифтогенная природа раннепротерозойского Северокарельского пояса и его металлогеническая специализация. В кн.: Геодинамика и глубинное строение советской части Балтийского щита т. 1,1992, с.92-99.

52. Turchenko S.I. The Archaean-Early Proterozoic boundary at basement of the East Euiopean craton: continental growth, tectonic and metallogenic style changes. Abstr. Suppliment European Union of Geosciences. Strasbourg. April,1995. Terra nova, v.7, 1995, p.103.

53. Miller A.R., S.I.Turchenko. Comparative Precambrian tectonics and metallogeny of the Churchill Province, Canadian Shield and Karelia Province, Baltic Shield, Russia. Abstr. 9th Meeting of European Geological Society MAEGS 9, Precambrian of Europe. St.Petersburg, 1995, p.69-70

54. Turchcnko S.I. Industrial mineral deposits in carbonate rocks of Ladoga-Onega zone. Northeastern Russia: an approach to evaluation of the Ca-marble. tremolitc, scapolite and woilastonite deposits. Abstr. 1 International Conference "Small Mining Business", Petrozavodsk, 1995, p. 38-39.

55. Буйко A.K., О.А.Левченков, С.И.Турченко, Е.Р.Друбецкой. Геология и изотопное датирование раннепротерозойского сумий-сариолийского комплекса Сев.Карелии. Стратиграфия. Геологическая корреляция. 1995, N 4, т.З, с. 16-30.

56. Дагелайский В.Б.. Турчеико С.И.. Шустова Л.Е. Протерозойские рифтогенные структуры Балтийского и Сарматского мегаблоков ВЕП: динамика и металлогения. В кн.: Докембрий Евразии, С.Петербург, 1996, с.19-21.

57. Турченко С.И.. Юве Г., Салтыков Б.. Чесалов Л.Е. Металлогеническая корреляция Фенноскандинавского шита: металлогеническая карта докембрийского основания. Тез. докл. Корреляция геологических комплексов Фенноскандии. С-Петербург, 1996. с.94-96.

58. Другова Г.М., Турченко С.И., Верхапо-Узкий В.Н., Шустова Л.Е., Алексеев Н.Л. Особенности эволюции зон сочленения гранулито-гнейсовых и гранит-

зс.ченокамепных областей (на примере Балтийского и Алданского щитов. Региональная геология и металлогения, N4, 1995. с.29-37.

59. Турчснко С.И., Антипов B.C., Вострокнугов Е.П., Гальперов Г.В., Перцов А.В. Дистанционные и геологические свидетельства протерозойского рифта и размещения золоторудной минерализации на востоке Балтийского щита. Исследования Земли из космоса. №1, 1997, с. 3-17.

60. Turchenko S.I., Galperov G.V. Remote sensing Structural modeling of the giant gold deposits as a reflection of plume impacts. In: Intern Symposium: Plumes, Plates and Mineralization Abstr. Dep. of Geology, University of Pretoria, S. Africa 14-18 April,'1997 p. 105-107.

61.Рундквист Д.В., Турченко С.И., Дагелайский В.Б., Колычев Е.А., Ларин A.M. Металлогения и тектоника Сев. Евразии: Атлас карт металлогенической зональности (металлотекты и ГИС-технология - новый методологический подход). Докембрий Сев. Евразии. Тезисы. С.Петербург, 1997, с. 91-92.

62. Турчснко С.И. Металлогения тектонических структур раннего протерозоя Сев. Евразии. Докембрий Сев. Евразии. Тезисы. С.Петербург, 1997, с. 104-105.

63. Turchenko S.I. Basement of the East European craton: tectonic features and metallogemc zoning. Tectonics of the basement Abstr. Virginia University and Technology, Blacksburg, USA, 1997, p. 23-25.

64. Turchcnko S.I., Dagelaysky V.B., Chesalov L.E., Mitrakova O.V. Piecambrian metaSlogeny and tectonics of Northern Eurasia : Atlas of metallogenic zoning (metallotects and Gis-technology - a new methodological approach). Abstr. Geological cartography and information systems for land and environmental planning in European Regions. 1997, p. 84-85.

65. Turchenko S.I., Felitsyn S.B. Enrichment of Co in sedimentary organic matter: a first step to a forming of Co-bearing sediment-hosted stratiform sulphide deposits. In: Mineral deposits: Research and exploration where do they meet? 1997 Balkema, Rotterdam, p. 123-124.

66. Dagelaysky V.B., Gorelov V.A., Khiltova V.A., Larin A.M., Mikhailov D.A., Pleskach G.P., Rundqvist D.V., Rytsk E.Yu., Sokolov Yu.M., Turchenko S.I., Zapolnpov A.K. Precambrian Ore Deposits of the East European and Siberian Cratons. Developments in Economic Geology, v. 30. Elsevier, 1997,457 p. 81.

67. Turchcnko S.I., Bogomolov E.S., Turchenko A.S. Petrologic and Isotope-Geochemical Features of PGE -bearing Horizons in the Pansky Tundra layered Intrusion (2.5 Ga), Fennoscandian Shield, Russia. International Platinum (Eds. N.P.Lavcrov & V.V.Distler).!heophrastus Publications. St.-Petersburg-Athens. 1998. p. "1-78.

68. Турченко С.И.. Богомолов E.C., Кольцов A.A.. Турченко А.С. Роль мантийных флюидов в генезисе Pt-Pd оруденения Панского расслоенного массива, Кольский полуостров. Тез. докл. IV Международной конференции. «Новые идеи в науках о Земле». Т. 2, S-VII, 1999, с.175.

69. Вострокнутов Е.П., Турченко С.И. Компьютерное моделирование платиномстального месторождения Панские Тундры с целью создания нпогнозно-поискового образа. Тез. докл. IV Междунаодной конф. «Новые идеи в науках о Земле». Т. 2, S-VIII. 1999, с. 196.

70. Турченко С.И.. Шустова Л.Е. Рифтогенез Фенноскандии ог архея до квортера: глубинное строение литосферы и металлогенез. Рифтогенез. магматизм, металлогения докембрия. Корреляция геологических комплексов Фенноскандии. Матер. Международной конф.. Петрозаводск. 1999, с. 163-165.

71. Tuichenko. A.S.. Turchenko, S.I., Lokhov. K.I.. Bode, P., Van Meerten, T. Role о, fluids in the PGE mineralization origin in the Pansky Tundra layered intrusion.

Kola Peninsula, NW Russia. ЛЬмг. 10,h Inloin. Conf. European Gcol. Council (EUG-10). Ten a. 1999, p. 487.

72. Turchenko S.I. Wollaslonite of Russia and CIS countries: short inventory and application aspect. Proc. Intern. Conf. Industrial Minerals: Deposits and new developments in Fennoscandia. Petrozavodsk. 1999. p.46-48.

73. А.В.Перцов, Г.В.Гальперов, В.С.Антипов, С.И.Турчснко. Дистанционные и структурные критерии размещения рудных гигантов. Отечественная геология. №6, 1999, с. 17-21.

74. Рундквист Д.В., Минц М.В., Ларин A.M., Ненахов В.М., Рыцк Е.Ю.. Турченко С.И., Чернышев Н.М. Металлогения рядов геодинамических обстановок раннего докембрия. М. 1999, 399 с. МПР РФ, РАН, Геокарт, РосГеО.

75. Филиппов Н.Б., Голубев А.И., Иваников В.В., Турченко С.И. Платинометальное оруденение в истории геологического развития восточной части Балтийского щита. Вестник С.Пб.У., 1999, сер.7, выл.1, с.3-16.

76. Перцов А.В., Гальперов Г.В., Антипов B.C., Никольский B.C., Стрельников С.И., Турченко С.И. Космический образ России: уникальная минерагения крупнейших линеаментов. Отечественная геология, 1999, N 6, с.29-32.

77. Вострокнутов Е.П., С.И. Турченко, Н.А. Брусничкина Модель платинометального месторождения основанная на экспертной системе «Генезис-2» для решения региональных прогнозных задач методами дистанционного зондирования. В кн.: Геологическая служба и минерально-сырьевая база России на пороге XXI века. Т.4, 2000, с. 146-148.

78. Рундквист Д. В., С. И. Турченко, В. Б. Дагелайский, А. М. Ларин, Е.Ю. Рыцк. Компьютерные металлогенические карты докембрийских регионов Мира — опыт применения ГИС-технологий. В кн.: Геологическая служба и минерально-сырьевая база России на пороге XXI века. Т.2.2000, с. 187-188.

79. Ваганов П.А, С.И. Турченко, А.С. Турченко, П. Боде, Т. Ван Меертен, К.И. Лохов. Геохимические особенности платиноносных пород расслоенною горизонта габброноритового массива Панских Тундр (Кольский полуостров). Вестн. С.Петербургского Ун-та, 2000. Сер.7, вып. 1, с. 23-36.

80. Turchenko S.I., V.S.Antipov, G.V.Galperov, E.P.Vostroknutov. Tectonic model of Paleoproterozoic intracratonic rift system, eastern Fennoscandian Shield: Remote sensing implications for gold and platinum group elements prospecting. Capricious Earth: Models and modelling of geologic processes and objects. Theophrastus contributions to advanced studies in geology. 2000. Vol. III. pp. 44-54.

81. Mints M.V.. Rundqvist D.V.. Larin A.M., Nenakhov V.M.. Rytsk E.Y.. Turchenko S.I.. Cyernyshov i\.M. Earl}' Precambrian ueodvnnmics and meiallojiem. Theoiy and implications for applied geology. Eds. Mezelovsky N.V.. Morozov A.F.. Guse\ G S., Popov V.S Pt. II. Geodvnamic and Metallogeny. Moscow. 2000. Geoinformmark, p. 105-191.

82 Псшюв A.B.. Гальперов Г В. Антипов В.С..... Турченко С.И.

Аэрокосмические методы геологических исследований. Изд-во СПб картфабрики ВСЕГЕИ. 2000. 316 с.

83. Перпов А.В.. Антипов B.C. Гальперов Г.В.. Турченко С.И. Линеаментная сеть, контролирующая размещение суперкрупных месторождении России. ДАН 2002. т. 383. № i.e. 87-89.

84. Богомолов Е.С.. Гусева В.Ф.. Турченко С.И. Мангииное происхождение мафитовои расслоенном интрузии Панских Тундр: изотопные Sm-Nd и Rb-Si свидетельства. Геохимия. 2002. №9. с. 946-951.

Подписано в печать 05^03 03. Формат 6(Ь84 1/16. Бумага офсетная Печать офсетная Усл. печ. л. 2,79. Тираж 150 экз Заказ №

ЦОП типографии Издательства СПбГУ. 199034, С.-Петербург, наб. Макарова, 6.

♦

loo?-h

.684 6

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Турченко, Станислав Иванович

Введение

Глава 1. Особенности изменений тектонического и металлогенического стиля развития континентальной коры в раннем протерозое, формационно-генетических типов оруденения и рудоносных структур по сравнению с археем.

1.1. Хроностратиграфические ограничения.

1.2. Рост континентальной коры и геохимические изменения условий седиментации и магматизма.

1.3. Изменения характера рудоносных структур и рудных формаций.

Глава 2. Анорогенное развитие рудоносных структур в раннем протерозое: металлогения континентальных рифтов и рифтогенных интракратонных бассейнов, сформированных в пределах архейских кратонов.

2.1. Общие закономерности формирования континентальных рифтов раннего протерозоя.

2.2. Металлогения континентальных рифтов раннего протерозоя.

2.2.1. Рудоносные структуры и особенности металлогении раннепротерозойского рифтогенеза на Балтийском щите,.

2.2.1.1. Структурно-металлогенические особенности палеорифта Печенга-Имандра-Варзуга.

Печенгская рудоносная палеорифтовая структура.

Имандра-Варзугская рудоносная рифтогенная структура.

2.2.1.2. Структурно-металлогенические особенности Северонорвежско-Онежской рифтогенной системы.

2.2.1.3. Главные особенности металлогении раннепротерозойского рифтогенеза на Балтийском щите.

2.2.2. Геологии и металлогения раннепротерозойских рифтогенных структур других раннедокембрийских кратонов Земли.

2.3. Металлогения рифтогенных интракратонных бассейнов.

2.3.1.Этапы формирования интракратонных структур протоматериков и особенности их металлогении в раннем протерозое.

Глава 3. Раннепротерозойское развитие орогенических коровых структур: металлогения аккреционных и коллизионных складчатых поясов.

3.1. Металлогения и особенности тектоники аккреционных структур раннего протерозоя.

3.1.1.Металлогения аккреционных структур Балтийского щита.

3.1.1.Металлогения аккреционных структур раннего протерозоя Украинского щита.

3.1.3. Металлогения аккреционных структур раннего протерозоя Лаврентии.

3.1.4. Металлогения аккреционных структур раннего протерозоя докембрийских щитов Азии и Африки.

3.1.5. Металлогения аккреционных структур раннего протерозоя Австралии.

3.2. Металлогения и тектонические особенности коллизионных структур раннего протерозоя.

3.3. Раннепротерозойские орогенические пояса - глобальные рудоносные структуры наиболее раннего проявления металлогении типичной для плейттектонического развития.

Глава 4. Метаморфогенное рудообразование — один из главных и специфических факторов формирования месторождений в рудоносных тектонических структурах раннего протерозоя.

4.1. Метаморфические критерии формирования месторождений метаморфогенного типа.

4.2. Металлогения метаморфогенного сульфидного оруденения в раннепротерозойских метаморфических поясах.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Металлогения рудоносных тектонических структур раннего протерозоя"

Актуальность проблемы. За период более чем 35-летних исследований автора (1966-2003 гг.) по проблемам металлогении докембрия существенно менялись господствующие взгляды на вопросы тектонического развития главнейших типов структур земной коры в фанерозое и, соответственно, в позднем и раннем докембрии, особенно, после того, как стало ясно, что принципы актуализма применимы и для комплексов пород, образованных в ранние периоды истории Земли. Классические представления 50-х годов о геосинклиналях, тектоно-магматических циклах, этапах и стадиях эволюции в 70-80 годы сменились понятиями тектоники плит, а в 90-е годы к ним добавились понятия плюм-тектоники. Новые и новейшие тектонические представления, внедряемые и в область докембрийской геологии (Ручкин, 1984; Рундквист, Митрофанов, 1986; Хаин, Божко, 1988; Condie, 1989, 1992; Kroner, 1981), оказали свое влияние и на понимание металлогении как науки вообще, так и металлогении докембрия, в основе которых лежат понятия геотектоники. Внедрение в практику металлогенических исследований прецизионных методов изотопного датирования и изотопно-геохимического изучения вещества позволило провести геодинамический анализ раннедокембрийских структурно-вещественных комплексов, усовершенствовать понимание эволюции континентальной коры и ввести новые представления о природе рудоносности тектонических структур и металлогенической эволюции (Рундквист и др., 1999).

