Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Пространственно-временные закономерности соскладчатого гранитообразования докембрия

ВАК РФ 25.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Пространственно-временные закономерности соскладчатого гранитообразования докембрия"

На правах рукописи

ПИРИ Светлана Дмитриевна

ПРОСТРАНСТВЕННО-ВРЕМЕННЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ СОСКЛАДЧАТОГО ГРАНИТООБРАЗОВАНИЯ ДОКЕМБРИЯ

Специальность 25.00.01 - Общая и региональная геология

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

□□31-73 132

Москва - 2007

003173192

Работа выполнена на кафедрах геологии и месторождений полезных Ископаемых и их разведки Инженерного факультета Российского университета дружбы народов

Научный руководитель:

доктор геолого-минералогических наук, профессор Долгинов Е А

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук Цейслер В М доктор геолого-минералогических наук Межеловский Н В

Ведущая организация:

ФГУП В/О «Зарубежгеология»

Защита диссертации состоится ноября 2007 г в 15 часов на заседании диссер1ационного совета К 212 203 03 в Российском Университете дружбы народов но адресу 117198, Москва, ул Орджоникидзе, д 3, ауд 440 (5 этаж)

С диссертацией можно ознакомиться в Научной библиотеке Российского университета дружбы народов по адресу 117198, Москва, ул. Миклухо-Маклая, д 6

Автореферат разослан октября 2007 г

Ученый секретарь диссертационно! о совета кандидат геолого-минералогически наук, X/ доцент

Дьяконов В В

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность работы заключается в обосновании ответов на два фундаментальных вопроса 1) чем отличались тектонические обстановки соскладчатого гранитообразования в докембрии, проявившегося в форме а) ишрузивного магматизма, б) гранитизации с образованием купольных структур1? 2) почему гранитообразование первого типа всегда завершало геотектонические циклы развития складчатых сооружений докембрия (так же как и в фанерозое)1?

Цель исследования заключалась в выявлении пространственно-временных закономерностей соскладчатого гранитообразования докембрия и создании моделей его развития в эндогенных системах тектонически и магматически активных структур

Задачей исследования являлось изучение структурного положения и эволюционных изменений характера интрузивного гранитообразования в складчатых сооружениях докембрия, соотношения разных типов соскладчатого гранитообразования докембрия с «догранитными» комплексами и структурами этого возраста

Фактической основой исследования послужили многочисленные материалы, опубликованные зарубежными и отечесшенными авшрами Акценг сделан на махериалы зарубежных авторов по геологии докембрия, в первую очередь древних пла1форм Гондваны и, особенно, Африки

Научная новизна работы заключав юя в обосновании тектонических обстановок для алло- и автохюнною типов синтектонического 1раниюобразования докембрия, общей для этого времени пространственно-временной закономерности и глубинной тектонической модели интрузивного гранитообразования, независимости последнего от I е кто н и чос ко и природы

(синокеанической, эпикошинентальной) подвижных структур докембрия

Практическая значимость работы выражается, по крайней мере, в двух аспектах По типу гранитоидов могут быть определены первичная (троговая) или вторичная (реликтовая) природа зеленокаменных поясов докембрия, характеризующихся первые -высокой и вторые - ушетенной металлогенией По положению в складчатой структуре гранитно-зеленокаменных областей докембрия могуг быть выделены юны распрос! ранения более металлоносных мелано- и мезократовых интрузивных гранитов

Личный вклад автора заключается в сборе, систематизации, сравнительном анализе многочисленных материалов, опубликованных, главным образом, зарубежными и отечественными авторами по гранитоидам и геолоши складчатых сооружений докембрия, обосновании выдвинутых положений

Апробация работы произведена в форме докладов, сделанных в 2003, 2004 гг на двух ежегодных научно-тектонических конференциях преподавателей и аспирантов Инженерного ф-та РУДН, на VIII Международной конференции РГГРУ «Новые идеи в науках о Земле» 2007 г

Внедрение результатов. Главные положения работы и их обоснование вошли в цикл лекций профессора РУДН Е Л Долгинова по курсу «Геотектоника», могут быть использованы при составлении металлогснических и тектонических карг докембрия

Структура и объём работы. Диссертация состоит из Введения, двух главных разделов по обоснованию выдвинутых положений, Заключения, имеет объем 116 стр , включает 72 иллюстраций Список использованной литера!уры включает 88 публикаций большей частью зарубежных авторов

Положение I.

В докембрии синтектонический (соскладчатый) интрузивный гранитоидный магматизм развивался в пространственной ассоциации с зеленокаменными поясами порогового типа и смещался от них на поднятия дозеленокаменных (инфракрустальных) комплексов с увеличением масштабов и уменьшением меланократовости Эта закономерность гранитоидного магматизма была обусловлена миграцией очагов плавления от мантийной области в открытых (разломных) системах до верхнекратовой области в закрытых (блоково-глыбовых) системах

Это положение обосновывается на примерах складчатых сооружений докембрия двух главных тектонотипов разного возраста (раннего и позднего архея, раннего и позднего протерозоя) гранитно-зеленокаменных облас!ей в щитах изометричных кратонов и некоторых поясов складчатости протерозоя, обрамляющих и разделяющих архейские кратоны Акценг сделан на Африку, где складчатые сооружения обоих 1ектонотипов представлены наиболее мно[ ообразно и всеми возрастными 1 енерациями

Для раннего архея наиболее преде швшельной является гранитно-зеленокаменная область Свазилендскою щита ЮжноАфриканского кратона Центральное положение в ней занимает хорошо изученный зеленокаменный пояс Барбертон Разрез состоит из трех толщ нижний вулканический (группа Онвервахг 3,57 - 3,5 млрд лет), средний вулканогенно-осадочный (группа Фиг-Три 3,5 - 3,2 млрд лет) и верхний осадочный молассового типа (группа Модис 3,2 млрд лет) Толщи разделены угловыми несогласиями, из которых более значительным является верхнее

Наличие даек и силлов ультраосновных пород в группе Онвервахт, а также молассоидов группы Модис, указывает, соотве!с1венно, ¡га сопряженность пояса Барбертон с, глубокими

сквозькоровыми разломами и его автономное раэвшие в виде троговой сфуктуры как до, так и после главной (предорш енной) фазы складчаюсти, которая произошла во время внедрения диорит-гранодиоритов Узубу (3,2 млрд лет), а затем главных батолитовых гранитов Мпулузи (3,1 млрд лег). Граниты обеих генераций прорывают преимущественно древнейший (дозеленокаменный) мигматито-гнейсового комплекса Тугела (>3,5 млрд лет), но первые вблизи эеленокамснного пояса, а вторые на большем расстоянии от него (\Vestraat а1 2005)

Сходная картина в размещении и последовательности формирования син тектонических гранитов архея наблюдается в фундамеше Зимбабвийского кратона, вскрытого большей частью в ег о крупном щитовом поднятии

Здесь граниты позднего архея прорывают древнейший (тн «досебаквийский») гнейсовый комплекс (> 3,6 млрд лет) и лишь на небольших участках «вторгаются» в пределы разноориентированных зеленокаменных поясов раннего (-3,0 млрд лет) и позднего (2,7 - 2,6 млрд лет) архея, сложенных вулканогенно-осадочными толщами серий Нижний и Верхний Ьулавай соответственно (рис 1)

Из примерно 50 разноориентированных зеленокаменных поясов около 15 из них содержат в своих разрезах верхние молассового типа толщи (серию Шамва), отделенные от более древних суиракрусгальных пород угловым несогласием Разрезы отдельных поясов отличаются не только наличием или отсутствием серии Шамва, но также строением более древних вулканогенно-осадочных толщ и, в частности, соотношением изверженных пород разного состава Судя по этому, т н Булавайские зеленокаменные пояса имею г первично-троговое происхождение.

Рис.1. Схема геологического строения позднеархейского фундамента кратона Зимбабве (Geological Map ol" Zimbabwe, 1994).

1 - отложения платформенных комплексов раннего протерозоя, позднего палеозоя; 2 — протерозойские пояса складчатого обрамления кратона; 3 -ультрабазит-базиты позднего архея Великой Дайки Зимбабве (2.5 млрд. лет); 4 -с и тектонические гранитоиды позднего архся (2,7 - 2.6 млрд. лет); 5 -нулканогенно-осадочные толщи зеленокаменных поясов, главным образом. Булавайских (3,0 - 2,7 млрд. лет); 6 - "дозелснокамснный" (доссбаквийский) мигмач ичо-тейсовый комплекс кагархея (>3,5 млрд. лет); 7 - фронтальные надвиги протерозойских складчатых поясов обрамления кратона Зимбабве.