Докембрийская история, охватывающая не менее 85% длительности развития Земли как геологического тела, определяет важнейшие глобальные закономерности размещения месторождений полезных ископаемых в пределах континентальной коры, которая на 80% ее современной площади имеет архейско-раннепротерозойский возраст. Статистические данные показывают, что в докембрийских структурах сосредоточено 80% мировых запасов руд железа, около 70% хромитов, 60% меди, 70% никеля, более 90% золота, большая часть платиноидов и почти половина запасов урана. В пределах докембрийских породных комплексов сосредоточено большинство месторождений индустриальных минералов (мусковита, флогопита, графита, высокоглиноземистого, огнеупорного, керамического и др. нерудного сырья). Динамика развития минерально-сырьевых ресурсов свидетельствует, что главный прирост запасов руд металлов (Au, Pt и Pd, Pb, Zn, Cu, Ni, Co, U) и индустриальных минералов был получен за счет открытия и освоения новых месторождений именно в регионах распространения архейско-раннепротерозойских структурно-вещественных комплексов. Многие типы месторождений присущи только докембрийским комплексам (например, золото-ураноносные конгломераты, железистые кварциты, золоторудные и сульфидно-никелевые месторождения в коматиитах) и в них же в последние годы были выявлены важные в экономическом отношении крупные и уникальные промышленно-генетические типы месторождений: золота и никеля в зеленокаменных поясах архея, алмазов в докембрийских лампроитах, золота и марганца в железистых кварцитах, металлов платиновой группы в малосульфидных рудах расслоенных мафит-ультрамафитовых интрузий, медно-молибденовые порфировые в гранитоидах, стратиформные шеелитовые в амфиболит-карбонатных породных ассоциациях.

Докембрийские месторождения, как и вообще все месторождения, представляют собой ассоциации горных пород и минеральных скоплений, при образовании которых процессы концентрации элементов были настолько интенсивными, что привели к возникновению значительных геохимических аномалий, рассматриваемых в качестве месторождений. Эти процессы необычной концентрации элементов могут варьировать от достаточно одноактных событий, таких, как образование стратиформных магматических кумулатов (например, месторождений хромита) до более сложных полигенных и полихронных, когда различные рудообразующие процессы последовательно сменяли друг друга на протяжении времени геологического развития. Такого рода процессы особенно отчетливо проявились в раннепротерозойский этап эволюции континентальной коры и ярко выражены в металлогении раннего протерозоя.

- реконструкция распространения рудоносных структур, построение карт металлогенической зональности, выявление особенностей распределения месторождений в континентальной коре раннего докембрия и научное прогнозирование рудных районов с применением ГИС-технологии, обработкой металлогенической базы данных и использованием дистанционных материалов.

Фактический материал и методы исследований. В основу работы положены результаты исследований автора в области металлогении докембрия по планам НИР в ИГГД РАН в периоды 1966-1978 и 1985-2003 гг., во ВНИИОкеангеология НПО Севморгеология в 1979-1985 гг., проектов Российского Фонда Фундаментальных Исследований (№98-05-65531 «Природа малосульфидного платинометального оруденения в раннедокембрийских мафит-ультрамафитовых интрузиях: структурно-геологические, петролого-изотопные и геохимические свидетельства») и Комиссии по геологической карте Мира при ЮНЕСКО «Атлас металлогенической зональности докембрия Мира (АМЗДМ)». Фактический материал был собран и обработан в эти же периоды при полевых исследованиях в Карелии и на Кольском полуострове, в Финляндии, в Восточном Забайкалье и Сев. Прибайкалье, Памиро-Алайской и Зерафшанской структурных зонах Средней Азии, на арх. Шпицберген и в Зап. Антарктиде. Обобщения по металлогении докембрия различных регионов Мира осуществлены с помощью компьютерной базы металлогенических данных составленной для АМЗДМ. Проведены петрологические и изотопногеохимические исследования базитового магматизма и связанного с ним сульфидного медно-никелевого и платан ометального оруденения в рифтогенных структурах, а также петролого-метаморфические, структурно-геологические и космоструктурные исследования регионов распространения колчеданно-полиметаллического, медноколчеданного оруденения и индустриального сырья для анализа металлогении раннепротерозойских орогенических поясов. Петролого-геохимические и изотопно-геохронологические исследования автора базируются на комплексном изучении геохимии редких и редкоземельных элементов (рентгено-флюоресцентный и нейтронно-активационный методы) в сочетании с данными по изотопному составу N<1, Бт, РЬ, применению 11-РЬ и Бт-Ш геохронологических методов (МБ Ет^ап МАТ-261). Изотопно-геохимические и геохронологические исследования проведены в лаборатории изотопной геохимии и геохронологии ИГГД РАН, а геохимические ~ в лабораториях ИГГД РАН, СПбГУ и Межфакультетском Реакторном Институте (Технический Университет г. Дельфт, Нидерланды). Защищаемые положения.

1. Ранний протерозой (2.5-1.65 млрд лет) характеризует принципиальную смену тектонического и металлогенического стиля развития континентальной коры, приводящую к формированию тектонически разнородных рудоносных структур и значительному разнообразию формационно-генетических типов оруденения.

2. Образование месторождений Си, N1, Р^Рс!, Сг, и, Ре отвечает начальному этапу развития раннего протерозоя — рифтогенезу периода 2.5-2.4 и 2.3-2.1 млрд лет, выраженному в формировании анорогенных рудоносных структур: континентальных рифтов и рифтогенных бассейнов, развивающихся в пределах архейских кратонов.

3. Орогеническое развитие в раннем протерозое происходило в период 2.1-1.65 млрд лет и выражено в формировании аккреционных и коллизионных поясов с характерной для них рудоносностью. Для аккреционных рудоносных структур с ювенильной раннепротерозойской корой типично Си-РЬ-гп, Си-Со-2п-№, Си-№, Аи, >У-Мо оруденение. Коллизионным поясам свойственны месторождения нерудного сырья корунд, гранат, силлиманит, графит, апатит, флогопит, волластонит, мусковит и др.).

4. Генетическое разнообразие месторождений в раннем протерозое во многом обусловлено существенной ролью метаморфогенного рудообразования, усложнении его характера от преимущественно прометаморфического в архее к орто- и реометаморфическому рудообразованию в раннем протерозое, что явилось дополнительным фактором при образовании крупных и уникальных месторождений. Новизна и научная значимость. Анализ фактического материала по металлогении раннепротерозойского этапа эволюции континентальной коры позволил установить существенные различия в формировании рудоносных тектонических структур и генетических типов месторождений по сравнению с архейским этапом образования земной коры в результате изменения стиля ее тектонического развития. Это различие выражено в наращивании континентальной коры при проявлении тектонических процессов, сходных с фанерозойской геодинамикой плейт- и плюм-тектонического планов, приведших к образованию в раннем протерозое аккреционных и коллизионных орогенических поясов, континентальных рифтов и интракратонных бассейнов, обладающих широким диапазоном формационно-генетических типов месторождений. Исследования металлогенических особенностей конкретных рудоносных структур раннего протерозоя показали, что одной из главных причин формационно-генетического разнообразия месторождений, свойственных им, является геодинамическая природа этих структур: анорогенное формирование на архейской коре или связь с ювенильным корообразованием в орогенических раннепротерозойских поясах .

В результате комплексного петрологического, изотопно-геохимического и геолого-структурного изучения доказана сложная полигенно-полихронная природа сульфидного оруденения в рудоносных структурах Балтийского щита и других докембрийских регионов. Применение методов структурного дешифрирования космоснимков совместно с анализом геолого-геофизических материалов показана связь рудоносных структур с типовыми геодинамическими обстановками. Сформулированы петрологические, изотопно-геохимические, геолого-структурные и поисковые критерии платинометального оруденения малосульфидного типа в мафит-ультрамафитовых интрузиях и установлена их природа, а компьютерная обработка таких материалов с помощью экспертной системы позволила провести прогнозирование рудных районов и узлов.

Принципиальной новизной как в содержательном, так и в методическом аспектах отличается построение карт металлогенической зональности докембрия континентов Мира в цифровом формате со связкой атрибутивных и картографических материалов с базой ранжированных металлогенических данных.

Практическое значение работы и реализация результатов. Обобщение результатов многолетних исследований по металлогении раннего протерозоя представляет собой определенный вклад в фундаментальные исследования наук о Земле, который позволит оценить минерально-сырьевой потенциал докембрийских регионов России и применить его для межрегиональных и межконтинентальных корреляций. Полученные результаты изучения рудоносности тектонических структур, факторов рудообразования и предложенные современные технологии прогнозирования позволяют с новых позиций обратится к оценке перспектив обнаружения крупных объектов промышленного освоения.

В ходе исследования метаморфогенного рудообразования были установлены критерии формирования медно-никелевых и колчеданно-полиметаллических месторождений, в особенности, наиболее богатых участков рудных тел. Новые изотопно-геохронологические данные для вулканогенных раннепротерозойских комплексов и мафит-ультрамафитовых расслоенных интрузий рудоносных структур Балтийского щита, как и результаты их интерпретации, имеют важное значение для совершенствования общей и региональной хроно-стратиграфических шкал докембрия и определения эволюции рудообразования.

Итогом фундаментальных исследований региональной металлогении и корреляции металлогенического развития земной коры докембрийских регионов является современная металлогеническая картография, основанная на использовании пакета программ ARC/INFO и обобщающая данные тектонической эволюции и рудообразования, что выразилось в создании электронного Атласа карт металлогенической зональности докембрия Мира. Апробация полученных результатов. Результаты исследований, изложенные в работе, отражены в публикациях и научных отчетах ИГГД РАН, ВНИИОкеангеология, ВСЕГЕИ, НИИКАМ и РФФИ. Основные положения диссертации изложены и были обсуждены в период до 1991 г на Всесоюзных и региональных совещаниях по геологии и металлогении докембрия, общей металлогении, метаморфогенному рудообразованию и картированию метаморфических комплексов, научному прогнозированию рудных месторождений, Межведомственных петрографических совещаниях и Международных совещаниях по геологии и металлогении Балтийского щита в г. Хельсинки в 1973 и 1978 гг., по геологии арх. Шпицберген в гг. Варшаве и Вроцлаве 1980 и 1984 гг., по анализу распространения новых типов руд в пределах Балтийского щита (Лулео, Швеция, 1989 г.) и на симпозиуме по генезису рудных месторождений (1АССЮ), Оттава, Канада, 1990 г.

За последнее десятилетие отдельные части работы были представлены для обсуждения в виде докладов и тезисов докладов на межрегиональных совещаниях «Эволюция докембрийской литосферы» (Ленинград, 1991), «Геодинамика и глубинное строение советской части Балтийского щита» (Апатиты, 1992); на 28, 29, 30, 31 сессиях МГК; Международных конгрессах Европейского союза геологических наук в Страсбурге (Франция в 1995, 1997 и 1999 гг.). На Международных симпозиумах в России и за рубежом: 1993 г. - по прикладной изотопной геохимии (Гейрангер, Норвегия); по геологии и рудоносности Баренцевского региона (Киркенес, Норвегия); по геологии и металлогения Ладожско-Ботнической зоны (Куопио, Финляндия в 1995-1999 гг.) и корреляции геологических комплексов Фенноскандии (С.-Петербург, 1996 г.). Тектонические особенности и рудоносность докембрийских структур обсуждались на Международных митингах Союза геологических Наук (С.Петербург, 1995 г.; Турку, 1997 г.); Международных симпозиумах: «Петрология и металлогения интракратонных рифтов» (Дулут, США, 1995 г.); «Протерозойская эволюция в Северо-Атланическом регионе» (Гус-бей, Лабрадор, Канада, 1996 г.); «Тектоника фундамента платформ» (Блексбург, Виржиния, США, 1997 г.). Генетические вопросы формирования месторождений были рассмотрены на Международных симпозиумах по рудообразованию: «Плюмы, плиты и оруденение» (Претория, ЮАР, 1997 г.); «Научные основы прогнозирования и оценки золоторудных месторождений» (Львов, Украина, 1999 г.); «Крупные и суперкрупные рудные концентрации» БОАЛАОСЮ симпозиум (Лондон, 1999 г.).

1999 г. и Лас-Вегас, США, 2000 г.), а также на 2-ом Конгрессе по региональной геологической картографии и информационным системам (Барселона, Испания, 1997 г.). Результаты исследований по проблемам региональной геологии докембрия, рудообразования, новым методам картирования и прогнозирования были доложены и обсуждены в течение последних двух лет уходящего столетия на Международных конференциях: «Новые идеи в науках о Земле» (Москва, 1999 г.); «Рифтогенез докембрия» (Петрозаводск, 1999 г.); «Эволюция раннего докембрия» (Москва, 1999 г.); Индустриальные минералы Фенноскандии (Петрозаводск,1999 г.); на Межведомственных совещаниях - «Платина России» (Москва, 2000 г.), 300-летие Горно-геологической службы России (С.Петербург, 2000 г.) и в начале XXI века на Международных симпозиумах: «Глубинное строение Земли и концентрации металлов в литосфере: Геодинамический подход» (Годдард Центр НАСА, Виржиния, США, 2001 г.). Публикации. Основные результаты, изложенные в диссертации и автореферате, опубликованы в авторской монографии, 12 коллективных монографиях, 85 статьях, а также в многочисленных кратких сообщениях, опубликованных в виде тезисов академических, межведомственных, всероссийских и международных совещаний и симпозиумов. Структура и объем работы. Диссертация состоит из 4 глав, 11 разделов, введения, заключения и списка цитированной литературы, изложенных на 343 стр., иллюстрирована 80 рисунками и 11 таблицами. Список литературы содержит 350 ссылок.

АН Украины, Института Земной коры СО РАН, ВНИИГеоинформсистем, СЗЦ «Геоинформатика и мониторинг», ВСЕГЕИ и Гос. Геологического Музея им. Вернадского. Выполнение многих разделов было бы невозможно без советов, доброжелательной критики и обсуждений с Д.В.Рундквистом, С.Б.Лобач-Жученко, В.Я.Хильтовой, А.МЛариным, Ю.М.Соколовым, В.Б.Дагелайским. Автор особенно признателен коллегам, с которыми совместно работал, советовался и дискутировал на разных стадиях выполнения исследований и диссертационной работы: В.А.Глебовицкому, Ю.Д.Пушкареву, В.С.Семенову, Е.А.Колычеву, А.К.Буйко, К.ИЛохову, А.Б.Вревскому Г.П.Плескач (ИГГД РАН), М.М.Ефимову, Ф.П.Митрофанову, Б.В.Гавриленко, В.Ф.Смолькину (ГИ КолНЦ РАН), С.И.Рыбакову, А.И.Голубеву, В.Н.Кожевникову, В.В.Шипцову (ИГ КарНЦ РАН), А.Н.Вишневскому, Н.К.Шануренко, А.М.Тебенькову, Е.А.Кораго (ВНИИОкеангеология); В.И.Мишину, Н.А.Букреевой, И.К.Нестеровой (СЗЦ Геоинфрматика и мониторинг), Е.Н.Черемисиной, Л.С.Чесалову, О.В.Митраковой (ВНИИГеоинформсистем), А.В.Перцову, Г.В.Гальперову, В.С.Антипову, Н.А.Брусничкиной, Е.П.Вострокнутову (НИИКАМ).

Заключение Диссертация по теме "Геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения", Турченко, Станислав Иванович

Заключение.

Фундаментальной основой исследований региональной металлогении докембрия, в частности областей распространения раннепротерозойских тектонических структур, является современная металлогеническая картография основанная на применении ГИС-технологий и дистанционных методов, обобщающая данные тектонической эволюции и рудообразования, способствующая также проведению экспрессной оценки минерально-сырьевых ресурсов и научного прогнозирования рудных районов.

нормативно-методической базы и возрастание потока информационных материалов потребовало коренной перестройки методов составления карт и в частности металлогенических карт. Методологической основой создания таких технологий является системный анализ многоуровневой и разнородной геологической и металлогенической информации. Компьютерная технология принадлежит к новому поколению автоматизированных систем и сочетает в себе черты геоинформационной.и экспертной системы. В оболочке ГИС-системы реализованы оригинальные эвристические методы выделения, разделения и упорядочения геологических объектов. В основу такой технологии было положено представление геологического пространства как совокупности событийных историко-геологических тел, соотнесенных с общей шкалой геологического времени в виде крупных тектонических структур, достаточно четко обособляющихся в пространственном, возрастном, вещественно-генетическом и металлогеническом отношениях. Такие историко-геологические тела были выделены в качестве главных рудоносных структур, для которых были решены такие методологические проблемы, как: типизация, систематика и ранжирование, их классификация и корреляция, районирование территорий с разными типами геологического строения, разработка принципов, правил и методов генерализации геолого-картографических объектов при изменении масштабов металлогенических карт, упорядочение терминов и понятий из разных областей знаний, используемых в геологической картографии.

Для докембрийских регионов были выделены главные типы рудоносных тектонических структур (Рундквист, Турченко, 1990), обладающие специфическим стилем оруденения, которые и рассматриваются нами в качестве структурно-металлогенических единиц, определяющих особенности металлогении каждой выделяемой докембрийской рудоносной тектонической структуры:

1. Гранулит-гнейсовые архейские области, для которых характерны в основном нерудные месторождения - графит, керамическое и абразивное сырье (корунд, гранат), волластонит, драгоценные и поделочные камни.

2. Гранит-зеленокаменные архейские области, для зеленокаменных поясов которых являются типичными медно-никелевые и золотокварцевые месторождения, также как месторождения железистых кварцитов, медно-цинк-колчеданные месторождения и редкометальные пегматиты.

3. Складчатые пояса преимущественно протерозойского и в особенности раннепротерозойского возраста аккреционного и коллизионного типов, которые обладают разнообразной металлогенией, связанной с проявлением различных тектонических обстановок. Для них характерны стратиформные Cu-Pb-Zn и Си-Ni-Co-Zn месторождения, Cu-Au-порфировые месторождения, также как и крупные месторождения Au в черносланцевых формациях и редкометальные месторождения в гранитоидах.

4. Внутриконтинентальные раннепротерозойские, реже позднепротерозойские рифты, для которых характерны месторождения Cu-Ni, Cr, Ti-Fe-V и Pt-Pd в расслоенных интрузиях, железистых кварцитов и Au в вулканогенно-осадочных комплексах.

5. Анорогенные вулкано-плутонические пояса и массивы (А-типа граниты и кислые вулканиты) преимущественно позднепротерозойского возраста с типичным оруденением - редкометальные пегматиты и метасоматиты, Sn-W-Be и Мо месторождения.

6. Интракратонные бассейны амагматичные или с существенно проявленным магматизмом с типичными месторождениями Cu-песчаников, Au-U-V в формациях черных сланцев, Fe, Си и U с Au в месторождениях типа несогласия.

7. Позднедокембрийские кратонические структуры: чехлы платформ, вмещающие Mn, Pb-Zn оруденение; перикратонные бассейны с месторождениями сидерита и магнезита; авлакогены, вмещающие месторождения Си, РЬ и Zn в карбонатных породах.

8. Области тектоно-термальной переработки или реювенации, наложенные на более ранние тектонические структуры, для которых типично Au, редкометальное, Sn-W, W-Mo, Be, Nb-Ta и REE оруденение, также как и слюдоносные и редкометальные пегматиты.

Созданные на этой региональной тектонической основе цифровые металлогенические карты докембрийских областей обладают большими преимуществами перед их бумажными аналогами. Применение компьютерных технологий при создании подобных карт позволяет учитывать появление новых геологических, изотопных и геохронологических данных и оперативно вносить необходимые изменения и дополнения, обеспечивая таким образом динамичность цифровой карты. Появляется возможность количественного моделирования с использованием пространственных связей объектов и их

металлогенических характеристик и создания предпосылок для количественной оценки минерально-сырьевого потенциала выбранного района.

Впервые новое поколение региональных металлогенических карт на примере докембрийских регионов было создано в виде Атласа карт металлогенической зональности докембрия Мира (АМЗДМ), разработанных в качестве Международного проекта Комиссии по геологической карте Мира при ЮНЕСКО (Генеральный координатор — академик РАН Д.В.Рундквист, ответственные исполнители и редакторы серий карт С.И.Турченко, А.М.Ларин, В.Б.Дагелайский). Макеты карт, основы компьютерных версий, база металлогенических данных и легенды были разработаны в Лаборатории металлогении ИГГД РАН под руководством С.И.Турченко на примерах докембрийских регионов Европейской части России, Восточной Сибири, Индии, Австралии, Антарктиды. Изготовление компьютерных цифровых карт, их бумажных копий и дизайн производилось совместно с отделами геоинформатики ВНИИГеоинформсистем МПР и Гос. Геологического Музея им. Вернадского РАН (г. Москва), а также с СЗ Центром "Геоинформатика и мониторинг" МПР (г. С.-.Петербург). Для зарубежных докембрийских регионов Фенноскандинавского щита, Украины, Индии, Китая и Австралии карты были составлены при участии и консультациях представителей этих стран соответственно Г.Юве (Геологическая Служба Норвегии), Б.Салтыков, Ю.Парккинен (Геологическая Служба Финляндии), Л.С.Галецкий («Геопрогноз», Украина), Г.Джана (Геологическая Служба Индии), Пей Ронгфу (Академия Геологических Наук КНР) и Д.Гровс (Геологический Исследовательский Центр Австралии в г. Перт).

• Создание по единой методике и легенде Атласа карт металлогенической зональности докембрия всех континентов и изучение на этой основе

закономерностей размещения минеральных месторождений в пределах докембрийских тектонических структур кристаллических щитов, докембрийского основания древних платформ и срединных массивов в фанерозойских складчатых поясах.

• Раскрытие фундаментальных закономерностей формирования в земной коре месторождений полезных ископаемых, особенно в докембрийских тектонических структурах, которые составляют большую часть территории Евразии и широко проявлены на других континентах.

• Проведение глобальной корреляции металлогенических эпох и установление характера связей тектонической эволюции рудоносных структур и формирования месторождений.

• Цифровые металлогенические карты позволили оценить с новой точки зрения прогнозные перспективы размещения минеральных ресурсов в докембрийских тектонических структурах России и странах СНГ и будут способствовать выявлению новых нетрадиционных и перспективных типов месторождений.

Докембрийские регионы представлены металлогеническими картами (географическая основа - Геологическая карта Мира, ЮНЕСКО): 1:10 000000 масштаба — Европы и Восточной Сибири, причем для Восточно-Европейской и Сибирской платформ со снятым платформенным фанерозойским чехлом, а для Африки, Сев. и Южн. Америки, Австралии, Антарктиды только обнаженных докембрийских областей (рис. зак-1); масштаба 1:5000000 - Балтийского (Фенноскандинавского) щита и докембрия Индии, а в масштабе 1:2.5000000 карты металлогенической зональности докембрия Украинского щита и Воронежского кристаллического массива (КМ), Алдано-Станового щита, Енисейского КМ, Восточно-Саянской, Байкальской складчатых областей, а также докембрия Китая. Для всех этих регионов была проведена систематизация данных по докембрийским месторождениям и фанерозойским месторождениям, залегающим в пределах докембрийских структур, а также создана база металлогенических данных по трем формализованным уровням: металлогеническим провинциям, металлогеническим зонам и минеральным месторождениям. Эти данные через систему управления базой данных связаны с Атласом карт, дигитизированных с использованием современной ГИС-технологии в пакете компьютерной программы ARC INFO. Разработанная

METALLOGENIC AND TECTONIC MAPS OF THE PRECAMBRIAN OF THE WORLD The maps were compiled at frame of the International Project «World Atlas of the Precambrian Metallogenic Zoning (WAPMZ)» of the Commission for the Geological Map of the World (CGMW), UNESCO by the Metallogeny Division in Institute of Precambrian Geology and Geochronology Russian Academy of Sciences (IPGG RAS) in co-operation with Geological Surveys of Norway, Finland, India and Ukraine and Academy of Geological Sciences of China.

General Coordinator: D.Rundqvist (Vernadsky State Geological Museum - SGM, Moscow)

Editors: S. Turchenko and AXarin (IPGG RAS, St.Petersburg)

Cartographic works: G.Pleskach (IPGG RAS, St.Petersburg)

Computer design: Ye.Cheremisina, L.Tchesalov, O.Mitrakova (VNIIGIS), Moscow)

V.Mishin, N.Bukreeva, I.Nesterova (North-Westem Center of Geoinformatic and Monitoring,

St.Petersburg).

The maps of the Atlas are prepared

For contacts:

Makarova emb. 2

St.Petersburg 199034, Russia

Fax: 7(812)3284801

E-mail: tur@ad.iggp.ras.spb.ru

Turchenko S.I.

Head of Metallogeny

Division of IPGG RAS

as hard copies and digital version at ARC/INFO. SGM

Mokhovayaul, 11 Moscow, center Fax: 7 (095) 2034798 E-mail: nata@sgm.ru Rundqvist D.V.

Director of the State Geological Museum

Рис.зак-1.Схема расположения листов карт Атласа АМЗДМ (WAPMZ). Красной линией обведены листы 9 (Европа) и 12 (В. Сибирь).

структура построения карт, системный анализа и синтез числовой и картографической информации состоят из, по крайней мере, десяти компонентов, реализующих отдельные функции (рис.зак-2). При этом векторная редакция становится доступной для всех компонентов и соответственно топологические преобразования цифровых слоев могут быть использованы на стадиях подготовки и редактирования картографической продукции. ГИС-система представляет векторные, растровые и атрибутивные данные, к которым присоединяются отдельные компоненты легенды геологического и металлогенического содержания. Такая технология позволила создать действенную информативно-поисковую систему, также как и возможность использование атрибутивной информации соответственно по вводимым и созданным данным. Более того, это реализует возможность организовать числовые карты в иерархической системе с интеграцией картографической и фактографической информации. Каждый отдельный объект числовой карты может быть трансформирован в более крупный или мелкий масштаб. Установленные связи зафиксированы в виде файла специального формата и становятся структурным элементом геоинформсистемы. Возвращение от экспертизы карты более крупного масштаба реализуется точно в точку, из которой был выполнен запрос для следующей карты. За счет такой технологии каждая, созданная таким способом, отдельная цифровая карта может быть обработана как индивидуальный объект. Кроме того, каждый такой картографически выраженный объект сопровождается пространственно-временной моделью тектоно-металлогенической эволюции

(металлогенограммой), объединяющей провинции, зоны и месторождения с рудоносными тектоническими структурами (см. рис.3-7, стр. 197). Эти структуры, благодаря применению ГИС-технологии, можно рассматривать последовательно, выделяя определенные элементы структурно-металлогенических единиц, отражающих особенности металлогении каждой выделяемой докембрийской рудоносной тектонической структуры.

Представление результатов структурно-геологических и металлогенических исследований докембрийских рудоносных тектонических структур в форме единого Атласа металлогенических карт в электронной форме (которые могут быть представлены также и на бумажной основе), связанных с базой данных для минеральных месторождений, металлогенических провинций и зон, наряду с

Рислак-2. Структура системы ввода, аналтза и синтеза числовой и картографической информации для геолого-металлогенических картососгавительских работ.

представлением пространственно-временных моделей тектоно-металлогенической эволюции конкретных докембрийских провинций, как раз и является качественно новым методологическим подходом в изучении металлогении докембрия.

Детальный анализ структурно-формационных раннедокембрийских комплексов, их изотопно-геохимических особенностей и характер связанных с ними месторождений в рудоносных тектонических структурах показывает возможность применимости понятий тектоники плит начиная с раннего протерозоя, и эти понятия позволяют провести целенаправленный металлогенический анализ на геодинамической основе для раннего докембрия Восточно-Сибирской и Восточно-Европейской платформ, что отражено в коллективном труде «Металлогения рядов геодинамических обстановок раннего докембрия», М. 1999. Авторы: Д.В.Рундквист, М.В.Минц, А.М.Ларин, В.М.Ненахов, Е.Ю.Рыцк, С.И.Турченко, Н.М.Чернышев.

Особое значение для понимания металлогенической эволюции раннедокембрийских регионов имеет концепция прослеживания последовательности формирования наложенных структур на древнее коровое основание — будь то орогенические пояса с древним основанием или же континентальные рифты, которые связаны в своем развитии с плюм-тектоническими явлениями, начавшимися еще в раннем докембрии. Этому пониманию служит широкое применение изотопно-геохимических и геохронологических методов изучения рудоносных структур и месторождений.

Наряду с установленной высокой продуктивностью гранит-зеленокаменных областей - главных рудоносных геоструктур архея существенное металлогеническое значение имеют эпикратонные структуры: раннепротерозойские рифты и бассейны. Особая роль принадлежит реювенации древних структур, как в докембрийское время, так и в фанерозое при ее развитии на раннедокембрийских структурах. Это особенно существенно для анализа размещения и появления крупных и уникальных месторождений платиноидов, золота, редких и цветных металлов с привлечением изотопно-геохимических методов изучения вещества.

Установлены существенные различия в металлогении орогенических поясов раннего докембрия с древней и ювенильной корой, причем для последних особенно характерна металлогеническая зональность, определяемая

распространенностью и положением реликтов островодужных поясов, заостроводужных бассейнов и других геодинамических особенностей. В работе рассмотрены черты металлогенической зональности упомянутых выше докембрийских регионов, но наиболее ярко металлогеническая зональность проявлена на Балтийском (Фенноскандинавском) щите (рис. зак-3).

В пределах Балтийского щита архейские металлотекты - гранулит-гнейсовая (Кольская) и гранит-зеленокаменная (Карельская) области содержат металлогенические зоны с железорудными и Ni-, Cu-содержащими колчеданными месторождениями в архейских зеленокамеиных поясах. Эти зоны и вмещающие их тектонические структуры обрамлены (первая с юго-запада, а вторая с северо-востока, см. рис. зак-3) Беломорским позднеархейско-раннепротерозойским коллизионным поясом с тектоно-термальной переработкой древних комплексов, несущим мусковитовые и редкометально-мусковитовые пегматитовые месторождения. В пределах архейских областей распространены раннепротерозойские внутриконтинентальные рифты с линейным металлогеническими зонами Ni-Cu, Pt-Pd и Au оруденения, а также ареальные зоны с Cu-Co, Cr-V-Pt-REE, Аи оруденением в эпикратонных рифтогенных бассейнах. Балтийский щит демонстрирует хорошо организованную металлогеническую и тектоническую зональность, которая четко проявлена в юго-западном направлении: от области архейских рудоносных структур Карело-Кольской провинции (3.0-2.6 млрд. лет) к Свекофеннской провинции аккреционного орогенического пояса с ювенильной раннепротерозойской корой (2.0-1.85 млрд. лет), где металлогенические зоны представлены Pb-Zn-Cu, Ni-Cu, Cu-Zn-Co, Au-W и Fe-Mn месторождениями. Далее на юго-запад эта зональность сменяется Готской провинцией с коровым возрастом пород 1.7-1.4 млрд. лет и наконец Свеконорвежской провинцией с породными ассоциациями наложенных структур (рифтов и эпикратонных бассейнов) с возрастом 1.0-0.8 млрд. лет. Здесь Fe-Ti, Mo и Cu-Ag, Bi-Au металлогенические зоны демонстрируют дополнительные особенности общей металлогенической зональности Балтийского щита.

Эффективность металлогенических исследований с применением ГИС-технологий и компьютерной картографии связана также с совершенствованием современных методов прогнозирования. С помощью новых методических приемов (использования специализированных экспертных систем, материалов

11 Щ?]12 [^14 РР|15

Рнс.зак-3. Схема мсталлогеннческой и тектонической зональности вис и, • i г * i к части Балтийского шита. А, В, С, D - геоблоки щита: Кольский, Беломорский, Карельский, Свекофеннский. Объяснения зональности в тексте. Металлогеническая нагрузка показана элементами металлов н индексами минералов. Условные обозначения: 1-гранулнт-гнейсовые AR области, 2-гранит-зеленокамснные AR области, 3-PR, коллизионные попса, 4- PR, аккреционные пояса с ювенильной корой, 5-архейские области теклоно-термальной переработки, 6-AR-PR, колли чшшш.ц* пояса, 7-налеорифтовыс структуры PRi, 8- коллизионная Ладожско-Ботническая шовная зона, 9-PR, аккреционные пояса на архейской коре, 10-PR, лшкратинные рнфтогенные бассейны, 11-перикратонные бассейны, 13-rpaHiiiia (.маг-фирменно!ч> чехла, 14-налвнгн, 15-иапривлеине зональности.