Относительно более поздние и лейкократовые граниты Чилиманзи расположены в центральных частях огромных батолитов, тогда как периферийные части последних образуют более ранние мезократовые граниты. Это указывает на миграцию позднеархейского гранитоидного магматизма от зеленокаменных поясов с вероятным уменьшением глубины базовых уровней их выплавок.

Сходные пространственно- (структурно)- возрастные соотношения между синтектоническими гранитами и

зеленокаменными поясами автономного развития выявлены в фундаментах раннепротерозойских крагонов. Одним из наиболее показательных «африканских» примеров этого является восточная часть Гвинейского щита Западпо-Африканского кратона в пределах территории Ганы (рис.2).

Рис.2. Схема геологического строения фундамента архейско -раниенрогерозойского Западно-Африканского кратона в Южной Гане (НЫсв,

1992).

1 - верхнснротерозойские отложения чехла синеклизы Вольта; 2 - панафриканские (" 600 млн. лет) структуры Лтакорского пояса складчатости; 3 - 5 -метаморфические породы \>бурпид (ранних иротероизоид): 3 - мстамолассоиды серии Тарква, 4 - метапеаммопелиты серии Бирим, 5 - метавулканиты серии Ьирим (породы зелепокамеиных поясов); 6 - гранулиты Дагомейского комплекса (1800 - 1600 млн. лет); 7 - 8 - эбурнейские сиатектопические гранитоиды: 7 -грани гоиды Кейп Коает «басеейного типа» (2116 - 2088 млн. лет), 8 - граниты Диксков «поясного» типа (2170-2150 млн. лет).

В эбурнидах (ранних иротерозоидах) этого района распространены метаморфические толщи серии Бирим, представленной толщами двух формационных типов преимущественно метавулканические и метаосадочные Вулканические толщи содержат метабазальты, метаандезиты и их туфы, образуют узкие зеленокаменные пояса С наиболее крупными из них совпадают прогибы, сложенные умеренно дислоцированными молассоидами серии Тарква Последние залегают на метавулканитах Бирима большей частью с резко выраженным угловым несогласием и в крупнейшем пояс Престеа-Кононго прорваны позднее- и послескладчатыми долеритами с возрастом 2,0 — 1,9 млрд лет Складчатые толщи Бирима другого типа, отчастим флишевого строения, состоят из псаммо-пелитов, туфов, туффитов, кремнистых аргиллитов и других террш енных пород, распространены на значительно более обширных пространствах за пределами зеленокаменных поясов Согласно последним представлениям, метвулканические и метаосадочные толщи Бирима являются или одновозрастными, или имеют смещающиеся по латерапи стратиграфические соотношения

Отличительные особенности строения главных, вулканических юлщ в отдельных эбурнейских зеленокаменных поясах - наличие в некоторых из них «унаследованных» синоро! енных прогибов, до- и послескладчатых базитовых ишрузий - свидетельствуют в совокупности об автономном развитии этих структур и их принадлежности первично-троговому типу Области распространения метаосадочных толщ Бирима соответствуют менее подвижным структурам ранних протерозоид, с чем согласуется наличие среди них выходов ремобилизованных мигматито-гнейсов архея

Складчатые толщи Бирима прорваны батолитами сишектонических грани ¿ов, среди котрых выявлены 1<жже две

генерации К более ранней 1енерации относятся тн «поясные» тоналиты и i рано-диориты Диксков, прорывающие метавулканические толщи зеленокаменных поясов (2150 - 2170 млн лет) Они образуют относительно меньшие по размерам линейные массивы Более поздними являются т н «бассейновые» грано-диориты и лейкократовые граниты Кейп Коаст, интрудировавшие в метаосадочные толщи Бирима (2116 - 2088 млн лет) Ими сложены главные эбурнейские батолиты

Граниты ранней генерации близвозрастны вулканитам верхних частей разрезов зеленокаменных поясов эбурнид и являются, таким образом, последними проявлениями магматической активности этих троговых структур Последующий «выход» процессов iранитообразования в осадочные бассейны Бирима, те на более усюйчивые структуры раннего протерозоя, происходил во временном интервале около 90 млн лет (Hirdes, 1992)

Примерами сходного «поведения» гранитоидного магматизма в CTpyKiypax ранних протерозоид являются Южно-Ангольский щит (Dalberg, 1983), Канадский щит (De Matlies, 1994), Балшйский щш (в севеной часш Швеции - Qhlandcr et al, 1987 в Фичдяндии -Loukola-Ruskeeniemi, 1999, в Кольском районе России - Казанский Исанина и др, 2002, Становом хребте - Петров, 1995) и др

Принципиально аналогичные эволюционные закономерности диагносiированы во многих складчатых сооружениях позднего протерозоя, причем как в гранитно-зеленокаменных областях (Аравийско-Нубийский щит), так и в поясах складчатости (Дамарский и Саяно-Енисейский пояса)

Позднепрогерозойская (пан-африканская) структура Аравийско-Нубийского щита хорошо изучена в Восточной пустыне Египта и Красноморских горах Судана (рис 3)

•! > -'.5678910

10 0 ЮКда

Рис.3. Геологическая карга одного из районов Восточной пустыни Нгипта (ОЬаха1а, 1985).

I - четвертичные осадки; 2 - щелочные базальты Вади Наташ (мел); 3 -Нубийские песчаники (нижний мел); 4 - меловые щелочные граниты; 4 - 7 -комплексы пан-африканского фундамента: 4 - Докхапские вулканиты (венд). 5 -древние Шаитанские граниты (терминальный рифей), 6 - метагаббро -диоритовый комплекс (поздний рифей), 7 - серпентиниты, офиолиты (начало позднего рифея); 8 - метавулканиты зеленосланцевых поясов (средний, верхний рифей); 9 - допозднепротерозойские гнейсы серии Митик: 10 - разломы.

В этих районах наиболее древними являются гнейсы и мигматито-гнейсы архея - раннего протерозоя (группа Хамис-Мусиайб в Египте, серии Кашебиб, Оди в Судане). Они образуют массивы, разделяющие зеленокаменные пояса позднего протерозоя. Разрезы последних отличаются набором и объемами вулканических пород разного состава. Одним из наиболее изученных является пояс Ариаб в Красноморских горах. В его разрезе выделены два комплекса.

Нижний улырамафшовый комплекс Ошиб предо швлен ассоциацией серпентинитов, лиственитов, талькитов, основных интрузий, базалыов, железо-кремнистых и других сланцев и метаосадочных пород Комплекс образует зоны шириной в несколько десятков сотен метров и протяженностью в несколько десятков километров Породы смяты в очень сложные складки и интенсивно рассланцованы, вероятно, вдоль пологих надвигов или чешуйчатых срывов Они испытали первую деформацию до накопления вышележащею вулканогенно-осадочного комплекса Ариаб-Арбаат

В комплексе Ариаб-Арбаат (снизу вверх) залегают основные вулканиты (свита А), андезиты и дациты (свита Б), риолиты и риодациты с туфами (свита С), основные и средние лавы (свита Д), незакономерно чередующиеся вулканокласты, граувакки и парасланцы (свита Е) Свита А образована флюидными базальтами, пиллоу-лавами и основными пирокластами различных фаций Ье основание, а в связи с этим и полная толщина, неизвестны С этими породами ассоциируют дайки, силы, габбро и мелкие плутоны кварцевых диоритов, преде твляющие собой большей частью субвулканические тела Андезиты и дациты свиты В составляют главную часть вулканического разреза комплекса Ариаб-Арбаах Кислые вулканиты свиты С представлены лапиллиевыми и пепловыми туфами, туфо-брекчиями, риолитами, риодацитамим и игнимбритами Свита Д сложена андезито-базальтами, спилитами, пиллоу-лавами, альбитофирами, туффитами, переотложеннымл туфами с пластами полигенных конгломератов, содержащих валуны андезитов, риолитов, мраморов и диоритов