дистанционного зондирования, которые позволяют получать качественно новую информацию) существенно расширяются возможности геолого-прогнозных исследований за счет комплексного анализа аэрокосмической информации, обрабатываемых методами компьютерных технологий совместно с геологическими, геофизическими и геохимическими данными. Совместная компьютерная обработка этих данных позволяет выявить пространственные закономерности размещения оруденения и напрямую связать с ним прогнозно-поисковые признаки. Прогиозно-металлогеническая экспертная система (ЭС) поддерживает функции накопления комплекса прогнозных признаков в картографическом банке данных и позволяет разработать прогнозные модели определенных металлогенической единиц, таких, как например, рудные районы, зоны или узлы. При этом используется набор прогнозных признаков, подготовка которых направлена на определенные геолого-промышленные типы оруденения и соответствующие им геодинамические обстановки. Внедрение в геологическое прогнозирование технологий экспертных систем позволяет предотвратить ошибки прогноза, обусловленные неоднозначностью геологической информации об объекте прогнозирования, а также сложностью одновременного учета и достоверной интерпретации многих критериев. ЭС обладают также рядом преимуществ по сравнению со статистическими методами прогноза, которые, являясь формальными, не могут учитывать содержательных представлений геолога об исследуемом объекте. Общая цель применения ЭС в геолого-прогнозных исследованиях - обобщить с помощью компьютерных программ неоднозначные, нечеткие, неструктурированные знания, которыми оперирует эксперт-геолог, решая прогнозные задачи. Такая экспертная система «Генезис» была разработана для решения прогнозных задач на основе машинной обработки знаний геологов-экспертов и реализована в период 1985-1990 гг. для ЭВМ различных типов (Вострокнутов, 1999). Позднее в 1998-2000 гг. на этой основе была создана ЭС «Генезис-2» (Вострокнутов, Турченко, Брусничкина, 2000), которая включает в себя функции ЭС «Генезис» и, в отличие от предыдущей версии, расширена функцией обработки картографических и атрибутивных данных, а также материалов дистанционного зондирования, представленных в виде связанных друг с другом графических файлов. ЭС «Генезис-2» позволяет, представив набор признаков в виде пространственно привязанных слоев и построив соответствующую базу

знаний, получить экспертное заключение также в виде картографически привязанного слоя.

Применение специализированной ЭС «Генезис-2» может быть продемонстрировано на прогнозной модели "Platinum" (рис.зак-4), созданной на основе обобщения базы знаний и дистанционных материалов по Федорово-Панскому рудному району, локализованному в пределах раннепротерозойской палеорифтовой структуры Имандра-Варзуга на Балтийском щите. Здесь расположено платинометальное Федорово-Панское месторождение малосульфидного промышленно-генетического типа (Ваганов, Турченко и др., 2000), рассматриваемое в настоящее время как наиболее перспективное для создания новой базы платинодобывающей отрасли (Платина России, 2000) в Северо-Западном Федеральном Округе России. В структурно-тектоническом отношении этот район (см. рис.2-12, стр. 88) представляет собой зону сочленения крупной, хорошо выраженной рифтогенной структуры с-з простирания с серией поперечных глубинных разломов субмеридиональной ориентировки, что и составляет основу геологического прогнозного слоя в ЭС «Генезис-2». По-видимому, наиболее активным в тектоническом отношении и флюидо-магмо-проницаемым участком земной коры является именно этот рудный район, так как здесь концентрируются разновозрастные и различные по составу магматические тела и крупные месторождения разнообразных металлов и неметаллов. В их число, кроме упомянутых выше месторождений с платиноидным оруденением, входят также уникальные апатит-нефелиновые и редкоземельно-редкометальные месторождения Хибин и Ловозера в щелочно-ультраосновных интрузивах и месторождение титан-ванадиевых руд в Цагинской интрузии габбро-лабрадоритов - крупнейшей на Балтийском щите.

Для ЭС были использованы дистанционные материалы (космофотоснимки КАТЭ-200 в спектральном диапазоне 0.5-0.7 мкм), трансформированные методом экспертного дешифрирования в космоструктурные оцифрованные схемы линейных и кольцевых структур (рис.зак-5). Методами компьютерной обработки этих картографических данных (фильтрация, распределение плотностей и др.) были выделены специфические прогнозные признаки (факты экспертной системы), подтвержденные также атрибутивными геологическими и петролого-геохимическими данными. Эти признаки разделены на три группы, которые в ЭС представляют информационные слои (рис. зак-6).

Рис. зак-4. Графическая схема модели знаний для прогнозирования платиноносного рудного района.

Условные обозначения: А1-А5, В1-В4, С1-С2 — факты;

А, В, С, L, R —гипотезы; Pi-Pie—правила;

20,50,60 и др. — степень надежности правила в процедуре логического вывода

Рис. зак-5. Линейные и кольцевые структуры дешифрированные по космоснимкам Федорово-Панекого рудного района.

А. •. А5 Ш

. ч> if*

Рис ззк*6

Прогнозные признаки модели "Platinum", представленные в виде информационных слоев для ЭС "Genesis 2":

Космоструктурные признаки. Линейные элементы:А1— рифтовая зона с разломами и иными субпараллельными относительно бортов рифта линеаментами; А2 — первая зона поперечных по отношению к рифту разломов и роем базитовых даек; A3 — вторая зона поперечных по отношению к рифту линеаментов. Кольцевые элементы: А4 — крупная кольцевая структура диаметром 70 — 80 км, соизмеримая с шириной рифтовой зоны и локализованная в пределах области пересечения тела рифта и зон поперечных разломов; А5 — кольцевые и круговые структуры диаметром 5 — 20 км в пределах предполагаемого рудного района. Геологические признаки: В1 —рифтовая структура, сложенная вулканогенно — осадочными породами; В2 — формация рудоносных расслоенных мафит—ультрамафитовых интрузий; ВЗ — мафитовые интрузии; В4 — гранитоидные интрузии.

Геофизические признаки: С1 — площадь, соответствующая крупному гравитационному максимуму (более 40 мГал), соизмеримая с шириной рифтовой зоны (около 40 км); С2 — зона повышенного горизонтального градиента силы тяжести, локализованная вдоль северного борта рифта.

Рис. Зак-7. Прогнозное заключение по платинометальному рудному району Федорово-Панского участка. Цветом выделены площади, соответствующие степеням уверенности гипотезы: белый менее 45; желтый от 45 до 65; зеленый от 65 до 85; красный более 85

Эти признаки сгруппированы по определенным статистическим правилам, принятым в экспертной системе в качестве количественной оценки достоверности гипотезы и степени надежности правил в процедуре дальнейшего логического вывода. Правила показывают насколько сильна связь между посылкой и следствием, определяя степень надежности экспертных заключений. По результатам расчетов логического вывода специализированная экспертная система «Генезис-2» строит прогнозную схему в виде изолиний степеней уверенности прогнозного заключения, которая может рассматриваться как прогнозная модель рудного района либо узла (рис. зак-7). Анализ построенной прогнозной модели показал практически полное совпадение прогнозируемой площади с наиболее значимой зоной платинометального оруденения в Федорово-Панском рудном районе. Попутно была также установлена еще одна область с значимой степенью уверенности прогнозного заключения, которая соответствует ванадий-титаномагнетитовому месторождению, локализованному в пределах Цагинской интрузии лабрадоритов, платинометальные перспективы которой ранее никогда не рассматривались и требуют проверки.

Совмещение компьютерных разноранговых металлогенических карт с прогнозированием на основе применения современных методов системного анализа геологических и дистанционных материалов позволяет на фундаментальной научной основе провести целенаправленную оценку минерально-сырьевых ресурсов регионов для выявления мест локализации крупных и уникальных месторождений, которые достаточно широко распространены в докембрийских провинциях и особенно в раннепротерозойских разнообразных по стилю эволюции тектонических структурах.

Цитированная литература

1. Аксенов Е.М., 1998. История геологического развития Восточно-Европейской платформы в позднем протерозое. Дисс. доктора геол.-мин. наук в виде научн. докл. СПб.: ИГГД.

2. Балаганский В.В., 2002. Главные этапы тектонического развития северо-востока Балтийского щита в палеопротерозое. Автореф. дисс. уч. степ. дгмн. СПб, 32 с.

3. Балашов Ю.А., 1996. Геохронология раннепротерозойских пород Печенгско-Варзугской структуры Кольского полуострова. Петрология, т. 1, N 4, с. 3-25.

4. Балашов Ю.А., Федотов Ж.А., Скуфьин П.К., 1993. Rb-Sr датирование нижней вулканической толщи печенгского комплекса (Кольский полуостров). Геохимия. № 12, с. 1769-1774.

5. Баянова Т.Б., Митрофанов Ф.П., Галимзянова P.M., Левкович H.B., 1999. Архейский возраст щелочных гранитов массива Белые Тундры (Кольский полуостров). ДАН, т. 369, № 6, с. 806-808.

6. Бибикова Е.В., Другова Г.М., Кирнозова Т.И. и др., 1984. Возраст вулканогенных пород Олондинского зеленокаменного пояса. ДАН СССР. Т.274. N.2 С.446-448.

7. Билибин Ю.А., 1955. Металлогенические эпохи и металлогенические провинции. М., Госгеолтехиздат, 88 с.

8. Белевцев Я.Н., Буряк В.А.,., Турченко С.И. и др., 1985. Метаморфогенное рудообразование в докембрии. Геологические основы метаморфогенного рудообразования. Киев, Наукова Думка, 192 с.

9. Белоусов В.В., Павленкова Н.И., 1993. Коровая структура Европы и некоторые построения для ее эволюции. В кн.: Литосфера Центральной и Восточной Европы. Наукова Думка, Киев, с. 10-35.

10. Бережная Н.Г., Бибикова В.Е., Сочава А.Б. и др., 1988. Изотопный возраст чинейской подсерии удоканской серии Кодаро-Удоканского прогиба. ДАН СССР. 1988. T.302.N.5. С.1209-1212.

П.Бибикова Е.В., Белов А.Н., Розен О.М., 1988. Изотопное датирование метаморфических пород Анабарского щита. В кн.: Архей Анабарского щита и проблемы ранней эволюции Земли. Наука. С. 122-133.

12. Билибина Т.В., Казанский В.И., Кратц К.О., 1976. Рудные формации и рудоносные структуры раннего докембрия. Геол. рудных месторождений N4, с. 3-10.

13. Билибина Т.В., Казанский В.И., Лаверов Н.П., 1984. Основные типы рудоносных структур докембрия. Металлогения раннего докембрия СССР. Л. Наука, с. 14-32.

14. Билибина Т.В., Мельников Е.К., Савицкий А.В. О новом типе месторождений комплексных руд в Южной Карелии. Геол. рудн. месторождений, 1991, N6, с. 314.

15. Богданов Ю.В., Бурьянов Е.З., Кутырев Э.И. и др., 1973. Стратифицированные месторождения меди СССР. Л.: Недра, 1973. 312с.

16. Борукаев Ч.Б., 1985. Структуры докембрия и тектоника плит. Новосибирск, 190с.

17. Буйко А.К., Левченков О.А., Турченко С.И., Друбецкой Е.Р., 1995. Геология и изотопное датирование раннепротерозойского сумийско-сариолийского комплекса Северной Карелии (Панаярви-Ципрингская структура). Стратиграфия. Геологическая корреляция. Т. 3. N 4. С.16-30.

18. Булах А.Г., Золотарев А.А. Геологическая природа Селигдарского поля апатитоносных карбонатных пород (Алданский щит). Сов. геол. 1983. N.6. С. 96-101.

19. Буш В.А., Ермаков Ю.Н., Уйманова Л.Н., 2000. Геодинамическая модель формирования позднеархейско-раннепротерозойских структур Воронежского массива. Геотектоника, N4, с. 14-24.

20. Ваганов П.А., Турченко С.И., Турченко А.С., Боде П., Ван Меертеп Т. Лохов К.И., 2000. Геохимические особенности платиноносных пород расслоенного горизонта габброноритового массива Панских Тундр (Кольский полуостров). Вестн. С.-Петерб. Ун-та, сер.7, вып. 1, с. 23-36.

21. Великославинский Д.А., 1972. Сравнительная характеристика регионального метаморфизма умеренных и низких давлений. Л., 189 с.

22. Винклер Г., 1969. Генезис метаморфических пород. М. 247 с.

23. Виноградов А.П, 1962. Средние содержания химических элементов в главных типах извереженных горных пород земной коры. Геохимия, №7, с. 555-571.

24. Вострокнутов Е.П., 1999. «Генезис» - экспертная система для прогнозно-геологических исследований. Отечественная геология, №6, с. 27-32.

25. Вострокнутов Е.П., С.И. Турченко, Н.А. Брусничкина, 2000. Модель платинометального месторождения основанная на экспертной системе «Генезис-2» для решения региональных прогнозных задач методами

дистанционного зондирования. В кн.: Геологическая служба и минерально-сырьевая база России на пороге XXI века. Т.4, с. 146-148.

26. Вревский А.Б., 1989. Петрология и геодинамические режимы развития архейской литосферы (на примере Балтийского щита). Л., Наука, 143 с.

27. Вревский А.Б., 1991. Петрологические проблемы сульфидного никелевого оруденения в раннем докембрии северо-восточной части Балтийского щита. Геология рудных месторождений, N 1, с.23-32.

28. Вревский А.Б., 2000. Петрология коматиитов, изотопно-геохимическая эволюция верхней мантии и геодинамика архейских зеленокаменных поясов. Автореферат дисс. на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук. С.-Петербург.

29. Галдин Н.Е., Егоркин А.В., Коновалов В.Е., Эренбург М.С., 1991. Объемная модель глубинного строения земной коры района заложения Кольской скважины СГ-3 по данным детальных работ МОВЗ-ГСЗ и материалам бурения. Проблемы комплексной интерпретации геолого-геофизических данных. Л.: Наука. С.159-175.

30. Герлинг Э.К., Маслеников В.А., Турченко С.И. и др., 1976. Новые данные о геохронологии сульфидного оруденения Печенги. В кн.: Развитие и применение методов ядерной геохронологии. Л., Наука, с. 217-224.

31. Глаголев А.А. Русинов В.Л., Плюснина Л.П., Тронева В.А., 1987. Минеральные ассоциации и метаморфизм базитов печенгской серии (северо-запад Кольского полуострова). Изв. АН СССР, сер. Геол., N1, с.29-45.

32. Глебовицкий В.А., 1973. Проблемы эволюции метаморфических процессов в подвижных областях. Л., 128 с.

33. Глебовицкий В.А., 1993. Тектоника и региональный мутаморфизм раннего докембрия восточной части Балтийского щита. Региональная геология и металлогения. №1, с.7-24.

34. Глебовицкий В.А., Турченко С.И., 1970. Некоторые проблемы металлогении протерозойских подвижных поясов Балтийского щита. В кн.: Региональный метаморфизм и метаморфогенное рудообразование, с.275-287.

35. Глебовицкий В.А., Шемякин В.М., 1996. Расчленение и корреляция раннего докембрия. Регион, геология и металлогения, №5, с. 25-36.

36. Глебовицкий В.А., Шемякин В.М., Вревский А.Б., 1994. Фундаментальные проблемы геологии докембрия. Общ. И регион. Геология, геология морей и океанов, геол. картирование. М., АО "Геоинформмарк", 50 с.

37. Глебовицкий В.А., Миллер Ю.В., Другова Г.М. и др., 1996. Структура и метаморфизм Бедоморско-Лапландской коллизионной зоны. Геотектоника, № 1.

38. Горбачев Н.С., Налдретт А., Бругманн Г., Ходоревская Л.И., Азир М., 1994. Экспериментальное изучение распределения платиноидов и золота между водно-хлоридным флюидом и базальтовым расплавом при Т = 1100-13500С, Р = 5 кбар. Геохимия. №3.

39. Горбунов Г.И. 1968. Геология и генезис сульфидных медно-никелевых месторождений Печенги. М. Недра, 352 с.

40. Горбунов Г.И., Папунен X. (ред.), 1985. Медно-никелевые месторождения Балтийского щита. Л. Наука. 329 с.

41. Грачев А.Ф., 1977. Рифтовые зоны Земли. Л., Недра, 246 с.

42. Гроховская Т.Л., Дистлер В.В., Захаров А.А. и др., 1989. Ассоциация минералов платиновых металлов в расслоенном интрузиве Лукуллайсваара, северная Карелия. ДАН СССР, т. 36, № 2, с. 430-434.

43. Дагелайский В.Б., 1988. Украинский щит. В кн: Докембрийская геология СССР, Л. "Наука", с. 114-142.

44. Добрынина М.И., 1992. Рифтогенез в геологической истории докембрия северной части Русской плиты. Глубинное строение и геодинамика кристаллических щитов Европейской части СССР. Апатиты, с.71-78.

45.Додин Д.А., Чернышев Н.М., Полферов Д.В., Тарновецкий Л.Л., 1994. Платипометальные малосульфидные месторождения в ритмично расслоенных комплексах. В кн.: Платинометальные месторождения Мира. Т. 1. М. Геоинформмарк. 279 с.

46. Додин Д.А., Чернышев Н.М., Яцкевич Б.А. и др., 1999. Минерально-сырьевой потенциал платиновых металлов России на пороге XXI века. В кн.: Платина России, т.Ш, М. Геоинформарк, с. 9-22.

47. Додин Д.А., Чернышев Н.М., Яцкевич Б.А. Платинометальные месторождения России. СПб, Наука, 2000. 755 с.

48. Докучаева B.C., Припачкин В.А. О флюидном режиме формирования платино-палладиевого оруденения в расслоенных интрузивах Кольского региона // Докл. РАН. 1993. Т. 329, N5.

49. Другова Г.М., Турченко С.И., Шустова Л.Е., 1990. Зоны сочленения гнейсо-гранулитовых и гранит-зеленокаменных областей докембрия на примере Балтийского и Алданского щитов. Геотектоника, N 4, с. 17-23.

50. Другова Г.М., Турченко С.И., Верхало-Узкий В.Н. и др., 1995. Особенности эволюции зон сочленения гранулито-гнейсовых и гранит-зеленокаменных областей (на примере Балтийского и Алданского щитов). Региональная геология и металлогения. № 4, с. 29-37.

51. Дук B.JI., 1977. Структурный анализ метаморфических комплексов. Алданский кристаллический массив и Становая складчатая зона. Структурная эволюция метаморфических комплексов (под ред. А.Н.Неелова) - Л.: Наука. С.27-47.

52. Дук Г.Г., 1977. Эволюция процессов метаморфизма в Печенгском горнопромышленном районе. В кн.: Термодинамический режим метаморфизма. Л. Наука.

53. Евстигнеева Т.Л., 1980. Природные и синтетические компоненты в системе Pd-Sn-Cu. Сульфосоли, платиновые минералы и рудная микроскопия. М., 1980.

54. Елисеев Н.А. и др., 1961. Ультраосновные и основные интрузии Печенги. Л., Наука, 320 с.

55. Жангуров А.А., 1970. Особенности поведения петрогенных элементов в процессе преобразования гипербазитов Печенги. В кн.: Материалы по геологии и металлогении Кольского полуострова. Апатиты, вып.1.

56. Загородный В.Г., Мирская Д.Д., Суслова С.Н., 1964. Геологическое строение печенгской осадочно-вулканогенной серии. М.-Л. 208 с.

57. Загородный В.Г., Радченко А.Т., 1983. Тектоника раннего докембрия Кольского полуострова. Л. Наука. 106 с.

58. Загородный В.Г., Предовский А.А., Басалаев А.А. и др., 1982. Имандра-Варзугская зона карелид. Л. Наука. 280 с.

59. Зак С.И., Макаров В.Н., Кочнев-Первухов и др., 1982. Геология, магматизм и оруденение Печенгского рудного поля. Л., Недра, 112с.

60. Казанский В.И., 1982. Эволюция рудоносных структур докембрия: архейские кратоны и области протоактивизации. Рудоносные структуры докембрия. М., с. 7-66.

61. Карта метаморфических поясов СССР, 1975. Масштаб 1:5000000. Ред. Глебовицкий В.А. Колл. авт. ИГГД РАН.

62. Кац М.Б., 1980. Соотношения раннедокембрийских гранулитов и зеленокаменных комплексов с трансформными мобильными поясами и океаническими рифтами ранней земной коры. В кн.: Ранняя история Земли. М. Мир, с. 160-169.

63. Ковач В.П., Великославинский С.Д., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., 1996а. Sm-Nd изотопная систематика кислых метавулканитов федоровской толщи Алданского щита (район среднего течения р. Тимптон). Докл. РАН. Т.347. С.236-238.

64. Ковач В.П., Котов А.Б., Сальникова Е.Б. и др., 19966. Sm-Nd изотопная систематика курумканской толщи иенгрской серии Алданского щита. Стратиграфия. Геологическая корреляция. 1996. Т.4. N3,c.3-10.

65. Ковач В.П., Котов А.П., Березкин В.И., Сальникова Е.Б., Великославинский С.Д., Смелов А.П., Загорная Н.Ю., 1999. Возрастные границы формирования высокометаморфических супракрустальных комплексов центральной части Алданского щита: Sm-Nd изотопные данные. Стратиграфия. Геологическая корреляция. Т.7. №1. 3-17.

66. Ковач В.П., Котов А.Б., Смелов А.П. и др., 2000. Этапы формирования континентальной коры погребенного фундамента восточной части Сибирской платформы: Sm-Nd изотопные данные. Петрология, т. 8, N 4, с.394-408.

67. Кожевников В.Н., Голубев А.И., Рыбаков С.И., 1998. Факторы контроля золотометального оруденения в архейских зеленокаменных поясах: сравнительный анализ Сьюпириор и Карельского кратонов. Отечественная геология, № 3, с. 55-64.

68. Коржинский Д.С. Очерк метасоматических процессов. В кн.: Основные проблемы в учении о магматогенных рудных месторождениях. М. 1955, с.355-456.

69. Коржинский Д.С., 1963. Соотношение между активностью кислорода, кислотностью и восстановительным потенциалом при эндогенном рудообразовании. Изв. АН СССР, сер.геол., №3, с.54-62.

70. Костюченко C.J1., Солодилов Д.И., 1997. К геологическому строению Московии: глубинная структура и тектоника // Бюлл. МОИП, отд. геофизики. Т.72. Вып. 5. С. 6-17.

71. Котов А.Б., Ковач В.П., Сальникова Е.Б. и др., 1995 Возраст и этапы формирования континентальной коры центральной части Алданской гранулито-гнейсовой области: U-Pb и Sm-Nd изотопные данные по гранитоидам. Петрология, т. 1, N1, с. 97-108.

72. Котов А.Б., Ковач В.П., Сальникова Е.Б. и др., 1995. Этапы формирования континентальной коры центральной части Алданской гранулито-гнейсовой области: U-Pb и Sm-Nd изотопные данные по гранитоидам. Петрология, т.З. № 3, с. 99-110.

73. Котов А.Б., Шемякин В.М., Сальникова Е.Б., Ковач В.П., 1999. Этапы формирования и изотопная структура континентальной коры Сутамского блока Алданского щита: Sm-Nd изотопная систематика гранитоидов. Докл. АН, т. 336, N6, с. 809-812.

74. Котов Н.В., Милькевич Р.И., Турченко С.И., 1969. Палеотермометрия мусковит содержащих пород по данным рентгеновского и химического изучения мусковитов. ДАН СССР сер. геол. т. 184, N5, с. 1180-1182.

75. Красный Л.И., 1980. Геология региона Байкало-Амурской магистрали. М.: Недра. 159с.

76. Кратц К.О., Берковский А.Н., Бондаренко Л.П. и др., 1979. Основные проблемы геологического строения Русской плиты. Л.: Наука.

77. Кратц К.О., Глебовицкий В.А., 1973. Эволюция метаморфических поясов и их роль в формировании фундамента древних платформ. В кн.: Тектоника фундамента древних платформ. М., с. 3-20.

78. Кратц К.О., Глебовицкий В.А., Былинский Р.В. и др., 1978. Земная кора восточной части Балтийского щита. Л. Наука. 232 с.

79. Кратц К.О., Соколов Ю.М., Глебовицкий В.А., Дагелайский В.Б., Салье М.Е., Турченко С.И., 1973. Особенности эволюции метам орфогенного рудообразования в докембрии СССР. Геол. рудн. месторождений, N3, с. 3-16.

80. Кратц К.О., Хильтова В.Я., Вревский А.Б. и др., 1981. Этапы и типы эволюции докембрийской коры древних щитов. Л., Наука, 164 с.

81. Крейг И.Р., 1971. Система Cu-Fe-Ni-S. В кн.: Экспериментальная петрология и минералогия. Тр. Геофиз. Лаб. Инст. Карнеги в Вашингтоне, вып. 63, с. 272-278.

82. Кременецкий А.А., Овчинников Л.Н., 1986. Геохимия глубинных пород. М. Наука. 262 с.

83. Ларин A.M., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Ковач В.П., Макарьев Л.Б., Тимашков А.Н., Бережная Н.Г., Яковлева С.З., 2000. Новые данные о возрасте гранитов кодарского и тукурингрского комплексов (Восточная Сибирь): геодинамические следствия. Петрология.Т. 8, №3. С.267-279.

84. Ларин A.M., Котов А.Б., Сальникова Е.Б. и др., 2002. О возрасте Катугинского Ta-Nb месторождения (Алдано-Становой щит): К проблеме выделения новой глобальной редкометальной металлогенической эпохи. ДАН, т. 338, N 6, с. 807811.

85. Литвиненко И.В., 1984. Сейсмические исследования земной коры Балтийского щита. Докл. 27 сессии МГК. Геофизика. Т.8, С. 9-20.

86. Лохов К.И., 1990. Распределение летучих в породах верхней мантии и древней континентальной коры. Автореф. канд. дисс. Л.

87. Малевский А.Ю., Юшко-Захарова О.Ю., Дубякина Л.С., 1987. Минералы ряда Pt3Sn-Pd3Sn. Зап. Всесоюз. Минерал, о-ва. Вып. 105.

88. Макаров В.Н., Турченко С.И., 1985. Влияние метаморфизма на образование медно-никелевых месторождений. В кн.: Гелогические основы метаморфогенного рудообразования. Киев, 1985. С. 146-151.

89. Маракушев А.А., 1963. О влиянии окислительного потенциала и щелочности растворов на образование сульфидов и окислов железа в гидротермальных условиях. Геол. рудн. месторождений, № 5, с. 3-17.

90. Маракушев А.А., 1995. Происхождение месторождений платиновых металлов и их экспериментальное моделирование. Платина России. Т.2, кн.2.

91. Маракушев А.А., Шаповалов Ю.Б., 1996. Экспериментальное исследование фазового распределения платины и палладия при железо-сульфидно-силикатном расслаивании расплавов. Докл. АН. 1996. Т.346, №2.

92. Мейер Ч., 1984 Процессы рудообразования в геологической истории. Генезис рудных месторождений. Т. 1, с. 13-71. М. «Мир», т. 87.

93. Мележик В.А., Предовский А.А., 1982. Геохимия раннепротерозойского литогенеза ( на примере северо-востока Балтийского щита). Л., Наука, 208 с.

94. Мельников Е.К., Петров Ю.В., Рябухин В.Т. и др. Онежский рудный район с уран-золото-платинометальными месторождениями. Разведка и охрана недр, 1993, N 8, с. 31-34.

95. Милановский Е.Е., 1976. Рифтовые зоны континентов. М.: Недра, 215 с.

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

97. Милановский Е.Е., 1999. Рифтогенез, геотектоническая цикличность и пульсации Земли. Рифтогенез, магматизм, металлогения докембрия. Материалы международной конференции. Петрозаводск, с. 97-98.

98. Миллер Ю.В., 1973. Некоторые общие закономерности структурной эволюции регионально метаморфизованных комплексов. Геотектоника, N 5, с. 83-93.

99. Миллер Ю.В., Милькевич Р.И., 1995. Покровно-складчатая структура Беломорской зоны и ее соотношение с Карельской гранит-зеленокаменной областью. Геотектоника, № 6

100. Минц М.В., Турченко С.И., 1999. Эволюционные ряды палеогеодинамических обстановок при формировании рудоносных структур Кольско-Карельской области. В кн: Металлогения геодинамических обстановок раннего докембрия. М., 1999, гл. 6, с. 171-198.

101. Миронюк Е.П., Любимов В.К., Магнушевский Э.П., 1971. Геология западной части Алданского щита. М.: Недра. 237с.

102. Митрофанов Ф.П., Яковлев Ю.Н., Балабонин Н.Л. и др. Кольская платиноносная провинция. Платина России. Т.4,1994.

103. Митрофанов Ф.П., Баянова Т.Б., Балабонин Н.Л. и др. 1997. Кольский глубинный раннедокембрийский коллизион: новые данные по геологии, геохронологии, геодинамике и металлогении. Вестн. С.-Петерб. Ун-та. Сер.7, вып.З, с. 3-15.

104. Михайлов Д.А., 1984. Высокотемпературные магнезиальные скарны. Гл. VII, п.2, в кн. Основы металлогении метаморфических поясов докембрия. Л. Наука, с. 195-202.

105. Михайлов Д.А., 1986. Критерии рудоносности метасоматитов докембрия. Л.: Наука, 112с.

106. Московченко Н.И., 1988. Джугджуро-Становая складчатая область. Раздел III в кн. Докембрийская геология СССР, с. 282-301.

107. Московченко Н.И., Турченко С.И., 1975. Метаморфизм кианит-силлиманитового типа и сульфидное оруденение (Северная Карелия). Л. "Наука", 137 с.

108. Моссаковский А.А., Пущаровский Ю.М., Руженцев С.В., 1998. Крупнейшая структурная ассиметрия Земли. Геотектоника, №5, с.3-18.

109. Негруца В.З., 1984. Раннепротерозойские этапы развития восточной части Балтийского щита. Л.: Недра.

110. Неймарк Л.А., Искандерова А.Д., Тимашков А.Н., Миронюк Е.П., 1984. Новые данные о возрасте пород и руд Ханинского апатитоносного района. ДАН СССР. Т.279. N3. С.713-717.

111. Неймарк Л.А., Ларин A.M., Яковлева С.З., Горховский Б.М.,1992. U-Pb возраст магматических пород Улканского грабена (юго-восточная часть Алданского щита).ДАН. Т.323. N.6. С.1152-1156.

112. Овчинников Л.Н. Прикладная геохимия. М., 1990.