Главная пан-африканская деформация пород серий Ошиб, Ариаб-Арбаат и одновозрасгных с ними вулканогенно-осадочных толщ в других районах Аравийско-Нубийского щита произошла во время внедрения с и н: е к; о ни1! е с к и х : ранит ов с возрастом 640-550 млн

лет Подавляющая часть пан-африканских соскладчатых гранитов интрудировала в приподнятые блоки дозеленокаменно! о амфиболш-гнейсового архейско-раннепротерозойского комплекса Они образуют крупные мноюфазные батолиты, относятся к известково-щелочному ряду и характеризуются гомодромной направленностью дифференциации от меланократовых разностей к лейкократовым фациям

Главные вулканогенно-осадочные серии (комплексы) и соскладчатые с ними граниты района Ариаб-Арбаат перекрыты с резким угловым несогласием сериями Ават и Асотриба В общем виде в серии Ават выделяются нижняя часть, сложенная песчаниками полигенными конгломератами с обломками и валунами всех более древних пород, и большая по мощности верхняя сланцево-песчаниковая часть, содержащая пласты известняков, вулканитов среднею и кислого состава Породы почти неметаморфизованы и очень слабо дислоцированы, прорваны интрузиями послескладчатых фанитов и сиенитов Серия Асортиба образована в большей степени вулканитами кислого состава

В Восючной пустыне Ьгипта выявлено смещение панафриканскою гранитоидного магматизма в следующей последова! ельности

Сравнительно небольшие массивы метагаббро-диорит-тоналитовою комплекса (700 - 650 млн лет) прорывают метавулканогенно-метаосадочные толщи серии Аталла, образующие зеленокаменные пояса Более молодые Шаитанские гранодиориты-лейкограниты образую! гшашские батолиты, которые порывают, главным образом, выступающие между зеленокаменными поясами инфракрустальный мшмагито-гнейсовый комплекс Мигиф-Хаффафит (-1670 млн лет) (Отаг^а, 1985)

Более локальным примером смещающегося синтектонического грани юидного ма!матизма пан-африканской гранитно-зеленокаменной области Аравийско-Нубийского щита является район гор Азыр в Саудовской Аравии Здесь вскрываются два метаморфических комплекса, разделенные структурным несогласием Нижний комплекс (группа Хамис-Мушайт) сложен орто- и парагнейсами, мигматитами с амфиболитами, относящимися в раннему протерозою или архею Более молодой комплекс сложен породами рифея зеленосланцевой, отчасти амфиболитовой фаций метаморфизма мегабазальтами, пелитовыми и кремнистыми сланцами, образующими зеленокаменные пояса

Инфра- и супракрустальный комплексы прорваны до- и синтектоническими интрузиями разного состава и возраста Наиболее древними являются шюки, дайки и пластовые гела габбро (двупироксеновых, оливиновых) с гранодиоритами и габбро-пегматитами в меча ву j [ кан и ч е с к и х комплексах зеленокаменных поясов Габбро тесно связаны с метабазальтами, и считаю 1ся коматиитами (Coleman, 1973) Более молодые i ранодиориты, прорывающие породы зеленокаменных поясов, образуют относительно более крупные массивы, конформные со структурой вмещающих пород Самыми крупными являются массивы кварцевых монцонитов (с подчиненными гранитами и гранодиоритами), коюрые прорывают оба метаморфических комплекса, но главным образом инфракрустальный, выступающий в ядре самой крупной антиформы В целом в данном районе четко прослеживается миграция интрузивного магмагизма из внутренней зоны зеленокаменного пояса на поднятие инфракрустального комплекса при увеличении его масштабов и смене его меланократовых производных на лейкократовые фации

В поясах складчатости позднею протерозоя Данарском Юго-Западной Африки и Енисейском в Централыой Сибири синтектонические граниты прорывают метаосадочные тслщи рифея и породы более древних кристаллических комплексов, выступающие в антиклинорных (Центральных) поднятиях Вулканогенные синклинории, соответственно Южной краевой зоны Дамарсюго пояса и Вороговского Енисейского пояса, характеризующиеся наличием базитов и ультрабазитов, полностью «стерильны» в отношении гранитоидов

Поздний протерозой явился временем наиболее кардинальной смены рассредоточенного тектогенеза, проявившегося а формировании ареальных гранитно-зеленокаменных области на директивно-линейный («фанерозойский») стиль текгш енеза, выразившийся в образовании поясов складчатсти Наличие в поздних протерозоидах большого количества офиолитов указывает, что эти изменения тектогенеза произошли одновременно с появлением структур, сходных с современными океанами Устойчивость закономерности синтекюнического гранитообразования в течение всего докембрия показывает, что оно вело себя независимо от палеотектонических обсшновок развития подвижных (складчатых) структур, т е огсутсхвия (архей, ранний протерозой) или наличия (поздний, частично ранний пршерозой) океанов От архея к позднему про1ерозою и далее в течение фанерозоя происходило общее уменьшение масштабов гранитообразования по мере увеличения в складчатых сооружениях объемов офиолитов Из эюго следует, что геоисюрический процесс океаногенеза со всеми сопутствовавшими явлениячми приводил к деградации условий соскладчатого грани шобразования

Может быть предложена следующая «обобщающая» модель соскладчатого ишрузивного гранитообазования, завершавшего магматизм и в целом развитие подвижных систем докембрия

1 декомпрессия в зоне древних или новообразованных сквозьлитосферных разломов (открытой термобарической системе) резервуара перегретого плюмом астеносфернош материала и возникновение области его плавления,

2 ранний мантийный магматизм Образование троговых и океанических структур, вынос первичными перегретыми мантийными машами большого количества тепла, температурное истощение области плавления, замедление продвижения выплавок, сопровождающееся образованием ими промежуточных камер и их контаминацией коровым материалом, известково-щелочной вулканизм и после «закупорки» разломов (открытой системы) вязкими магмами финальный мантийно-коровый габбро-диорит-гранодиоритовый магматизм,

3 синхронный с функционированием открытой сис1емы, но значительно более замедленный сквозьлитосферный тепломассоперенос (кондукшвный и с некоторым объемом мантийных выплавок) в закрытой термо-барической (хлыбовой) системе,

4 адиабатическая (литостагическая) декомпрессия разогретой области гранитно-метаморфического слоя, выплавление из него главных масс гранитоидов одновременно со складчатостью вулканогенно-осадочных толщ, накопившихся в денрессионных структурах открытых систем,

5 юрооразование, связанное с разуплотнением коровых масс, изостатический подъем складчатой структуры, а с ней и гралитсв в область эрозии, их охлаждение, полная потеря

эндогенной системой теплового ресурса и её переход в тектонически устойчивое (кратонное) состояние. Таким образом, по предлагаемой модели пространственно-временные соотношения главных масс поздних лейкогранитов и зон предшествующего вулканизма являются отражением перманентного сосуществования продуцирующих их соответственно закрытых и открытых температурно-барических систем (рис.4).

I1 I2 1 ьм"|зК% ;4

19 ф 10

Ч 11

13; I 14 л ¡15

Рис.4. Модель соскладчагого интрузивного гранитообразования.

1 - 3- составляющие исходной ("дозеленокаменной") литосферы: 1 -

гран итно-мегаморф имеский слой. 2 - граиулт-бажкшый слой, 3 - верхняя

машия, 4 - темлературно-возбужденная астеносфера, 5 - 7 - комплексы зеленокаменных поясов 5 - с инициальными базитами и комагишами прямой (машинной) линии, 6 - с известково-щелочными вулканитами контаминированных ман!ииных магм, 7 - преимущественно осадочные, часто с известково-щелочными вулканшами, 8 - 10 - очаж плавления в открыюи РТ-системс 8 - ранние в зоне р<и юмной (тектонической) декомпрессии перегретой астеносферы (источник мантийных mjim), 9 - интру{ивные базиты, связанные с мангаиными машами или очагами нереплавления ранних толеит-базальтов, 10 -поздние очаги плавления, продуцирующие умеренные обьемы меланогранитов известково-щелочной серии, 11 - верхнекоровые оча> и плавления в закрытой Р1-сиетсме, во!никающие в условиях литостааическои декомпрессии, продуцирующие итавные массы леикогранитов, 12 - последовательные уровни, поднимающегося "фронта" 1епло-флюидо-массо-переноса, 13 - юна максимальной диссипации тепла в открытой FT-системе, 14 - разломы огкрьпой PI-системы, в том чисчс мл мовыводящие, 15 - области увеличения объема, связанного с главной фазой синтектопического гранитообразования, треугольники на линиях указывают направления i енерированных в них стрессовых напряжений, вызывающих складчаюсть комплексов зеленокаменных поясов