113. Орлова Г.П., Рябчиков И.Д., Дистлер В.В., Гладышев Г.Д. Флюидная миграция платины при магматическом сульфидообразовании. Геология рудных месторождений. 1987, №1.

114. Орсоев Д.А., Конников Э.Г., Глотов А.И., Кислов Е.В. Нижний расслоенный горизонт Федорово-Панского габброидного массива (Кольский п-ов): строение, состав, характер распределения флюидной фазы // Геология и геофизика. 1977. Т.38, N11.

115. Пейве А.В., Синицин В.М., 1950. Некоторые основные вопросы учения о геосинклиналях. Изв. АН СССР, сер. геол. N 4, с. 28-52.

116. Петров Б.В., Макрыгина В.А., 1975. Геохимия регионального метаморфизма и ультраметаморфизма. Новосибирск. 342 с.

117. Перчук Л.Л., 1970. Равновесия породообразующих минералов. М., 391 с.

118. Перцов А.В., Гальперов Г.В., Антипов B.C., Турченко С.И., 1999. Космоструктурные критерии локализации рудных гигантов. Отечественная геология, N 6, с. 17-21.

119. Петров Б.В., Супруненко Е.И., 1994. Блоковое деление и глубинная структура Восточно-Европейского кратона. Геологический журнал, N 2, с. 1622.

120. Платина России. Т.2, кн.2. Под ред. В.П.Орлова. М., 1995.

121. Плюснина Л.П., Лихойдов Г.Г., Щека Ж. А., Сапин В.И., 1995. Исследование растворимости платины в водно-хлоридных растворах в присутствии различных буферных систем. Платина России. Т.2, кн.1. М., 1995.

122. Предовский А.А., 1970. Основные геохимические факторы формирования сульфидных медно-никелевых месторождений Печенги. В кн.: Материалы по геологии и металлогении Кольского полуострова. Апатиты, вып.1.

123. Пушкарев Ю.Д., 1990. Мегациклы в эволюции коро-мантийных систем. Л. Наука, 230 с.

124. Пушкарев Ю.Д., Кравченко М.П., Кравченко Э.В. и др., 1985. В. кн.: Новые данные по месторождениям никеля Кольского полуострова. С. 72-88.

125. Пущаровский Ю.М., 1995. Парадигмы в геологии. Природа. № 1. С. 33-42.

126. Рамберг И.Б., Нейман Э.Р. Континентальные рифты. М.: Мир, 1981.

127. Ризванова Н.Г., Левченков О.А., Богомолов B.C. и др., 1994. Сопоставление методик сепарации фаз цирконов для геохронологических целей. Геохимия. N7. С.1076-1087.

128. Розен О.М., Вишневский А.Н., Глуховский М.З,.,Турченко С.И. Строение земной коры Анабарского щита. М., Наука, 1986, 199 с.

129. Рундквист Д.В., Турченко С.И., 1990. Тектонические структуры докембрия Сибирской платформы и их рудоносность. Геология и геохронология докембрия Сибирской платформы и ее обрамления. Л., Наука, с. 7-20.

130. Рундквист Д.В., Митрофанов Ф.П. (Ред.), 1988. Докембрийская геология СССР. Л. "Наука", 440 с.

131. Рундквист Д.В., Турченко С.И., Дагелайский В.Б., Колычев Е.А., Ларин A.M., 1997. Металлогения и тектоника Сев. Евразии: Атлас карт металлогенической зональности (металлотекты и ГИС-технология - новый методологический подход). Докембрий Сев. Евразии, с. 91-92. С. Петербург.

132. Ручкин Г.В., 1984. Стратиформные полиметаллические месторождения докембрия. М. Недра, 237 с.

133. Рыбаков С.И., Голубев А.И., Слюсарев В.Д. и др., 1999. Металлогения Карелии. Петрозаводск.

134. Савицкий А.В., Афанасьева Е.Е., Титов В.К., 1995. Перспективы обнаружения промышленных платинометальных стратиформных месторождений в черных сланцах Онежской впадины. В кн.: Платина России, т. 2, кн. 2, с. 23-26.

135. Савицкий А.В., Громов Ю.А., Мельников Е.В., Шариков П.И., 1995. Урановое оруденение Лицевского района на Кольском полуострове (Россия). Геология рудных месторождений, N5, с. 403-416.

136. Салоп Л.И., 1982. Геологическое развитие Земли в докембрии. Л.: Недра, 344с.

137. Седых Ю.Н., Ступак В.М., Изоитко В.М., Никитичев А.П., Топоровский А.И., 2000. Федорово-Панское малосульфидное месторождение - крупнейший объект производства платиновых металлов. М. Геонформмарк, 76 с.

138. Семихатов М.А., 1993. Новейшие шкалы общего расчленения докембрияЖ сравнение. Стратиграфия. Гаологическая корреляция. Т.1, №1, с.6-20.

139. Семихатов М.А., Шуркин К.А., Аксенов Е.М. и др., 1991. Новая стратиграфическая шкала докембрия СССР. Изв. АН СССР. Сер. геол., N4, с. 316.

140. Семихатов М.А., Шуркин К.А., Беккер Ю.Р., Бибикова Е.И., Дук B.JL, Козлов В.И., Лобач-Жученко С.Б., Шульдинер В.И., 1992. Общая стратиграфическая шкала докембрия территории СССР. Отечественная геология, N10, с. 37-42.

141. Сергеев С.А., Левченков О.А., Лобач-Жученко С.Б., Яковлева С.З., 1989. 3,5 млрд лет - древнейший возраст, установленный для докембрия Балтийского щита. ДАН СССР, т. 308, N 4, с. 942-945.

142. Смолькин В.Ф., 1997. Магматизм раннепротерозойской (2.5-1.7 млрд лет) палеорифтогенной системы, северо-восток Балтийского щита. Петрология, т.5, №4, с.349-411.

143. Смолькин В.Ф., 1992. Коматиитовый и пикритовый магматизм раннего докембрия Балтийского щита. СПб. Наука. 272 с.

144. Смолькин В.Ф. Митрофанов Ф.П., Аведисян и др. Магматизм, седиментогенез и геодинамика Печенгской палеорифтогенной структуры. Апатиты, 1995, 235 с.

145. Смолькин В.Ф., Скуфьин П.К., Митрофанов Ф.П., Мокроусов В.А., 1996. Стратиграфия и вулканизм раннепротерозойской Печенгской структуры (Кольский полуостров). Стратиграфия. Геологическая корреляция, N1, с. 82100.

146. Соколов Ю.М., Глебовицкий В.А., Дагелайский В.Б.,., Турченко С.И. Металлогенические циклы в развитии метаморфических поясов докембрия СССР. В кн.: Обзорные карты и общие проблемы метаморфизма, т. 2. Новосибирск, 1972, с. 97-110.

147. Соколов Ю.М., Глебовицкий В.А., Турченко С.И., 1975. Генетическая классификация месторождений полезных ископаемых метаморфогенного типа. Сов. Геология, N2, с. 52-67.

148. Соколов Ю.М., Салье М.Е., 1984. Палингенно-метасоматические семейства пегматитовых формаций. Гл. VII, п.1, в кн. Основы металлогении метаморфических поясов докембрия. Л. Наука, с. 170-177.

149. Соколов Ю.М., Турченко С.И., Бушмин С.А., 1981. Геология и генезис Холодпинского месторождения. В кн: Геология месторождений полезных ископаемых докембрия. Л., Наука.

150. Соколов Ю.М., Турченко С.И., Салье М.Е., 1977. Проблемы изучения металлогенической модели докембрия. В кн.: Проблемы геологии раннего докембрия. Л., Наука, с. 109-117.

151. Сочава А.В., 1986. Петрохимия верхнего архея и протерозоя запада Витимо-Алданского щита. Л.: Наука, 1986. 144 с.

152. Судовиков Н.Г., Глебовицкий В.А., Другова Г.М., Крылова М.Д., Неелов А.Н., Седова И.С., 1965. Геология и петрология южного обрамления Алданского щита. Л.: Наука. 288 с.

153. Судовиков Н.Г., Глебовицкий В.А., Сергеев А.С., Петров В.П., Харитонов А.Л., 1970. Геологическое развитие глубинных зон подвижных поясов. Л.Наука.168 с.

154. Тейлор С.Р., Мак-Леннан С.М., 1988. Континентальная кора ее состав и эволюция. М. «Мир», 380 с.

155. Тектоника фундамента древних платформ, 1973. М., 148с.

156. Трофимов Н.Н., Голубев А.И., 2000. Геодинамические условия формирования и металлогения Онежской впадины. Руды и металлы, N5, 2000, с. 10-25.

157. Тугаринов А.И., Войткевич Г.В., 1970. Докембрийская геохронология материков. М., 432 с.

158. Турченко С.И., 1978. Металлогения метаморфогенных сульфидных месторождений Балтийского щита. Л.: Наука.

159. Турченко С.И., 1981. Сульфидно-никелевое рудообразование в метаморфических поясах. В кн.: Проблемы петрологии в связи с сульфидным медно-никелевым рудообразованием. М., с. 119-129.

160. Турченко С.И., 1983. Метаморфизм и минерагения углеродистой формации докембрия. В кн.: Геология и метаморфогенипое рудообразование докембрия Таймыра. ПГО Севморгеология, с. 87-92.

161. Турченко С.И., 1986. Закономерности размещения и поисковые критерии метаморфогенных медно-никелевых месторождений. В кн.: «Закономерности размещения и поисковые критерии метаморфогенных месторождений.»Киев, 1986, с. 124-137.

162. Турченко С.И., 1987. Докаледонский этап тектонического развития арх. Шпицберген как фундамента древней платформы. В кн.: Геология и перспективы рудоносности фундамента древних платформ. Л. Наука, с.222-231

163. Турченко С.И., Ефимов М.М., 1976. Особенности сульфидного оруденения Кандалакшско-Колвицкой структурной зоны в связи с металлогеническим прогнозом для Русской плиты. В кн.: Геология, петрология и металлогения

кристаллических образований Восточно-Европейской платформы. JL, Наука, т.2, с. 207-210.

164. Турченко С.И., Соколов Ю.М., 1984а. Углеродистая формация. В кн.: Основы металлогении метаморфических поясов докембрия. JL, Наука, 1984, гл.5, п.З, с. 165-169.

165. Турченко С.И., Соколов Ю.М., 1984. Формации реометаморфического класса. Гл. VI, в кн. Основы металлогении метаморфических поясов докембрия, Л. Наука, с. 170-177.

166. Турченко С.И., 1986. Метаморфические критерии при общей оценке рудоносности площадей. Тр. ВСЕГЕИ, новая серия, т. 235. Анализ рудоносности перспективных площадей Балтийского щита. Ред. Попов В.Е.

167. Турченко С.И., 1987. Докаледонский этап тектонического развития арх. Шпицберген как фундамента древней платформы. В кн.: Геология и перспективы рудоносности фундамента древних платформ. Л., Наука,с.222-231.

168. Турченко С.И. Анабарский щит. Докембрий Сибирской платформы. В кн.: Докембрийская геология СССР. Л. Наука, 1988, с. 207-222.

169. Турченко С.И., 2000. Малосульфидное платинометальное оруденение северо-запада РФ: тектонические и геохимические особенности новой минерально-сырьевой базы. В кн. «Геологическая служба и минерально-сырьевая база России на пороге XXI века», т.2, с. 207-208.

170. Турченко С.И., Буйко А.К., Семенов B.C. и др., 1992. Рифтогенная природа раннепротерозойского Северокарельского пояса и его металлогеническая специализация. Геодинамика и глубинное строение советской части Балтийского щита. Т.1, с.92-99.

171. Турченко С.И., Антипов B.C., Вострокнутов Е.П., Гальперов Г.В., Перцов А.В., 1997. Дистанционные и геологические свидетельства протерозойского рифта и размещения золоторудного оруденения в восточной части Балтийского щита. Исследования Земли из космоса. N3, с. 3-17.

172. Уиндли Б. (ред.), 1980. Ранняя история Земли. М. Наука, 620 с.

173. Хаин В.Е., 1985. Проблемы тектоники раннего докембрия. Изв. ВУЗ. Геология и разведка. № 12, с. 3-20.

174. Хаин В.Е., 1995. От тектоники плит к глобальной геодинамике. Природа. № I.e. 42-51.

175. Хаин В.Е., Божко Н.А., 1988. Историческая геотектоника. Докембрий. М., Недра, 322 с.

176. Федоровский B.C., 1985. Нижний протерозой Байкальской горной области. М.: Наука, 1985.200с.

177. Федотов Ж.А., 1985. Эволюция раннепротерозойского вулканизма восточной части Печенга-Варзугского пояса (петрохимический аспект). Апатиты, 119 с.

178. Филиппов Н.С., Голубев А.И., Иваников В.В., Турченко С.И., 1999. Платинометальное оруденение в истории геологического развития восточной части Балтийского щита. Вестник С.-Пб У-нта, сер. 7, вып. 1, с. 3-15.

179. Чернышев Н.М., 1971. Сульфидные медно-никелевые месторождения юго-востока Воронежского кристаллического массива. Воронеж, 1971, 311 с.

180. Чернышев Н.М., 1994. Перспективы платипоносности Воронежского кристаллического массива. В кн.: Геология и генезис месторождений платиновых металлов. М. Наука, 1994, с.242-257.

181. Чечеткин B.C., Федотова В.М., Трубачев А.И., 1984 Сравнительная характеристика месторождений медистых песчаников Кодаро-Удоканской зоны. Удокан (природные ресурсы, их освоение). Новосибирск: Наука, 1984. С.88-96.

182. Шаров Н.В., Виноградов А.Н., Галдин'Н.Е. и др., 1997. Сейсмологическая модель литосферы Северной Европы: Лапландско печенгский район. Апатиты. 226 с.

183. Шарков Е.В., Богатиков О. А., 1998. Механизмы концентрирования элементов платиновой группы в расслоенных интрузиях Карело-Кольского региона. Геол. рудн. месторождений, № 5, с. 419-439.

184. Шемякин В.М., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Ковач В.П., 1995. Этапы формирования континентальной коры Сутамского блока Алданской гранулит-гнейсовой области. Тез. докл. Совещания "Главнейшие рубежи геологической эволюции Земли в докембрии и их изотопно-геохимическое обоснование". С-Пб. ИГГД РАН, с.27.

185. Шульдинер В.И., Левченков О.А., Яковлева С.З., 2000. Верхний карелий в стратиграфической шкале России: выбор нижней границы и региональные подразделения стратотипической области. Стратиграфия. Геологическая корреляция, т. 8, № 8, с. 20-33.

186. Щеглов А.Д., Москалева В.Н., Марковский Б.А. и др., 1993. Магматизм и металлогения рифтовых систем восточной части Балтийского щита. СПб.: Недра, 244с.

187. Щербак Н.П., 1991. Стратиграфическая схема докембрия Украинского щита

и ее корреляция с общесоюзной и международной шкалой докембрия. Геолог, журн., No 4, с. 3-9.

188. Щербак Н.П., Артеменко Г.В., Бартницкая Е.Н. и др., 1989. Геохронологическая шкала докембрия Украинского щита. Киев, Наукова Думка, 144 с.

189. Щербина В.В., 1969. К геохимии сульфидной серы: взаимосвязь сульфидов и окислов. Геохимия, №5 с. 536-540.

190. Щербина В.В., 1972. К кристаллохимии сульфидов. Геохимия, №9, с. 10351040.

191. Яцкевич Б.А., Глухоедов Н.В., Филько А.С. и др. Проблемы развития минерально-сырьевой базы платиновых металлов России. В кн.: Платина России, 1994,Т. II, с. 227-248.

192. A discussion on the global tectonics in Proterozoic, 1976. Phil. Trans. Royal Soc. London, A280, N 1298, p.397-667.

193. Abzalov M. Z., Both R. A., 1997. The Pechenga Ni-Cu deposits, Russia: data on PGE and Au distribution and sulphur isotope composition. Mineralogy and Petrology, v. 61, p. 119-143.

194. Abouchami W, Boher M., Michard A, Albarede F., 1990. A major 2.1 Ga event of mafic magmatism in West Africa: an early stage of crustal accretion. J. Geophys. Res. V.95, B11, p. 17605-17629.

195. Alapieti,T.T, Filen,B.A., Lahtinen,J.J., Lavrov,M.M., Smolkin,V.F. and Voitsekhovsky,S.M., 1990. Early Proterozoic layered intrusion in the north-eastern part of the Fennoscandian Shield. Mineralogy and Petrology, 42, pp. 1-22.

196. Amelin Yu.A., Heaman L. M., Semenov V. S., 1995. U-Pb geochronology of layered mafic intrusions in the eastern Baltic Shield: implication for the timing and duration of Paleoproterozoic continental rifting// Precambrian Res. V. 75. P. 31-46.

198. Balashov Yu.A., Bayanova T.B., Mitrofanov F.P. Isotope data on the genesis of layered basic-ultrabasic intrusion in the Kola Peninsula and northern Karelia, northeastern Baltic Shield // Precambrian. Res. 1993. V. 64. P. 197-205.

199. Barnes S.J, Campbell I.H. Role of late magmatic fluids in Merensky-type platinum deposits: A discussion // Geology. 1988. Vol.16.

200. Baynova T.B., Mitrofanov F.P., 1999. Duration and timing of ore-bearing paleoproterozoic intrusion of the Kola Province. Abstr. Intern. Conf. "Early Precambrian: Genesis and evolution of continental crust", Moscow, 1999, p. 10-12.

201. Bernard-Griffits J., Peucat J.J., Postaire В., et al., 1984. Isotope data (U-Pb, Rb-Sr, Pb-Pb and Sm-Nd) of mafic granulites from Finnish Lapland. Precambrian Res., v. 23, p. 325-348.

202. Blake T.S., Groves D.I. 1987. Continental rifting and the Archean-Proterozoic transition. Geology, v. 15, p. 229-232.

203. Bovvring S.A., Huish Т., 1995. The Earth's early evolution. Sciences, v.269, p. 1535-1540.

204. Burke K., Dewey J.F., 1973. Plume-generated triple junctions: Key indicators in applying plate tectonics to old rocks/ J. Geol., v. 81, p. 406-433.

205. Campbell I.H., Naldrett A.J., BarnesS.J. A model for the origin of the platinum-rich sulfide deposits in the Bushveld and Stillwater Complexes. J. Petrol. 1983. Vol.24.

206. Chadwick J., 1992. Russia's Pechenganikel. Mining Mag., N 5, p. 270-274

207. Claesson S., 1987. Nd isotope data on 1.9-1.2 Ga old basic rocks and metasediments from the Bothnia Basin, central Sweden. Precambrian Res. V. 35, p. 115-126.

208. Condie K.C., 1982. Early and middle Proterozoic supracrustal successions and their tectonic settings. Am.J. Sci., v. 282, p.341-357.

209. Condie K.C. (Ed.), 1989. Plate tectonics and crustal evolution. N.Y., 476 pp.

210. Condie K.C. (Ed.), 1992. Proterozoic crustal evolution. ELSEVIER, 538 pp.

211. Corfu F., Andrews A.J., 1986. A U-Pb age for mineralised Nipissing Diabase, Gowganda, Ontario. Can. J. Earth Sci., 23, pp. 107-109.

212. Coveney R.M., Chen N. NI-Mo-PGE-Au rich ores in Chines black shales and speculation on possible analogues on the United States/ Mineral. Deposits, 1991, v.26, N 2, p. 83-88.

213. Crow C., Condie K.C., 1990. Geochemistry and origin of Early Proterozoic volcanic rocks from the Transvaal and Soutpansberg successions, South Africa. Precambrian Res. V. 42, p. 19-37.

214. Dankevich I.V., Pavlov Y.A., Parfenov L.M., 1969. The deep-seated structure of the southern border of the Aldan Shield in the area of the Chul'man basin. Geotectonics. V. 4. P. 258-263.

215. Davidson C.J., Large R.R. Gold metallogeny and the copper-gold association of the Australian Proterozoic//Mineral. Deposita. 1994, v. 29, p. 208-223.

216. Dazhong S., Wexing H., Min T. et al., 1990. Origin of late Archean and Early Proterozoic rocks and associated mineral deposits from the Zhongitao Mountains, east-central China. Precambrian Res. V. 47, p. 287-306.

217. DeMatties T.A., 1994. Early Proterozoic volcanogenic massive sulphide deposits in Wisconsin: an overview. Econ.Geol., v. 89, p. 1122-1151.

218. Etheridge M.A., Rutland R.W.R., Wyborn L.A.I., 1987. Orogenesis and tectonic processess in the early to middle Proterozoic of northern Australia. In: Proterozoic Lithospheric Evolution. Am. Geophys. Union, Geodyn. Ser., v. 17, p. 131-147.

219. Farrow C.E.G., Watkinson D.H. Alteration and the role of fluids in Ni, Cu and platinum group element deposition, Sudbery Igneous Complex Contact, Onaping-Levack area, Ontario // Mineralogy and Petrology. 1992. Vol. 46.

220. Frietsch R. and Perdhal J.A., 1989. Geochemical features of Early Proterozoic volcanites in the Aitik sulfide ore and some other sulfide and iron ores in Norbotten, Northern Sweden. Research Report, Lulea University of Technology.

221. Gaal G., 1990. Tectonic style of Early Proterozoic ore deposition in the Fennoscandian Shield. Precambrian Res., v. 46, p. 83-114.

222. Gaal G., Gorbatschev R., 1987. An outline of the Precambrian evolution of the Baltic Shield. Precambrian Res., V. 35, p. 15-52.

223. Gaal G., Sundblad K. Metallogeny of gold in the Fennoscandian Shield. Mineralium Deposita, 1990, v.25, N2, p.104-114.

224. Gaal G., Berthelsen A., Gorbatschev R., et al.,1989. Structure and composition of the Precambrian crust along the POLAR Profile in the Baltic Shield. Tectonophysics, v.162, p. 1-25.

225. Gale G. H., 1983. Proterozoic exalative massive sulphide deposits. Geol. Soc. of America. Memoir 161, p. 191-215.

226. Garrison J. R., 1981. Coal Creek serpentinite, Liano Uplift, Texsas: A fragment of an incomplete Precambrian ophiolite. Geology. V. 9, p.225-230.

227. Gavelin S., 1955. Sulfide mineralization in the Skellefte district, Northern Sweden and its relations to regional granitisation. Econ. Geol. v. 50, N 8.

228. Geijer P., 1964. On the origin of the Falun type of sulfide mineralization. G.F.S., f. 86, N516, pt.l, p.3-27.

229. Glebovitsky V.A., Drugova G.M., 1993. Tectonothermal evolution of the western Aldan shield, Siberia. Precambr. Res. 1993. V.62. P.493-506.

230. Geology and economic minerals of Canada, 1970. Geol. Surv. of Canada, Report 1, Economic Geology.

231. Green J.C., 1992. Proterozoic rifts. In: Proterozoic crustal evolution (K.C. Condie, ed.), p. 97-150.

232. Grip E., 1950. Lead and Zinc deposits in Northern Sweden. Intern. Geol. Congr. 18th sess. 1948. London, pt.VII, p. 362-369.

233. Gronvold F., Haraldsen H., 1952. On the phase relations of synthetic and natural

pyrothites (Fei.xS). Acta Chem. Scand., v.6, p. 1452-1469.

234. Hanski E.J., Smolkin V.F., 1989. Pechenga ferropicrites and other Early Proterozoic picrites in the eastern part of the Baltic Shield. Precambrian Res., v. 45, p. 63-85.

235. Helmstaedt H.H., Scott D.J., 1992. The Proterozoic ophiolite problem. In: Proterozoic Crustal evolution. K.E.Condie (ed.). Elsewier, 1992, p. 55-97.

236. Henriques A., 1966. Geology and ores of the Ammeberg district (Zincgruvan), Sweden. Ark. For Mineralogi och Geologi. Bd. 4, Hf. 1-3, p. 1-246.

237. Hoatson D.M., Sproule R.A., Lambert D.D., 1997. Are there Voisey's Bay-type Ni-Cu-Co sulphide deposits in the East Kimberley of Western Australia? AGSO Newsletter, 27, p. 17-19.

238. Honkamo M., 1987. Geochemistry and tectonic setting of Early Proterozoic volcanic rocks in northern Ostrobothnia, Finland. Geol. Soc. Spec. Papers, v. 35, p.59-68.

239. Hoffman P.F., 1985. Is the Camp Smith belt (Northern Quebec) a klipps? Canad. J. Earth Sci., v. 22, p. 136-1369.

240. Hoffman P.F., 1988. United plates of America, the birth of a craton: Early Proterozoic assembly and growth of Laurentia. Ann. Rev. Earth Planet. Sci., v. 16, p. 543-603.

241. Hoffman P.F., 1989. Speculations on Laurentia's first gigayear (2.0 to 1.0 Ga). Geology, v.17, p. 135-138.

242. Hoffman P.F., Bowring S.A., 1984. Short-lived 1.9 Ga continental margin and its

destruction, Wopmay orogen, northwest Canada. Geology, v. 12, p. 68-72.

243. Huhma H.,1986. Sm-Nd, U-Pb isotopic evidence for the origin of the Early Proterozoic Svecokarelian crust in Finland. Geol. Surv. Finl. Bull., v. 337, p. 1-48.

244. Huhma H., Cliff R., Pertunen V., Sakko M., 1990. Sm-Nd and Pb isotopic study of mafic rocks associated with Early Proterozoic continental rifting: the Perapohja schist belt in northern Finland. Contr. Mineral, and Petrol., 104, 369-379.

245. Huhtelin T.A., Alapieti T.T., Lahtinen J.J. The Paasivaara PGE reef in the Penikat layered intrusion, northern Finland. Mineralogy and Petrology. 1990. Vol. 42.

246. James H.L., 1983. Distribution of banded iron-formation in space and time. In: Iron formations: Facts and problems. Developments in Precambrian geology, v. 6, Elsevier, Amsterdam, p. 471-490.

247. James S.D., Pearce J.A., Oliver R.A., 1987. The geochemistry of the Lower Proterozoic Willyama Complex volcanics, Broken Hill Block, New South Wales. Geol. Soc. Special Publ., v. 33, p. 395-408.

248. Juve G., Stroseth L.R., Vetrin V.R., Nilsson L.R., 1995. Mineral deposits of the international 1:250000 map-sheet Kirkenes. Norges Geologiske Undersokels. Spec. Publ. 7. Geology of the astern Finmark - western Kola Peninsula region, p. 375-378.

249. Kahkonen Y., Geochemistry and tectonomagmatic affinities of the metavolcanic rocks of the Early Proterozoic Tampere Shist Belt, Southern Finland. Precambrian Res. V.35, p. 295-312.

250. Kahma A., 1973. The main metallogenic features of Finland. Bull. Geol. Surv. Finland, N 265, p. 1-36.

251. Kinloch E.D., 1982. Regional trends in the platinum-group minerals; of the Critical Zone of the Bushveld Complex, South Africa. Econ.Geol. Vol. 77, N 6.

252. Kontinen A., 1987. The Jormua mafic-ultramafic complex, northeastern Finland -an Early Proterozoic ophiolite. Precambrian Res. V.35, p. 313-341.

253. Korsman K., 1977. Progressive metemorphism of the metapelites on the Rantasalma-Sulkava area, southeastern Finland. Bull. Geol. Surv. Finland, N290, 82 p

254. Krapez В., 1993. Sequence stratigraphy of the Archaean supracrustal belts of the Pilbara Block, Western Australia. Precambrian Res., v.60, p. 1-45.

255. Kroner A., 1981. Precambrian Plate Tectonics. Developments in Precambrian Geology, v.8, p. 435.

256. Kruger F.J., Duane M.J., Whitelaw H.T. The c.2Ga Kheis tectonism in Southern Africa and associated MVT. Mineral Deposits: Process to Processing. Rotterdam, 1999, p. 1263-1266.

257. Kumazawa M., Maruyama S.,1994. Whole Earth tectonics. Journ. Geol. Soc. Japan. 1994. V.100. № 1. P. 81-102.

258. Kullerud G., 1963. Thermal stability of pentlandite. Canadian Mineralogist. Vol.7.

259. Kullerud G., Yoder H., 1957. The Fe-S system: stability relations of pyrite. Ann. Rep.Dir. Geoph. Lab. Carnegie Inst. 1956-1957, p. 187-191.

260. Larin A.M., Amelin Yu.V., Neymark L.A., Krymsky R.Sh., 1997. The origin of the 1.73-1.70 Ga anorogenic Ulkan volcano-plutonic complex, Siberian platform, Russia: inferences from geochronological and Nd-Sr-Pb isotopic data. An. Acad. Bras. Ci. V.69. N3. P.296-312.

261. Larue I.K., Sloss L.L. Early Proterozoic sedimentary basins of the Lake Superior region. Geol. Soc. Am. Bull., v. 51, pt. 11, p. 1836-1874.

262. Lewry J.F., Stauffer M.r. (Editjrs), 1990. The Early Proterozoic Trans-Hudson orogen of North America: Lithotectonic Correlation and evolution. Geol Assoc. Can. Spec. Pap., v. 37, 505 p.

263. Magnusson N.H., 1950/ Zinc and lead deposits in Central Sweden. Intern. Geol. Congr. 18th sess. 1948. London, pt.VII, p. 371-378.

264. McClay K.R., Campbell I.H., 1976. The structure and shape of the Jimberlina intrusion. Geol. Magazine, 113, pp. 129-139.

265. McCourt S. The crustal architecture of the Kaapvaal crustal block, South Africa, between 3.5 and 2.0 Ga: a synopsis // Mineral. Deposita. 1995, v. 30, 89-97.

266. McKenzie D., Bickle M.J., 1988. The volume and composition of melt generated by extension of the lithosphere. J. Petrol, v. 29, N 2, p. 625-679.

267. Mean J.K., Rogers J.J.W., Fullager P.D., 1992. Lead isotopic composition of the western Dharwar Craton: Southern Indiaevidence for distinct Middle Archaean terranes in a Late Archaean craton. Geochim. Cosmochim Acta, v.56, p. 2455-2470.

268. Melezhik V. A., Hudson-Edwards K.A., Green A.H., Grinenko L.N., 1994. Pechenga area - part 2: nickel-copper deposits and related rocks. Trans. Min. Metall. Sec. B, v. 103, p. B146-B161.

269. Melezhik V.A., Sturt В.A., 1994. General geology and evolutionary history of the Early Proterozoic Polmak-Pasvik-Pechenga-Imandra-Varzuga-Ust Ponoy greenstone belt in the northeastern Baltic Shield. Earth Sciences Reviews. V.36. P.205-241.

270. Mikkola A., 1963. On the sulfide mineralization in the Vihanti zinc deposit. Finland. Bull. Comm. Geol. Finl., N 205, p. 1-44.

271. Miller A.R., Turchenko S.I., 1995 Comparative Precambrian tectonics and metallogeny of the Churchill Province, Canadian Shield and Rarelia Province, Baltic Shield. Abstr. MAEGS 9, St-Petersburg, p. 69-70.