В целях иллюстрации более общего геоисюрического значения выявленной пространственно - временной закономерности синтектопического фанитоидною магматизма и предложенной модели его развития в работе рассмотрены примеры его проявления в некоюрых складчатых сооружениях фанерозоя, в частности каледонидах Казахе¡ана (Бирка, Шулыин, 2001), Западного Саяна (Руднев, 2005), Аппалачей (Lenz, van Staal, 1995), Западной Тасмании (Gifkmb, Allen, 2001), варисцидах Урала (Савельев, 1996, Геоло! ическая карта м-ба 1 1 000 000 Южного Урала), палеозоидах Алтая (Зиновьев и др, 2006), Тянь-Шаня (Ьиске, Конопелько, 2003), Аргунской Душ, Квинсленда Аворалии (Davis et al, 2002), мезозоидах Чили (Harve et al, 1988), Чукотского полуострова (Натальин, 1999), Приамурья (Манилов, 2006), Японских островов (Macao et dl, 1978), альпидах Турции (Yilmar, 2002), Центрального Ирана (Романько, 1983), в кайнозойской структуре Южной Камчатки (Константиновская, 2002)

В работах некоторых отечественных исследователей мы находим элементы выдвинутого нами положения о закономерностях

интрузивного гранитоидного магматизма докембрия в ошошении складчатых сооружений (подвижных структур) фанерозоя

Согласно А Н Леонтьеву, в каледонидах и герцинидах Центрально-Азиатского пояса складчатости имеются субсинхронные синтектоническис гранитоиды нормальной и повышенной щелочности, связанные с развитием, соответственно, новообразованных линейных подвижных вулканических структур и массивов древнего гранито-гнейсового слоя В I ерцинидах это раннекаменноуголыше габбро-плагиогранигные серии и пермские позднеорогенные гранит-лейкогранитовые серии, а также однотипные гранитоидные серии кембрия и ордовика в сгрукхурах каледонд (Леонтьев, 1987)

Анализируя строение и механизм формирования гранитного слоя континентальной коры, А А Кузнецов приходит к выводу, что «гомодромность магматизма, фиксирующая в комплексах складчатых сооружений, » согласуется с важнейшим необъяснимым до сих пор фактом, что «низкотемпера1урноликвидусные и молодые граниты занимают максимально высокое гипсометрическое положение в тектоническом рельефе по сравнению с ранними гранитоидами вулканических зон» (Кузнецов, 1989)

Показано, что в ларамидах Дальнего Востока гранитоидный магматизм мезозоя-раннего кайнозоя, завершивший отдельные тектонические циклы их развития, харакгеризовался не вертикальным (что с нашей точки зрения справедливо лишь частично), а горизонтальным трендом развития, отчетливо проявленным не только в уменьшении возраста гранитов, но также в изменении состава от мелаио- до лейкогранитов (Петрищевский, 1985)

Наиболее близкими к обосновываемой нами модели гранитообразования являются выводы, сделанные В С Поповым,

рассмотревший вопрос об источниках гранишых магм в Европейских варисцидах (Попов, 1995)

1 «Источники лейко! рантов распола!ались либо во внешней зоне тепловых аномалий, созданных глубинными машашческими телами либо появились после того, как базиты затвердели Не исключено чго, по крайней мере, часть лсикограииюв возникла вследствие нагрева земной коры, вызванного диссипацией !еила в процессе тектонических превращений »

2 Граниты внедрились на регрессивной стадии развишя магматических сиыем, когда мантийные расплавы начали затвердевать, а верхние кромки асгснолиюв погружались на большую глубину Каждая более поздняя разновидпоиь ¡ранитов имеет более ни жую начальную тсмиера1уру и связана с источником, занимающим более высокое гипсометрическое положение (Попов, 1995, статья II, стр 57)

I Доведенный анализ показал, что синтектонический интрузивный магматизм, в первую очередь докембрия, подчинялся единому «закону» вне зависимости от времени и тектонических условий проявления, определявшихся отсутствием или наличием океанов и хорошо объясняется предложенной моделью

Положение И.

Синтектоиическое гранитообразование в форме мигматизации с образованием складчато-купольных структур проявлялся в докембрии в областях предшествующего формирования тепложранирующих квазиплатформенных вулканогенно-осадочных и осадочных комплексов, при ремобилизации и дифференцированном всплывании инфракрустальных комплексов

Мно1 очисленные геологические данные по разным регионам свидетельствуют, что формирование часги складчатых сооружений докембрия определялось процессами гранитизации и мигматизации их инфра- и супракрустальных комплексов Эти процессы приводили к дискретному всплыванию гранитизируемых комплексов с

образованием антиформ, известных кис гранито-гнейсовые купола и валы В Африке структуры такого генезиса хорошо документированы в архейском фундаменте Западно-Африканского кратона, на территории Либерии и Гвинеи

В архейском фундаменте этого района выделены два метаморфических, структурных комплекса Нижний комплекс состоит из гранулитов и «серых» гнейсов серий Дабола и Гуилемата, имеющих верхний возрастной предел около 3,5 мярд лет Верхний комплекс, возраст которого находится в интервале значений 3,5 — 3,0 млрд лет, сложен породами как гранулитовой, так и амфиболитовой (прогрессивной и ретроградной) фаций метаморфизма Породы обоих комплексов распространены в виде многочисленных сравнительно небольших выходов ("скиалитов") среди более молодых, збурнейских мигмагиюв и 1 ранито-гнейсов, датированных в 2,0 - 1,9 млрд. лет

Морфоструктура этих выходов строго линейная, серповидная в плане, синформная, моноклинальная в поперечных сечениях полностью определяется структурными особенностями конформных с ними гранито-гнейсовых и гранит-мигматитовых антиформ Метаморфические толщи имеют однотипные разрезы, полнота которых находится в прямой зависимости 01 размеров образуемых ими «поясов» Последнее дает основание считать, что метаморфические «пояса» архея представляют собой реликты первоначально единого обширного, вероятно, мощного вулканогенно-осадочного «чехла», уничтоженного большей частью широкомасштабной гранитизацией позднего архея-раннего протерозоя Наибольшую устойчивость процессам грани газации проявили железистые кварциты, которые сохранились среди гранию-гнейсов в виде «рифов», протягивающихся на многие десятки километров

Другим прекрасным примером массовой гранитизации пород инфра- и супракрустальных комплексов раннего докембрия с образованием гранито-1 нейсовых куполов является Воронежский щит В районе Курской магнитной аномалии щита вскрываются гранито-гнейсы и расположенные среди них вулканогенно-осадочные толщи Михайловской серии позднего архея Межкупольные зоны, именуемые обычно «зеленокаменными поясами», имеют в поперечных сечениях синформное строение, ширину от 1 км до 10 км, являются преимущественно невыдержанными по простиранию Нижняя более мощная часть (2-3 км) сложена метакомач иитами и толеитовыми метабазальтами Ье более высокая вулканохеняо-осадочная часть мощностью 400 - 500 м образована чередованием метавулканитов разного состава и метапсаммо-пелитов Среди вулканитов присутствуют метапроизводные липарит-дацитов, андезитов и их туфов

Преобладающие по площади, Яковлевские гранитоиды и 1 ранито-гнейсы представлены плагиогранитоидами, тоналитами и юналито-гнейсамми позднего архея (2750+100 млн лет) Они образуют купольного и валообразно! о типа антиформы, имеют активные контакты с породами Михайловской серии и связаны с ними взаимопереходами через зоны со! лаеных плаипараллельных структур Купольные и валообразные антиформы, образуемые гранитоидами, достигают в поперечных сечениях 125-30 км К их более поздним фазам относятся сравнительно небольшие массивы микроклиновых гранитов

Идентичность или, во всяком случае, большое сходство разрезов Михайловской серии в ее отдельных межкупольных зонах и характер ее взаимоотношений с Яковлевскими гранитоидами свидетельствуют о том, что эти зоны представляют собой реликты обширного вулка"огечно-осадочно! о чехла, деформированного в конце позднего

архея при «всплывании» граниюидных и гранито-гнейсовых купонов и валов, а затем неравномерно эродированного Фрагментами этого чехла, вероятно, являются также мелкие тела конформных метабазитов (амфиболитов), залегающих среди гранитоидов и гранит о-шейсов на крыльях и сводах образуемых ими антиформ

На Воронежском щите сходная тектоническая обстановка проявления и структурного оформления выявлена для синтектонической гранитизации раннего протерозоя На Курско-Корочанском блоке этого щита распространены гранулиты архейского инфрапкрустального комплекса и метаморфические породы Курской серии раннего протерозоя Оба комплекса принимают участие в строении гранито-гнейсовых куполов, возникших при их метасоматической гранитизации В ядрах куполов (наиболее крупные из них достигают в поперечниках ширины 10-15 км) выступают породы, относящиеся к ремобилизованному и преобразованному гранулитовому комплексу архея На крыльях куполов и синформах между ними залегают породы Курской серии (Щипанский, 1987)

Сходный тип структур характерен для беломорид Балтийского щита (Миллер, Милькевич, 1995)

В Ншерии в докембрийском фундаменте Центрально-Африканского кратона главное значение имеют пан-африканские мшматигы и гранито-гнейсы, содержащие фрагменты метаморфитов архейско-раннепротерозойского комплекса В комплексе этих пород расположены т н «сланцевые пояса», сложенные метаосадками верхнего протерозоя, связанными постепенными переходами с мигматито- и гранито-гнейсами. Разрезы «сланцевых поясов» местами включают метавулканиты основного состава, но в целом характеризуются большим сходством сфоения В них выделяются "псаммитовые" нижние и более «пелитовые» верхние части Такой тип разрезов пан-африканских «сланцевых поясов» Нигерии

указывает на принадлежность образующих их пород некогда единому квазиплатформенному комплексу, деформированному совместно с подстилавшим его ремобилизованным фундаментом во время общей пан-африканской гранитизации.

Соскладчатое гранитообразование такого типа установлено в поясах складчатости позднего протерозоя: байкалидах Енисейского кряжа (Белянкина, Долгинов, 1965), кибаридах Центральной Африки (Pohl, 1994), раннепротерозойском чехле Северо-Западного Приладожья (Васильева, 1988).

Классическим («модельным») примером докембрийских купольных структур, связанных с ремобилизацией фундаментов обширных осадочных и вулканогенно-осадочных бассейнов может считаться одиночный купол Вредефорт Южной Африки (рис. 5).

(Gibson et al„ 2002).

Этот купол образовался вслед за тем, как в середине рифея (1,1 - 1,0 млрд лет назад) в вулканогенно-осадочный комплекс позднего архея - раннего протерозоя синеклизы Трансвааль Каапвальского кратона внедрились многочисленные кольцевые дайки диабазов Подъем округлого «горячего ядра» (фундамента кратона) внутри диабазового концентрата сопровождался деформацией перекрывавших и обрамлявших его гораздо более древних отложений и метаморфизмом последних до кордиеритовой фации

Тектонический режим образования гранито-гнейсовых структур под осадочными и вулканогенно-осадочными комплексами осадочных бассейнов раннего докембрия закончился в позднем протерозое

Возникновение купольных структур при синдеформационной гранитизации инфра- и супракрустальных комплексов осуществлялось в условиях сверхзакрытых термобарических систем. Важнейшими элементами последних являлись мощные осадочные и вуяканогенно-осадочные автохтонные комплексы, игравшие, как счшается, роль тепловых экранов Видимо, именно при длительном существовании высокотемнера1урных («камерных») условий могли протекать как процессы ремобилизации консолидированной протокоры, так и постепенное послойное проникновение в покровные комплексы генерированных в ней щелочных гранитизирующих растворов

В некоторых областях и поясах складчатости докембрия эпиквазиплатформенное гранигообразование проявилось в иной интрузивной форме, характерной для классических гранитно-зеленокаменных областей или зональных поясов складчатости позднего протерозоя К таковым относятся обширная область Центральной Африки (ЦАР, Южный Судан, Камерун), Мозамбика, Малави и Мадагаскара, где гигантские интрузии пан-африканских гранитов прорывают пегматитов нейсовые комплексы раннего

докембрия и перекрывающие их квардито-сланцевые (первично песчано-глинистые) толщи нижнего и верхнех о протерозоя

Существуют две точки зрения о поступлении в земную кору тепла, вызывавшего ремобилйзадию гранитно-метаморфического слоя материковой коры и образование гранито-гнейсовых структур Согласно одной из них, главным переносчиком тепла являются мантийные, базальтовые магмы (Глуховский, Моралев, 2003) Однако полное отсутствие признаков гранитизации и связанного с ним структурообразования в областях траппового магматизма дает основание считать, что мантийные магмы вряд ли были главными а! е там и теплопереноса Полому более предпочтительным выглядит представленное о главной роли в процессах грани шзации и связанного с ней куполообразования горячих, насыщенных летучими трансмагматических растворов, отделявшихся от области разюряченной алюмами мантии (Свинцов, 2001)

Заключение.

Проведенный обзор материалов ио*вол^ сделать следующие общие выводы относительно закономерности и условий синтектонического фанитообразования в докембрии

1 В течение докембрия синтектоническое гранитообразование происходило в двух формах в зависимосги от типов тектонических структур внедрения гранитных батолитов и гранитизации инфра- и супракрустальных комплексов с образованием гранито-1 неистовых антиформ и куполов облекания

2. Интрузивный гранитоидный магматизм проявлялся, главным образом, в относительно приподнятых блоках инфракрустапьных комплексов (закрытых системах), сопряженных с более ранними вулканическими троговыми структурами зеленокаменны* поясов (о¡крытыми системами),

что было обусловлено подъемом уровней декомпрессии от более глубинных мантийных до коровых уровней и возникновением разноглубинных очагов плавления 3 Процессы гранитизации и сопровождавшей ее купольной тектоники происходили в наиболее погруженных областях квазиплатформенных прогибов, те в условиях максимально закрытых систем при избыточном тепле, накопленном под экранирующими его покровами

Синтекюнические гранитоиды докембрия интрузивного и метасоматического происхождения существенно отличаются в металлогеническом отношении Интрузивные меланограниты ранних фаз характеризуются широким спектром месторождений цветных металлов и также играют важную роль в формировании гидротермальных месторождений во вмещающих их вудканогенно-осадочных комплексах зеленокаменных поясов трогового типа. С лейкогранитами поздних генераций связана редкоземельная и урановая минерализация Метасоматические гранитоиды металлогенически являются гораздо более убошми Их состав определяется преимущественно породами субстрата, ранее обедненными рудными компонентами в условиях длительных высокотемпературных преобразований Установление интрузивного или метасоматического типов синтектонических гранитов может являться одним из важных критериев в определении первичной или вторичной природы, ассоциирующих с ними зеленокаменных поясов докембрия, несущих также разную металлогеническую нагрузку и, таким образом, их перепек швност и в отношении рудных месторождений А именно интрузивные гранитоиды могут считаться указанием на сопряженность с ними троговых (первичных) зеленокаменных поясов, являющимися главными металлоносными структурами фундаментов доке**брийскмх платформ, тогда как

гранито-гнейсовые структуры могут рассматриваться как индикаторы ассоциации с ними вторичных (реликтовых) зеленокаменных поясов, характеризующихся угнетенной металлогенией

Помимо значения синтектонических гранитов для оценки рудного потенциала складчатых сооружений, выявленная геоисторически устойчивая пространственно-временная

закономерность проявления интрузивного гранитоидного магматизма должна не только учитываться в любой геотектонической модели развития "внеокеанических" подвижных структур, но вероятно, положена в основу такой модели

Основные положения диссертации изложены в работах автора:

1 Пири СД, Долгинов ЕА, Дьяконов ВВ. Структурное положение и эндогенная модель синтектонического гранитообразования. Материалы Научной конференции аспирантов, преподавателей и молодых ученых 22-25 апреля 2003 г Изд РУДН, М., 2004 г, сгр 35-36.

2 Долгинов ЕА, Пири СД Тектонические обс(ановки синтектонического гранитообразования Материалы XL Научно-технической конференции преподавателей, сотрудников и аспирантов Инженерного ф-та Современные инженерные технологии 26-30 апреля 2004 г Изд РУДН, М , стр 69-72

3. Долгинов Е А, Пири С Д Тектонические обстановки и возможные модели соскладчатого i ранитообразования. VIII Международная конференция «Новые идеи в науках о Земле» Доклады Российский государственный геологоразведочный университет им С Орджоникидзе 10-13 апреля 2007 г, том 1, М ,2007 i , стр 106-108

4 Долгинов ЕА Пири СД Возможная модель соскладчато!о интрузивного грани юобразования Известия Высших Учебных Заведений «Геология и разведка», М , № 5, 2007 г , стр 83-85

5 Долгинов Е А, Пири С Д Пространственно-временные закономерности синтектонического интрузивного гранитоидного магматизма Бюллетень Московского общества испытателей природы (МОИП) Геол отдел (в печати)

АННОТАЦИЯ

Показано, что в докембрии синтектоническое (соскладчатое) гранитообразование происходило в двух формах интрузивной и мигматизации (гранитизации) с образованием купольных структур Гранитообразование первого типа происходило в сочетании с зеленокаменными поясами троювою типа (авгономного развития) и смещалось от них на поднятия инфракрустальных комплексов при уменьшении меланократовости магм Оно контролировалось комбинацией открытых (разломных) и закрытых (блоковых) систем при перемещении очагов плавления из мантийной в верхнекоровые области Гранитообразование второго типа осуществлялось в своеобразных широких (псевдонлатформенных) докембрийских прогибах и было связано с накоплением под осадками (вулканогенно-осадочными) чехлами избыточною тепла, мобилизацией (реванш изацией) и дифференцированным «всплыванием» разофешх фундаментов с вовлечением в него комплексов чехлов

Отпечатано в ООО «Оргсервис—2000» Подписано в печать 03 10 07 Объем 2 п л Формат 60x90/16 Тираж 100 экз Заказ № 03/10-1Т 115419, Москва, Орджоникидзе, 3

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Пири, Светлана Дмитриевна

ВВЕДЕНИЕ.

Положение 1.

1.1.Структурная позиция главных масс соскладчатых интрузивных гранитов.

1.1.1. Архей.

1.1.2.Ранний протерозой.

1.1.3 .Поздний протерозой.

1.2. Латералыю-временные изменения соскладчатого интрузивного граннтондного магматизма.

1.2.1. Архей.

1.2.2.Ранний протерозой.

1.2.3 .Поздний протерозой.

1.3. Общие закономерности, теоретическое обоснование и возможная модель соскладчатого граннтондного интрузивного магматизма докембрия.

1.4.Примеры соскладчатого граннтообразования в складчатых сооружениях палеозоя и мезозоя.

Положение 2.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Пространственно-временные закономерности соскладчатого гранитообразования докембрия"

Синтектоническое гранитообразование в течение всей геологической истории являлось одним из главных процессов, сопровождавших формирование складчатых сооружений. Хотя его различными аспектами посвящены многочисленные публикации, в том числе и крупные труды, одно перечисление которых заняло бы сотни страниц, остаются не вполне раскрытыми следующие два фундаментальных вопроса:

1 Почему соскладчатое гранитообразование всегда завершало развитие подвижных (динамически и магматически активных) геосистем, после чего образовывались кратонизированная материковая кора и тектонически устойчивая литосфера?

2. Чем отличались тектонические обстановки, в которых происходили интрузивный гранитоидный магматизм и протекали процессы гранитизации с образованием гранито-гнейсовых структур?

Этим и некоторым другим дополнительным аспектам проблемы гранитообразования посвящена настоящая диссертация. В ней рассмотрены тектонические обстановки, последовательность и возможная модель соскладчатого гранитообразования докембрия - времени, когда оно проявилось наиболее широко и многообразно, и были созданы главные устойчивые массы (кратоны) материков. В качестве главных плацдармов для анализа избраны щиты древних кратонов материков Гондваны и Западной Лавразии (Северной и Западной Европы), менее известные широкому кругу отечественных геологов и представяющих интерес для сопоставления со соскладчатыми сооружениями докембрия России и других частей Евразии. Работа базируется на сравнительном анализе многочисленных материалов, опубликованных зарубежными авторами. В её заключительной части приведены некоторые примеры гранитообразования в складчатых сооружениях палеозоя и мезозоя.

Для определения палеотектонических обстановок гранитообразования докембрия, первостепенное значение имеет установление тектонической природы (типа) структур складчатых сооружений, в которых запечатлены особенности их "догранитного" развития - зеленокаменные пояса.

ПОЛОЖЕНИЕ I. В течение докембрия интрузивный соскладчатын граинтопднын магматизм в целом дистанцировался от предшествовавших ему зон вулканизма (зсленокамеиных поясов) н смещался от них на поднятия комплексов основания с увеличением масштабов и лепкократовостн выплавок. Эта закономерность граннтондного магматизма была обусловлена миграцией очагов плавления от мантийной области в открытых (разломных) барических системах до верхнекоровой области в закрытых (блоково-глыбовых) системах.

Данное положение обосновывается на примерах целого ряда складчатых сооружений архея и протерозоя. При этом в начале рассмотрена структурная диспозиция главных масс сиптектопических гранитов, затем латерально-эволюционные тенденции изменения их состава и объемов.

Заключение Диссертация по теме "Общая и региональная геология", Пири, Светлана Дмитриевна

Заключение

Проведенный обзор материалов позволяет сделать следующие общие выводы относительно закономерностей и условий синтектонического гранитообразования в докембрии.

1. В течение докембрия синтектоническое гранитообразовапие происходило в двух формах в зависимости от стиля развития предшествующих тектонических структур внедрения гранитных батолитов и гранитизации инфра- и супракрустальных комплексов с образованием грапито-гпейсовых антиформ и куполов облекания.

2. Интрузивный гранитоидный магматизм проявлялся, главным образом, в относительно приподнятых блоках инфракрустальных комплексов (закрытых системах), сопряженных с более ранними вулканическими троговыми структурами зеленокаменных поясов (открытыми системами), что было обусловлено подъёмом фронтов тепло-флюидо-газо-переноса от более глубинного мантийного до корового уровней декомпрессии и возникновения разноуровневых очагов плавления.

3. Процессы гранитизации и сопровождающей её купольной тектоники происходили или в наиболее погруженных областях квазиплатформенных прогибов или под аллохтонными комплексами, т.е. в условиях максимально закрытых систем при избыточном тепле, накопленном под экранирующими его покровами.

Синтектопические гранитоиды интрузивного и метасоматического происхождения существенно отличаются в металлогеническом отношении. Меланограниты ранних фаз характеризуются широким спектором месторождений цветных металлов и также играют важную роль в формировании гидротермальных месторождений во вмещающих их вулканогеппо-осадочпых комплексах эвгеосипклипориев. С лейкогранитами поздних генераций связана редкоземельная и урановая минерализация. Метасоматические гранитоиды металлогенически являются гораздо более убогими. Их состав определяется преимущественно породами субстрата, ранее обедненными рудными компонентами в условиях длительных высокотемпературных преобразований. Установление интрузивного или метасоматического типов еинтектонических гранитов может являться одним из важных критериев в определении первичной или вторичной природы, ассоциирующих с ними зеленокаменных поясов докембрия, несущих также разную металлогеническую нагрузку и, таким образом, их перспективности в отношении рудных месторождений. А именно: интрузивные гранитоиды могут считаться указанием на сопряженность с ними троговых (первичных) зеленокаменных поясов, являющимися главными металлоносными структурами фундаментов докембрийеких платформ, тогда как гранито-гнейсовые структуры могут рассматриваться как индикаторы ассоциации с ними вторичных (реликтовых) зеленокаменных поясов, характеризующихся угнетенной металлогенией.

Помимо значения еинтектонических гранитов для оценки рудного потенциала складчатых сооружений, выявленная геоисторически устойчивая пространственно-временная закономерность проявления интрузивного гранитоидного магматизма должна не только учитываться в любой геотектонической модели развития "внеокеанических" подвижных структур, но вероятно, положена в основу такой модели.

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Пири, Светлана Дмитриевна, Москва

1. Бассо Ж., Готтин Г. Оруденение, связанное с докембрийскими гранитоидными породами Западной Африки. Университет Клермон П., Департамент геологии и минералогии, Франция. Металлогения докембрийских гранитоидов. Изд. Наука, М.1983 стр.149-195.

2. Белянкина М.Н., Долгинов Е.А. Структуры рифея в северо-западной части Енисейского кряжа. Геотектоника, 1965, № 2, стр. 17-25.

3. Беус А.А., Герасимовский В.В. Металлогения докембрийских и раннепалеозойских гранитоидов Мадагаскара. Металлогения докембрийских гранитоидов. Изд. Наука, М.1983 стр. 196-237.

4. Бирка Г.И., Шульгин А.С. О зональности оруденения в низкотемпературных метасоматитах (на примере рудных полей Северного Казахстана). Геология рудных месторождений. Том 43. №4 М. 2001, етр.324-345.

5. Биске Ю.С., Конопелько Д.Л. Возраст и обстановка коллизионного герцинского магматизма в Тяиь-Шапе. Тектоника и геодинамика континентальной литосферы. Материалы XXXVI тектонического совещания. Т. 1, стр. 38 40. МТК. М. 2003. Изд.ПК.ГЕОС.

6. Богатиков О.А., Нечаев Ю.В., Собисевич A.J1. Космические технологии в изучении геологических структур вулкана Эльбрус. Тектоника и геодинамика континентальной литосферы. Том 1, 45 стр.

7. Бучко И.В., Сорокин А.А. Позднепалеозойская магматическая дуга северной окраины Аргунского террейпа и связанное с ней золотое оруденение. Геология и геофизика 2005, т.46, №6, стр.617-624.

8. Вальдия К. Гапсер А. 27-й Международный геологический конгресс. Тектоника Азии. Коллоквиум К.05 Доклады. Том 5.Изд-во «Наука», Москва, 1984, 125 стр.

9. Васильева Т.И. Новые данные о геологии гранито-гнейсовых куполов в Северном Приладожье. Известия высших учебных заведений. Геология и разведка. 1998, №5, стр. 9-18.

10. Глебовицкий В.А. Геологические и физико-химические связи метаморфизма и тектоники в раннем докембрии. Геотектоника, 1996, №5, стр.27-42.

11. Глуховский М.З., Моралев В.М., Щербакова И.П. Архейское гранитообразование и структурная эволюция континентальной коры (на примере Сибирской платформы). Известия высших учебных заведений. Геология и Разведка. 1989, № 7, стр. 3-14.

12. Глуховский М.З., Моралев В.М. Тектоническая эволюция архейского гранитообразования. Геотектоника. 1991, № 4, стр. 10-21.

13. Глуховский М.З., Моралев В.М., Суханов М.К. Тектоническое положение раипепротерозойских анортозитов и гранитоидов Алданского щита и зональность процессов термотектогенеза. Геотектоника. 1993, № 3, стр. 69-80.

14. Глуховский М.З., Моралев В.М. Рои мофических даек архея как индикаторы особенностей плюм-тектонического режима ранней Земли (на примере Сибирской платформы). Геотектоника. 2003, № 2, стр. 37-74.

15. Дальберг И. Металлогения гранитоидов Суринама, Гвинейский щит, Южная Америка. Геологическая служба Суринама. Металлогения докембрийских гранитоидов. Изд. Наука. М.1983 стр. 254-269.

16. Дерюгин Ю.Н. Архей Верхней и Лесной Гвинеи. 2002, 85 стр.

17. Дистанова А.Н., Телешев А.Е. Раннепалеозойский гранитоидный магматизм каледонид Алтае-Саянекой складчатой области. Геология и геофизика. Изд. РАН Сиб. Отд., 2005, т.46, №8, стр.817-832.

18. Долгипов Е.А. Металлогения (Си, Ni, Со) главнейших тектонических структур Африкано-Аравийской платформы. М. Недра, 1987, стр.230

19. Зиновьев С.В., Чиков Б.М., Деев Е.В. Внутриконтинентальные коллизионные структуры Алтая. Области активного тектоногенеза в современной и древней истории Земли. Материалы XXXIX Тектонического совещания. Том 1. М. ГЕОС. 2006.стр. 237-241.

20. Казанский В.И., Исанипа Э.В., Лобанов К.В., Предовский А.А., Шаров Н.В. Геолого-географическая позиция, сейсмогеологические границы и металлогения Печенгского рудного района. Геология рудных месторождений. 2002, том 44, №4, стр.276-286.

21. Казанский В.И., Яновский В.М. Сопоставление мезозойских золоторудных районов Сино-Корейского и Алдано-Станового щитов. Геология рудных месторождений. 2006, том 48, №1, стр. 51-70.

22. Копстаптиповская Е.А. Механизм аккреции континентальной коры: пример Западной Камчатки. Геотектоника. №5, 2002, стр.59-78.

23. Куприянова И.И. О генезисе Малышевского бериллий-изумрудного месторождения (Средний Урал, Россия). Геология рудных месторождений. 2002, том 44, №4, стр. 314-330.

24. Леонтьев А.Н. Гранитоидный магматизм и эндогенные режимы Центрально-Азиатского пояса в позднем палеозое. Геотектоника. 1987, №5 стр.84-96.

25. Ляховкин Ю.С. Типизация проявлений золотого оруденепия Воронежского кристаллического массива. Отечественная геология. М. 2001, №6, стр. 16-21.

26. Манилов Ю.Ф. Особенности тектоники и геодинамики Среднего Приамурья. Области активного тектоногенеза в современной и древней истории Земли. Материалы XXXIX Тектонического совещания. Том 2. М. ГЕОС. 2006.стр. 6-9.

27. Macao М., Macao Г., Мицуо Ф. Среднепалеозойская (силур-нижний карбон) стадия геосинклинального развития Японских остравов. Геологическое развитие японских островов. Изд. «МИР» М. 1968. стр.59-91.

28. Миллер Ю.В. Структура архейских трогов Карельской гранит-зеленокаменной области. Геотектоника. 1987, № 4, стр. 49-61.

29. Миллер Ю.В., Милькевич Р.И. Покровпо-складчатая структура Беломорской зоны и её соотношение с Карельской гранит-зеленокаменной областью. Геотектоника, 1995, № 6, стр. 80-92.

30. Морозов Ю.А. Структурообразующая роль траиспрессии и транстенссии. Геотектоника. 2002, №6, стр.17

31. Нагибина М.С. История развития структур Монголо-Охотской складчатой системы. Тектоника и магматизм Монголо-Охотского пояса. Изд-во Академия паук СССР. М. 1953, вып.79,440 стр.

32. Натальип Б.А. Поздпемеловые-терригеипые деформации Чукотского полуострова и происхождение бассейна Хоуп и надвигового пояса Геральда (Чукотское море). Геотектоника. 1999, №6, стр.76-93.

33. Новикова А.С., Штрейс Н.А., Щипаиский А.А. Гранит-зелепокамеппые области и проблема архейской океанической коры. Геотектоника, 1991, № 4, стр. 3-9.

34. Пстрищевский A.M. О гранитах, гранитизации и природе региональных разуплотнений земной коры на дальнем Востоке. Геотектоника. 1985, № 5, стр. 80-90.

35. Петров И.И. Петрохимические особенности вулканитов Унахинского зеленокаменного пояса. Геология и разведка. 1995, №3, стр. 61-67.

36. Попов B.C. Источники гранитных магм в европейских варисцидах. Статья И. Возможный состав корового вещества в зонах гранитообразования. Геология и разведка. Изв. внеш. уч. завед., 1995, №3, стр.48-60.

37. Романько Е.Ф. , Кривякин Б.Е., Марковский М.Б. Основные черты эоцепового вулканизма в Центральном Иране. Изв. АН СССР, сер. Геол., 1983, №8, стр. 22-28.

38. Савельев А.А. Структура и условия образования офиолитовых ультрабазит-базитовых ассоциаций Урала. Геотектоника №3, М. 1996 стр.25-35.

39. Свиицов А.В. Граиитогнейсовые структуры Лечмской кристаллической полосы. Отечественная геология. 2001, №1, стр.49-54.

40. Слабунов А.И., Лобач-Жучепко С.Б., Бибикова Е.В. и дригие. Архей балтийского щита: геология, геохронология, геодииамические обстановки. Геотектоника №6, М. 2006, стр.3-32

41. Соколовский А.К., Федчук В.Я., Корсаков А.К. Геодинамические обстановки формирования зеленокаменных поясов. "Наука", 2003, стр.185.

42. Стогний В.В., Стогиий Г.А., Зедгенизов А.Н. Становой мегаблок Алдапо-Станового щита: структура и эволюция. Отечественная геология. 2003, №3, стр.64-71.

43. Третьяков Ф.Ф. Складчатые структуры южной части Селенняхского хребта (Восточная Якутия). Геотектоника. 1996, №4, стр.44.

44. Федоровский B.C., Владимиров А.Г., Хаин Е.В., Каргополин С.А., Гибшер А.С., Изох А.Э. Тектоника, метаморфизм и магматизм коллизионных зон каледонид Центральной Азии. Геотектоника. 1995, № 3, стр. 3-22.

45. Фоменко А.Е., Сазонов В.П., Дмитраков Л.И. Перспективы урапопоспости Воронежского кристаллического массива и Подмосковного буроуголыюго бассейна. Отечественная геология. 2001, М. №2, стр.12 -16.

46. Хаин Е.В. Гранито-гнейсовые купола и ультрабазит-базитовые интрузии в зонах обдукции офиолитов. Геотектоника. 1989, № 5, стр. 38-50.

47. Шкилевский С.Я. О влиянии докембрийского вулканизма на золотоносность черносланцевых толщ Северного Таймыра. Геология и разведка. №4, 2000.М.

48. Щипаиский А.А. Гранито-гнейсовые купола в структуре раннего докембрия района Курской магнитной аномалии. Геотектоника. 1987, № 6, стр. 39-51.

49. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И. и др. Тектоно-магматнческая зональность, источники магматических пород и геодинамика раннемезозойской Монголо-Забайкальской области. Геотектоника. 2002, №4, с. 42-63.

50. Anderson V.B. Granitoid episodes and mafic-felsic magma interaction in the Svecofennian of the Fennoseandian Shield, with main emphasis on the ~1,8 Ga plutonics. Prec. Res., 1991, vol. 51, pp.127-149.

51. Barley M., Groves D.I. Deciphering the Tecbouic evolution of Archean greenstone belts: the importance of coutrosting histories to the distribution of mineralization in the Yilgarn. Western Australia. Prec. Res. 1989m vol.46. №1-2, p.3-20

52. Coleman R.G. Reconnaissance geology of the Khaybar quadrangle Kingdow of Saudi Arabia. Geological Map GM 4, Kingdow of Saudi Arabia. Ministry of Petroleum and Mineral Resources. Jiddah, 1973.

53. Davis B.K., Bell C.C., Lindsay M., Henderson R.A. A Single Late Orogenic Permian Episode of Gold Mineralization in the Hodgkinson Province, North Queensland, Australia. Economic Geology 2002, vol.97 № 2 p.311-323.

54. DeMattics T.A. Early Proterozoic Volcanogenic Massive Sulfide Deposits in Wisconsin. An Overview. Economic Geology. Vol.89, 1994, pp.1122-1151.

55. Ghazala H.H. Granitoid complexes of Eastern Desert of Egypt. Journal of African Earth Sciences, Vol. 31 №5, 1985.

56. Geological map of Sudan Sc. 1: 1 000 000. Robertson Research. 1992.

57. Geological map of Zimbabwe Sc. 1:2 000 000, Geol. Surv. of Zimbabwe, Harare, 1994.

58. Gibson R.L., Lones O.W. Late Archean to Palaeoproterozoic geotherms in the Kaapvaal craton, Shouth Africa; constraints on the thermal evolution of the Witwatersrand Basin. Basin Res., 2002, vol. 14, p. 169-181.

59. Gifkins C.C., Allen R.L. Textural and chemical characteristics of diagenetic and hydrothermal alteration in glassy volkanic rocks: examples from the Mount Read volcanics, Tasmania. Economic Geology. 2001, vol.96, №5 pp.973-1002.

60. Gower C.F., Crocket J. H., Kabir A. Petrogenesis of Archean granitoid plutons from the Kenora area, English River Subprovincc, Northwest Ontario, Canada. Precambrian Res., 1983, №22, pp.245-270.

61. Hattori K.H., Cameron E. Using the High Mobility of Palladium in Surface Media in Exploration for Platinum Group Element Deposits: Evidence from the Lac des lies Region, Northwestern Ontario. Economic Geology, 2004 vol.99, №1, p.p.157-171

62. Herve F., Munizaga F., Parada M.A., Brook M., Pankhurst R.J., Snelling N.J., Drave R., Granitoids of the Coast Range of Central Chili: Geochronology and geological setting. J. South America Earth Sei., 1988 Vol.1, №2 pp. 185-194.

63. Hirdes W., Davis D.W., Eisenlohr B.N. Reassessment of Proterozoic granitoid ages in Ghana on the basis of U/Pb zircon and monazite dating. Prec.Res., 1992, vol.56, pp.89-96.

64. Hoatson D.M., Sun S.S., Duggan M.B., Davies M.B., Daly S.J., Purvis A.C. Late Archean Lake Harris Komatiite, Central Gawler Craton, South Australia: Geologic Setting and Geochimistry. Economic Geology. 2005, vol.100, pp.349-374.

65. Kesse G.O. The mineral and rock resources of Ghana. Balkema/Rotterdam. Boston, 1985, pp.610.

66. Loukola-Ruskeeniemi K. Origin of Black Shales and the Serpentinite-Associated Cu-Zn-Co Ores at Outokumpu, Finland. Economic Geology, 1999 Vol. 94 №7 pp.1007-1028.

67. Miller J.M., Wilson C.J.L. The Magdala Lode System, Stavveell, Southeastern Australia: Structural Style and Relationship to Gold Mineralization across the Western Lachlan Fold Belt. Economic Geology 2002, vol.97 № 2 p.325-349.

68. Naba S., Lompo M., Debat P., Bouchez J.L., Beziat D. Structure and emplacement model for late-orogenic Paleoproterozoic granitoids: thr Tenkodogo-Yamba elongate pluton (Eastern Burkina Faso). Journal of African Earth Science №38, 2004, pp.41-57.

69. Nedimovie M., West G.F. Shallow Three Dimensional Structure from Two -Dimensional Crooked Line Seismic Reflection Data over the Sturgeon Lake Volcanic Complex. Economic Geology 2002, vol.97 № 8 p. 1779-1794.

70. Ohlander В., Hamilton P.J., Fallick A.E., Wilson M.R. Crustal Reactivation in Northern Sweden: the Vettasjarvi Granite. Precambrian Research №35, 1987, pp.277 293.

71. Pohl W. Metallogeny of the northeastern Kibara belt, Central Africa Recent perspectives. Ore Geology Reviews, 1994, vol. 9, pp. 105-130.

72. Porto C.G. Gold Redistribution in the Stone Line Lateritic Profile of the Posse Deposit, Central Brazil. Economic Geology, 1995 vol.90, №2, p.p.308-321.

73. Qiu F., Abdelsalam M., Thakkar P. Spectral analysis of ASTER data covering part of the Neoproterozoic Allaqi-Heiani suture, Southern Egypt. Journal of African Earth Sciences, Vol. 44, 2006, pp.169-180.

74. Rahman Abdel E.M., Harms U., Schandelmeier IT, Franz G., Darbyshire D. P.F., Horn P., Muller-Sohnius D. A new ophiolite occurrence in NW Sudan constraints on Lake Proterozoic tectonism. Terra Nova. 1998, №2, pp.363 - 376.

75. Rosen O.M., Fedorovsky V.S. Granites and granite-gneiss areas. West US @ online, ru.; roseno @ ilsan. msk. ru.

76. Schandl E.S., Gorton M.P. Application of high field strength elements to discriminate tectonic settings in VMS environments. Economic Geology Vol.97, 2002, pp.629-642.

77. Sweetapple M.T., Collins L.F. Genetic Framework for the Classification and Distribution of Archean Rare Metal Pegmatites in the North Pilbara Craton, Western Australia. Economic Geology №4. Vol.97, 2002, pp.873 895.

78. Thieblemont D. et al. Sm-Nd age determination of metamorphic and granite rocks of the South-East Guinea. Prec.Res. 2001, № 108, p.179-194.

79. Watkins K.P., Fletcher I.R., Leater J.R. Crustal evolution of Archean granitites in the Murchison Province, Western Australia. Prec. Res. 1991, vol.50, pp.311-336.

80. Yilmas H. Ovacik gold deposit: au example of quartz-adularia-type gold mineralization in Turkey. Economic Geology 2002, vol.97 №8 p. 1829-1840.