272. Mitrofanov F.P., Balashov Yu.A., Balagansky V.V., 1991. New geochronological data on lower Precambrian complexes of the Kola Peninsula. Correlation of Lower Precambrian formations of the Karelian-Kola region. Apatity, p. 12-16.

273. Mitrofanov F.P., Bayanova T.B., 1999. Duration and timing of ore-bearing Paleoproterozoic intrusion of Kola province. Mineral Deposits: Processes to Processing. Balkema, Rotterdam.

274. Miyashiro A., 1961. Evolution of metamorphic belts. J. Petrol. V.2, N 3, p. 277424.

275. Moorbath S., Windley B. (eds.), 1981. The origin and evolution of the Earth's continental crust. Phil. Trans. Royal Soc. London, A301, N 1461, p.185-487.

276. Myers J.S., 1995. The generation and assembly of an Archaean supercontinent: evidence from the Yilgarn Craton, Western Australia. Shec. Publ. Geol. Soc. London, v.95, p.143-154.

277. Naqui S.M. (Ed.), 1981. Precambrian continental crust and its economic Resources. Developments in Precambrian Geology, v.8.

278. Nelson D.O., Morrison D.A., Phinney W.C.,1990. Open-system evolution versus source control in basaltic magmas: Matachevan-Hearst dike swarm, Superior Province, Canada/ Can. J.Earth Sci., 27, pp.767-783.

279. Nutman A.P., Gavrikova S.N., Chernyshev I.V., 1991. Late Archaean crust formation and Mid-Proterozoic reworking in the Stanovik block of the Aldan Shield, USSR. Geol. Dept. Univ. Extension. University of W.Australia. Publ. 22. P.89-97.

280. Nutman A.P., Chernyshev I.V., Baadsgaard H., Smelov A.P., 1992. The Aldan shield of Siberia, USSR: the age of its Arhaean components and evidence for widespread reworking in the mid-Proterozoic. Precambr. Res. V.54. P. 195-210.

281. Ohnenstetter M. Platinum group element eurichment in the upper mantle peridotites of the Monte Maggoriore ophiolitic Massif ( Corsica, France ):

Mineralogical evidence for ore-fluid metasomatism // Mineralogy and Petrology. 1992. Vol.46.

282. Pankaa H.S., Vanhanen E.J., 1992. Early Proterozoic Au-Co-U mineralization in the Kuusamo district. Northeastern Finland. Precambrian Research, v. 58, N 1-4, p.387-400.

283. Park R.G., 1997. Early Precambrian plate-tectonics. South Afr. J. Geol., v. 100, 23-35.

284. Park A.F., Bowes D.R., Halden N.M. and Koistinen T.J., 1984. Tectonic evolution at an Early Proterozoic continental margin: the Svecokarelides of eastern Finland. J. Geodyn., v.l, p. 359-386.

285. Patchett P.J., Arndt N.T., 1986. Nd isotopes and tectonics of 1.9-1.7 Ga crustal genesis. Earth Planet. Sci. Lett., v. 78, p. 329-338.

286. Patchett J., Kouvo 0., 1986. Origin of continental crust 1.9-1.7 Ga age: Nd isotopes and U-Pb zircon age in the Svecokarelian terrain of South Finland. Contrib. Mineral. Petrol., v. 92, p. 1-12.

287. Patchett J., Todt W. and Gorbatschev R.,1987. Origin of continental crust of 1.9 -1.7 Ga age: Nd-isotopes in the Svecofennian orogenic terrains of Sweden. Precambrian Res., v.35, p.145-160.

288. Pearce J.A., Cann J.R., 1973. Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analysis. Earth Planet. Sci. Lett., v. 19, p. 290-300.

289. Pearce Т.Н., Gorman B.E., Barket T.C., 1977. The relationship between major element chemistry and tectonic environment of basic and intermediate volcanic rocks. Earth Planet. Sci. Lett., v.36, p. 121-132.

290. Pearson D.G., Snyder G.A., Shirey S.B., Taylor L.A., Carlson L.A., Sobolev • N.V., 1995. Archaean Re-Os age for Siberian eclogites and constraints on Archaean

tectonics. Nature, 1995, v.374, p. 711-713.

291. Pei Rongfu, Xiong Qunyao, Wu Liangchu, 1997. Tectonic and evolution of Precambrian metallogenic province in China. Proc. 30th Int Geol. Congr. V.9. p. 1530.

292. Peltonen P., Koistinen A., Huhma H., 1996. Petrology and geochemistry of metabasalts from the 1.95 Ga Jormua Ophiolite, northeastern Finland. J. Petrology, v. 37, N6, p. 1359-1383.

293. Percival J.A., Stern R.A., Skulski Т., Card K.D., Mortensen J.K., Begin N.J., 1994. Minto block, Superior Province: missing link in deciphering assembly of the craton at 2.7 Ga. Geology, v.22, p. 839-842.

294. Pharaoh Т.С., Brewer T.S., 1990. Spatial and temporal diversity of the Early proterozoic volcanic sequence comparasion between the Baltic and Laurentian Shields. Precambrian Res. V.47, p. 169-189.

295. Pharaoh T.C., Pearce J.A., 1984. Geochemical evidence for the geotectonic setting of Early Proterozoic metavolcanic sequences in Lapland. Precambrian Res. V.10, p. 283-309.

296. Pharaoh T.C., Warren A., Walsh N.J., 1987. Early Proterozoic metavolcanic suites of northernmost part of the Baltic Shield. Geol Soc. Spec. Publ. V. 33, p. 41-58.

297. Pushkarev Yu.D., 1999. The nature of super-large ore deposits: A crust-mantle interaction within a mantle. Mineral Deposits: Process to Processing. Eds. Stanley at al. Balkema, Rotterdam, p. 1345-1348.

298. Rapp P.R., Watson T.B., Viller C.F. Partial melting of amphibolite, eclogite and the origin of Archaean trondjemites and tonalites // Precambr. Res. 1991. Vol.51.

299. Reid D.I., Welke H.J., Erlank A.J., Moyes A., 1987. The Orange River Group: a major Proterozoic calcalkaline volcanic belt in the western Namaqu Province, southern Africa. Geol. Soc. London, Spec. Publ., v. 33, p. 289-309.

300. Richardson S.H., Gurney J.J., Ehralnk A.J., Harris J.W., 1984. Origin of diamonds in old enriched mantle. Nature, v.310, p. 198-202.

301. Roscoe S.M., Card K.D., 1992. Early Proterozoic tectonic and metallogeny of the Lake Huron region of the Canadian Shield. Precambrian Research, v.58, p. 99-120.

302. Rosen O.M., Condie K.C., Natapov L.M., Nozhkin A.D., 1994. Archean and early Proterozoic evolution of the Siberian craton: a preliminary assessment. Archean crustal evolution (edit. K.C.Condie). Elsevier. Amsterdam-Lausanna-NewYork-Oxford-Shannon-Tokyo. P.411-459.

303. Rozen O.M., Fedorovsky V.S., 2000/ Origin of collisional granites and granite -gneiss domen. In Geodynamic and Metallogeny: Theory and Indications for Applied Geology. M. 2000. P. 13-30.

304. Sarkar A.N., 1982. Precambrian tectonic evolution of Eastern India: a model of converging microplates. Tectonophysics. V. 86. P. 363-397.

305. Scott S.D., 1973. Experimental calibration of the sphalerite geobarometer/ Econ. Geol., v. 68, p. 466-474.

306. Sims P.K., Card K.D., Lumberg S.B., 1990. Evolution of Early Proterozoic basins of the Great Lake Region. Geol. Survey of Canada. Vol. 81-10, p. 379-397.

307. Shaw D.M., 1973. Interpretation geochemique des elements en traces dans les roches cristallines. Paris, 237 p.

308. Smith Т.Е., 1992. Volcanic rocks of Early Proterozoic greenstone belts. In; Proterozoic crustal evolution. (Ed. Condie K.C.). Elsevier. P.7-54.

309. Southwick D.L., Halls H.C., 1987. Compositional characteristics of the Kenora-Kabetogama dyke swarm (Early Proterozoic), Minnesota and Ontario. Can. J.Earth Sci., 24,2197-2205.

310. Stanley et. al. (ed) Mineral Deposits: Processes to Processing, 1999, Balkema, Rotterdam, ISBN 90 5809 068X, pp.251 - 255.

311. Stumpfel E.F., Tarkian M. Platinum genesis: new mineralogical evidence // Econ. Geol. 1977. Vol. 71, N7.

312. Sutton J., Windley B.F. (eds.), 1973. Discussion on the evolution of the Precambrian crust. Phil. Trans. Royal Soc. London, A273, N 1235, p. 315-581.

313. Sylvester P.J., Atton K., 1992. Lithostratigraphy and composition of 2.1Ga greenstone belts of the West African Craton and their bearing on crustal evolution and the Archean-Proterozoic boundary. Journ. of Geology, v.100, p377-393.

314. Syme E.S., Bailes A.H., 1993. Stratigraphic and tectonic setting of Early Proterozoic volcanogenic massive sulfide deposits, Flin Flon, Manitoba. Econ. Geol., v. 88, p. 566-589.

315. Tankard A.J., Jackson M.P.A., Eriksson K.A. et al., 1982. Crustal evolution of Southern Africa. Springer-Verlag, N.Y., 523 pp.

316. Taylor L.A., Kullerud G., 1971. Mineral assamblages in the Cu-Fe-S-0 system. Ann. Rep. Dir. Geoph. Lab. Carnegie Inst. Year Book 69, p. 315-318.

317. Taylor S.R., 1964. Abundance of chemical elements in continental crust: a new tables. Geochem. et Cosmochem. Acta, v. 28, N 8, p. 1273-1285.

318. Taylor S.R., 1987. Geochemical and petrological significance of the Archaean-Proterozoic boundary. Geol. Soc. Spec. Publication. N 33,3-8.

319. Titley S.R., 1993. Relationship of stratabound ores with tectonic cycles of the Phanerozoic and Proterozoic. Precambrian Research, v. 61, p. 295-322.

320. Turchenko A.S., Bogomolov E.S. 1997. Sm-Nd isotope dates of anorthosite-hosted rhythmic horizons in the Pansky Tundra layered intrusion, NW Russia. Mineral Deposits: Reserarch and exploration where do they meet? Proc. of 4th Biennial SGA Meeting, Turku, Finland. Ed. H. Papunen. Balkema.

321. Turchenko A.S., Bogomolov Eu.S., Turchenko S.I., 1998. Petrologic and Isotope Geochemical Features of PGE -bearing Horizons in the Pansky Tundra layered Intrusion (2.5 Ga), Fennoscandian Shield, Russia. International Platinum (Eds. N.P.Laverov & V.V.Distler), Theophrastus Publications. St.-Petersburg-Athens, p. 71-78.

322. Turchenko S.I., 1992. Precambrian metallogeny related to tectonics in the esatern part of the Baltic Shield. Precambrian Research. V. 58, p. 121-141.

323. Turchenko S.I., 1999. Wollastonite of Russia and CIS countries: Short inventory and application aspect. Industrial Minerals: Deposits and new Developments in Fennoscandia. Proc. International Conference. Petrozavodsk. P.46-48.

324. Turchenko S.I., Dagelaysky V.B., Chesalov L.E., Mitrakova O.V., 1997. Precambrian metallogeny and tectonics of Northern Eurasia: Atlas of metallogenic zoning (metallotects and GIS-technology - a new methodological approach). Abstr. Geological cartography and geoinformation systems for land and environmental planning in European Regions. Barselona, Spain, 1997.

325. Turchenko S. I., Semenov V.S., Amelin Yu.V. and other, 1991. Early Proterozoic riftogenic belt of Northern Karelia and types of the Cu-Ni, PGE and Cu-Au mineralization. New ore types in Northern Fennoscandia. Geol. Foren. Stockholm

^ Forh., 113, p. 70-72.

326. Turchenko S.I., Felitsin S.B., 1997. Enrichment of Co in sedimentary organic matter: a first step of Co-bearing sediment hosted stratiform sulphide deposits. In: Mineral Deposits: Research and Exploration. Where do they met? Balkema, Rotterdam, p. 123-124

, 327. Varma A., 1954. The copper-lead-zinc ore deposit of Orijarvi. Geologinen

Tutkimus. Geotek. Yulk., v. 55, p. 17-19.

328. Vivallo W., Claesson L., 1987. Intra-arc rifting and massive sulphide ъ mineralization in an early Proterozoic volcanic arc. Geol. Soc. London, Spec. Publ. V. ^ 33, p. 69-80.

329. Vogel D.C., James R.S., Keays R.R. et al., 1997. PGE-Cu-Ni mineralization and potential of the Agnew intrusion, Ontario, Canada. 4th Biennial SGA Meeting, Turku, Finland, p. 513-516.

330. Vogel D.C., Vuollo J.I., Alapieti T.T., James R.S., 1998. Tectonic, stratigraphic and geochemical comparisons between ca. 2500-2440 Ma mafic igneous events in the Canadian and Fennoscandian Shields. Precamb. Research, v.,92, N 2, p. 89-116.

331. Walraven F., Armstrong R.A., Kruger F.J., 1990. A chronostratigraphic ^ < framework for the north-central Kaapvaal craton, the Bushveld Complex and the

Vredeford structure. Tectonophysics, v. 171, p. 23-48.

332. Ward P., 1987. Early Proterozoic deposition and deformation at the Karelian craton margin in southeastern Finland. Precambrian RES. V. 35, P.71-93.

333. Weaver B.L., Tarney J., 1981. The Scouire dyke suite: petrogenesis an geochemical nature of the Proterozoic sub-continental mantle. Contrib Mineral. Petrol., 78, pp. 175-188.

334. Wedepohl K.H., 1967. Geochemie. Sammulung Goshen, B. 1224,221 p.

335. Wilson J.T., 1989. The origin of continents and Precambrian history. Royal Soc. Canada Trans., v. 43, ser.3, sec. 4, p. 157-185.

336. Wilson A.H., Prendergast M.D., 1989. The Great Dyke of Zimbabwe. In: Magmftic Sulphides - Zimbabwe Volume. London, pp. 1-20.

337. Wilson M.R., Hamilton P.J., Fallick A.E., Aftalion M. and Michard A., 1985. Granites and Early Proterozoic crustal evolution in Sweden: evidence from Sm-Nd, U-Pb and О isotope systematics. Earth Planet. Sci. Lett., 72: 376-388.

338. Windley B.F., 1992. Protrozoic collisional and accretionary orogens. In: Proterozoic crustal evolution. Condie K.S.(Ed.).Elsevier.

339. Wybom L.A.I., Page R.W., Parker A.J. Geochemical and geochronological signatures in Australian Proterozoic igneous rocks. Geochemistry and mineralization of Proterozoic volcanic suites. Geol. Soc. Spec. Publ., V. 33, p. 377-394.

340. Yao Y., Robb L.J. 2000. Gold mineralization in paleoproterozoic granitoids at Obuasi, Ashanti region, Ghana. South African Journ. of Geology. V.103, p. 255-278.

341. Yong G.M., 1983. Tectono-sedimentary history of Early Proterozoic rokcs of the northern Great Lake region. Geol. Soc. Am. Mem., 160, p. 15-32.

г 342. Yund R.A., Kullerud G., 1966. Thermal stability of assemblages in the Cu-Fe-S

^ < system. J. Petrol., v.7, N3, p. 454-488.

343. Zwaan K.B., 1995. Geology of the West Tromse basement complex, northern Norway with emphasis on the Senja shear belt. NGU Bulletin. № 427. P.33-36.

Информация о работе

Турченко, Станислав Иванович
доктора геолого-минералогических наук
Санкт-Петербург, 2003
ВАК 25.00.11

Диссертация

Металлогения рудоносных тектонических структур раннего протерозоя - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы