Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Рапакивигранитсодержащие магматические ассоциации: геологическое положение, возраст, источники

ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Рапакивигранитсодержащие магматические ассоциации: геологическое положение, возраст, источники"

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК

ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ РУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ, ПЕТРОГРАФИИ, МИНЕРАЛОГИИ И ГЕОХИМИИ

ЛАРИН Анатолий Михайлович

РАПАКИВИГРАНИТСОДЕРЖАЩИЕ МАГМАТИЧЕСКИЕ АССОЦИАЦИИ: ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ, ВОЗРАСТ,

ИСТОЧНИКИ

Специальность 25 00 04 - петрология, вулканология

На правах рукописи

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Москва-2008

003172900

Работа выполнена в Институте геологии и геохронологии докембрия Российской Академии Наук (ИГГД РАН)

Официальные оппоненты:

член-корреспондент РАН, доктор геолого-минералогических наук Берниковский Валерий Арнольдович (ИНГГ СО РАН)

доктор геолого-минералогических наук Бибикова Елена Владимировна (ГЕОХИ РАН)

доктор геолого-минералогических наук Шарков Евгений Витальевич (ИГЕМ РАН)

Ведущая организация:

Институт геологии и природопользования ДВО РАН

диссертационного совета Д 002 122 01 при Институте геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Российской Академии Наук (ИГЕМ РАН) по адресу 119017 Москва, Старомонетный пер, д 35

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИГЕМ РАН

Автореферат разослан « » апреля 2008 г

Защита состоится « 5 » июня 2008 г

часов на заседании

Ученый секретарь диссертационного совета кандидат геолого-минералогических наук

МА Юдовская

Введение

Актуальность исследований Граниты рапакивн с давних пор привлекали внимание геологов необычностью своих структур и состава, размерами интрузивных тел и разнообразием ассоциирующих горных пород Первое - это характерные маргинационные структуры Такие граниты, насыщенные крупными овоидами щелочного полевого шпата, заключенными в плагиоклазовые оболочки, могут прослеживаться на сотни километров, образуя гигантские батолиты, площадь которых может достигать десятков тысяч квадратных километров Необычным является и возрастное положение этих гранитов В истории геологического развития планеты они внезапно в больших объемах появляются в конце палеопротерозоя и исчезают к концу неопротерозоя Необычным является и минеральный состав гранитов рапакивн, для которого характерно сочетание минералов типичных как для гранитов, так и для основных пород Весьма специфичны и разнообразны ассоциирующие с гранитами рапакивн другие типы горных пород Особенно характерна их ассоциация с анортозитами Последние могут образовывать очень крупные массивы, также докембрийского возраста, известные в литературе как «massif-type anorthosite» (Ashwal, 1993) или автономные анортозиты (Богатиков, 1979) Иногда к гранитам рапакивн присоединяются щелочные граниты (Lann et al, 1997), и даже щелочные породы (Заварицкий, 1937) Наряду с этим известны рапакивн, для которых характерна ассоциация породами шошонитовой и ультракалиевой серий и гранитами S-типа (Ларин и др, 2003, Wernick, Menezes, 2001) Также достаточно привлекателен и минерагешгческпй облик этих гранитов и ассоциирующих пород В конце прошлого века в связи с ними было открыто большое количество промышленных (в том числе и очень крупных) месторождений различных типов, и была установлена важная рудогенерирующая роль этих пород

Граниты рапакиви к настоящему времени достаточно хорошо исследованы (в первую очередь Балтийского щита и Северной Америки), однако существует целый ряд проблем либо еще неразрешенных, либо не до конца проработанных Из наиболее важных можно выделить следующие выявление характера связей различных пород, входящих в магматические ассоциации с гранитами рапакиви и типизация этих ассоциаций, длительность и дискретность их формирования, проблема источников гранитов рапакнви и ассоциирующих пород, закономерностей распределения гранитов рапакнви и связанных с ними пород в пространстве и времени, геодинамические обстановки их формирования, а также минерагения этих пород Для решения многих из этих вопросов необходимо привлечение не только современных геохимических, петрологических и других традиционных методов, но и прецизионных геохронологических и изотопно-геохимических исследований

Цель работы - выявить наиболее характерные особенности рапакивигранитсодержащих магматических ассоциаций, определить их место в истории геологического развития древних платформ и наметить ведущие механизмы их формирования Основные задачи:

1 Классифицировать магматические ассоциации, включающие граниты рапакиви

2 Определить возрасты реперных рапакивигранитсодержащих магматических комплексов различных типов Сибирской и Восточно-Европейской платформ, а также оценить длительность и дискретность их формирования

3 Выявить характер связей гранитов рапакиви и ассоциирующих с ними пород и идентифицировать их источники

4 Определить геодинамическне обстановки формирования рассматриваемых магматических ассоциаций

5 Выявить характер связей различных типов оруденения с гранитами рапакиви и ассоциирующими породами, а также оценить связь геодинамических обстановок, типов магматических ассоциаций, типов и масштабов оруденения

Фактический материал и аналитические методики исследований В основе диссертации лежат материалы, собранные автором в ходе полевых исследований рапакивигранитсодержащих магматических комплексов и ассоциирующих с ними месторождений Балтийского щита (1971-1977, 1986 и 1991 гг) и Сибирской платформы (1980, 1987-1990 и 1998 гг), а также геологических экскурсий в Финляндии (1991 и 1999 гг ), Швеции (1996 г ), Китае (1992 г ), Бразилии (1995 и 2002 гг) и США (1993 и 1998 гг) Исследования производились в рамках тематических планов ВСЕГЕИ, ИГТД РАН, и при поддержке грантов РФФИ (94-05-17033, 96-0565125, 97-05-65454, 00-05-64823, 06-05-64989) и ISF (RI ЕООО), а также международных проектов IGCP № 315, 371,426 и 510

Было исследовано более 3000 петрографических шлифов, использовано около 1000 оригинальных анализов пород на породообразующие окислы и элементы-примеси, датированы U-Pb методом по циркону, монациту и гранату 66 образцов и Sm-Nd изохронным методом по минералам - 6, проведены изотопно-геохимические исследования 438 образцов (Sm-Nd - 139, Rb-Sr - 81, Pb-Pb - 218) Некоторое количество образцов для исследований было любезно предоставлено В В Булдыгеровым, В А Гурьяновым, И Н Дагелайской, А И Ивановым, J1Б Макарьевым, Ю JI Ронкиным, Н А Срывцевым, М К Сухановым

Исследование химического состава пород проводилось с использованием методов РФА (основные петрогенные компоненты, Rb, Ва, Sr, Pb, Th, Zr, Nb, Y, Ti, Co, Ni, V, Cr) в ИГГД РАН и ВСЕГЕИ, ID TIMS (REE) в ИГЕМ PAH, INA (REE, Та, Nb, Hf, Zr, Zn, Li, Cs, Rb, Sc, Th, U, Cr, Co) в ИГГД РАН и в Институте ядерной физики РАН (Санкт-Петербург), ЮР MS (Be, Rb, Sr, Li, Cs, Th, U, Zr, Hf, Та, Nb, REE, Sc, Ga, Cu, Zn) в Институте аналитического приборостроения РАН и ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург)

Геохронологические (U-Pb, Sm-Nd) исследования были выполнены в ИГТД РАН, ВСЕГЕИ, в Геологической службе США и Канады Изотопно-геохимические (Nd, Sr, Pb) исследования были произведены в ИГГД РАН и в Геологической службе США

В ходе работы над диссертацией были критически проанализированы практически все опубликованные к настоящему времени результаты геохимических, петрологических, геохронологических и изотопно-геохимических исследований магматических комплексов, включающих граниты рапакиви В тех случаях, когда в тексте диссертации отсутствуют ссыпки на метод геохронологаческих исследований, подразумевается, что приведены результаты, полученные U-Pb методом по циркону Защищаемые положения

1 Магматические ассоциации, содержащие граниты рапакиви, принадлежат к четырем типам анортозит-мангерит-чарнокит-рапакивигранитному, анортозит-мангерит- рапакивигран-щелочногранитному, габбро-рапакивигранит-фоидитовому и рапакивигранит-шошонитовому Гранитонды первых трех ассоциаций относятся к «восстановленным» внутриплитным гранитам А-типа, в последней ассоциации сосуществуют граниты А- и S-типов с геохимическими характеристиками посторогенных «окисленных» гранитов

2 Образование рапакивиграшггсодержащих магматических комплексов происходило в ходе неоднократных импульсов внедрения мафических и фельзических магм, связанных с дискретно и длительно (до 50 млн лет) функционирующим сублитосферным мантийным источником Длительность кристаллизации магм не превышала 1-2 млн лет

3 Формирование магм рапакивиграшггсодержащих ассоциаций протекало в ходе сложных процессов мантийно-корового взаимодействия Дчя щелочных гранитов доминирующим является мантийный источник типа ОЮ Смешанные, мантийно-коровые, источники характерны для субщелочных гранитов Для всех магматических ассоциаций, за исключением рапакивиграннт-шошонитовой, устанавливаются нижнекоровые источники, тогда как для последней ассоциации характерны средне- и верхнекоровые источники

4 Раи лшвигранитсо держащие магматические ассоциации формировались во внутришштиых условиях, но в различных геодинамических обстановках Их образование контролировалось двумя главными факторами (1) тектоническими процессами на границах литосферных плит и (2) активностью мантийных плюмов

Научная новизна.

1 Разработана классификация рапакивнгранитсодержащих магматических ассоциаций, даны их геохимические характеристики и выделены основные геохимические типы гранитондов

2 На основании проведенных геохронологических исследований (1) определен возраст ряда реперных объектов рассматриваемых ассоциаций, (2) установлена длительность и дискретность формирования ряда ключевых магматических комплексов, (3) выявлена полихронность рудообразования ряда месторождений, ассоциирующих с гранитами рапакиви

3 В результате проведения изотопных (N<1, йг, РЬ) исследований (1) получены свидетельства о смешанной мантийно-коровой природе источников гранитов рапакиви и ассоциирующих гранитов А-типа, (2) установлена природа коровых протолитов гранитов различных магматических ассоциаций, (3) получены данные, свидетельствующие о высокой степени контаминирванности первичных базитовых магм нижнекоровым веществом при формировании автономных анортозитов, (4) выявлены характеры связей различных типов оруденения с гранитами рассматриваемых магматических ассоциаций

4 Реконструированы геодинамические обстановки формирования магматических ассоциаций, содержащих граниты рапакиви Показано, что их образование контролировалось как тектоническими процессами на границах литосферных плит, так и активностью мантийных плюмов

5 Дана оценка металлогеннческой специализации рассматриваемых магматических ассоциаций, определены возрастные интервалы наибольшей металлогеннческой активности (1 85-1 70 и 1 30-1 00 млрд лет) и показано, что формирование большей части крупных и суперкрупных месторождений связано с деятельностью мантийных плюмов, установлено, что для полигенных и полихронных месторождений, формирование которых происходило значительно позже становления гранитов рапакиви, последние могли выступать в качестве основных источников рудного вещества

Практическая значимость. Получены новые данные о возрасте реперных стратифицированных и интрузивных геологических комплексов, зачастую резко меняющие устоявшиеся геологические представления о тектонической эволюции

ряда регионов Сибирской платформы Эти данные рекомендованы для использования при составлении региональных легенд геологических карт нового поколения Забайкалья и Дальнего Востока Проведенный металлогенический анализ рассматриваемых магматических ассоциаций закладывает основу для оценки факторов контроля различных типов оруденения с ними ассоциирующих и разработки критериев прогнозирования

Апробация результатов исследований и публикации. Основные результаты исследований обсуждались на конференции «Актуальные направления металлогенических исследований» (Ленинград, 1988), на V-ом Восточно-Сибирском региональном петрографическом совещании (Иркутск, 1989), на 12-ом Всесоюзном металлогеническом совещании (Киев, 1990), на конференции «Эволюция докембрийской литосферы» (Ленинград, 1991), на международных симпозиумах и конференциях «Граниты рапакиви и связанные породы» (Хельсинки, 1991, 1996, Ролла, 1993, Пиза, 1994, Белем, 1995), «Геодинамика гранитоидов» (Москва, 1991), «Анортозиты, граниты рапакиви и связанные породы» (Монреаль, 1994), «Протерозойские гранитные системы Пеннокийского террейна в Висконсине» (Мэдисон, 1998), «Изотопное датирование геологических процессов новые методы и результаты» (Москва, 2000), «Вулканизм и сопутствующие ассоциации» (Белем, 2002), «Изотопная геохронология в решении проблем геодинамики и рудогенеза» (Санкт-Петербург, 2003), на 29-международном геологическом конгрессе (Киото, 1992) и др Кроме того, основные положения диссертации неоднократно докладывались и обсуждались в ходе проведения международных геологических экскурсий по проектам IGCP № 315, 371,426 и 510

Основные защищаемые положения диссертации изложены в 148 публикациях, включая 22 раздела в 7 коллективных монографиях и 44 статьях в рецензируемых отечественных и зарубежных журналах

Структура и объем диссертации Работа состоит из введения, пяти глав и заключения, содержит 296 страниц текста, 44 таблиц, 127 рисунков и список литературы из 718 наименований

Благодарности Работа выполнена в Институте геологии и геохронологии докембрия РАН, хотя исследования по данной тематике были начаты значительно раньше, в период работы во ВСЕГЕИ Автор выражает искреннюю признательность своему учителю академику Д В Рундквисту Автор признателен своим коллегам и друзьям, в содружестве с которыми выполнялись отдельные части работы ЮВ Амелину А М Беляеву, Н Г Бережной, И М Васильевой, Л И Гордиенко, Б М Гороховскому, А X Зильберштейну, В П Ковачу, А Б Котову Р Ш Крымскому, Л Б Макарьеву, Д И Матукову, Л А Неймарку, А А Немчину, |ЖД Никольской, Г В Овчинниковой, А Г Рублеву, Е Ю Рыцку, В М Саватенкову, Е Б Сальниковой, Н А Сергеевой, М К Суханову, А Д Шебанову, Ю П Шергиной, С 3 Яковлевой

Весьма полезными и плодотворными были обсуждения проблем геологии, петрологии, тектоники, изотопной геохимии и металлогении с В А Глебовицким, С Д Великославинским, Д А Великославинским, Ю Д Пушкаревым, В Н Подковыровым, С И Турченко, И К Козаковым, Э М Пинским, Ш К Балтыбаевым, Дж Беттанкуртом, Т О Рамо, И Хаапала, Р Далл'Аньолом, М В Горошко В А Гурьяновым, А А Сорокиным, И В Бучко, В Я Хильтовой, Г П Плескач

Всем названным лицам автор выражает глубокую и искреннюю благодарность

Основные защищаемые положения и их обоснование

Первое защищаемое положение. Магматические ассоциации, содержащие граниты рапакиви, принадлежат к четырем типам: анортончп-мангерит-чарнокит-ранакивигранитному, анортошт-мангерит-рапакивигран-

щелочногранитному, габбро-рапакивиграншп-фоидитовому и рапакивчграннт-шошонитовому. Гранитоиды первых трех ассоциации относятся к «восстановленным» внутриплатным гранитам А-типа, в последней ассоциации сосуществуют граниты А- и Б-типов с геохимическими характеристиками посшорогенных «окисленных» гранитов.

Граниты рапакиви являются характерной и неотъемлемой частью большинства древних платформ мира (рис. 1). В их формировании можно выделить три периода: 2.8-2.6, 1.8-1.0 и 0.6-0.5 млрд. лет. Главным из них является период 1.8-1.0 млрд. лет. Распределение гранитов рапакиви в пространстве также очень неравномерно. Наиболее «насыщены» плутонами этих гранитов Восточно-Европейская, СевероАмериканская и Южно-Американская платформы. Существенно менее развиты они в пределах Сибирской и Северо-Китайской платформ, а также в Австралии, Африке и Антарктиде. Плутоны гранитов рапакиви могут образовывать как гигантские трансконтинентальные полихронные пояса, так и отдельные массивы или группы массивов. Подавляющее большинство гранитов рапакиви приурочены к протерозойским складчатым поясам.

Рис. 1. Схема размещения рапакивнграиитсодержащих магматических ассоциаций

1 - архейские кратоны; 2 - протерозойские складчатые пояса (частично зоны переработки архейского фундамента); 3 - платформенный чехол древних платформ; 4 -фанерозойские складчатые пояса; 5 - рапакивигранитсодержащие плутоны.

Цифры на рисунке (названия массивов): 1-13 - Восточно-Европейская платформа: 1 -Выборгский, 2 - Аландский, 3 - Салминский, 4 - Нордингра, 5 - массивы района Ямтланд-Ангерманлан, 6 - Рагунда, Родо, 7 - Селенест, 8 - Роголанд, 9 - Рижский, 10 - Мазурский, 11

- Коростеньский, 12 - Корсунь-Новомиргородский, 13 - Бердяушский, 14-23 и 40 - Северо-Аыериканская платформа 14 - Кап-Фарвел, 15 - комплекс Наин, 16 - провинция Гренвилл (Лак Сент Джин, Мэрси, Морин, Лабрайвилл и др), 17 - провинция Гренвилл (Уайтстоун, Ривейре Пинтесоте, Аппер Норт Ривер), 18 - Вольф Ривер, 19 - Ларами, 20 - Пайке Пик, 21 -массивы района Сан-Франциско, 22 - Сан Габриэль, 23 - массивы Мидконтинента и Юго-Запада США, 40 - Нуэлгин, 24-32 - Ю Американская платформа 24 - Паргуаза, 25 -Сурикусу, Мусайа, 26 - провинция Питинга (комплекс Мапуэра), 27-31 - провинция Рондония (27 - Сьерра да Провидеясиа, 28 - Сан Антонио, Теотонио, 29 - Сан Лоренцо-Карипунас, 30 - Сайга Клара, Молодые Граниты Рондонии, 31 - Алто Кадеяс), 32 - Иту, 33 и 41 - Африка 33 - Вади Ховар, 41 - Габороне, 34-36 - Сибирская платформа 34 -Приморский, 35 - Каларский, 36 - Улкан-Джугджурский, Северо-Китайская платформа 37 -Шачанг, Лэнинг, Дамайо, Австралия 38 - Сибелла, Теннант Крик, 39 - Голер Рэндж

Исследование целого ряда плутонов классических рапакиви Балтийского щита и Северной Америки (Свириденко, 1968, Великославинский и др , 1978, Emslie, Hunt, 1989, 1990, Anderson, 1983, Ларин и др , 1991, Ramo, Haapala, 1995, Neymark et al, 1994, Шарков, 1999, Andersson et al, 2002 и др) позволило установить, что наряду со специфическим геологическим положением плутонов, имеющих постектонический, дискордантный и эпизональный характер, а также своеобразными стругаурны ми особенностями, для гранитов рапакиви характерна принадлежность к бимодальным магматическим ассоциациям, присутствие очень высокожелезистых Fe-Mg-силикатов, обогащение большинством некогерентных элементов и F, свидетельствующие об их принадлежности к гранитам А-типа Среди разнообразия определений гранитов рапакиви наиболее приемлемым представляется следующее -это граниты A-типа, характеризующиеся присутствием, по крайней мере, в крупных батолитах, разновидностей со структурами рапакиви (Haapala, Ramo 1992)

1. Типы рапакпвигранитсодержащих магмат ических ассоциаций

Выполненные автором исследования рапакивигранитсодержащих магматических комплексов Восточно-Европейской и Сибирской платформ, а также анализ литературных данных по другим регионам мира, позволили выделить 4 типа таких ассоциаций (табл 1) анортозит-мангерит-чарнокит-рапакивиранитная (АМЧРГ), анортозит-мангерит-рапакивигранит-щелочногранитная (АМРГЩГ), габбро-рапакивигранпт-фоидитовая (ГРГФ) и рапакивигранит-шошонитовая (РГШ) Для первых двух ассоциаций характерно то, что в полном объеме они практически не встречаются Чаще всего какие-то члены ассоциаций выпадают или проявлены редуцированно В целом в каждой из них существует некий композиционный ряд, в рамках которого наблюдается последовательное снижение роли пород основного состава и возрастание роли пород кислого состава

Анортозит-мангерит-чарнокит-рапакивпгранитная ассоциация

Эта ассоциация представлена практически на всех древних платформах мира Ее формирование охватывает значительный интервал времени от 2 62 и до 0 61-051 млрд лет, однако максимум приходится на 18-10 млрд лет В этой ассоциации можно выделить пять групп магматических комплексов, различающихся объемными соотношениями пород и глубинностью их становления (табл 1) Вулканические эквиваленты для комплексов двух первых, наиболее глубинных групп, отсутствуют

Анортозит-чарнокитовые комплексы встречается исключительно в коллизионных орогенах гималайского типа Возрастной разрыв между коллизионным событием и их внедрением не превышает 30 млн лет Для этой группы характерен самый широкий возрастной диапазон формирования, от каларского комплекса (2 62 млрд лет, Ларин

и др, 2006а) до комплексов Губера и Экехернер (061-051 млрд лет, Marki et al, 2004) в Антарктиде Типичными примерами являются комплексы Лабрайвилл, Морин и др, образующие в провинции Гренвилл плутонический пояс протяженностью около 1900 км, сформированный в результате трех сближенных магматических событий 1 16-1 13, 1 09-1 05 и 1 02-1 01 млрд лет (Corrigan, Hanmer, 1997) Плутоны имеют зональное строение Центральные их части сложены анортозитами, окруженными мафическими породами расслоенной серии Кроме того, присутствуют еще две группы более поздних пород - высокоглиноземистые габбро и ферродиориты Первые рассматриваются как возможный представитель родоначальной магмы анортозитовых комплексов (Mitchell, et al, 1995), вторые - как их поздний остаточный расплав (Ashwal, 1993) Внешнее кольцо плутонов представлено гранигоидами, среди которых преобладают чарнокигы Реже встречаются граниты рапакиви

Магматические комплексы остальных групп этой ассоциации были сформированы в возрастном интервале 1 8-13 млрд лет и приурочены почти исключительно к длительно развивавшимся (~2 0-1 0 млрд лет) периферическим орогенам, представляющими собой фрагменты некогда единой глобальной системы аккреционных поясов, развивавшихся по границам двух суперконтинентов Нина и Атлантика (Rogers, 1996) Возрастной интервал между завершающей складчатостью и внутршшитными магматическими импульсами составляет от 100 до 350 млн лет Батолиты, согласно геофизическим данным состоят из переслаивающихся пластин (0 5-3 0 км) гранитов и основных пород и прослеживаются до глубин 20-30 км (Е1о, Koqa, 1993) Под ними фиксируется подъем границы М и уменьшение мощности коры на 10-20 км (Biiryanov et al, 2001) Гранитоиды являются доминирующим типом пород Среди них преобладают овоидные биотит-амфиболовые граниты (выборгиты и питерлиты) Биотитовые и топазсодержащие граниты характерны для апикальных частей батолитов

Анортозит-мангерит-рапакивигранит-щелочногранитная магматическая

ассоциация

В отличие от предыдущей она имеет более ограниченное распространение как в пространстве, так и во времени Плутоны этого типа известны на СевероАмериканской, Южно-Американской и Сибирской платформах, локализованы в протерозойских складчатых поясах и формировались в интервале 18-10 млрд лет Здесь также выделяется три группы комплексов (табл 1) Комагматичные вулканиты характерны для всех трех групп Возрастной интервал между магматизмом этого типа и предшествующими орогеническими событиями составляет не менее 100 млн лет

Типичный представитель этой ассоциации - Улкан-Джугджурскнй комплекс (1 74170 млрд лет), локализованный в центральной части Билякчан-Улканского вулканоплутонического пояса, протягивающегося более чем на 750 км по юго-восточной границе Сибирской платформы (Lärm et al, 1997) Последовательность событий при формировании комплекса Геранский массив анортозитов -> Южно-Учурский массив гранитов рапакиви -» улканская серия бимодальных вулканитов Северо-Учурский массив (субщелочные гиперсольвусные граниты I и II фазы) -> тела габбродиабазов —>■ Северо-Учурский массив (щелочные граниты III фазы) амундалинский вулканический комплекс комендптов и онгориолитов

Габбро-рапакивигранит-фоидитовая ассоциация Известен только один пример этой ассоциации - Бердяушский массив, расположенный в юго-восточной части Восточно-Европейской платформы, в Башкирском антиклинории, рифейские комплексы которого формировались в условиях пассивной континентальной окраины (Пучков, 2000) Со среднерифейским импульсом рифтогенеза связано внедрение Бердяушского массива - 1350110 млн лег и формирование базальт-липаритовой вулканической серии (Краснобаев и др , 1984) В составе массива выделяются три группы пород гранитоиды, основные породы и щелочные породы Преобладают граниты и кварцевые сиениты рапакиви Редко отмечаются дайки щелочных гранитов В центральной части массива развиты поздние тела щелочных и нефелиновых сиенитов Основные породы (габброиды и габброанортозиты) встречаются среди гранитоидов в виде мегаинклавов Рапакивигранит-шошонитовая ассоциация РГШ ассоциация, образующая узкие и протяженные пояса, развита ограниченно и связана с транспрессионными орогенами Типичным для этой ассоциации является совмещение гранитов рапакиви с высоко- и ультракалиевыми магматическими породами Кроме того, в нее могут входить иные граниты А-типа и калиевые граниты S-типа (Ларин, 2004) Типичный пример - Южно-Сибирский магматический пояс (1 88-1 84 млн лет, Ларин и др, 2003), протягивающийся по юго-западному обрамлению Сибирского кратона более чем на 2500 км Интервал между коллизионным событием и формированием пояса не превышает 30 млн лет (Ларин и др , 20066) В составе пояса выделено пять групп пород (1) граниты А-типа, в том числе рапакиви и чарнокиты (приморский, татарниковский, кодарский и др комплексы), (2) породы шошонит-латитовой серии (Северо-Байкальский вулканоплутонический пояс), (3) калиевые граниты S-типа (чуйско-кодарский комплекс), (4) лампроиты ханинского комплекса, (5) мафит-ультрамафитовые интрузии чинейского комплекса

2. Особенности минерального состава гранитоидов и условия их кристаллизации

Наиболее характерной особенностью минерального состава гранитов рапакиви является высокая железистость Fe-Mg-силикатов При этом экстремально высокая железистость этих минералок свойственна гранитам рапакиви первых трех ассоциаций, для которых типоморфны такие минералы как лепидомелан и ферригастингсит, высокожелезистые пироксены (феррогеденбергит, ферроавгит, ортоферросилит, пижонит) и фаялит (Свириденко, 1968, Великославинский и др , 1978, Anderson, Morrison, 2005 и др) В поздних наиболее дифференцированных топазсодержащих гранитах появляется протолитионит В гранитах рапакиви РГШ ассоциации Fe-Mg силикаты представлены биотитом и роговой обманкой, к которым иногда присоединяется гиперстен Железистость этих минералов ниже, чем в рапакиви первых трех ассоциаций (Донская и др, 2005) В гранитах S-типа РГШ ассоциации появляются первичный мусковит и турмалин Для щелочных гранитов типоморфны рибекит, эгирин, реже астрофиллит, Li-слюда и энигматит

Общим для гранитов рапакиви первых трех ассоциаций является кристаллизацияиз «сухих» и высокотемпературных магм в усовиях низкой фугитивности кислорода

Таблица 1. Типы магматических ассоциаций, содержащих граниты рапакиви

Анортознт-чаигерит-чарпокпт-рапакивш рашпили Анортозит-чаигсрнт-раплкивпгранит-шелочнограиитная Габбро-рапакнвиграннт-фоидт овая Раплкивнгрлнит-шошоннтовая

Грмшы ма!магических ассоциаций, включающих грашггы рлпакнви (с примерами конкретных комплексов)

Анортозит-чарнокитовая 2 62 млрд лет Каларский, Сибирская платформа 1 80-1 79 млрд летЛофотен-Вестерален, Балтийский щит 1 16-1 01 млрд лет комплексы пров Гренвилл, С Американская платф 0 61 млрд лет Г> бер, Антарктида Апортозит-иангерит-граншппая 1 44-1 43 млрд лет Ларами, С Американская платформа Анортозит-рапакшигранитная 1 79-1 47 млрд лет комплексы западной части В Европейской платформы Мангерит-рапакивигранитшш 1 57-1 39 млрд летСьеррада Провиденсиа, Санто Антонио и др Амазонский краток, пров Ропдония Рапакивигранитная 1 76-1 75 млрд лет Н)элтин, север С Американской платформы 1 59-1 60 млрд лет Хилтаба, ЮВ Австралия, провинция Гочер 1 54-1 31 млрд лет Парг>аза, Сан Лорецо-Карип>нац Алто Канденас и др, Амазонский кратоц Анорюозит-рапакивиграпит- ще ючнограпиттш 1 74-1 70 млрд лет Улкап- Джугджурский, Сибирская платформа 1 35-1 29 млрд лет Наин, С Американская платформа, провинция Наин Материт-рапакивигриишп- щелочпогранитная 1 24 млрд лет Стрэндж Лей к, С Американская платформа, провинция Рэй Рипякивигршшт- щеяочнограншпная 1 83 млрд лет Мапуэра, Амазонский кратон, провинция Питннга 1 79 млрд лет Телес-Пайрес, Амазонский кратон 1 08-0 97 млрд лет Санта Клара и Молодые Граниты Рондонии, Амазонский кратон, провинция Ропдопия 1 09-1 08 млрд лет Пайке Пик, С Американская платформа 1 35 мард лет Бердяушский птутон, В Европейская ппатформа, ЮУрал 1 88-1 84 млрд лет Ю Сибирский магматический пояс, ЮЗ обрамление Сибирской платформы 0 62-0 58 млрд лет магматический пояс Пл>рисериал Рибейра, складчатый пояс Рибейра, Ю Бразилия -0 6 млрд дет магматический пояс Вадп Ховар, В Африканский ороген

(/о2 < FMQ буфера) и воды (Anderson, 1987, Salonsaan, 1995, Frost et al, 2002) Для Выборгского батолита установлены температуры кристаллизации в диапазоне 850-650°С (Salonsaan, 1995, Elliot, 2001), еще более высокие температуры приводятся для гранитов комплекса Ларами, около 900°С (Anderson et al, 2003) Становление массивов осуществлялось преимущественно в гипабиссальных условиях при давлениях от 5 4 до 1 кбар (Eklund, Shebanov, 1999, Elliot, 2001, Anderson et al, 2003) Граниты РГШ ассоциации также кристаллизовались из высокотемпературных магм при давлениях от ~1 до 4-7 кбар, редко больше, в условиях варьирующих, но в целом более высоких значений фугитивности кислорода (FMQ < /01 < НМ) и воды (Wemick, Menezes, 2001, Донская и др, 2005) Кристаллизация щелочных гранитов осуществлялась в малоглубинных условиях из маловодных и крайне высокотемпературных расплавов (>950°С) в восстановительных условиях (/0; < FMQ буфер) (Smith et al, 1999)

3. Геохимические особенности магматических пород Граниты рапакиви АМЧРГ ассоциации принадлежат к высокожелезистым и высококалиевым гранитам субщелочной серии, составы которых варьируют от слабо метглиноземистых до перглиноземистых В общем, для гранитов рапакиви характерны высокие содержания К, Rb, Pb, Nb, Та, Zr, Hf, Zn, Ga, Sn, Th, U, F, REE (за исключением Eu) и низкие содержания Ca, Mg, AI, P и Sr по сравнению с известково-щелочными гранитами По мере усиления дифференцированное™ гранитов происходит последовательное увеличение содержаний Rb, Ga, Nb, Та, Sn, F, Th, U, Y, HREE и уменьшение содержаний Ti, Fe, Mg, AI, Mn, Ca, Ba, Sr, Zr и P Для REE спектров биотит-амфиболовых гранитов (рис 2а) характерно обогащение LREE, пологий наклон графика в области MREE-HREE, и наличие негативной Ей аномалии, что характерно для грантов А-типа По мере увеличения степени дифференцированности гранитов происходит обеднение LREE, обогащение HREE и «углубление» Ей аномалии Для экстремально дифференцированных топазеодержащих гранитов характерен спектр с почти равноплечным распределение REE и глубокой Eu-аномалией (Eu/Eu* = 0 08), близкий спектрам фанерозойских Li-F гранитов Спайдерграммы (рис 26), демонстрирующие плавное снижение содержаний элементов в ряду увеличения совместимых свойств элементов, с резкими негативными аномалиями для Sr, Р, Ti и Ей и менее выраженными для Ba, Nb и Та, также типичны для гранитов А-типа На дискриминационных диаграммах (рис 3) граниты рапакиви попадают в поля внутриплитных гранитов и гранитов А-типа Чарнокиты по своим геохимическим характеристикам практически идентичны гранитам рапакиви (Свиридено, 1968, Petersen, 1980) В отличие от последних им соответствуют более глубинные уровни становления (Великославинский и др , 1978, Шинкарев, Иванников, 1983) Граниты рапакиви из АМРГЩГ и ГРГФ ассоциаций геохимически близки к классическим рапакиви Балтийского щита (рис 2в-з, 4а,б) Однако щелочные граниты, входящие в эти ассоциации, демонстрируют существенные различия Например, щелочные граниты Бердяушского массива геохимически очень близки к гранитам рапакиви, отличаясь лишь слегка более высокой степенью дифференцированности Они имеют индекс агпаитности, близкий к единице, и принадлежат к K-серии Щелочные граниты АМРГЩГ ассоциации (улкан-джугджурский комплекс) показывают принадлежность к высокожелезистым гранитам Na-серии с высоким индексом агпаитности (NK/A=0 98-1 57) и резко отличаются от ассоциирующих гранитов рапакиви по уровню обогащения

большинством некогерентных элементов Спайд ер граммы и REE-спектры этих гранитов (рис 2д,е) близки к типичным анорогенным редкометальным щелочным гранитам фанерозойского возраста с источником OIB типа (см Коваленко и др, 2002) Экстремально фракционированными породами являются поздние экструзивно-вулканогенные образования, где сосуществуют комендиты и онгориолиты (рис 2ж,з) Первые принадлежат к Na-серии агпаитовых пород, вторые - к К-серии плюмазитовых пород Аналогичная ассоциация экстремально фракционированных гранитов этих двух серий характерна для комплексов Наин (Miller et al, 1997), Мапуэра (Lenharo et al, 2003) и Молодые Граниты Рондонии (Bettencourt et al, 1999) Все граниты этих двух ассоциаций принадлежат к типичным внутриплитным гранитам А-типа (рис 3)

Рис 2. Графики распределения REE (а, в, л, и спайдергрлммы (б, г, е, э) пород Салминского батолита и Улкан-Д/Rj гджурского вулкано-плутоиического компиекса, нормированные к \ондриту (Tayloi, McLennan, 1985) и примитивной мантии (Sun, McDonough, 1989), соответственно.

а-б - граниты Салмин-ского батолита (СМ - Салминский массив, УМ - Улялегский массив),

в-з - породы Улкан-Джугджур-ского вулканоплутонического комплекса в-г - гранит Южно-Учурского массива и вулканиты улканской серии (СМ и ВМ -овоидные биотит-амфиболо-вые граниты Салминского и Выборгского масссивов, средние значения), д-е - гранитоиды Северо-Учурского массива, ж-з - породы амундалинского вулканогенно-экструзивного комплекса

Гранитоиды РГШ ассоциации отличаются наибольшим разнообразием составов

Например, в Южно-Сибирском магматическом поясе выделяется три геохимически отличных группы гранитоидов и ассоциирующих вулканитов шошонит-латит-трахириолитовая, рапакивигранит-чарнокитовая и S-гранитовая В этом ряду наблюдается последовательное увеличение глиноземистости пород от низко- до высокоглиноземистых гранитов (ASI до 1 б), снижение содержаний HFS-элементов и возрастание LILE/HFSE отношения (рис 4в-з) Породы первых двух групп относятся к гранитам A-типа (рис За), однако к типично «внутриплитному» геохимическому

ют

à " Kitapueiiil сиенит (СМ)

<"' llHTLpiinfCM) S^tX. а Кр ! Hi rpjjiji 'CU) t. * i üi-грипт ií",'

10(4 10(1 10 1 01

фашгги |шан1шл Ьалтинснмт) шита

■ ' г ' ' ' ■ ' ' i ' ' ' '

c-CHeffljT н шс.1Г|Ы1шт -«• Bí-грашгг I cu Ó<«cmrt 1 ' r 1 1 1 1 I I 1 1

ША

/Î

11111 111111111111 м

V

"На - ВЧ;1

i i 11 1111 11111 i i 111 i м_!

/V с

типу можно отнести только высокалиевые гранитоиды первой группы (СевероБайкальский вулканоплутонический пояс), которые геохимически наиболее близки к гранитам рапакиви АМЧРГ ассоциации (Неймарк и др , 1998, Ларин и др , 2003а, б) Остальные же по целому ряду своих геохимических признаков занимают граничное положение между орогеническими и внутриплитными гранитами На дискриминационных диаграммах Дж Пирса (рис 36) они вместе с Б-гранитами третьей группы занимают поле посторогенных гранитов (Ларин и др , 20066)

На диаграммах У-1ЧЪ-7г/4 и У-МЬ-Се (ЕЬу, 1992) все субщелочные граниты различных ассоциаций попадают в поле Д2 - поле, представляющее магмы, отделенные от континентальной или андерплейтовой коры В это же поле попадают и щелочные граниты, которые в крайне ограниченном объеме встречаются в массивах АМЧРГ и ГРГФ ассоциаций В то же время щелочные граниты АМРГЩГ

Zr+Nb+Ce+Y Y + Nb

Рис. 3. Дискриминационные диаграммы для гранитов рапакпвп н ассоциирующих гранитов и кислых вулканитов (а) - FeO*/MgO-(Zr+Nb+Ce+Y) по (Whalen et al, 1987); (б) -Rb-(Y+Nb) по (Peaice et al., 1984)

1 - АМЧРГ ассоциация (батолиты Балтийского щита), 2 - АМРГЩГ ассоциация (Улкан-Джугджурский и Мапуэра комплексы, Пайке Пик массив), 3 - ГРГФ ассоциация (Бердяушский массив), 4 - РГШ ассоциация (Южно-Сибирский магматический пояс) Примечание высокодифференцированные граниты исключены из выборок Поля диаграммы ORT - орогенические недифференцированные граниты M-, I- и S-типов, FG - фракционированные орогенические граниты, VAG - граниты островных дуг, Syn-COLG - синколлизионные граниты, Post-COLG - постколлизионные граниты, ORG -граниты океанических хребтов, WPG - внутришштные граниты

ассоциации ложатся в поле Ai - поле гранитов, представляющих собой дифференциаты базальтовых магм, отделенных от источников типа OIB На мантийный источник этого типа гранитов указывают также значения «канонических» отношений элементов, используемых для оценки источников разнообразных мантийных магм (Коваленко и др , 2007) В частности, средние значения отношений Nb/U, Zr/Nb и Th/Ta в щелочных гранитах АМРГЩГ ассоциации улкан-джугджурского комплекса - 48, 7 3 и 1 3, близки к этим отношениям в OIB - 47 05, 5 83 и 1 48 (Sun, McDonough, 1989) Субщелочные гиперсольвусные граниты этого комплекса имеют транзитный характер, перекрывая поля А] и А2 Вероятно, их происхождение связано со смешением этих двух различных типов гранитных магм

Нефелиновые и щелочные сиениты Бердяушского массива относятся к миаскитовому типу (NK/A = 0 66-1 06) По сравнению с агпаитовыми щелочными породами они обеднены некогерентными элементами Для REE характерна высокая

степень фракционированное™ ([La/Yb]N = 20 0-30 6) и умеренная негативная Eu аномалия (0 68-0 39)

Породы габбро-анортозитового комплекса АМЧРГ и АМРГЩГ ассоциаций близки по химическому и минеральному составу и являются типичными представителями «massif-type anorthosite» Для анортозитов характерно обогащение элементами, имеющими геохимическое сродство с плагиоклазом (Sr, Eu) и обеднение всеми другими совместимыми и несовместимыми элементами Для REE спектров типично обогащение LREE ([La/Yb]N = 6 44-18 3) и заметная положительная Eu аномалия (до 6 7) Ферродиориты отличаются высокой железистостью и имеют высокие содержания Fe, Ti, Р, Ва, Zr, Zn, Y и REE и низкие содержания совместимых элементов REE спектры имеют фракционированный характер ([La/Yb]N = 8 7213 6) со слабо проявленной отрицательной Eu аномалией Высокоглиноземистые

-с-! лта>и'цлщикч. 4-1 Ь'да^кин I с 'I 'I I I 1 < I » t »

JO!

Ш)

' ' ' ' ' ' ' ' ' f Г I 1 I I I I I I t I 1

t-îfa>,HJ!№lJl)IT о îpj\upLKUnn

ft

' lern

•Äll

97 W

Рис. 4. Графики распреде-лепия REE (а, в, д, ж) и спайдерграммы (б, г, е, з) пород Бердяушского массива и ассоциирующих вулканитов и Юлсно-Сибирского магматического пояса, нормировлн-иые к хондриту (Taj lor, McLennan, 1985) и примитивной мантии (Sun, McDonough, 1989), соответственно

а-б - граниты Бердяуш-ского масссива и риолит машакской свиты (ВМ - овоидные биотит-амфибо-ловые граниты

Выборгско-го массива, среднее значение),

в-з - Южно-Сибирский магматический пояс в-г -граниты рапакиви Приморского батолита (СМ и ВМ - овоидные биотит-амфибо-ловые граниты Салминс-кого и Выборгского массивов, средние значения), д-е - граниты чуйско-кодарского и кодарского комплексов, ж-з -породы Северо-Байкальского вулканоплутонического пояса

WWW

габбро отличаются наибольшей магнезиальностью (Mg# = 54-59), наиболее высокими содержаниями совместимых элементов и наибольшей истощенностью некогерентными элементами Для них характерен REE спектр близкий к анортозитам ([La/Yb]N = 9 8, Eu/Eu* = 5 29), но с более низкими содержаниями REE

Габброиды ГРГФ ассоциации принадлежат к умеренно титанистым н умеренно железистым породам толентовой серии По сравнению с основными породами

АМЧРГ и АМРГЩГ они несколько обогащены совместимыми элементами и обеднены LIL-элементами

Базальты относятся преимущественно к дифференцированным высокожелезистым континентальным толеитам, обогащенным некогерентными и обедненным когерентными элементами Их состав варьирует от высоко-Ti базальтов повышенной щелочности в АМРГЩГ ассоциации до низко-Ti базальтов, близких к E-MORB в ГРГФ ассоциации Низко-Ti базальты РГШ ассоциации принадлежат к шошонитовой серии На дискриминационных диаграммах Zr/Y-Zr и Zr/4-2Nb-Y все они ложатся в поле внутриплитных базальтов Некоторое смещение составов этих пород на графиках Th/Yb-Ta/Yb и Th-Hf73-Ta в сторону полей базальтов активных континентальных окраин, а также наличие отрицательных Nb-Ta аномалий на спайдерграммах, указывает на литосферный компонент в источниках этих пород

Таким образом, особенности минерального и химического состава большинства пород рассматриваемых ассоциаций указывают на их дифференцированный характер Геохимические характеристики пород свидетельствуют об их внутриплитной природе Среди гранитоидов можно выделить три главные группы К первой относятся классические граниты рапакиви магматических ассоциаций первых трех типов, которые являются типичными представителями внутриплитных субщелочных гранитов А2-типа От других гранитов А2-типа их отличает экстремально высокая железистость как пород, так и Mg-Fe силикатов, наиболее высокие содержания К20, HFSE, REE и F, а также кристаллизация из «сухих», высокотемпературных магм в резко восстановительных условиях Высокие концентрации некогерентных элементов даже в слабо дифференцированных гранитах свидетельствуют о низких степенях парциального плавления источника в ходе генерации первичных магм этих гранитов Эволюция этих гранитов осуществляется по плюмазитовому тренду Конечным продуктом глубокой дифференциации этих магм являются Li-F граниты, представляющие собой типичные редкометальные граниты Низкие значения /02 ufmo гранитов, отражают низкие /02 п/Н1о источника Принадлежность гранитов к типу А2 и наличие Nb-Ta негативной аномалии, свидетельствуют о том, что источник типа OIB для них маловероятен, и, наоборот, о важной роли литосферного компонента Ко второй группе относятся щелочные граниты АМРГЩГ ассоциации, представляющие собой высокожелезистые, высокодифференцированные граниты Артипа Na-серии, максимально обогащенные некогерентными элементами, особенно группы HFSE, HREE и F Эти граниты также кристаллизуются из «сухих», «восстановленных» и очень высокотемпературных магм, эволюция которых осуществляется по агпаитовому тренду Наиболее дифференцированные породы этой серии представлены экстремально обогащенными некогерентными элементами альбитовыми гранитами, грорудитами и комендитами, также принадлежащими к редкометальным гранитам Связь этих гранитов с мантийным источником типа OIB представляется наиболее вероятной

К третьей группе относятся субщелочные калиевые граниты, варьирующие по составу от гранитов А2-типа до S-гранитов Эти граниты принадлежат исключительно к РГШ ассоциации Общим для всех них является повышенная глиноземистость и железистость и повышенные содержания некогерентных элементов, в первую очередь LILE По сравнению с классическими рапакиви для них в целом характерна более высокая футативностъ кислорода и воды, они также несколько обеднены калием, HFSE и HREE, менее дифференцированы и принадлежат к геохимическому типу «посторогенных» гранитов

Второе защищаемое положите Образование рапакшигранитсодержащих магматических комплексов происходило в ходе неоднократных импучьсов внедрения мафических и фельзических магм, связанных с дискретно и д штелыю (до 50 млн лет) функционирующим сублитосферным мантийный источником. Дттельность кристаллизации магм не превышала 1-2 млн. лет.

Геологические процессы подразделяются на длительные и быстрые Среди магматических к первым можно отнести процессы на конвергентных границах плит, длительность которых может достигать 150 млн лет, (Зоненшайн, Кузьмин, 1992) К быстрым чаще относится внутриплитный магматизм Наибольшей кратковременностью магматизма (до 5 млн лет) отличаются «Большие Магматические Провинции» (LIP) (Van Schmus, 2003) Чтобы оценить длительность магматического процесса в различных типах рапакивигранитсодержащих ассоциаций были произведены специальные геохронологнческие исследования Салминского батолита, улкан-джутджурского комплекса и Южно-Сибирского магматического пояса Кроме того, современные геохронологические исследования показали, что с помощью U-Pb датирования могут быть решены вопросы возраста кристаллизации конкретных интрузий или фаз внедрения Прецизионная геохронология интрузивных импульсов может быть использована для оценки длительности существования магматического очага, динамики его развития, скорости внедрения магмы и скорости кристаллизации, и их изменений во времени Рапакивигранитсодержащие магматические комплексы представляют собой благодатный объект для такого рода исследований, тк отличаются длительностью формирования и полифазностью, разнообразием пород и высокой степенью их дифференцированное™

Обычно принимается, что интервал времени между кристаллизацией циркона и его остыванием ниже температуры, когда прекращается диффузия РЬ, является очень небольшим - значительно меньше, чем погрешность определения возраста Однако скорость остывания интрузии зависит от ее размера и геометрии, глубины внедрения, начальной температуры магмы, термальной проводимости вмещающих пород, повторяемости магматических импульсов (Taeger, 1957, Chesley et al, 1993) Таким образом, эффект медленного остывания может стать существенным при датировании крупных гранитоидных плутонов

Чтобы проверить это была исследована серия цирконов ранней и поздней генераций из питерлита центральной части Салминского батолита АМЧРГ ассоциации Выявленное отсутствие различий в возрастах между ними можно расценивать как свидетельство того, что продолжительность кристаллизации гранита не превышает погрешности датирования ±1-2 млн лет (Amelin et al, 1997) Полученные данные не противоречат результатам моделирования длительности существования крупной магматической камеры с гранитной магмой, которая не превышала 105 лет (Huppert, Sparks, 1988) Следовательно, существование композитных батолитов со временем «жизни» в несколько миллионов лет, в состав которых входят интрузивные фазы геохимически примитивных типов гранитоидов, значимо различающихся по возрасту, требует повторяющихся событий магмогенерации

Проведенные геохронологические исследования различных пород Салминского батолита свидетельствует о том, что в нем можно выделить, по крайней мере, шесть различных по возрасту эпизодов магматической активности, которые укладываются в возрастной интервал 17 млн лет (Larin et al, 1996, Amelin et al, 1997) I 1547 млн

лет - габбро-анортозитовый комплекс, II 1543 млн лет - кварцевые сиениты, Ш 1541-1535 млн лет - ранний комплекс гранитов рапакиви (1) 1541-1538 млн лет -выборгиты и питерлиты, (2) 1538-1535 млн лет - крупнозернистые биотитовые граниты, (3) 1535 млн лет - мелкозернистые лейкограниты, IV 1535 млн лет -поздний комплекс гранитов рапакиви, V 1531 млн лет - высокоглиноземистые оливиновые габбро, VI 1530 млн лег - граниты Улялегского сателлита

Интервалы между магматическими импульсами фельзических магм составляют 3 5-5 0 млн лет Выявляемый ряд гранитоидов отражает не отдельные стадии эволюции единого расплава, как это полагалось ранее (Великославинский и др, 1978), а является отражением периодически повторяющихся импульсов внедрения исходных магм гранитов рапакиви, каждый из которых может сопровождаться своей более «продвинутой» серией гранитов (вплоть до 1л-Б гранитов) Установленная хронология магматического внедрения, по-видимому, может аппроксимировать хронологию эволюции магматических источников В бимодальных магматических комплексах, к которым относится и Салминский батолит, гранитоидная маша всегда выступает в качестве вторичного продукта деятельности мафических мантийных магм Соответственно каждый импульс фельзической магмы является следствием импульса мафической магмы На одновременность существования этих магм указывают также и явления минглинга, проявленные в гранитах рапакиви Таким образом, выявленная дискретность магматизма отражает дискретное поведение мантийного источника

Близкая картина устанавливается и для других плутонов этого типа Например, геохронологические данные по Выборгскому (Уааз^Ь е1 а1, 1991, 1993, Биопипеп, 1991, А1ую1а е1 а1, 1999) и Коростеньскому (Щербак и др , 1989, АтеЬп е1 а1, 1994) батолитам свидетельствуют о еще большей длительности (50 и 35 млн лет, соответственно) их становления

Сходная картина выявлена также и для АМРГЩГ ассоциации Длительность формирования улкан-джугджурского комплекса составляет как минимум 30 млн лет (Неймарк и др , 1992а,б, Ьапп сЧ а1, 1997) Еще больше длительность формирования комплекса Найн ~ 50 млн лет (11уап, 2000) Для улкан-джугджурского комплекса выделены три стадии формирования, каждая из которых завершается общим воздыманием и формированием кор выветривания I (1) 1736 млн лет - анортозиты джугджурского комплекса, (2) 1727 млн лет - граниты рапакиви Южно-Учурского массива, II (1) 1720 млн лет - вулканиты улканской серии, (2) 1721-1716 млн лет -субщелочные граниты Северо-Учурского массива, (3) 1718 млн лет - габбродиабазы гекунданского комплекса, (4) 1705 млн лет - щелочные граниты Северо-Учурского массива, (5) <1705 и >1670 млн лет - амундалинский комендит-онгориолитовый комплекс, III —1670 млн лет - базальты уянской серии

Геологические и геохронологические данные свидетельствуют об одновременном существовании основных и кислых магм, а также кислых агпаитовых и плюмазитовых магм, связанных, как это будет показано ниже (глава 3), с различными источниками

Образование гигантского Южно-Сибирского магматического пояса, типичного представителя РГШ ассоциации, занимает максимум 40 млн лет При этом по простиранию пояса, в направлении с востока на запад, происходит его закономерное омоложение от 1 88 до 1 84 млрд лет (Ларин и др, 2003) Длительность формирования отдельных, достаточно крупных, сегментов этого пояса значительно меньше Например, для Северо-Байкальекого вулканоплутонического пояса (1869-

1854 млн лет) эта величина составляет 15 млн лет (Ларин и др , 2003) Абсолютно такая же длительность формирования (~ 40 млн лет) присуща и магматическому поясу Плурисериал Рибекра (620-580 млн лет) в Бразилии (Wernick, Menezes, 2001)

Длительность формирования индивидуальных батолитов для всех рассматриваемых магматических ассоциаций достаточно велика (15-50 млн лет) Она значительно выше, чем для LIP или для большинства щелочных и щелочногранитных интрузий В то же время она практически совпадает с длительностью формирования палеорифтов По данным Л И Лобковского и др (2004) длительность их формирования сопоставима независимо от их возраста и составляет 10-50 млн лет Дискретность их формирования проявляется в том, что каждый батолит образуется в ходе неоднократных импульсов внедрения мафических и фельзнческих магм, причем интервалы между этими импульсами могут варьировать от 2-5 до 10 млн лет, а длительность кристаллизации магм не превышает 1-2 млн лет Батолиты имеют сложное строение и состоят из более мелких плутонов, каждый из которых имеет индивидуальную линию эволюции от примитивных до высокофракционированных составов Такое же композитное строение типично и для автономных анортозитов (Ashwall, 1993)

Очевидно, что энергетическим источником, приводящим к формированию мафических и фельзнческих первичных магм, является вещество горячей сублитосферной мантии Наиболее вероятным механизмом формирования этих магм является адиабатический апвеллинг сублитосферного мантийного материала, который может быть обусловлен литосферным растяжением илн действием мантийного плюма Длительность существования таких магматических систем, вероятно, обусловлена энергетическим потенциалом мантийного источника, что находит свое отражение в корреляции длительности формирования батолитов и их размеров Дискретность магматизма, вероятнее всего, отражает пульсационную эволюцию такого источника Мантийный источник, с которым связан рассматриваемый магматизм является значительно более мелким и более медленно развивающимся по сравнению с процессами магмагенерации в мантийных суперплюмах, продуцирующих магматизм LIP

Третье_защищаемое_положение. Формирование магм

ранакаеигранишсодержащих ассоциаций протекало в ходе сложных процессов мантийно-корового взаимодействия. Для щелочных гранитов доминирующим является мантийный источник типа OIB. Смешанные, мантийно-коровые, источники характерны для субщелочных гранитов Для всех магматических ассоциаций, за искчючением рапакиоигранит-шошонитовой, устанавтваются нижнекоровые источники, тогда как diя последней ассоциации характерны средне- и верхнекоровые источники.

Большинством исследователей генезис гранитов A-типа, в том числе и рапакиви, рассматривается исключительно в связи с базитовым магматизмом При этом связи кислых и базитовых магм ограничиваются тремя возможными вариантами (1) базитовые магмы - источник тепла для плавления коровых пород (Collins et al, 1982, Ramo, Haapala, 1996, Шарков, 1999, Богатиков и др, 2006), (2) кислые магмы субщелочного типа образуются в ходе фракционирования толеитовых магм (Великославинский и др, 1978, Weaver et al, 1992), а исходные магмы щелочных гранитов - при фракционировании базитов гаваитового типа (Barben et al, 1975, Коваленко, 1977, Вошп, 1996), (3) комбинированные модели, когда привлекаются

мантийный и коровый источники (Ларин и др , 1991, Vernikovsky et al, 2003, Bomn, 2004, 2007) Рассмотрим возможные изотопные и геохимические ограничения для всех четырех типов рапакивигранитсодержащих магматических ассоциаций Анортозит-мангерит-чарнокит-рапакивигранитная ассоциация Анализ данных по изотопному составу (Nd, Sr и Pb) анортозит-рапакивигранитных комплексов этой ассоциации (Ларин и др , 1991, Довбуш и др , 2000, Suominen, 1991, Ramo, 1991, Ramo, et al, 1996, Neymark et al, 1994, Larin et al, 1996, Andersson et al, 2002) западной части Восточно-Европейской платформы позволяет выделить три различных типа плутонов (1) тип Выборгского батолита, (2) тип Салминского батолита и (3) тип массивов Центральной Швеции (табл 2)

В регионе доминируют плутоны первого типа В координатах %а(Т)-Т (рис 5) породы этих плутонов локализованы в основном в поле изотопной эволюции Nd свекофеннской континентальной коры Наиболее радиогенным изотопным составом Nd (eN<t до +2 1) отличаются ранние и геохимически самые примитивные дайки диабазов ISr основных пород близки к среднему составу субконтинентальной

14 15 16

Т, млрд лет

Рис. 5 Диаграмма Evd(T)-T для рапакивигранитсодержащих магматических плутонов ВосточноЕвропейской платформы. Составлена с учетом данных (Довбуш и др, 2000, Ramo, Haapala, 1995, Ramo, et al, 1996, Andersson et al, 2002, Shumylyanskyy et al, 2006)

Незалитые контуры - граниты рапакиви, залитые серым цветом -габбро-анортозитовый комплекс,

залитые черным цветом - дайки диабазов и базальты, контуры со штриховкой - щелочные и нефелиновые сиениты Массивы I - Коростеньский, II

- массивы ЮВ Финляндии, 1П - массивы ЮЗ Финляндии, IV - Рижский, V - Салминский, VI

- массивы Центральной Швеции, VII - Нордингра, VIII - Бердяушский

Нанесены также БМ, СН1Ж, поля эволюции изотопных составов № свекофеннской коры и архейской коры Карельского кратона, а также линии эволюции изотопных составов № пород тектонического блока Тараташ (Южный Урал) пунктирная линия (авторские данные), сплошные линии (Попов и др, 2002)

литосферной мантии (БСЬМ) Граниты также отличаются низкими значениями 15г, что свидетельствует об источнике с низким КЬ/Бг отношением На диаграмме см-15г (рис 6) они вместе с гранитами рапакиви других типов образуют линейный тренд на продолжении мантийной последовательности, резко отличаясь от большинства гранитов мира РЬ-изотопные характеристики гранитов и основных пород практически идентичны и полностью соответствуют ювенильному раннесвекофеннскому коровому источнику (см Уаа5^1а, 1981) Основные породы в результате коровой контаминации практически полностью утратили информацию о

мантийном источнике (Ramo, 1991) В координатах ■2и/РЬ/"и4РЬ-люРЬ/204РЬ 208Pb/204Pb-206Pb/204Pb (рис 7а,б) изотопные составы обыкновенного РЬ батолитов этого типа тяготеют к орогенной эволюционной кривой (модель Плюмботектоника,

и

Zartman, Doe, 1981), имеющей близкие параметры со среднемировой кривой (Stacey, Kramers, 1975) Все это свидетельствует о том, что важнейшим компонентом источника этих гранитов рапакивн была ювеннльная палеопротерозойская (~1 9 млрд лет) кора

0 700 0 705 0 710 0 715 0 720 0 725 0 730 ISr

- Бердяушский массив, Н - комплекс Найн гранитов I - Северо-Американская Кордильера, (Китай), III - герциниды Западной Европы, IV -Австралия

Рис. б. Диаграмма Evi-Isn показывающая положение гранитов рапакиви и попей фанерозойскнх орогеническпх гранитов мира. По данным (Taylor, McLennan, 1985, Anderson, Morrison, 1992, Emshe et al, 1994, Neymark et al, 1994, Belyaev et al, 1995, Lann et al, 1996, Ramo et al, 1996, Jahn et al, 2000, Dewane, Van Schmus, 2007, Vigneresse, 2005)

Залитые прямоугольники - поля гранитов рапакиви Р - Рижский батолит, BP - массив Вольф-Ривер, ЮФ - батолиты Ю Финляндии, С - Салминский батолит, Б I-V - поля фанерозойскнх орогенических II - Центрально-Азиатский складчатый пояс - каледониды Западной Европы, V - Южная

Ко второму типу относится только Салминский батолит (Ларин и др, 1991, Neymark et al, 1994) На диаграмме En<i(T)-T породы батолита лежат между полями изотопной эволюции Nd свекофеннской и позднеархейской коры, что явно указывает на смешанный характер источников этих пород По изотопному составу Sr породы Салминского батолита мало отличаются от плутонов первого типа (Lann et al, 1996) На диаграммах 206Pb/2WPb-207Pb/2WPb и 208РЬ/20ТЬ-20бРЬГ4РЬ (рис 7а,б) точки ложатся между эволюционными кривыми мантии и нижней коры, а значения отношений 20бРЬ/"мРЬ, 207РЪ/2МРЬ и 208РЬ/2(МРЬ существенно ниже модельных на возраст батолита Для всех пород также характерны низкие значения параметра ц2 (8 53-9 23) и повышенные значения к2 (3 86-4 38) Все это указывает на древний деплетированный по U нижнекоровый протолит для этого батолита Изотопный состав РЬ основных пород, более примитивный, чем DM, отражает глубинную нижнекоровую контаминацию Наиболее близок к породам Салминского батолита изотопный состав РЬ гнейсогранитов куполов основания Саво-Ладожской зоны (Ларин и др , 1991) Из этого следует, что вещество близкое к ним по изотопному составу РЬ могло играть роль возможного корового компонента для источника этих гранитов рапакиви Наиболее примитивным изотопным составом Nd и Sr (с\д(Т) = -19 -2 7 и ISr = 0 7032) отличаются высокоглиноземистые габброиды, одни из самых поздних и наименее контаминированных пород батолита и, возможно, представляющие составы родоначальных магм габбро-лнортозитовых комплексов (см Mitchell et al, 1995)

Массивы третьего типа (Центральная Швеция) схожи с Салминским батолитом (табл 2), отличаясь только пониженными значениями как параметра fi2, так и к2 Приведенные данные указывают на три типа коровых компонентов, принимавших участие в петрогенезе рассматриваемых гранитов рапакиви Первый наиболее близок к свекофеннской (~1 9 млрд лет) ювенильной коре (см Huhma, 1986) Второй компонент - это неоархейская нижняя континентальная кора, деплетировапндя на

ЫЪ-элементы, с низким и/РЬ и ЯЬ/Бг н повышенным Пг/и отношениями Третий компонент также имеет изотопные характеристики древней нижней континентальной коры, но деплетированной и по и, и по ТЪ Три «изотопно-различных» типа анортозит-рапакивигранитных комплексов имеют различное тектоническое

2«рЬ/2<НрЬ :МрЬ/204рЬ

Рис. 7 Диаграмм-ммы 208Pb/I04Pb-206Pb/2(l4Pb и г°7РЬ/2МРЬ-20бРЬ/204РЬ для полевых шпатов гранитов рапакивн и сингенетпчных галеннтов (а) и (б) - ВосточноЕвропейская платформа; (в) и (г) - Сибирская платформа

(а-б) 1 - АМЧРГ и 2 - ГРГФ ассоциации, (в-г) 1 - АМРГЩГ и 2 - РГШ ассоциации

Массивы и комплексы Б - Бердяушский, В - Ю Финляндии, К - Коростевьский, Кд -Кодарский, ЦШ - Центральной Швеции, С - Салминский, СБВПП - Северо-Байкальский вулканноплутонический пояс (1 - ранние магматические образования пояса (риолиты малокосинской свиты), 2 - граниты ирельского комплекса и поздние кислые вулканиты домугдинской, хибеленской и чайской свит), Ч-К - чуйско-кодарский, У - улкан-джугджурский

Контуры залитые серым цветом - граниты с AR-коровыми протолитами, контуры с вертикальной штриховкой - граниты с PRj-коровыми иротлитами Кривые эволюции изотопного состава Pb НК, М, Ор и ВК - нижнекоровая, мантийная, орогенная и верхнекоровая кривые, соответственно, по модели Плюмботектоника-2 (Zartman, Doe, 1981) Цифры у кривых - модельные возрасты в гард лет

положение в пределах палеопротерозойской складчатой области Фенноскандинавского и Сарматского тектонических доменов Комплексы первоготипа приурочены к зоне распространения ювенильной континентальной коры Массивы Центрально-Шведского типа локализованы в краевой части свекофеннской зоны в пределах Ботнийского микроконтинента, где в глубинных горизонтах, по-видимому, присутствуют домены архейской нижней коры, возможно фрагменты Карельского кратона (Andersson et al, 2002) Салминский батолит расположен на границе с Карельским кратоном

Nd-изотопные данные для гранитов рапакиви Салминского батолита указывают на смешанный, характер их источника, вероятнее всего, обусловленный процессами

мантийно-корового взаимодействия О важной роли мантийного компонента в петрогенезисе гранитов рапакиви свидетельствуют высокие температуры кристалли-

Таблица 2. Типы «изотопно-различных» массивов анортозит-рапакивигранитного типа западной части Восточно-Европейской платформы С привлечением данных (Ramo, 1990, 1991, Ramo et al, 1996. Andersson, 1997, Степанюк и др , 1998)_

Типы массивов Выборгский Сал минский Центрально-Шведский

Возраст 1790-1540 млн лет 1547-1530 млн лет 1525-1500 млн лет

Массивы Выборгский, Алланд, Лантала, Вехмаа, Рижский, Нордингра, Коростеньский Салминский, Улятегскин Родо, Рагунда, Ячтчанд-Ангерчанлан района

Гранитоиды

£n<í(T) +0 1 до-3 1 -5 7 до-9 2 -4 8 до -8 2

Isr 0 7052-0 7060 0 7044-0 7053 ?

Ц2 9 63-9 98 8 53-9 23 8 32-8 89

К2 3 56-3 86 3 86-4 38 3 42-3 76

Основные породы

£ш(Т) +2 1 до-17 -1 9 до -7 9 -6 2 до -8 5

Isr 0 7035-0 7037 0 7032-0 7057 0 7036-0 7053

9 62-9 99 8 61-8 90 8 30-9 02

*2 3 65-3 97 3 93-4 25 3 55-3 81

Примечание р = 238U/204Pb и к = 232Th/238U в индивидуальном источнике обыкновенного РЬ, отнесенные на настоящее время, и к^, вычисленные по модели (Stacey, Kramers, 1975)

зации исходных магм, низкие значения f02 гранитов, ограничивающие возможные источники их магм и в первую очередь толеитовой серией пород, особенности состава минералов рапакиви и когенетичных основных пород На существенную роль мантийного компонента в источнике этих гранитов указывают и данные по изотопному составу кислорода (Anderson, Morrison, 2005) Кроме того, граниты рапакиви близки по минеральному и химическому составу гранитам чисто мантийного происхождения, таким как граниты океанских островов (Frost et al, 2002), не говоря уже о фаялитовых гранитах Луны или о стеклах близкого состава в астероидах (Bonin, 2007) Модель чисто корового протолита тоналитового состава, образованного при смешении вещества архейской и свекофеннской коры (Ramo, 1991) маловероятна, т к полученный в ходе парциального плавления такого протолита гранитный расплав будет отличаться от гранитов рапакиви существенно более высокими значениями фугитивности кислорода (Skjerlie, Johnston, 1993)

Мантийно-коровое взаимодействие может протекать по двум альтернативным сценариям (1) смешение базальтового расплава или его фельзических фракционатов с коровыми анатектнческими расплавами в нижней коре и последующая дифференциация гибридных магм (Poitrasson et al, 1995), либо фракционирование базальтовой магмы в открытой системе параллельно с ассимиляцией корового материала (модель AFC, DePaolo, 1981), (2) переплавление базитового андерплейта и вмещающих его нижнекоровых пород (DePaolo et al, 1990) В модели смешения основными проблемами являются объемы кумулятивного материала, соотношения объемов пород кислого и основного состава, и бимодальности, притом, что количество корового компонента при подобном смешении лимитируется как

изотопным составом Nd и Sr, так и футитивностью кислорода в конечных гранитах Модель AFC также не решает проблемы Согласно этой модели мы были бы вправе ожидать постепенного выравнивания Nd и Sr изотопных характеристик между двумя крайними членами базальтовой магмой и коровым веществом Кроме того, в ходе развития AFC процесса должны были бы возникать большие объемы пород среднего состава Альтернативный подход - это парциальное плавление ранее образованных континентальных толеитов и их дифференциатов, для которых характерны высокие содержания HFS- и LIL- элементов Например, для диабазов субйотния и базальтов йотния, ассоциирующих с гранитами рапакиви Балтийского щита, типичны высокие содержания К20 (1 04-2 49%), F (0 11-0 30%), Rb (21-91 ppm), Zr (170-477 ppm), Nb (20-53 ppm), Y (36-74 ppm), значительно более высокие, чем в нижней или даже верхней, континентальной коре и сопоставимые с гранитами А-типа Количество гранитного расплава, которое может генерироваться в рамках подобной модели, зависит как от масштабов базальтового андерплейтинга, периодически повторяющегося в ходе конкретного магматического события, так и от степени дифференциации вещества этого толеитового источника Пролонгированный рифтинг приводит к подъему сублитосферной мантии близко к Мохо, что индуцирует плавление «андерплейтовой» коры В рамках этой модели можно более или менее адекватно объяснить и изотопные и геохимические особенности гранитов рапакиви рассматриваемой ассоциации При этом /02 и fmo гранитов рапакиви ограничивают количество водного и окисленного парциального корового расплава, который мог быть добавлен в эти магмы В то же время Nd изотопные данные, а также объемы плутонов рапакиви указывают на существенный вклад корового вещества в исходную магму Из этого следует, что, плавление осуществлялось в наиболее нижних, существенно базитовых, горизонтах коры с низкими значениями fo2 и fH2o, либо термальное воздействие базальтового андерплейта еще больше «обезвоживало» вмещающие нижнекоровые породы, а отделявшиеся от них «восстановленные» флюиды в ходе метасоматоза вмещающих пород снижали в них фугитивность кислорода О низких значения /02 и /то в нижних горизонтах коры свидетельствуют также безводный и восстановленный характер пород габбро-анортоттовых комплексов этой ассоциации (см Ashwal, 1993, Шарков, 1999), исходные магмы которых ассимилировали громадное объемы (до 75%) нижнекорового материала (Emslie et al, 1994, Ларин и др, 2002)

Слабым местом рассматриваемых моделей является несоответствие между гигантскими объемами гранитов рапакиви и существенно основным составом их потенциальных источников Возможным выходом из этой ситуации может быть привлечение представлений о нижнекоровом метасоматозе Экспериментальные исследования ИД Рябчикова (1988) показали, что при высоких давлениях водный флюид может содержать десятки процентов силикатов, обогащенных щелочами Изучение нижнекоровых ксенолитов северо-запада Восточно-Европейской платформы, представленных мафическими гранулитами (10-16 кбар) показало, что они были сформированы в ходе двух тектонических событий 2 5-2 4 и ~1 7 млрд лет (Неймарк и др, 1993, Markwick, Downes, 2002, Downes et al, 2002) Оба эти эпизода соответствовали внутриплитным событиям литосферного растяжения Ксенолиты, особенно высоко-Ti метабазальты обогащены HFS-элементами (Nb до 49-106 ppm, Zr - 180-382 ppm, Y - 25-34 ppm, La - 23-38 ppm, Kempton et al, 1995) В этих породах неравномерно проявлен нижнекоровый метасоматоз, выражающийся в образовании вторичного флогопита и амфибола, и сопровождающийся существенным привносом

LIL-элементов (К20 до 1 56-2 60%, Rb до 62-75 ppm и Ва до 790-1280 ррт) Подобная нижняя кора, сформированная в ходе протерозойских внутриплитных процессов андерплейтинга, и частично преобразованная в результате нижнекорового метасоматоза является наиболее благоприятным источником для формирования родоначальных магм гранитов рапакиви

Проблема экстремально высокой калиевости гранитов рапакиви определяется, по-видимому, как повышенной калиевостыо источников, так и режимом летучих компонентов в ходе низких степеней парциального плавления их протолитов и дальнейшей эволюции расплавов Внутриплитные базитовые магмы отличаются достаточно высокими содержаниями СО: и галогенов (Наумов и др , 1998, Коваленко и др , 2000) В ходе базитового андерплейтинга нижняя кора может насыщаться этими компонентами как за счет силлов базальтов и их дифференциатов, так и за счет метасоматоза нижней коры (Bailey, MacDonnald, 1987, Kempton et al, 1995, 2001, Богатиков и др, 2006) С02 содержащие флюиды, сброшенные в нижней коре при кристаллизации базитов, должны индуцировать «сухие» F-обогащенные условия, способствующие генерации А-типа гранитных магм (Manning, 1981, Johannes, Holtz, 1996) При этом важно, что наиболее «сухие» условия сдвигают точку тройного минимума плавления по направлению к части гранитной системы (Qz-Ab-Or), обогащенной ортоклазом Увеличение в системе концентрации F также сдвигают точку плавления в направлении более полевошпатовых составов Эксперименты в гаплоганитной системе показали, что с возрастанием Рсоз и снижением РШо расплавы, лежащие на гранитном минимуме двигаются по направлению более высокого калия и более низкого натрия (Ebadi, Johannes, 1991)

Анортозит-уапакивигуанит-щечочногуанитная магматическая ассоциация Анализ изотопных данных по породам Улкан-Джугджурского комплекса (Ларин и др , 2002, Lann et al, 1997) позволяет выделить две контрастные группы гранитов субщелочные граниты рапакиви Южно-Учурского массива (cNtj(T) от -2 0 до -2 4) и щелочные граниты Северо-Учурского массива (£ш(Т) от -0 3 до +19) Также распадаются на две группы и вулканиты амундалинского комплекса комендиты (eNd(T) = +1 3) и онгориолнты (eNd(T) = -17) В координатах eNd(T)-T (рис 8) субщелочные граниты ложатся в поле палеопротерзойской коры Алданского щита, тогда как щелочные граниты и комендит располагаются выше этого поля Первые по изотопному составу Nd близки к гранитам рапакиви «типа Выборгского массива» (см табл 2) Наиболее радиогенные изотопные составы Nd щелочных гранитов близки мантийному резервуару PREMA, отвечающему веществу мантийных плюмов (Stein, Нойпапп, 1994) Положение пород комплекса на Pb-Pb изотопных диаграммах (рис 7в,г), а также пониженные значения (9 08-9 24) в сравнении со среднекоровыми (Stacey, Kramers, 1975), свидетельствует о примеси древнего (архейского) нижнекорового компонента Пониженные значения р2 (9 02-9 21) характерны и для вмещающих палеопротерозойских гранулитов

Изотопные данные хорошо коррелируются с геохимическими, указывающими на существенно мантийный источник типа OIB для щелочных гранитов Na-ряда и смешанный источник для субщелочных гранитов K-ряда Идентичность изотопного состава РЬ двух крайних типов гранитов свидетельствует о единстве их коровых протолитов Тесная ассоциация этих двух типов гранитов не может быть связана никакими нормальным! процессами дифференциации (см Bailey, Schairer, 1966) Наиболее вероятным представляется, что щелочные граниты и базальты улканской

серии, относящиеся к переходному типу, между субщелочными и щелочными, связаны с единым сублитосферным обогащенным (плюмовым) источником Более радиогенный изотопный состав Nd щелочных гранитов по сравнению с базальтами (eNd =+0 1/+0 4 -2 0), вероятно, обусловлен различными уровнями кон-

Рис 8. Диаграмма £vi(T)-T для пород рапакивигранитсодер-жащнх магматических ассоциаций Сибирской платформы

Составлена с учетом данных (Ножкин и др, 2003, Кирнозова и др,2003)

I Улкан-Джугджурская ассоциация (1 74-1 70 млрд лет) 1-2 -Геранский массив анортозитов 1 -мегакрист ортопироксена, 2 -анортозиты, габброиды, монцони-ты, йотуниты, 3 - граниты рапаки-ви Южно-Учурского массива, 4-5 -вулканиты улканской серии 4 -базальты, 5 - трахириолиты, 6-7 -граниты Северо-Учурского массива б - субщелочные граниты, 7 - щелочные граниты, 8-9 - амундалинский вулканический комплекс 8 - комендит, 9 - онгориолит, 10 - гематит-кварц-полевошпатовый метасоматит с Ве-оруденением, 11 - линии эволюции изотопного состава Nd вмещающих кристаллических сланцев

II Южно-Сибирский магматический пояс (1 88-1 84 млрд лет) 1-4 - Северо-Байкальский вулканоплутонический пояс 1-2 - вулканиты малокосинской свиты (1 - базальты, 2 -риолиты), 3 - фельзические вулканиты домугдинской, хибеленской, иловирьской и чайской свит, 4 - гранитоиды ирельского и абчадского комплексов, 5 - комплексы гранитоидов (Ч-К - чуйско-кодарский, Кд - кодарский, П - приморский, Ш - шумихинский, С - саянский, М -маректинский, Т - таракский), б - синколлизионные граниты ничатского комплекса (1 91 млрд лет), 7-8 - линии эволюции изотопного состава Nd вмещающих пород 8 -субдукционных гранитоидов чуйского комплекса (2 02 млрд лет), 9 - гнейсов Шарыжалгайского блока

центраций REE в этих породах и соответственно различной чувствительностью к процессам коровой контаминации Еще большей, чем базальты, коровой контаминации подверглась первичная магма анортозитов (eNd = -0 4 -9 1 и ISr = 0 7026-0 7059) в ходе длительных процессов полибарической кристаллизации этих пород (Ларин и др , 2002)

В других магматических комплексах этой ассоциации наблюдается схожая картина В массивах Пайке Пик и Мапуэра щелочные граниты Na-серии несут существенный вклад сублитосферного мантийного компонента в сравнении с субщелочными гранитами К-серии (Smith et al, 1999, Costi et al, 2000) Габбро-рапакивигранит-фоидитовая ассоциация Изотопные данные для Бердяушского массива (Belyaev et al, 1995) свидетельствуют о различных источниках для трех главных групп пород этого массива (граниты, габброиды и щелочные породы) (рис 5) Все граниты, включая и щелочные (cNd(T) = -5 4 -6 5), на диаграмме r.Ntl(T)-T компактно располагаются в

Возраст (млрд лет)

поле свекофеннской коры Однако в Pb-изотопной систематике эти граниты резко отличаются от всех известных комплексов На диаграмме 20бРЬ/204РЬ-207РЬ/204РЬ (рис 7а,б) они ложатся между орогенной и верхнекоровой кривыми эволюции, а на диаграмме 208Pb/204Pb-206Pb/204Pb резко смещены к нижнекоровой кривой Более высокие значения 207РЬ/204РЬ и 208Pb/20JPb отношений и более низкие значения 20бРЬ/204РЬ отношения в грантах массива, по сравнению с модельными, свидетельствуют о древнем, вероятно, архейском коровом протолите, развивавшемся в системе с высоким ц, которая позже, в раннем протерозое С), претерпела метаморфическое преобразование в условиях нижней коры с потерей LILE, в ходе которого U/Pb отношение в этой системе было понижено, a Tli/U отношение повышено На диаграмме eNd-Isr (рис б) они также как и граниты рапакиви АМЧРГ и АМРГЩГ ассоциаций тяготеют к тренду мантийной последовательности Наиболее вероятным представляется формирование исходных магм этих гранитов в результате смешения древнего корового и молодого мантийного вещества Раннедокембрийское основание на Южном Урале сложено архейскими породами, претерпевшими высокоградное метаморфическое преобразование в раннем протерозое Породы Тараташского блока (типичные представители этого основания), вполне подходят на роль коровых протолитов для граннтов Бердяушского массива, они также как и граниты рапакиви отличаются высокими значениями параметров р2 и к2 (10 86-10 97 и 4 36-4 63, соответственно) Близость изотопных составов РЬ и Nd всех гранитондов Бердяушского массива, в том числе и щелочных гранитов, и их резкое отличие от основных и щелочных пород, также свидетельствует о генетическом единстве гранитоидов и об отсутствии прямых генетических связей между ними и основными или щелочными породами массива Кроме того, щелочные граниты и щелочные породы Бердяушского массива, в отличие от большинства ассоциаций подобного рода (см Коваленко и др, 2002) не связаны единством источника

Габброиды массива и одновозрастные с ними базальты машакской свиты отличаются близким и радиогенным изотопным составом Nd (£щ(Т) = +0 1 +2 8), что указывает на относительно «обедненный» мантийный источник по сравнению с анортозит-рапакивигранитными батолитами западной части платформы Это вместе с их геохимическими характеристиками, близкими к E-MORB (Карстен и др , 1997), свидетельствуют о доминирующей роли в источниках этих пород сублитосферной мантии и о низкой коровой контаминации Изотопный состав Nd и Sr щелочных пород (ENd(T) =-10 -4 6, ISr ~ 0 7055) и их геохимические характеристики свидетельствует об обогащенном мантийном источнике близком к EMI. Таким источником могло выступать вещество метасоматизированной SCLM (Fanner, 2003) Рапакивигранит-шошонитовая магматическая ассоциация

Для гранитоидов Южно-Сибирского магматического пояса характерны широкие вариации в изотопных составах Nd и РЬ (рис 7в,г, 8) Подобная картина типична для коллизионных складчатых поясов имеющих сложное чешуйчато-надвиговое строение, в которых обычным является тектоническое совмещение пластин различного возраста и происхождения Для гранитов S-типа этого пояса (чуйско-кодарский и саянский (9) комплексы) вариации изотопных составов этих гранитов, скорее всего, обусловлены исключительно гетерогенностью коровых протолитов На сугубо коровую природу этого типа гранитов указывает большинство исследователей (Chappell, White, 1974, Barbann, 1999) В то же время на основании анализа Nd

изотопной систематики A-типа гранитов и вмещающих их пород (рис 8) было установлено, что в процессах генерации нх магм, наряду с доминирующим коровым веществом, принимал участие и мантийный компонент (Ларин и др, 1999а, 20066) По изотопному составу РЬ гранитоиды Южно-Сибирского пояса четко обособляются от гранитов остальных ассоциаций РЬ-РЪ изотопные диаграммы (рис 7в,г) демонстрируют последовательную смену нижнекорового протолита в породах Северо-Байкальского пояса на среднекоровый протолит в гранитах кодарского комплекса и далее на верхнекоровый протолит в S-гранитах чуйско-кодарского комплекса Параметр р2 в этом ряду возрастает от 9 36 до 10 21-10 44, а параметр к2, напротив, уменьшается от > 4 3 до 3 65-3 75, что неплохо коррелируется с геохимическими и петрологическими особенностями этих гранитоидов В этом ряду последовательно снижается мафичность пород, увеличивается их глиноземистость, снижаются содержания HFS-элементов, и возрастает величина LILE/HFSE отношения, снижаются температуры кристаллизации

Инконгруэнтное дегидратационное плавления мусковит- и биотитсодержащего корового материала приводит к образованию магм S-гранитов, обогащенных LILE и деплетированных HFSE Этот процесс возможен только в верхнекоровых условиях при наличии пелитового материала, как возможного источника этих гранитов Под влиянием тепла поднимающихся мантийных магм происходило выплавление гранитных существенно анхиэвтектических расплавов Исходные магмы гранитов А-типа, в том числе и рапакиви, формировались при более высоких температурах (Донская и др, 2005) в более глубинных средне- и нижнекоровых условиях и при более низких степенях парциального плавления протолптов Обогащенность их HFS-элементами, по сравнению с S-гранитами, возможно, обусловлена тем, что растворимость HFSE в богатых щелочами силикатных расплавах возрастает с ростом температуры (см Watson, Harrison, 1983) Вулканиты Северо-Байкальского пояса, варьирующие по составу от латитов до трахириолитов, формировались из наиболее высокотемпературных и глубинных магм Для них характерна значительная обогащенность некогерентными элементами и повышенные значения f02 в источнике Большинством исследователей (Turner et al, 1996, Liegeous et al, 1998) генезис высококалиевых и ультракалиевых мафических пород такого типа связывается с SCLM источником, обогащенным в результате мантийного метасоматоза, обусловленного субдукционным процессом Фельзические породы в этих ассоциациях образуются в ходе фракционной кристаллизации мафических магм и смешения их с анатектическими коровыми расплавами (см Vaisanen et al, 2000) На важную роль этого мантийного источника в магматизме Южно-Сибирского пояса указывает также присутствие в его составе лампроитов, продуцированных за счет вещества архейской метасоматизированной SCLM (Владыкин, 2001) Характерной особенностью всех гранитоидов A-типа этого пояса является наличие четких индивидуальных геохимических особенностей, которые, вероятнее всего, отражают локальные условия магмаобразования и особенности составов их источников (Донская и др , 2005) Это кардинально отличает их от гранитов рапакиви иных магматических ассоциаций, в которых сохраняется удивительная устойчивость химического состава пород и минералов, независимо от возраста и типа коровых протолитов и положения конкретных массивов в различных типах тектонических структур От классических гранитов рапакиви их также отличает более низкие содержания HFSE и HREE, более низкая степень дифференцированности, а также более высокие значения f02 и fmo, свидетельствовующие о более окисленном и более

гидратированном протопите. Коровые источники таких гранитов должны плавиться при более низких температурах и в результате более высоких степеней парциального плавления должны отделяться расплавы с меньшей железистостью и с более низкими концентрациями несовместимых элементов (Anderson, Morrison, 2005).

Таким образом, можно утверждать, что для всех ассоциаций, за исключением РГШ, коровый компонент представлен веществом нижней континентальной коры, которое подразделяется на три различных по изотопным характеристикам РЬ типа (рис. 9).

а 5Ä4VJ> ® " Б б 0.1 -] ,0 -0,5 . ч-'ксРУо а'кдК# ' "'1Ш МУ .,0

С/1 © 'Ш t?H ® 5 №>№ -0.1 -0.2 -0.3

Рис. 9. Изотопные составы первичного РЬ гранитов рапакиви и ассоцпнрую-щих

пород в координатах б

я207п. ,204

"РЬ/21

РЬ- в^РЬ/^РЬ (а) и ц2 - к2 (б).

§2°7РЬ/204РЪ и 62ибРЬ/204РЪ - отклонения измеренных изотопных отношений пород от модельных величин мантии соответствующих возрастов (см. Неймарк, 1990). Условные обозначения ем. рис. 7.

I квадрант - древний обогащенный источник, претерпевший этап обеднения; II квадрант -обогащенный источник (верхняя кора); III квадрант - обедненный источник (нижняя кора); IV квадрант - древний обедненный источник, претерпевший этап обогащения. 8-К - линии среднего коревого изотопного состава свинца (р.2=9.735, К2=3.78)

Массивы и комплексы: С - Салминский; Б - Бердяушский; В — Выборгский; К -Коростеньский; ЦШ - Центральной Швеции; Ч-К - чуйско-кодарский; Кд - кодарский; У -улканский; СЛ.1, СЛ.2, ЮЛ - Шерман батолит, комплекс Ларами (США): СЛ.1 - массив Мул Крик, СЛ.2 - массив Ричин Хилс, ЮЛ - южная часть Шерман батолита; И - Найн.

1. Ювенильная молодая кора, которая к моменту выплавления из нее расплава, приведшего к формированию гранитов рапакиви, еще не приобрела изотопных характеристик классической нижней коры, что обусловлено очень длительными периодами полураспада радиоактивных изотопов вт, Из, и и ТЬ. Граниты рапакиви с такими нижнекоровыми протолитами явно преобладают и относятся к типу «Выборгского батолита». На «8-РЬ диаграмме» (рис. 9а) все они располагаются во втором, верхнекоровом, квадранте, а на диаграмме |а2-к2 (рис. 96) - вблизи пересечения линий среднекоровых значений ц2 и к2.

2. Древняя нижняя континентальная кора. Это коровые протолиты гранитов Салминского батолита, массивов Центральной Швеции и комплекса Найн. На «8-РЬ диаграмме» (рис. 9а) они ложатся в третий, нижнекоровый, квадрант, а на диаграмме Рг~к2 — располагаются в области низких значений ц2, различаясь только по ТЬ/и отношению в источниках.

3 Нижняя кора, сформированная в результате обеднения древней изначально верхней континентальной коры На «8-РЬ диаграмме» (рис 9а) граниты рапакнви, образованные при участии такого протолита, ложатся в первый квадрант, а на диаграмме Ц2-к2 они располагаются в правом верхнем квадранте с наиболее высокими значениями как ц2, так и к2 Кроме Бердяушского массива к ним относятся граниты рапакиви массива Ричин Хилс (комплекс Ларами)

В гранитах рапакивигранит-шошонитовой ассоциации доминирующим коровым компонентом является вещество средней и верхней коры На «5-РЬ диаграмме» (рис 9а) большинство гранитов, для которых установлены древние коровые протолиты, располагаются во втором, верхнекоровом, квадранте В координатах |л2-к2 для них характерны близкие к S-K значения к2 и ¡i2 или повышенные ц2

Тип мантийного компонента в составе гранитов рапакиви и ассоциирующих пород лимитируется как геохимическими и петрологическим, так и изотопными параметрами Низкие значения f0z и /шо в гранитах рапакиви АМЧРГ, АМРГЩГ и ГРГФ ассоциаций, обогащение их HFSE и F указывают на источник с низкой долей участия вещества SCLM, метасоматизированной в ходе субдукционных процессов Присутствие специфических ультракалиевых мафических пород в РГШ ассоциации и повышенные значения в них/02 и fmo, повышенные LILE/HFSE отношения и наличие отрицательной Ta-Nb аномалии указывают на влияние метасоматизированной SCLM в петрогенезе пород этой ассоциации Обогащенностъ некогерентными элементами и особенно HFSE и HREE, отсутствие Ta-Nb аномалии, величины «канонических» отношений элементов (Nb/U, Zr/Nb и Th/Ta) и радиогенный изотопный состав Nd указывают на то, что для щелочных гранитов АМРГЩГ ассоциации главным является мантийный источник типа OIB

Четвертое защищаемое положение Рапакивигранитсодержащие магматические ассоциации формировались во внутриплатных условиях, но в различных геодинамических обстановках. Их образование контролировалось двумя главными факторами: (1) тектоническими процессами на границах литосферных плит и (2) активностью мантийных плюмов.

Согласно существующим представлениям о тектоническом положении гранитов рапакиви они могут иметь анорогенную природу или быть связанными с орогеническими процессами До недавнего времени сторонники первой точки зрения явно доминировали (Emslie, 1978, Anderson, 1983, Ramo, Haapala, 1995, Frost, Frost, 1997 и др) Их оппоненты рассматривают формирование гранитов рапакиви либо в связи с коллизионными процессами (Vorma, 1976, Windley, 1991), либо - с субдукционными (Gower, 1996, Áhall et al,, 2000, Geraides et al, 2004) В то же время целый ряд рассмотренных выше геологических, петрологических и геохимических признаков, типичных для этих магматических ассоциаций, указывает на их принадлежность к внутриплитным образованиям, формирование которых могло происходить либо в анорогенных, либо в посторогенных условиях (см Barbarin, 1996, Bonin, 2007) При этом некоторые геохимические и изотопные особенности пород свидетельствуют и об определенных различиях в тектонических условиях формирования различных ассоциаций Так, например, щелочные граниты АМРГЩГ ассоциации указывают на источник OIB типа, связанный с деятельностью мантийных плюмов Соответственно, тектонического положения таких гранитов может трактоваться только как анорогенное Тогда как геохимические особенности пород

РГШ ассоциации, скорее, свидетельствуют о постколлизионной ее природе. На это указывает также сравнительно небольшой интервал (< 30 млн. лет) между завершением орогенических процессов и формированием этой ассоциации.

Проведенный анализ закономерностей размещения рапакивигранитсодержащих ассоциаций в пространстве и времени, возрастных корреляций рапакивигранитного магматизма и тектонических событий на границах литосферных плит, а также геохимических и изотопных данных по данным ассоциациям, позволил выделить несколько различных типов геодинамических обстановок их формирования (табл. 3).

1. Рифтинг в тыловых частях систем периферических палео-мезопротерозойских поясов суперконтинентов Большая часть рапакивигранитных комплексов приурочена к системе периферических палео- и мезопротерозойских орогенов. Последние представляют собой систему складчатых поясов длительного развития (-2.0-1.0 млрд. лет) двух суперконтинентов Нина и Атлантика, образованных в ходе глобального палеопротерозойского (1.9-1.8 млрд. лет) коллизионного события (Condie, 2002). По границам этих суперконтинентов продолжалось последовательное формирование периферических орогенов и наращивание континентальной коры. Закрытие океана, разделяющего эти два суперконтинента, произошло в ходе гренвиллской орогении и привело к формированию единого суперконтинента Родиния. Плутоны АМЧРГ ассоциации, формирование которых происходило в интервале 1.8-1.3 млрд. лет, образуют в этих орогенах глобальные полихронные пояса протяженностью в тысячи километров (рис. 10). Внедрение их происходило не менее чем через 150 млн. лет после завершающей складчатости, что характерно для анорогенного магматизма. В то же время, большая продолжительность этого магматизма (>300 млн. лет для западной части Восточно-Европейской платформы) не согласуются с ги-

Рнс. 10. Тектоническое положение плутонов анортозит-мангерит-

чарнокит-рапакиви-гранитной ассоциации в системе палео- и мезопротерозойских периферических складчатых поясов суперконтинентов Нина и Атлантика на период 1.8-1.3 млрд. лет. Реконструкция по (Rogers, 1996; Karlstrom et al, 2001: Condie, 2002) с дополнениями.

1 - архейские кратоны, сцементированные палеопротерозойскими складчатыми поясами; 2-6 - пери-фериические складчатые пояса: 2 - 2.01.8 млрд. лет, 3-1.8-1.7 млрд. лет: 4 -1.8-1.5 млрд. лет, 5 - 1.7-1.6 млрд. лет; 6 - 1.5-1.3 млрд. лет: 7 - плутоны гранитов рапакиви и ассоциирующих пород. Континенты (кратоны): С - Сибирь, Гр -Гренландия, Б - Балтика, Л - Лаврентия, Ам - Амазония, РП - Рио де Ла Плата.

потезой (Anderson, Bender, 1989; Haapala et al., 2005) об их связи с активностью мантийных плюмов. Напротив, наблюдается возрастная и пространственная корреляция рассматриваемого внутриплитного магматизма и орогенического

магматизма в сопредельных орогенах Например, на Балтийском щите стадиям готского субдукционного магматизма (1 69-1 65, 1 62-1 58 и 1 56-1 55(1 5(Р) млрд лет) отвечают импульсы анортозит-рапакивигранитного магматизма (1 65-1 62, 1 581 56 и 1 53-1 47 млрд лет) в свекокарельском складчатом поясе При этом и тот и другой магматизм последовательно «смещаются» во времени с востока на запад Подобная корреляция, свидетельствует о генетической связи между субдукцией и анортозит-рапакивигранитным магматизмом внутренних (кратонизированных) частей активной континентальной окраины длительно развивающегося орогена (Ähall et al, 2000, Ларин, 2003, 2004) Близкая картина выявляется и на Канадском щите, и в Амазонском кратоне, где формирование плутонов АМЧРГ ассоциации (1 5-1 3 млрд лет) также было обусловлено дистальным отражением тектонических процессов, происходящих на конвергентных границах литосферных плит (Gower, 1996, Rivers, 1997, Karlstrom et al, 2001, Geraiges et al, 2004) Этот магматизм может быть обусловлен как пассивным растяжением в тыловой части зоны субдукции в связи реорганизацией внутрикратонных литосферных стрессов, так и образованием вторичных плюмов, спровоцированных процессами субдукции на уровне одного из главных разделов - нижняя-верхняя мантия

Несколько иные геодинамические обстановки формирования характерны для аналогичных плутонов Сарматского тектонического домена Восточно-Европейской платформы, расположенных в пределах палеопротерозойского (2 1-2 0 млрд лет) орогена Возраст плутонов (1 79-1 75 млрд лет) отвечает времени сочленения Сарматского и Фенноскандинавского доменов в результате косой коллизии в ~1 8 млрд лет (Bogdanova et al, 2008) Эти плутоны вписываются в единый по возрасту латеральный зональный ряд (HT/LP гранулитовый метаморфизм -» постколлизионный бимодальный магматизм анортозит-рапакивигранитный магматизм —> щелочной магматизм), ориентированный в направлении от сутурной зоны вглубь Сарматского домена Вероятнее всего, этот внутрнплитный магматизм может быть обусловлен пассивным литосферным растяжением во внутренней кратонизированной части орогена На это указывает примерно ортогонально ориентированный к зоне сжатия зональный магматический пояс Дж Шенгер и др (Sengor et al, 1978) показали, что зоны рифтинга ориентированы примерно вдоль оси максимального сжатия и ортогонально оси растяжения Связь между событиями в зоне коллизии континентальных плит и в удаленных от этой границы внутренних частях кратона может быть обусловлена реорганизацией внутрикратонных литосферных стрессов При этом образующиеся структуры растяжения максимально приспосабливаются к ранее существовавшим литосферным неоднородностям

Вероятно, близкое тектоническое положение имеют и граниты рапакиви Хилтаба (1 59-1 60 млрд лет), локализованные в кратоне Голер в Южной Австралии (Creaser, 1996) Внедрение этих гранитов происходило синхронно с коллизионным событием (1 59-1 60 млрд лет) в сопредельном блоке Брокен-Хилл, расположенном восточнее

2. Рифтогепез на пассивной континентальной окраине В мезопротерозое, когда активно развивались системы внешних аккреционных орогенов суперматериков Нина и Атлантика, с противоположных их сторон существовали обширные пассивные континентальные окраины В частности, на противоположной от активной окраины восточной стороне континента Балтика в рифее существовал крупный Предуральский бассейн Развитие региона в это время отвечало режиму пассивной континентальной окраины (Torsvik et al, 1996, Rainbird

et al, 1998), осложненному двумя импульсами рнфтогенеза 1 65 и 1 35 млрд лет назад Первый из них (рассеянный рифтинг) охватывал значительную часть региона (Maslov et al, 1997) и с ним был связан трахибазальт-трахириолитовый вулканизм Со вторым импульсом связано формирование линейных (до 200 км) зон базальт-риолитового вулканизма, с которыми ассоциирует Бердяушский массив ГРГФ ассоциации Дивергентные процессы этого времени (1 41-1 36 млрд лет) проявились и на противоположной (западной) стороне континента - внедрение бимодальных дайковых роев и формирование грабенов (Ahall et al, 1998) Вероятнее всего, рифейскпй рифтогенез на Южном Урале происходил по сценарию пассивного рифтинга Апвеллинг астеносферы в ходе литосферного растяжения в начале среднего рпфея и последующее декомпрессионное плавление верхней мантии привело к формированию бимодальной вулканической серии, выполняющей полуграбены На плечах рифтовой системы формируется сложная магматическая система, где магмагенерацня осуществляется на различных уровнях глубинности с вовлечением вещества как астеносферной, так и литосферной мантии, а также континентальной коры, приведшая к становлению ГРГФ ассоциации Бердяушского массива

3. Постколлизионный рифтинг в складчатых поясах За. Коллизионные складчатые пояса гималайского типа формируются при фронтальном столкновении двух или более крупных континентальных блоков Для них типичен магматизм анортозит-чарнокитового типа Выделяется несколько импульсов этого магматизма 2 7-2 б, 1 9-1 8, 1 16-0 93 и 0 60-0 55 млрд лет Все они имеют глобальный характер и связаны с периодами «сборки» суперконтинентов Наиболее мощно проявился импульс 1 16-0 93 млрд лет, связанный с гренвиллской орогенией, которая соответствует завершающей фазе полного цикла Вилсона, и которая привела к формированию единого суперконтинента Родиния По-видимому, сочетание двух факторов (фронтальная коллизия крупных континентальных плит и длительно развивавшиеся активные континентальные окраины) создало благоприятные условия для формирования трансконтинентальных анортознт-чарнокитовых поясов, сшивающих этот суперконтанент

После коллизии (~1 9-1 8 млрд лет), когда закрылись малые океаны, образовалась сеть коллизионных поясов, спаявших мелкие архейские кратоны Однако в ходе этого глобального события не был образован единый суперконтинент (Rogers, 1996) С этой эпохой связано формирование мелких и разрозненных плутонов Конец неопротерозоя также не привел к формированию единого суперконтинента В течение венда происходило замыкание «миниокеанов», образовавшихся в ходе начальных фаз распада Родннии (-800-750 млн лет), приведя в кембрии к смыканию Западной и Восточной Гондваны в результате панафриканского орогенеза с образованием крупного континентального массива Гондваны (Unrug, 1996) В это же время заканчивалась последняя фаза распада Родинии - фрагментация материков Лавразийской группы (Rogers, 1996) Поэтому, в материках Гондванской группы мы видим коллизионные орогены с поясами анортозит-чарнокитовых плутонов, а в материках Лавразийской группы они отсутствуют

36. Транспрессионные орогены (шотландский тип орогенов) образуются при косом столкновении континентальной плиты с микроплитой или серией террейнов С ороге-

Таблица 3. Геодинамические обстановки формирования рапакивигранитсодержащих магматических ассоциаций

Гсошиамическис обстановки

Анортошт-мамгернт-чарнокит-рапакнвигранитная

Анортознт-мангерит-рапакивнграннт-щелочногранитнля

Габбро-рапакнвигранит-фоидитовая

Рапакивигранит-шошонитовая

Рифтинг в тычовых. часгях систем внешних палео- мезо-протерозойских аккреционных поясов суперконтинентов как следствие тектонических процессов, происходящих на конвергентных границах литосферных плит

Анортозит-мапгерит-гранитная 1 44-1 43 м грт лет Ларами Анортозит-рапакивигранитная 1.79-1 50 млрд лет запад В Европейской платформы Мшчерит-рапакшиграпитная 1 57-1 39 мтрд. лет Санто Антонио Рапакившранитная 1 54-1 31млрд лет Паргуаза_

Рифтинг пассивной континентальной окраины

1.35 млрд. лет

Бердяушский м-в

Посткочлизионное растяжение в складчатых поясах _а) гималайский тип

Анортозит-чарнокитовая 2 62 млрд лет Качарский 0 93-0 92 мтрд летРогочанч

б) шотландский тип

1 88-1 84 м Iрд лет

Ю Сибирский пояс О 62-0 58 м |рд лет

Пчурисерпал Рибейра

Активный рифтинг, обусчовлешгый апвеллиигом сублитосферной мантии под растущим суперконтинентом (мантийный пиом)_

Анортозит-рапакившранитная ~1 70 млрд лет Шачапг-Дамайо Рапакившранитная 1 76-1.75 м грд. лет Нуэчтин

Анортозит-рапакивигранит-щелочно-грапитная

1.74-1 70 млрд лет Улкан-Джугджурский Рапакившранит-щелочногранитная 1 83-1 79 мтрз лет Мапуэра. Течес-Пайрее

Совмещение тектонических процессов растяженпя в тычовых часгях конвергентных гра1шц плит (или колчизионных границ плит) с деятельностью мантийных плюмов

Аиортозит-чарпоштовая 116-1 00 млрд лет пров Гренвилл

Анортозит-рапакшигранит-щеючно-грапитная

1.35-1 29 млрч. ле! Наин

Мангерит-рапакившрапит-

щелочногранитная

1 24 мчрд. лет Стрэндж Лейк

Рапакивиграпит-щелочпогранитная

1.09-0 97 млрд лет Санта Клара, Молодые

Граниты Рондонпи, Пайке Пик_

нами этого типа связана посткошшзионая РГШ магматическая ассоциация, образующаяся в связи с карельским и панафриканским тектоническими событиями Южно-Сибирский пояс (1 88-1 84 млрд лет), Вади Ховар (~0 б млрд лет) и Плурисериал Рибейра (0 62-0 58 млрд лет)

Литосферная мантия при коллизии обычно отслаивается от коры и погружается в астеносферу, иногда увлекая с собой и солидарную с ней по реологическим свойствам расслоенную, насыщенную мафическими сшшами и испытавшую эклогитизацию самую нижнюю часть коры (Black R, Liegeois, 1993, Liegeoib, 1998) Следствием этого является подъем астеносферной мантии к основанию коры, вызывающий магматизм, коровое растяжение и заложение рифтогенных трогов Степень деламипации литосферы в постколлизионную стадию определяется степенью корового утолщения в коллизионную стадию Естественно, что в орогенах гималайского типа масштабы деламинлции будут значительно выше, чем в транспрессионных орогенах Именно этим в первую очередь и определяются их различия в характере магматизма В орогенах гималайского типа роль астеносферного источника в магматизме будет являться определяющей, тогда как в транспрессионных орогенах, где существенная часть SCLM, метасоматизированной в ходе предшествующей субдукционной стадии, могла сохраниться в ходе деламинации, она играла значительно большую роль в постколлизионном магматизме

4 Активный рпфтинг, обусловленный крупномасштабным апвеллингом нагретой мантии под растущим суперконтинентом

Этот тип магматизма, включающий АМРГЩГ и АМЧРГ ассоциации, проявился в интервале 1 83-1 70 млрд лет, будучи связанным с формированием двух суперконтинентов Нина и Атлантика Первый был сформирован к ~1 9 млрд лег, тогда как второй был стабилизирован раньше ~2 0 млрд лет назад (Ledru et al, 1994) Вероятнее всего, это и обусловило днахронность этого анорогенного магматизма 1 83-1 79 млрд лет в Атлантике (Мапуэра и Телес-Пайрес комплексы в Амазонии) и 1 75-1 70 млрд лет в Нине (комплексы Улкан-Джугджурский в Сибири, Нуэлтин в Лаврентии, Шачанг-Дамайо в Северном Китае и др) (рис 11), т к согласно расчетной модели мантийной конвекции (Трубицин, 2000), примерно через 200 млн

1 74-1 70 Бклякчан-Улканскнй вулкапо-плутонический пояс

Рис. 11 Анорогеппый магматизм (АМРГЩГ и АМЧРГ ассоциаций, а также других гранитов А-типд) суперконтинента Нина на период 1.75-1 70 млрд. лет.

лет после формирования суперконтинента под ним возникает гигантский восходящий мантийный поток -нижнемантийный суперплюм Воз-молшо также, что этот магматизм обусловлен термальным перегревом верхней мантии суперконтинента, приводящим к ее разуплотнению и подъему «горячих пятен» (см Лобковский и др, 2004) На плюмовую природу этого магматизма элементам трехлучевого строения,

высокотемпературные вулканиты типа пикритов и коматиитов, высоко-Ti базальты повышенной щелочности и обогащенные HFS-элементами, щелочные граниты, имеющие источник ОЮ типа Синхронность анорогенного магматизма, «разнесенного» на тысячи километров, даже в пределах различных континентов объясняется быстрым горизонтальным распространением плюмового материала (> 1 м/год) (Saunders et al, 2000)

В то же время возникает вопрос - почему этот тип анорогенного магматизма проявился в истории развития Земли лишь единожды9 Вероятно, в архее и первой половине палеопротерозоя общая масса континентальной коры была еще недостаточной для образования суперконтинентов, достаточно крупных для возникновения под ними крупных восходящих мантийных потоков (superswells) (Hoffman, 1989) Родиния, напротив, скорее всего, оказалась слишком велика, чтобы быть достаточно стабильным сооружением на то время Она начала распадаться еще не закончив своего формирования На это указывает наличие офиолитов с возрастом ~1 0 млрд лет на юге Сибири (Khain et al, 2002) и в обрамлении платформы Янцзы (Li et al, 2002) К ~ 0 85 млрд лет Родиния была уже практически полностью дезинтегрирована на сравнительно небольшие континентальные плиты

5 Совмещение тектонических обстановок растяжения в тыловых частях конвергентных границ плпт с деятельностью мантийных плюмов в возрастных интервалах 1.35-1.2 и 1.16-1.0 млрд. лет. К этому типу магматизма можно отнести АМЧРГ и АМРГЩГ магматические ассоциации, сформировавщиеся в мезопротерозое на территориях двух континентов -Лаврентии и Амазонии Характерна двойственность их тектонического положения С одной стороны - приуроченность к системе палео- и мезопротерозойских внешних складчатых поясов и близость времени их формирования с тектоническими процессами на конвергентных границах литосферных плит, а с другой -пространственная и возрастная связь с магматизмом мантийных плюмов

В мезопротерозое на территории Лаврентии устанавливается деятельность двух долгоживущих мантийных плюмов 1 35-1 20 и 1 16-1 00 млрд лет (рис 12) Первый охватывает большую часть Лаврентии, Гренландию, северо-западную Балтику и, возможно, юго-западную Сибирь Большинство авторов (LeCherminante, Heaman, 1989, Rivers, 1997) выделяют этот плюм по наиболее яркому его проявлению -крупнейшему рою даек Маккензи и платобазальтам Коппермайн Ривер (1 27 млрд лет), комплексу Садбери (1 24 млрд лет) и др Кроме того, в Гренландии (провинция Гардар) зафиксиваны два импульса (1 36-1 29 и 1 28-1 22 млрд лет) базитового и щелочного магматизма (Upton et al, 2003) В Балтике это рои даек диабазов (1 27-1 25 млрд лет, Soderlancl et al, 2006) и лампроитов (1 23 млрд лет, Беляцкий и др , 1997) Подобная синхронность внутриплитного магматизма явно указывает на его трансконтинентальный характер и на громадные размеры плюма Несмотря на гигантский ареал проявления этого магматизма, рапакивигранитсодержащие комплексы локализуются исключительно в тыловых зонах аккреционных поясов мезопротерозоя В провинции Найн фиксируются два импульса АМРГЩГ магматизма 1 35-1 29 млрд лет (Найн) и 1.28-1 23 млрд лет (Стрэндж Лейк и Оффшоре Велл) В провинции Гренвилл с первым импульсом связано внедрение АМЧРГ комплексов Уайтстоун и др, а со вторым - нефелиновых сиенитов и щелочных гранитов (Rivers, 1997) Пространственное положение этих комплексов контролируется условиями растяжения в тыловых зонах континентальной окраины, апвеллингом сублитосферной мантии, а также термальным и реологическим

состоянием нижней коры, обусловленным неоднократными предшествующими орогеническими событиями на южной окраине Лаврентии

Второй плюм охватывает юго-восток Лаврентии, юг Гренландии и краевую часть Амазонии, которая к этому времени вплотную приблизилась к суперконтиненту Нина (рис 12) Деятельность этого плюма совпадает с закрытием долгожнвущего океана между суперконтинентами Нина и Атлантика и образованием Родинии С его активностью связывается формирование Мидконтинент-Рифтовой системы (1 11-1 10 млрд лет), внедрение расслоенного массива Дулут, даек Абитиби (114 млрд лет) и др (Hutchinson et al, 1990, Shirey, 1997), а также последний импульс магматизма в провинции Гардар (1 18-1 13 млрд лет) В орогене Гренвилл имело место совмещение двух типов внутриплнтного магматизма (1) анортозит-чарнокитового и ультракаллевого (1 16-1 13 и 1 08-1 02 млрд лет) и (2) щелочного (1 07-1 04 млрд лет) (Rivers, 1997) АМРГЩГ магматизм представлен массивом Пайке Пик (1 08 млрд лет) в Лаврентии и гораздо шире в Амазонии - комплексы Санта Клара (1 08-1 07 млрд лет) и Молодые граниты Рондонии (0 99-0 97 млрд лет) Все они также не выходят за пределы внешних палео-мезопротерозойских складчатых поясов Таким образом, результатом совмещения различных геодинамических обстановок является столь разнородный магматизм рассмотренных областей Не исключено, что именно этим обусловлена уникальность провинций Найн и Гренвилл, отличающихся печатляющими масштабами АМЧРГ и АМРГЩГ магматизма, и особенно гигантскими объемами автономных анортозитов

В заключение рассмотрим факторы, определяющие размещение рассматриваемых магматических ассоциаций в пространстве и времени Положение их в пространстве контролируется тремя основными факторами (1) эпицентрами зон мантийного апвеллинга, (2) типами вмещающих тектонических структур и их возрастом и (3) степенью кратонизации литосферы Апвеллинг сублитосферной мантии может быть обусловлен как тектоническими процессами, происходящим на границах литосферных плит, так и нижнемантийными плюмами

Типы магматических ассоциаций во многом определяются типами вмещающих тектонических структур Масштабы магматизма находятся в зависимости от энергетического потенциала глубинного мантийного источника, а также термального и реологического состояния литосферы Последнее во многом определяется предшествующими орогеническими событиями Важнейшим из них является событие рубежа ~ 1 9 млрд лет назад - уникального по «запасам» тепла, привнесенным в литосферу По данным (Condie, 1998), эта орогения сопровождалась самым мощным континентальным корообрдзованием в постархейское время Именно этим, по-видимому, определяются гигантские объемы плутонов гранитов рапакиви развитых в периферических орогенах «свекофеннского» времени В таких областях нижняя кора длительное время сохраняет высокую пластичность и высокие температуры Она являлась своеобразным экраном, препятствовавшим свободному проникновению базитовых магм в верхнекоровые уровни (Huppert, Sparks, 1985) «Подпруживание» базитовых магм и медленное всплывание магматических диапиров в пластичной среде нижней коры могло создавать благоприятные условия для длительного мантийно-корового взаимодействия, в ходе которого продуцировались большие объемы фельзических магм, а длительные процессы дифференциации базитовых магм и их контаминация нижнекоровым материалом способствовали возникновению высокоглнноземистых магм - родоначальных магм автономных анортозитов (см Emslieetal, 1994, Ashwal, 1993) Необходимым условием для образования родоиа-

Рис. 12. Тектоническое положение раиакивнгранитсодержащих комплексов в суперконтинентах Нина и Атлантика на период -1.3 млрд. лет (а) и в суперконтиненте Родиния на период -1.0 млрд. лет (б). Положение континентов по (Rogers, 1996: Karlstrom et al., 2001; Cotidie, 2002; Payolla et al., 2002) с дополнениями.

а) 1-7 - см. условные обозначения рис. 10; 8 - предполагаемая проекция суперплюма (1.35-1.20 млрд. лет).

б) 1 - периферические протерозойские орогены (догренвиллского возраста); 2 -коллизионные орогены гренвиллского возраста; 3 — Мидконтинент Рифт (1.1 млрд. лет); 4 -рапакивигранитсодержащие магматические комплексы; 5 - преимущественно габбро-анортозитовые магматические комплексы; 6 - предполагаемая проекция суперплюма (1.161.00 млрд. лет).

Континенты; С - Сибирь, Гр - Гренландия, Б - Балтия, Л - Лаврентия, Ск - СевероКитайский, РП - Рио де Ла Плата, Ам - Амазония, Заф - Западно-Африканский, К - Конго, Саф - Северо-Африканский, CA - Северо-Автралийский, ЗА - Западно-Австралийский, Г -Голер, Ан - Антарктида, И - Индия, М - Мадагаскар, 3 - Зимбабве, Ка - Каапвальский.

чальных магм гранитов рапакиви будет являться сложение тепловой энергии двух источников; тепла базальтового андерплейта и тепла нижней коры, сохранившегося от предшествующего орогенического события. Однако, по мере увеличение возрастного интервала между формированием рапакивигранитных комплексов и предшествующим орогенезом, происходит последовательное снижение объемов гранитов рапакиви и анортозитов и «замещение» последних габброидами. Снижается также роль кислых пород в ассоциирующих бимодальных вулканических сериях. Это связано с остыванием и утратой пластичности нижней коры и усилением жесткости литосферы в целом.

Следующим важнейшим фактором является степень кратонизации литосферы. Кратонизация осуществляется в молодом орогене путем непрерывного роста SCLM либо простым охлаждением за счет вещества астеносферы, либо андерплейтингом значительно более глубинного материала (Black, Liegeois, 1993). Андерплейтинг

затрагивает и нижнюю кору, что приводит к увеличению ее мощности, изменению ее состава и высокоградному метаморфизму, усиливающему степень ее дегидратации и восстановлений ста В ходе постколлизноннного периода SCLM становится все более дегидратированной, восстановленной и деплетированной на LILE, вследствие повторяющихся импульсов генерации водосодерлтащпх мафических магм (Вошп, 2004) В областях развития молодой еще не кратонизированной литосферы локализуются комплексы РГШ ассоциации, наименее всего оторванные во времени (<30 млн лет) от предшествующего орогенеза Плутоны АМЧРГ, АМРГЩГ п ГРГФ ассоциаций приурочены исключительно к областям кратонизированной литосферы Для них величина этого «отрыва» составляет 100-500 млн лет Для древних кратонов с жесткой, мощной и холодной литосферой рапакивигранитные комплексы вообще не характерны

Формирование рапакивигранитных магматических комплексов охватывает интервал, включающий три суперконтинентальных цикла 2 7-1 8, 1 8-1 0 и 1 0-0 55 млрд лет Начало и конец каждого цикла отвечают периодам сборки суперконтинентов и с ними связаны импульсы главным образом анортозит-чарнокнтового магматизма Позднеархейский импульс подтверждает, что с этого времени начали действовать плитно-тектонические процессы Пик анортозит-чарнокитового магматизма (~1 0 млрд лет) знаменует собой переход от тектоникл малых плит к плейт-тектонике современного типа и отвечает завершению полного цикла Вилсона Затухание этого магматизма к концу протерозоя было обусловлено, по-видимому, как общим остыванием Земли, так и тем, что в это время, в отличие от гренвиллской эпохи, происходило замыкание короткоживущих «миниокеанов» Расцвет рапакивигранитного магматизма связан исключительно со вторым циклом, когда в отдельных регионах он охватывал громадные промежутки времени - сотни миллионов лет После завершения карельской орогении основные глубинные энергетические потоки оказались сосредоточены по активным окраинам двух новообразованных суперконтинентов Дискретное функционирование таких активных окраин в течение, как минимум, 500 млн лет привело к формированию системы периферических орогенов, с развитием которых было связано происхождение основного объема пород АМЧРГ ассоциации Кроме того, с этим периодом связана активность мантийных суперплюмов, которая привела к формированию значительного объема комплексов АМРГЩГ и АМЧРГ ассоциаций В целом же вырождение рапакивигранитного магматизма к концу протерозоя, вероятнее всего, связано с общим остыванием Земли в ходе неуклонной диссипации ее внутренней энергии, а также с тем, что, начиная с позднего рифея, произошло резкое ускорение этого процесса (Maruyama, Liou, 1998) В этой связи уместно отметить, что в фанерозое граниты A-типа никогда не образуют крупных плутонов, таких как граниты рапакиви

Заключение

Граниты рапакиви являются характерной частью большинства древних платформ В их формировании выделяется три основных периода 2 8-2 6,1 8-1 0 и 0 6-0 5 млрд лет, главным из которых является второй -1 8-1 0 млрд лет Анализ данных по составу и строению магматических комплексов, включающих в свой состав граниты рапакиви, позволил выделить четыре главных типа магматических ассоциаций АМЧРГ, АМРГЩГ, ГРГФ и РГШ

Особенности минерального и химического состава большинства пород рассматриваемых ассоциаций указывают на их дифференцированный характер Среди гранитоидов выделено три главные группы К первой (доминирующей) группе относятся высокожелезистые и высококалиевые классические граниты рапакиви магматических ассоциаций первых трех типов, которые являются типичными представителями внутриплитных субщелочных гранитов А-типа, кристаллизовавшихся из «сухих», высокотемпературных магм в резко восстановительных условиях Ко второй группе относятся щелочные граниты АМРГЩГ ассоциации, представляющие собой высокодифференцированные граниты №-серии А-типа, максимально обогащенные некогерентными элементами Эти граниты также кристаллизуются из «сухих», «восстановленных» и очень высокотемпературных магм К третьей группе относятся субщелочные калиевые граниты, варьирующие по составу от гранитов А-типа до в-гранитов и принадлежащие исключительно к РГШ ассоциации По сравнению с классическими рапакиви для них характерна более высокая фугитивность кислорода и воды, более низкие содержания калия, ОТБЕ и IIIIЕЕ, они менее дифференцированы и принадлежат к геохимическому типу «посторогенных» гранитов

Проведенные изотопные и геохимические исследования позволили обосновать ограничения на источники гранитов рапакиви и определить общий характер связей гранитов рапакиви с ассоциирующими кислыми, основными и щелочными порода™ Была подтверждена важнейшая роль коровой контаминации в генезисе автономных анортозитов Не менее важную роль играют процессы смешения вещества мантийных и коровых источников в петрогенезе гранитов рапакиви и ассоциирующих гранитов А-типа При этом для всех ассоциаций, за исключением РГШ, коровый компонент представлен исключительно веществом нижней континентальной коры, которая в свою очередь может быть подразделена на три основных типа молодая ювенильная кора, которая еще не приобрела изотопных характеристик классической нижней коры, древняя нижняя кора и нижняя кора, сформированная в результате преобразования (обеднения ЫЬ-элементами) древней изначально обогащенной верхней коры Доминирующими коровычи протолитами гранитов РГШ ассоциации являются вещество средней и верхней коры Мантийный компонент в составе гранитов рапакиви первых трех магматических ассоциаций (АМЧРГ, АМРГЩГ и ГРГФ) представлен веществом континентальных толеитов, образующихся в общем случае при смешении выплавок из астеносферной мантии и кратонизированной литосферной мантии Для щелочных гранитов АМРГЩГ ассоциации главным является источник типа 01В В петрогенезисе пород РГШ ассоциации прослеживается влияние БСЬМ, метасоматизированной в ходе предшествующего субдукционного процесса

Общим для всех рапакивигранитсодержащих магматических ассоциаций является формирование в условиях литосферного растяжения во внутриплитных условиях Генезис магматических комплексов связан с дискретно функционирующими сублитосферными мантийными источниками, длительность существования которых сопоставима с длительностью формирования палеорифтов - 10-50 млн лет (Лобковский и др, 2004) Однако конкретные геодинамические обстановки их формирования могут сильно различаться Выделено три типа таких обстановок (1) рифтинг, который контролируется процессами на границах литосферных плит, (2) рифтинг, связанный с деятельностью мантийных плюмов и (3) рифтинг, обусловленный сочетанием двух предыдущих обстановок При этом магматические

комплексы, формирование которых контролируется тектоническими процессами на границах плит, в свою очередь подразделяются на три типа (а) приближенные к конвергентным границам плит, (б) приближенные к дивергентным границам плит и (в) приуроченные к коллизионным швам Магматические комплексы первого типа локализованы в системе внешних палео-мезопротерозойских трансконтинентальных орогеническнх поясов суперконтинентов Нина и Атлантика, и представлены исключительно АМЧРГ ассоциаций Их формирование происходило в интервале 1 81 3 млрд лет и было связано с днстальным отражением в тыловых зонах этих орогенов тектонических процессов, протекавших на конвергентных границах плит, как субдукционных, так и коллизионных На противоположных сторонах активных окраин этих суперконтинентов существовали обширные пассивные континентальные окраины - области, приближенные к дивергентным границам плит С импульсом рифтогенеза (1 35 млрд лет) на такой окраине связано формирование ГРГФ ассоциации Коллизионные швы контролируют размещение постколлизионных магматических комплексов анортозит-чарнокитового типа и РГШ ассоциации При этом первые приурочены к зонам фронтального столкновения континентальных плит, а вторые более характерны для транспрессионных зон взаимодействия плит и континентальных блоков более низкого порядка С деятельностью мантийных плюмов связаны комплексы АМЧРГ и АМРГЩГ ассоциаций Среди этих плюмов выделяются два типа (а) относительно короткоживущие (-50 млн лет), обусловленные крупномасштабным апвеллингом нагретой мантии под растущими суперконтинентами, для Атлантики в интервале 1 83-1 79 млн лет и для Нины - 1 751 70 млн лет, (б) долгоживущие (-150 млн лет) С деятельностью плюмов последнего типа (1 35-1 20 и 1 16-1 00 млрд лет) связан рассматриваемый магматизм, проявившийся исключительно в пределах тыловых зон внешних палео-мезопротерозойских орогенических поясов суперконтинентов Пина и Атлантика

Во времени формирование рапакивигранитных магматических комплексов охватывает интервал, включающий три суперконтинентальных цикла 2 7-18, 18-10 и 1 0-0 55 млрд лет Начало и конец каждого цикла отвечают периодам сборки суперконтинентов и с ними связаны относительно краткие импульсы главным образом анортозит-чарнокитового магматизма Расцвет рапакивигранитного магматизма приходится на второй цикл и связан как с длительно функционирующими активными окраинами суперконтинентов Нина и Атлантика, так и активностью мантийных плюмов Именно с этим циклом сопряжено формирование основного объема пород АМЧРГ и АМРГЩГ ассоциаций Вырождение рапакивигранитного магматизма, вероятнее всего, связано с общим остыванием Земли в ходе неуклонной диссипации ее внутренней энергии, усилившейся к концу протерозоя (Maruyama, Liou, 1998)

Одной из важнейших проблем в изучении гранитов рапакиви и ассоциирующих пород является проблема их рудоносности До недавнего времени рудоносность гранитов рапакиви явно недооценивалась и эти граниты традиционно рассматривались как металлогенически «стерильные» (см Haapala, 1995) Положение резко изменилось только несколько десятилетий тому назад, когда в ассоциации с ними было открыто большое количество промышленных (в том числе и очень крупных) месторождений различных типов, и была установлена важная рудогенерирующая роль этих пород (Bettencourt et al, 2005, Creaser, Cooper, 1993 и др) С рапакивигранитными магматическими комплексами ассоциирует широкий круг месторождений различных генетических типов от типично магматогенных,

Таблица 4 Типы месторождений, ассоциирующие с рапакивигранитсодержащими комплексами различных тектонических обстановок

Геодинамические обстановки проявления магматизма Типы месторождений

Магматогенные Эпитермапьные Метаморфогенные Тип несогласия

Рифтинг в тыловых частях систем внешних палео- мезо-протерозоисхих складчатых поясов суперконтинентов Ti-Fe Айрон Маунтин (США) Ве, Sn, Си, (Zn, Pb) ТТиткярантский рудый рапон, Ю Каречия Волынское по 1с пегматитов е ,iparouen. камнями, Ве, (Sn, W, Та, Nb, Mo, криотит) Пержанская зона, Zr-REE (Украина) Pb, Ag, (Zn) (Ю Финаяндия) Си. 11. Аи.Ае. RFE О шмпис Лам (Австралия) и, (РЬ,7п, Си, Мо, Лц) Карку, Ю Карелия

Рифтинг пассивной континентальной окраины Магнезитовое Сатка Ю Урал

Постколлизионное растяжение в складчатых поясах а) гималайского типа Апатит-Ti-Fe н Zr-REE Каларский рудн р-н, Алдано-Становой шит

б) шотландского типа Ti-Fe-V Иман1аканское и Cu-PGE Чннейское, Алдано-Становой щит Та. Nb. Li (Sn. Ве) пегматиты Ве, Sn, Та, Nb пегматиты, Абчада, Мечта, Ильгпр, Байкальская складчатая обл Pb, Zn стратиформные, Таборное и др, Прибайкалье и Туюканское, Деканда, Безымянное и др, Байкатьская складчатая область

Вишняковское и Готьцовос, Пгжсаянье Sn, W (Си, Zn) провинция Иту (Бразилия) Sn, (Ag) Находка, Байкальская складчат обл

Активный рифтинг, обусловленный апвеллингом мантии под растущими су лерконтинентами Апатит-Ti-Fc Богндс, Маймакан и др, Ве, Та, Nb, REE (Zr, Th, U) Улкапскин р}днын район, Алдано-Стаповой шит Sn.fNb.Ta, Zr.Y. кпнотит) оулный район и, N1 ппов Атабаска (Канада) и, Аи, Мо, V Улканский р>дный район, Алдано-Становой щит

Питпнга (Бразилия)

Совмещение тектонических процессов в ты новых частях конвергентных границ плит с активностью плюмов Апатит-Ti-Fe Сэнфопд Хил т. Лак Тпо, Си-ЯЕЕ-и-Аи-Мо-Р Квайбо, провинция Гренвилл (Канада)

Си. Ni, Со Восис Бей (Канала)

Zr. Y, Nb, REE. Ве Ста »ндлс ЛсПк-

(Канада) Sn, (W. Та, Nb) ппов Рондония

(Бразилия)

Примечание жирным шрифтом выделены крупные месторождения, подчеркнуты - очень крупные месторождения

связанных как с основными породами, так и с гранитами, до месторождении, в которых связь с магматизмом может быть чрезвычайно сложной и неоднозначной (табл 4) Главными типами месторождений, среди которых встречаются крупные и даже уникальные объекты, являются редкометальные и Sn-редкометальные, Fe-Ti-апатитовые, сульфидные Cu-Ni-Co и U-месторождения типа несогласия Было установлено, что большая часть крупных и суперкрупных меторождений различных типов была сформирована в два основных эпизода 1 85-1 70 и 1 30-1 00 млрд лет Практически все они ассоциирует с Плутонами АМЧРГ и АМРГЩГ ассоциаций и связаны с активностью мантийных плюмов (Ларин, 2003)

Геохронологические (U-Pb, Re-Os, Sm-Nd) и Pb-изотопные исследования ряда месторождений этих типов (Ларин и др , 1990, 1991, Неймарк и др , 1993, Stein et al, 1996, Larin et al, 2000, Ларин, 2003) покаывают, что многие из них имеют длительную (сотни млн лет) и дискретную историю формирования и относятся к категории полигенных и полихронных (Рундквист, Ларин, 1990, Ларин и др, 1999) При этом для многих из них, формирование которых происходило значительно позже становления гранитов рапакиви и ассоциирующих пород, последние могли выступать в качестве источников рудного вещества (Неймарк и др., 1993, Ларин и др, 1999) Рудогенез мог осуществляться в результате действия более поздних наложенных процессов различной природы, как эндогенных, так и экзогенных Среди этого класса месторождений наибольший экономический интерес представляют U-месторождения типа несогласия Последние, как правило, ассоциируют с осадочными бассейнами, заложение которых происходило на поздних стадиях рифтинга, с ранними стадами которого было связано внедрение гранитов рапакиви

В эволюционном аспекте важно подчеркнуть, что многие типы месторождений, впервые появляющиеся в истории развитая Земли в связи с рапакивигранитным магматизмом, постепенно исчезают к концу протерозоя на фоне деградации этого магматизма Полностью исчезают Fe-Ti-апатитовые месторождения в анортозитах, U-месторождения типа несогласия, Sn-редкометальные месторождения в щелочных гранитах (тип Питинги)

Основные публикации автора по теме диссертации

1 Ларин А М. Особенности проявления зональности минерализации в Питкярантском рудном районе // Бюлл МОИП Отд геол 1980 Т 55 выпЗ С 7382

2 Ларин А М., Гордиенко Л И Скарновые рудные формации Северного Приладожья (Юго-Западная Карелия) // Методы и результаты прогнозирования рудных формаций Л 1981 С 65-87

3 Ларин А М., Никольская Ж Д Метасоматическая и рудная зональность Питкярантского района // Измененные породы и их поисковое значение М Недра 1981 С 185-193

4 Шерпша Ю П, Ларин А.М , Чухонин А П , Рублев А Г О возрасте Салминского массива гранитов и связанного с ним оруденения//Изв АН СССР Сер геол №12 1982 С 64-76

5 Ланда Э А, Шергина Ю П, Ларин А М., Краснова Н И, Мурина ГА О взаимодействии мантийного и корового вещества при метасоматических процессах в изверженных комплексах // Метасоматизм и рудообразование М Наука 1984 С 19-29

6 Миркина С Л , Неймарк JIА , Ларпп A.M. Изотопная геохимия свинца в рудных месторождениях Северного Приладожья // Изотопы свинца и вопросы рудогенеза Тр ВСЕГЕИ Л Недра Т 342 1988 С 57-70

7 Ларин А.М Редкометальные месторождения докембрия // Геология рудных месторождений 1989 Т 31 №4 с 12-22

8 Ларин А.М., Неймарк Л А, Гороховский Б М, Овчинникова Г В Связь комплексного скарнового оруденения Питкяранского рудного района с гранитами рапакиви Салмиского массива по Pb-изотопным данным // Изв АН СССР Сер Геол 1990 № 5 С 47-57

9 Рундквист Д В, Ларин A.M. Полигенные и полихронные месторождения докембрия // Металлогения докембрия и метаморфогенное рудообразование Тезисы 12Всесоюзн металлогенич совещание Киев 1990 ч1 С 25-26

10 Ларин А М, Неймарк Л А, Рублев А Г Раннепротерозойские калиевые граниты южного обрамления Сибирской платформы (геохронология и металлогения) // Геология и геохронология докембрия Сибирской платформы и ее обрамления Л Наука 1990 С 195-206

11 Amelin Yu V , Beljaev А , Larin А, Neymark L, Stepanov К Salmi bathohth and Pitkaranta ore field in Soviet Karelia Edited by I Haapala, О Ramo and P T Salonsaan Guide 33 1991 Espoo 57 p

12 Неймарк Л A , Ларин A M, Яковлева С 3 , Срывцев H А , Булдыгеров В В Новые данные о возрасте пород акитканской серии Байкало-Патомской складчатой области по результатам U-Pb датирования цирконов//Докл РАН 1991 Т320 №1 С 182-186

13 Ларин А.М, Амелин Ю В, Неймарк Л А Возраст и генезис комплексных скарновых руд Питкярантского рудного района // Геология рудн месторожд 1991 № 6 С 15-33

14 Неймарк Л А, Ларин AM., Яковлева СЗ, Гороховский БМ U-Pb возраст магматических пород Улканского грабена (юго-восточная часть Алданского щита) //Докл РАН 1992 Т 323 №6 С 1152-1156

15 Неймарк Л А, Ларин А.М, Овчинникова ГВ, Яковлева СЗ Уран-свинцовый возраст анортозитов Джугджура // Докл РАН 1992 Т 323 №3 С 514-518

16 Неймарк Л А , Ларин А М, Рыцк Е Ю , Гороховский БМ , Овчинникова Г В U-Pb-геохронологические и Pb-изотопные свидетельства герцинского этапа рудогенеза в пределах протерозойского обрамления юга Сибирской платформы (Северо-Западное Прибайкалье)//Докл РАН 1993 Т 333 №6 С 765-768

17 Neymark L А, Amelm Yu V, Larin А.М. Pb-Nd-Sr isotopic and geochenncal constraints on the ongin of the 1 54-1 56 Ga Salmi rapakivi gramte-anorthosite bathohth (Karelia, Russia)//Mineral Petrol 1994 V 50 P 173-193

18 Amelin Yu , Larin A. U-Pb and Sm-Nd zircon and garnet geochronology ot skarn formation associated with rapakivi granite magmatism an example of the Pitkaranta ore district, south-eastern Karelia // Anorthosites, Rapakivi Granites and Related Rocks IGCP 290 and 315 1994 Montreal Canada Abstr PI

19 Belyaev A M, Larin A.M , Ovchinnikova G V , Krymsky R S , Shebanov A D Pb-Nd-Sr isotopic constraints on the origin of the 1 35 Ga anortliosite-rapakivi granite-nepheline syenite Berdiaush massif (South Urals, Russia) 1995 Sympos on Rapakivi granites and Related Pocks Abstr Belem Brazil P 13

20

21

22

23

24

25

26

27

28

29

30

31

32

33

Larin A., Amelin Yu, Neymark L, Krymsky R, Ovchinnikova G, Belyaev A, Shebanov A The origin of Salmi and Uljalegi anoilhosite-rapakivi granite massifs constraints from precise U-Pb geochronology and Pb-Sr-Nd isotopic data 1996 The Seventh Intern Sympos on Rapakivi granites and Related Pocks Abstr Helsinki P 47 Belyaev A M , Neymark L A , Shebanov A D , Larin A.M Age and origin of mafic xenolites from rapakivi granites of the Berdiaush massif (S Urals, Russia) 1996 The Seventh Intern Sympos on Rapakivi granites and Related Pocks Abstr Helsinki P 6 Зильберштейн AX, Ларин A.M, Шебанов АД Поляризлционно-оптический метод оценки температуры формирования поликристаллическнх агрегатов (на примере природного гранита рапакиви) II Оптика и спектроскопия 1996 Т 80 № 2 С 238-241

Stem Н J, Markey RJ, Morgan JW, Sundbland K, Larin AM. Re-Os Dating of Molybdenite New Tools, New Applications, New Interpretations - An Example from Karelian Russia // EOS Transactions American Geophysical Union 1996 V 77 P 773-774

Amelm Yu ,V , Larin A.M., Tucker R D Chronology of multiphase emplacement of the Salmi rapakivi granite-anorthosite complex, Baltic Shield implications for magmatic evolution Contib Mineral Petrol 1997 V 127 P 353-368

Larin A.M , Amelm Yu V, Neymark L A , Krymsky R Sh The origin of the 1 73-1 70 Ga anorogenic Ulkan volcano-plutonic complex, Siberian Platform, Russia mferences from geochronological, geochemical and Nd-Sr-Pb isotopic data An Acad Bras Ci 1997 V 69 (3) P 295-312

Precambnan ore deposits of the East Eurupean and Siberian cratons Developments in Economic Geology, V 30 Edited by D V Rundqvist and С Gillen Elsevier 1997 470 P

Неймарк Л A , Ларин A.M, Немчин A A , Овчинникова Г В , Рыцк Е Ю Анорогенный магматизм Северо-Байкальского вулкано-илутонического пояса геохимические, геохронологнческие (U-Pb) и изотопные (Pb, Nd) свидетельства // Петрология 1998 Т 6 №2 С 139-164

Larm А М Metallogeny of Proterozoic anorthosite-rapakivi granites assemblage of Eastern European and Siberian platfomns 1998 Tartu-Tallm Abstr P 31-33 Ларин A M, Немчин A A , Крымский P Ш , Ковач В П Srn-Nd изотопные ограничения на генезис гранитов рапакиви кодарского комплекса (западная часть Алдано-Станового) щита //Докл РАН 1999 Т 369 №2 С 251-253 Ларин А М., Рундквист Д В Ряды геодинамических обстановок и металлогения Алдано-Станового щита // Металлогения рядов геодинамических обстановок раннего докембрия / Под ред Н В Межеловского М 1999 (МПР РФ, РАН, Геокарт, РосГео) С 256-311

Ларин A.M., Рундквист Д В , Рыцк Е Ю Эволюционные ряды геодинамических обстановок и длительность образования месторождений / Металлогения рядов геодинамических обстановок раннего докембрия М 1999 С 312-364 (МПР РФ, РАН, Геокарт, РосГео)

Zilbershtein А, Larm A., Semenov V , Semenov S Paleostress rocks estimation based on crystal twin density analysis Teofrastus St Petersburg-Athens 1999 P 33-39 Larin A.M., Rundqvist D V, Rytsk E Yu Evolution Trends of Geodinanuc Environments and the Duration of Mmeral Deposits Formation In N V Mezhelovsky, A F Morozov, G S Gusev and V S Popov Geodynamics and Metallogeny Theory and Implications for Applied Geology 2000 Moscow P 193-212

34 Mints M V , Rundqvist D V , Larin A M., Nenakhov V M , Rytsk E Yu, Turchenko SI, Chernyshov N M Early Precambnan Geodynamics and Metallogeny In N V Mezhelovsky, A F Morozov, G S Gusev and V S Popov Geodynamics and Metallogeny Theory and Implications for Applied Geology 2000 Moscow P 105-191

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

36 Пушкарев Ю Д, Гороховский Б М , Ларин А М Роль взаимодействия корового и мантийного вещества при формировании эндогенных месторождений-гигантов изотопно-геохимический подход // Региональная геология и металлогения 2000 № 11 С 73-80

37 Ларин А М, Глебовицкий В А , Крымский Р Ш , Суханов М К Nd и Sr изотопные ограничения на генезис Геранского массива автономных анортозитов (восточная часть Алдано-Станового щита)//Докл РАН 2002 №1 С 101-105

38 Larin A.M, Kotov AB, Salnikova SB, Kovach VP Late Paleoproterozoic postcollision and anorogenic volcanic sequences of the Siberian Craton petrogenesis and tectonic implications // II Simposio sobre VULCANISMO e Ambientes Associados 10-13 de Novembro de 2002 Brasil Beiern 2002 P 18

39 Ларин A.M Рапакившранит-содержащие магматические ассоциации типизация, тектоническое положение и металлогения // Изотопная геохронология в решении проблем геодинамики и рудогенеза Материалы II Российской конференции по изотопной геохронологии 25-27 ноября 2003 г Санкт-Петербург 2003 С 257-260

40 Ларин А М., Сальникова Е Б , Котов А Б , Коваленко В И , Рыцк Е Ю, Яковлева С 3 , Бережная Н Г, Ковач В П , Булдыгеров В В , Срывцев Н А СевероБайкальский вулкано-плутонический пояс возраст, длительность формирования и тектоническое положение//Докл РАН 2003 Т 392 № 4 С 506-511

41 Ларин А.М Типизация и тектоническое положение рапакивигранитсодержащих магматических ассоциаций // Материалы международной научной конференции «Геология и металлогения ультрамафит-мафических и гранитоидных интрузивных ассоциаций складчатых областей», 10-ое чтение АН Заварицкого 2004 Екатеринбург С 351-354

42 Сальникова Е Б, Ларин А М., Котов А Б, Глебовицкий В А, Суханов М К, Яковлева С 3 , Ковач В П , Бережная Н Г , Толкачев М Д Каларский анортозит-чарнокитовый комплекс (Алдано-Становой щит) возраст и тектоническое положение//Стратиграфия Геологическая корреляция 2004 Т 12 №3 С 3-31

43 Ларин A.M., Сальникова Е Б , Котов А Б , Макарьев Л Б , Яковлева С 3 , Ковач В П Раннепротеро юйские коллизионные и постколлизионные граниты северной части Байкальской складчатой области Стратиграфия Геологическая корреляция 2006а Т 14 № 5 С 3-15

44 Ларин А.М, Котов А Б, Сальникова Е Б, Глебовицкий В А, Суханов М К, Яковлева С 3 , Ковач В П , Бережная Н Г , Великославинский С Д , Толкачев М Д Каларский комплекс (Алдано-Становой щит) - древнейший представитель анортозит-мангерит-чарнохит-гранитной магматической ассоциации результаты геохронологических, геохимических и изотопно-геохимических исследований Каларский анортозит-чарнокитовый комплекс // Петрология 20066 Т 14 № 1 С 4-24

45 Бучко И В , Сальникова Е Б , Сорокин А А , Котов А Б , Ларин А.М, Яковлева С 3 Первые данные о возрасте и геохимии пород Кенгурак-Сергачинского габбро-анортозитового массива (юго-восточное обрамление Сибирского кратона) // Тихоокеанская геология 2006 Т 25 № 2 С 15-23

46 Ларин А.М Граниты рапакиви в геологической истории Земли Статья 1 Рапакивигранитсодержащне магматические ассоциации возраст, геохимия, тектоническое положение // Стратиграфия Геологическая корреляция В печати

Отпечатано в цифровом копировальном центре «Восстания-1» Печать лазерная Тираж 130 эю Подписано в печать 28 02 2007 г Заказ № 363

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Ларин, Анатолий Михайлович

Введение------------------------------------------------------------.

Методы исследований

Глава 1. Типизация рапакивигранитсодержащих магматических ассоциаций и их геологическая и геохимическая характеристика

1. Введение --'

1.1. Анортозит-мангерит-чарнокит-рапакивигранитная ассоциация

1.1.1. Анортозит-чарнокитовая группа.-.

1.1.2. Анортозит-мангерит-гранитная группа

1.1.3. Анортозит-рапакивигранитная группа

1.1.4. Мангерит-рапакивигранитная группа

1.1.5. Рапакивигранитная группа.—

1.2. Анортозит-мангерит-рапакивигранит-щелочногранитная ассоциация

1.2.1. Анортозит-рапакивигранит-щелочногранитная группа

1.2.2. Мангерит-рапакивигранит-щелочногранитная группа

1.2.3. Рапакивигранит-щелочногранитная группа

1.3. Габбро-рапакивигранит-фоидитовая ассоциация

1.4. Рапакивигранит-шошонитовая ассоциация

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Рапакивигранитсодержащие магматические ассоциации: геологическое положение, возраст, источники"

2.1. Длительность формирования комплексов анортозит-мангерит-чарнокит-рапакивигранитной ассоциации----------------------------------------------------------------125

2.2. Длительность формирования комплексов анортозит-мангерит-рапакивигранит-щелочногранитной ассоциации----------------------------------------------------------------133

2.3. Длительность формирования габбро-рапакивигранит-фоидитовой ассоциации-----------------------------------------------------------------------------------------135

2.4. Длительность формирования комплексов рапакивигранит-шошонитовой ассоциации-----------------------------------------------------------------------------------------136

2.5. Заключение-----------------------------------------------------------------------------------137

Глава 3. Изотопно-геохимические и геохимические ограничения на источники магматических пород рапакивигранитсодержащих магматических ассоциаций —.------------------------------------------------------------143

3. Введение--------------------------------------------------—.-----------------------------143

3.1. Анортозит-мангерит-чарнокит-рапакивигранитная магматическая ассоциация -148

3.1.1. Анортозит-рапакивигранитные магматические комплексы-----------------------148

3.1.1.1.Салминский батолит—-------------------------------------------------------------------149

3.1.1.2. Сравнительный анализ плутонов анортозит-рапакивигранитного типа западной части Восточно-Европейской платформы —.-.160

3.1.1.3. Ограничения на источники пород----------------------------------------------------167

3.1.2. Анортозит-чарнокитовые комплексы--------------------------------------------------186

3.1.2.1. Каларский комплекс —.186

3.1.2.2. Ограничения на источники пород.--------------------------------------187

3.2. Анортозит-мангерит-рапакивигранит-щелочногранитная магматическая ассоциация------------------------------------------------------------------------------------------189

3.2.1. Анортозит-рапакивигранит-щелочногранитная группа---------------------------189

3.2.1.1. Улкан-Джугджурская магматическая ассоциация--------------------------------189

3.2.1.2. Ограничения на источники пород —.-.-.-.196

3.3. Габбро-рапакивигранит-фоидитовая магматическая ассоциация------------------207

3.3.1. Бердяушский массив —--------------------------------------------------------------------207

3.3.2. Ограничения на источники пород------------------------------------------------------211

3.4. Рапакивигранит-шошонитовая магматическая ассоциация.-.217

3.4.1. Южно-Сибирский магматический пояс----------------------------------------------217

3.4.2. Ограничения на источники пород —---------------------------------------------------220

3.5. Заключение------------------------------------------------------------------------------------226

Глава 4. Геодинамические обстановки формирования рапакивигранитсодержащих магматических ассоциаций.— 237

4. Введение------------------------------------------------------------------------------------------237

4.1. Рифтинг в тыловых частях систем внешних палео- и мезопротерозойских складчатых поясов суперконтинентов---------------—.—--------------------------241

4.1.1. Восточно-Европейская платформа-----------------------------------------------------242

4.1.1.1. Фенноскандинавский домен ----------------------------------------------------------244

4.1.1.2. Сарматский домен —.---------------------------------------------------------251

4.1.2. Ссверо-Американская платформа------------------------—--------------------------255

4.1.3. Амазонский кратон------------------------------------------------------------------------259

4.2. Рифтинг пассивной континентальной окраины.266

4.3. Постколлизионное растяжение в складчатых поясах---------------------------------267

4.3.1. Постколлизионное растяжение в орогенах гималайского типа-------------------267

4.3.2. Постколлизионное растяжение в орогенах шотландского типа.274

4.4. Активный рифтинг, обусловленным крупномасштабным апвеллингом мантии под растущими суперконтинентами.-.279

4.4.1. Суперконтинент Нина.—.280

4.4.2. Суперконтинент Атлантика--------------------------------------------------------------287

4.5. Совмещение тектонических процессов растяжения в тыловых частях конвергентных границ плит с деятельностью мантийных плюмов---------------------289

4.6. Заключение-------------------------------------------------------------------------------------293

Глава 5. Минерагения рапакивигранитсодержащих магматических ассоциаций----------------------------------------------------------------------------------------- 296

5. Введение-------------------------.—.--------------------------------------------------296

5.1. Анортозит-мангерит-чарнокит-рапакивигранитная ассоциация--------------------298

5.1.1. Апатит-Fe-Ti месторождения в анортозитах-----------------------------------------298

5.1.2. Sn-редкометальные и редкометальные месторождения.299

5.1.3. U-месторождения типа несогласия .-.302

5.1.4. Sn-редкометально-полиметаллические, полиметаллические и U-месторождения южной части Балтийского щита------------------------------------------310

5.1.5. Эволюция рудообразования в гранитах рапакиви южной части Балтийского щита------------------------------------------------------------------------------------------------325

5.2. Анортозит-мангерит-рапакивигранит-щелочногранитная ассоциация.331

5.2.1. Апатит-Fe-Ti месторождения в анортозитах---------------------------------------331

5.2.2. Ni-Cu-Co сульфидное месторождение в троктолитах —.332

5.2.3. Sn-редкометальные и редкометальные месторождения-------------------------333

5.2.3.1. Sn-редкометальные месторождения-----------------------------------------------333

5.2.3.2. Редкометальные месторождения---------------------------------------------------342

5.3. Габбро-рапакивигранит-фоидитовая магматическая ассоциация----------------343

5.4. Рапакивигранит-шошонитовая магматическая ассоциация.—343

5.5. Закономерности распределения оруденения, ассоциирующего с рапакивигранитсодержащими комплексами, в пространстве и времени------------350

5.6. Глобальные особенности распределения по материкам оруденения, ассоциирующего с рапакивигранитсодержащими комплексами----------------------353

5.7. Геодинамические условия формирования месторождений, ассоциирующих с рапакивигранитсодержащими комплексами------------------------------------------------355

5.8. Длительность формирования месторождений и рудных полей, проблема полигенности и полихронности рудообразования------------------------------------------357

5.9. Факторы, способствующие накоплению рудного вещества —---------------------360

5.9.1. Рудные месторождения, ассоциирующие с гранитами---------------------------360

5.9.2. Рудные месторождения, ассоциирующие с основными породами.367

5.9.3. Месторождения, формирование которых связано с процессами реювенации гранитов рапакиви и ассоциирующих пород------------------------------------------------370

6. Заключение-------------------------------------------------------------------------------------373

Список литературы-----------------------------------------.-.377

Только завершая задуманное, мы начинаем понимать, с чего надо было начинать» - Блез Паскаль

Введение

Актуальность исследований. Граниты рапакиви с давних пор привлекали внимание геологов необычностью своих структур и состава, размерами интрузивных тел и разнообразием ассоциирующих горных пород. Первое, что привлекает внимание - это характерные маргинационные структуры. Такие граниты, насыщенные крупными овоидами щелочного полевого шпата, заключенными в плагиоклазовые оболочки, могут прослеживаться на сотни километров, образуя гигантские батолиты, площадь которых может достигать десятков тысяч квадратных километров. Необычным является и возрастное положение этих гранитов. В истории геологического развития планеты они внезапно в больших объемах появляются в конце палеопротерозоя и исчезают к концу неопротерозоя. Необычным является и минеральный состав гранитов рапакиви, для которого характерно сочетание минералов типичных как для гранитов, так и для основных пород. Весьма специфичны и разнообразны ассоциирующие с гранитами рапакиви другие типы горных пород. Особенно характерна их ассоциация с анортозитами. Последние могут образовывать очень крупные массивы, также докембрийского возраста, известные в литературе как «massif-type anorthosite» (Ashwal, 1993) или автономные анортозиты

Богатиков, 1979). Иногда к гранитам рапакиви присоединяются щелочные граниты (Larin et al., 1997), и даже щелочные породы (Заварицкий, 1937). Наряду с этим известны рапакиви, для которых характерна ассоциация породами шошонитовой и ультракалиевой серий и гранитами S-типа (Ларин и др., 2003а,б; Wernick, Menezes, 2001). Также достаточно привлекателен и минерагенический облик этих гранитов и ассоциирующих пород. В конце прошлого века в связи с ними было открыто большое количество промышленных (в том числе и очень крупных) месторождений различных типов, и была установлена важная рудогенерирующая роль этих пород.

Граниты рапакиви к настоящему времени достаточно хорошо исследованы (в первую очередь Балтийского щита и Северной Америки), однако существует целый ряд проблем либо еще неразрешенных, либо не до конца проработанных. Из наиболее важных можно выделить следующие: выявление характера связей различных пород, входящих в магматические ассоциации с гранитами рапакиви и типизация этих ассоциаций; длительность и дискретность их формирования; проблема источников гранитов рапакиви и ассоциирующих пород; закономерностей распределения гранитов рапакиви и связанных с ними пород в пространстве и времени; геодинамические обстановки их формирования, а также минерагепия этих пород. Для решения многих из этих вопросов необходимо привлечение не только современных геохимических, петрологических и других традиционных методов, но и прецизионных геохронологических и изотопно-геохимических исследований.

Цель работы - выявить наиболее характерные . особенности рапакивигранитсодержащих магматических ассоциаций, определить их место в истории геологического развития древних платформ и наметить ведущие механизмы их формирования.

Основные задачи:

1. Классифицировать магматические ассоциации, включающие граниты рапакиви.

2. Определить возрасты реперных рапакивигранитсодержащих магматических комплексов различных типов Сибирской и Восточно-Европейской платформ, а также оценить длительность и дискретность их формирования.

3. Выявить характер связей гранитов рапакиви и ассоциирующих с ними пород и идентифицировать их источники.

4. Определить геодинамические обстановки формирования рассматриваемых магматических ассоциаций.

5. Выявить характер связей различных типов оруденения с гранитами рапакиви и ассоциирующими породами, а также оценить связь геодинамических обстановок, типов магматических ассоциаций, типов и масштабов оруденения.

Фактический материал и аналитические методики исследований. В основе диссертации лежат материалы, собранные автором в ходе полевых исследований рапакивигранитсодержащих магматических комплексов и ассоциирующих с ними месторождений Балтийского щита (1971-1977, 1986 и 1991 гг.) и Сибирской платформы (1980, 1987-1990 и 1998 гг.), а также геологических экскурсий в Финляндии (1991 и 1999 гг.), Швеции (1996 г.), Китае (1992 г.), Бразилии (1995 и 2002 гг.) и США (1993 и 1998 гг.). Исследования производились в рамках тематических планов ВСЕГЕИ, ИГГД РАН, и при поддержке грантов РФФИ (94-05-17033, 96-05-65125, 97-05-65454, 00-05-64823, 06-0564989) и 18Р (И Е000), а также международных проектов ЮСР № 315, 371, 426 и 510.

Было исследовано более 3000 петрографических шлифов, использовано около 1000 оригинальных анализов пород на породообразующие окислы и элементы-примеси, датированы 11-РЬ методом по циркону, монациту и гранату 66 образцов и Эш-Ыс! изохронным методом по минералам — 6, проведены изотопно-геохимические исследования 438 образцов (Бт-Ш - 139, ЯЬ-Бг - 81, РЬ-РЬ - 218). Некоторое количество образцов для исследований было любезно предоставлено В.В. Булдыгеровым, В.А.

Гурьяновым, И.Н. Дагелайской, А.И. Ивановым, Л.Б. Макарьевым, Ю.Л. Ронкиным, Н.А. Срывцевым, М.К. Сухановым.

Исследование химического состава пород проводилось с использованием методов РФА (основные петрогенные компоненты, Юз, Ва, Бг, РЬ, ТЬ, Ъх, N1), У, Т1, Со, N1, V, Сг) в ИГГД РАН и ВСЕГЕИ, ГО Т1МБ (11ЕЕ) в ИГЕМ РАН, ША (ЯЕЕ, Та, ЫЬ, Щ Ъх, 2п, 1л, Се, Шэ5 Бс, ТЬ, и, Сг, Со) в ИГГД РАН и в Институте ядерной физики РАН (Санкт-Петербург), ЮР МБ (Ве, ЯЬ, 8г, 1л, Сб, ТЬ, и, Ъх, Ш, Та, N1?, 11ЕЕ, Эс, Оа, Си, гп) в Институте аналитического приборостроения РАН и ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург).

Геохронологические (11-РЬ, Бт-Ш) исследования были выполнены в ИГГД РАН, ВСЕГЕИ, в Геологической службе США и Канады. Изотопно-геохимические (N<1, Б г, РЬ) исследования были произведены в ИГГД РАН и в Геологической службе США.

В ходе работы над диссертацией были критически проанализированы практически все опубликованные к настоящему времени результаты геохимических, петрологических, геохронологических и изотопно-геохимических исследований магматических комплексов, включающих граниты рапакиви. В тех случаях, когда в тексте диссертации отсутствуют ссылки на метод геохронологических исследований, подразумевается, что приведены результаты, полученные и-РЬ методом по циркону.

Защищаемые положения.

1. Магматические ассоциации, содержащие граниты рапакиви, принадлежат к четырем типам: анортозит-мангерит-чарнокит-рапакивигранитному, анортозит-мангерит-рапакивигран-щелочногранитному, габбро-рапакивигранит-фоидитовому и рапакивигранит-шошонитовому. Гранитоиды первых трех ассоциаций относятся к «восстановленным» внутриплитным гранитам А-типа, в последней ассоциации сосуществуют граниты А- и Б-типов с геохимическими характеристиками посторогенных «окисленных» гранитов.

2. Образование рапакивигранитсодержащих магматических комплексов происходило в ходе неоднократных импульсов внедрения мафических и фельзических магм, связанных с дискретно и длительно (до 50 млн. лет) функционирующим сублитосферным мантийным источником. Длительность кристаллизации магм не превышала 1-2 млн. лет.

3. Формирование магм рапакивигранитсодержащих ассоциаций протекало в ходе сложных процессов мантийно-корового взаимодействия. Для щелочных гранитов доминирующим является мантийный источник типа 01В. Смешанные, мантийно-коровые, источники характерны для субщелочных гранитов. Для всех магматических ассоциаций, за исключением рапакивигранит-шошонитовой, устанавливаются нижнекоровые источники, тогда как для последней ассоциации характерны средне- и верхнекоровые источники.

4. Рапакивигранитсодержащие магматические ассоциации формировались во внутриплитных условиях, но в различных геодинамических обстановках. Их образование контролировалось двумя главными факторами: (1) тектоническими процессами на границах литосферных плит и (2) активностью мантийных плюмов.

Научная новизна.

1. Разработана классификация рапакивигранитсодержащих магматических ассоциаций, даны их геохимические характеристики и выделены основные геохимические типы гранитоидов.

2. На основании проведенных геохронологических исследований: (1) определен возраст ряда реперных объектов рассматриваемых ассоциаций; (2) установлена длительность и дискретность формирования ряда ключевых магматических комплексов; (3) выявлена полихронность рудообразования ряда месторождений, ассоциирующих с гранитами рапакиви.

3. В результате проведения изотопных (N(1, Бг, РЬ) исследований: (1) получены свидетельства о смешанной мантийно-коровой природе источников гранитов рапакиви и ассоциирующих гранитов А-типа; (2) установлена природа коровых протолитов гранитов различных магматических ассоциаций; (3) получены данные, свидетельствующие о высокой степени контаминирванности первичных базитовых магм нижнекоровым веществом при формировании автономных анортозитов; (4) выявлены характеры связей различных типов оруденения с гранитами рассматриваемых магматических ассоциаций.

4. Реконструированы геодинамические обстановки формирования магматических ассоциаций, содержащих граниты рапакиви. Показано, что их образование контролировалось как тектоническими процессами на границах литосферных плит, так и активностью мантийных плюмов.

5. Дана оценка металлогенической специализации рассматриваемых магматических ассоциаций; определены возрастные интервалы наибольшей металлогенической активности (1.85-1.70 и 1.30-1.00 млрд. лет) и показано, что формирование большей части крупных и суперкрупных месторождений связано с деятельностью мантийных плюмов; установлено, что для полигенных и полихронных месторождений, формирование которых происходило значительно позже становления гранитов рапакиви, последние могли выступать в качестве основных источников рудного вещества.

Практическая значимость. Получены новые данные о возрасте реперных стратифицированных и интрузивных геологических комплексов, зачастую резко меняющие устоявшиеся геологические представления о тектонической эволюции ряда регионов Сибирской платформы. Эти данные рекомендованы для использования при составлении региональных легенд геологических карт нового поколения Забайкалья и Дальнего Востока. Проведенный металлогенический анализ рассматриваемых магматических ассоциаций закладывает основу для оценки факторов контроля различных типов оруденения с ними ассоциирующих и разработки критериев прогнозирования.

Апробация результатов исследований и публикации. Основные результаты исследований обсуждались на конференции «Актуальные направления металлогенических исследований» (Ленинград, 1988), на V-ом Восточно-Сибирском региональном петрографическом совещании (Иркутск, 1989), на 12-ом Всесоюзном металлогеническом совещании (Киев, 1990); на конференции «Эволюция докембрийской литосферы» (Ленинград, 1991); на международных симпозиумах и конференциях: «Граниты рапакиви и связанные породы» (Хельсинки, 1991, 1996; Ролла, 1993; Пиза, 1994; Белем, 1995), «Геодинамика гранитоидов» (Москва, 1991), «Анортозиты, граниты рапакиви и связанные породы» (Монреаль, 1994), «Протерозойские гранитные системы Пеннокийского террейна в Висконсине» (Мэдисон, 1998), «Изотопное датирование геологических процессов: новые методы и результаты» (Москва, 2000), «Вулканизм и сопутствующие ассоциации» (Белем, 2002), «Изотопная геохронология в решении проблем геодинамики и рудогенеза» (Санкт-Петербург, 2003); на 29-международном геологическом конгрессе (Киото, 1992) и др. Кроме того, основные положения диссертации неоднократно докладывались и обсуждались в ходе проведения международных геологических экскурсий по проектам IGCP № 315, 371, 426 и 510.

Основные защищаемые положения диссертации изложены в 148 публикациях, включая 22 раздела в 7 коллективных монографиях и 44 статьях в рецензируемых отечественных и зарубежных журналах.

Структура и объем диссертации. Работа состоит из введения, пяти глав и заключения, содержит 296 страниц текста, 44 таблицы, 127 рисунков и список литературы из 718 наименований. Таблицы, содержащие первичные геохимические и изотопные аналитические данные выделены в отдельное приложение.

Заключение Диссертация по теме "Петрология, вулканология", Ларин, Анатолий Михайлович

Выводы

1. Главными типами месторождений, ассоциирующими с рапакивигранитсодержащими магматическим комплексами, являются редкометальные и Э п-р едко метал ь н ые, Ре-Т1-апатитовые, сульфидные Си-№-Со и и-месторождения типа несогласия.

2. Большая часть крупных и суперкрупных месторождений различных типов была сформирована в два основных эпизода 1.85-1.70 и 1.30-1.00 млрд. лет. Практически все они ассоциируют с комплексами АМЧРГ и АМРГЩГ ассоциаций и были связаны с активностью мантийных плюмов.

3. Многие из них имеют длительную (сотни миллионов лет) и дискретную историю формирования и относятся к категории полигенных и полихронных месторождений. При этом для многих из них, образование которых происходило значительно позже становления гранитов рапакиви и ассоциирующих пород, последние выступали в качестве источников рудного вещества

4. Среди полигенных и полихронных месторождений наибольший экономический интерес представляют Ц-месторождения типа несогласия, ассоциирующие с осадочными бассейнами, образующимися на заключительных стадиях рифтинга, с ранними стадиями которого было связано внедрение гранитов рапакиви.

5. Некоторые типы месторождений, впервые появляющиеся в истории развития Земли в связи с рапакивигранитным магматизмом, постепенно исчезают к концу протерозоя на фоне деградации этого магматизма. Полностью исчезают Ре-Тл-апатитовые месторождения в анортозитах, И-месторождения типа несогласия, Бп-редкометальные месторождения в щелочных гранитах.

6. Заключение

Граниты рапакиви являются характерной частью большинства древних платформ. В их формировании выделяется три основных периода: 2.8-2.6, 1.8-1.0 и 0.6-0.5 млрд. лет, главным из которых является второй -1.8-1.0 млрд. лет. Анализ данных по составу и строению магматических комплексов, включающих в свой состав граниты- рапакиви, позволил выделить четыре главных типа магматических ассоциаций: АМЧРГ, АМРГЩГ, ГРГФ и РГШ.

Особенности минерального и химического состава большинства пород рассматриваемых ассоциаций указывают на их дифференцированный характер. Среди гранитоидов выделено три главные группы. К первой (доминирующей) группе относятся высокожелезистые и высококалиевые классические граниты рапакиви магматических ассоциаций первых трех типов, которые являются типичными представителями внутриплитных субщелочных гранитов А-типа, кристаллизовавшихся из «сухих», высокотемпературных магм в резко восстановительных условиях. Ко второй группе относятся щелочные граниты АМРГЩГ ассоциации, представляющие собой высокодифференцированные граниты Иа-серии А-типа, максимально обогащенные некогерентными элементами. Эти граниты также кристаллизуются из «сухих», «восстановленных» и очень высокотемпературных магм. К третьей группе относятся субщелочные калиевые граниты, варьирующие по составу от гранитов А-типа до Б-гранитов и принадлежащие исключительно к РГШ ассоциации. По сравнению с классическими рапакиви для них характерна более высокая фугитивность кислорода и воды, более низкие содержания калия, НРЭЕ и НИТЕ, они менее дифференцированы и принадлежат к геохимическому типу «посторогенных» гранитов.

Проведенные изотопные и геохимические исследования позволили обосновать ограничения на источники гранитов рапакиви и определить общий характер связей гранитов рапакиви с ассоциирующими кислыми, основными и щелочными породами. Была подтверждена важнейшая роль коровой контаминации в генезисе автономных анортозитов. Не менее важную роль играют процессы смешения вещества мантийных и коровых источников в петрогенезе гранитов рапакиви и ассоциирующих гранитов А-типа. При этом для всех ассоциаций, за исключением РГШ, коровый компонент представлен исключительно веществом нижней континентальной коры, которая в свою очередь может быть подразделена на три основных типа: молодая ювенильная кора, которая еще не приобрела изотопных характеристик классической нижней коры, древняя нижняя кора и нижняя кора, сформированная в результате преобразования (обеднения ЫЬ-элементами) древней изначально обогащенной верхней коры. Доминирующими коровыми протолитами гранитов РГШ ассоциации являются вещество средней и верхней коры. Мантийный компонент в составе гранитов рапакиви первых трех магматических ассоциаций (АМЧРГ, АМРГЩГ и ГРГФ) представлен веществом континентальных толеитов, образующихся в общем случае при смешении выплавок из астеносферной мантии и кратонизированной литосферной мантии. Для щелочных гранитов АМРГЩГ ассоциации главным является источник типа 01В. В петрогенезисе пород РГШ ассоциации прослеживается влияние ЭСЬМ, метасоматизированной в ходе предшествующего субдукционного процесса

Общим для всех рапакивигранитсодержащих магматических ассоциаций является формирование в условиях литосферного растяжения во внутриплитных условиях. Генезис магматических комплексов связан с дискретно функционирующими сублитосферными мантийными источниками, длительность существования которых сопоставима с длительностью формирования палеорифтов — 10-50 млн. лет (Лобковский и др., 2004). Однако конкретные геодинамические обстановки их формирования могут сильно различаться. Выделено три типа таких обстановок: (1) рифтинг, который контролируется процессами на границах литосферных плит, (2) рифтинг, связанный с деятельностью мантийных плюмов и (3) рифтинг, обусловленный сочетанием двух предыдущих обстановок. При этом магматические комплексы, формирование которых контролируется тектоническими процессами на границах плит, в свою очередь подразделяются на три типа: (а) приближенные к конвергентным границам плит; (б) приближенные к дивергентным границам плит и (в) приуроченные к коллизионным швам. Магматические комплексы первого типа локализованы в системе внешних палео-мезопротерозойских трансконтинентальных орогенических поясов суперконтинентов Нина и Атлантика, и представлены исключительно АМЧРГ ассоциаций. Их формирование происходило в интервале 1.8-1.3 млрд. лет и было связано с дистальным отражением в тыловых зонах этих орогенов тектонических процессов, протекавших на конвергентных границах плит, как субдукционных, так и коллизионных. На противоположных сторонах активных окраин этих суперконтинентов существовали обширные пассивные континентальные окраины - области, приближенные к дивергентным границам плит. С импульсом рифтогенеза (1.35 млрд. лет) на такой окраине связано формирование ГРГФ ассоциации. Коллизионные швы контролируют размещение постколлизионных магматических комплексов анортозит-чарнокитового типа и РГШ ассоциации. При этом первые приурочены к зонам фронтального столкновения континентальных плит, а вторые более характерны для транспрессионных зон взаимодействия плит и континентальных блоков более низкого порядка. С деятельностью мантийных плюмов связаны комплексы АМЧРГ и АМРГЩГ ассоциаций. Среди этих плюмов выделяются два типа: (а) относительно короткоживущие (-50 млн. лет), обусловленные крупномасштабным апвеллингом нагретой мантии под растущими суперконтинентами, для Атлантики в интервале 1.83-1.79 млн. лет и для Нины - 1.75-1.70 млн. лет; (б) долгоживущие (-150 млн. лет). С деятельностью плюмов последнего типа (1.35-1.20 и 1.16-1.00 млрд. лет) связан рассматриваемый магматизм, проявившийся исключительно в пределах тыловых зон внешних палео-мезопротерозойских орогенических поясов суперконтинентов Нина и Атлантика.

Во времени формирование рапакивигранитных магматических комплексов охватывает интервал, включающий три суперконтинентальных цикла: 2.7-1.8, 1.8-1.0 и 1.0-0.55 млрд. лет. Начало и конец каждого цикла отвечают периодам сборки суперконтинентов и с ними связаны относительно краткие импульсы главным образом анортозит-чарнокитового магматизма. Расцвет рапакивигранитного магматизма приходится на второй цикл и связан как с длительно функционирующими активными окраинами суперконтинентов Нина и Атлантика, так и активностью мантийных плюмов. Именно с этим циклом сопряжено формирование основного объема пород АМЧРГ и АМРГЩГ ассоциаций. Вырождение рапакивигранитного магматизма, вероятнее всего, связано с общим остыванием Земли в ходе неуклонной диссипации ее внутренней энергии, усилившейся к концу протерозоя (Maruyama, Liou, 1998).

Одной из важнейших проблем в изучении гранитов рапакиви и ассоциирующих пород является проблема их рудоносности. До недавнего времени рудоносность гранитов рапакиви явно недооценивалась и эти граниты традиционно рассматривались как металлогенически «стерильные» (см. Haapala, 1995). Положение резко изменилось только несколько десятилетий тому назад, когда в ассоциации с ними было открыто большое количество промышленных (в том числе и очень крупных) месторождений различных типов, и была установлена важная рудогенерирующая роль этих пород (Bettencourt et al., 2005; Creaser, Cooper, 1993 и др.). С рапакивигранитными магматическими комплексами ассоциирует широкий круг месторождений различных генетических типов от типично магматогенных, связанных как с основными породами, так и с гранитами, до месторождений, в которых связь с магматизмом может быть чрезвычайно сложной и неоднозначной (табл. 4). Главными типами месторождений, среди которых встречаются крупные и даже уникальные объекты, являются редкометальные и Sn-редкометальные, Fe-Ti-апатитовые, сульфидные Cu-Ni-Co и U-месторождения типа несогласия. Было установлено, что большая часть крупных и суперкрупных меторождений различных типов была сформирована в два основных эпизода 1.85-1.70 и 1.30-1.00 млрд. лет. Практически все они ассоциирует с плутонами АМЧРГ и АМРГЩГ ассоциаций и связаны с активностью мантийных плюмов (Ларин, 2003).

Геохронологические (U-Pb, Re-Os, Sm-Nd) и Pb-изотопные исследования ряда месторождений этих типов (Ларин и др., 1990, 1991; Неймарк и др., 1993; Stein et al., 1996; Larin et al., 2000; Ларин, 2003) покаывают, что многие из них имеют длительную (сотни млн. лет) и дискретную историю формирования и относятся к категории полигенных и полихронных (Рундквист, Ларин, 1990; Ларин и др., 1999). При этом для многих из них, формирование которых происходило значительно позже становления гранитов ¡рапакиви и ассоциирующих пород, последние могли выступать в качестве источников рудного вещества (Неймарк и др., 1993; Ларин и др., 1999). Рудогенез мог осуществляться в результате действия более поздних наложенных процессов различной природы, как эндогенных, так и экзогенных. Среди этого класса месторождений наибольший экономический интерес представляют U-месторождения типа несогласия. Последние, как правило, ассоциируют с осадочными бассейнами, заложение которых происходило на поздних стадиях рифтинга, с ранними стадями которого было связано внедрение гранитов рапакиви.

В эволюционном аспекте важно подчеркнуть, что многие типы месторождений, впервые появляющиеся в истории развития Земли в связи с рапакивигранитным магматизмом, постепенно исчезают к концу протерозоя на фоне деградации этого магматизма. Полностью исчезают Fe-Ti-апатитовые месторождения в анортозитах, U-месторождения типа несогласия, Sn-редкометальные месторождения в щелочных гранитах (тип Питинги).

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Ларин, Анатолий Михайлович, Москва

1. Алексеев A.A. О некоторых проблемных вопросах геологии позднего докембрия Западного склона Урала в связи с изучением магматизма и метаморфизма // Геология докембрия Южного Урала и Востока Русской плиты. Уфа. 1990. С. 5-19.

2. Амелин Ю.В., Неймарк JI.A. Проблемы интерпретации Sm-Nd модельных возрастов // Методы изотопной геологии. СПб. 1991. С. 11-14.

3. Баженова Г.Н. Анортозиты Каларского массива / Анортозиты СССР (отв. редактор О.А.Богатиков). 1974. М.: Наука. С. 85-99.

4. Барсуков B.JI. Основные черты геохимии олова. М.: Наука. 1974. 150 с.

5. Беляев A.M. Закономерности распределения рудных элементов в пегматоидных гранитах и гранитогнейсах Северного Приладожья // Закономмерности концентрации рудных элементов в гранитоидных формациях Карело-Кольского региона. Апатиты. 1985. С.89-96.

6. Беляев A.M. Львов Б.К. Минералого-геохимическая специализация гранитов рапакиви Салминского массива // Вестн. ЛГУ. 1981. № 6. С. 15-24.

7. Белящий Б.В., Никитина Л.П., Савва Е.В., Левский Л.К. Изотопные характеристики лампроитовых даек восточной части Балтийского щита // Геохимия. 1997. № 6. С. 658-662.

8. Бескин С.М., Марин Ю.Б., Матиас В,В., Гаврилова С.П. Так что же такое «редкометальный гранит»? // Записки ВМО. 1999. Ч. CXXVIII. № 6. С. 28-40.

9. Бибикова Е.В., Грачева Т.В., Макаров В.А., Ножкин А.Д. Возрастные рубежи в геологической эволюции раннего докембрия Енисейского кряжа // Стратиграфия, Геологическая корреляция. 1993. Т. 1. № 1. С. 35-40.

10. Бибикова Е.В., Грачева Т.В., Козаков И.К., Плоткина Ю.В. U-Pb возраст гиперстеновых гранитов (кузеевитов) Ангаро-Канского выступа (Енисейский кряж) // Геология и геофизика. 2001. Т. 42. № 5. С.864-867.

11. Бибикова Е.В., Кирнозова Т.И., Лазарев Ю.И. u dp. U-Pb изотопный возраст вепсия Карелии//ДАН СССР. 1990. Т.310.№ i.e. 189-191.

12. Билибина Т.В., Мельников Е.К., Савицкий A.B. О новом типе комплексных руд в южной Карелии // Геология рудных месторождений. 1991. №6. С.3-13.

13. Богатиков O.A. Анортозиты. М.: Наука. 1979. 232 с.

14. Богатиков O.A., Богина М.М., Бубнов С.Н. и др. Типы магм и их источники в истории Земли. Часть 1. Магматизм и геодинамика — главные факторы эволюции Земли. М.: ИГЕМ РАН. 2006. 398 с.

15. Богатиков O.A., Летников Ф.А., Марков М.С., Суханов М.К. 1984. Анортозиты и ранние этапы развития Земли и Луны // Анортозиты Земли и Луны. М.: Наука. С. 246-271.377

16. Богатиков O.A., Рябчиков ИД., Кононова В.А. и др. Лампроиты. М.: Наука. 1991. 302 с.

17. Богданова Н.Г. Строение Геранского анортозитового массива (Алданский щит, Становой хребет) // Анортозиты Земли и Луны. М.: Наука. 1984. С. 112-147.

18. Божко H.A., Постников A.B., Щипанский A.A. Геодинамическая модель формирования фундамента Восточно-Европейской платформы // Докл. РАН. 2002. Т. 386. № 5. С. 651655.

19. Борукаев Ч.Б. Словарь-справочник по современной тектонической терминологии // Тр. ОИГГМ СО РАН. Новосибирск: Изд-во СО РАН. НИЦ ОИГГМ. 1999. Вып. 840. 69 с.

20. Бочкарев В.В. Эволюция субщелочного магматизма и диагностика геодинамических обстановок // Петрография на рубеже XXI века: итоги и перспективы. М-лы 11-го Всероссийского петрограф, сов-ия. Т. II. Сыктывкар. 2000. С. 13-16.

21. Брьищев В.В., Петрова З.И., Левицкий В.И. Рапакивиподобные граниты южного обрамления Сибирской платформы // Известий АН СССР. Сер. геолог. 1984. №1. С.11-22.

22. Булдыгеров В.В., Собаченко В.Н. Проблемы геологии Северо-Байкальского вулкано-плутонического пояса. Иркутск: Иркутский ун-т. 2005. 184 с.

23. Бухаров A.A. Протоактивизационные зоны древних платформ. Новосибирск. Наука. 1987. 202 с.

24. Бучко КВ., Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Ларин A.M. и др., Палеопротерозойские габбро-анортозиты Селенгино-Станового супертеррейна южного обрамления Сибирского кратона // Докл. РАН. 2006. Т. 407. № 4. С. 502-505.

25. Великославинский Д.А. Опыт вещественной вариационной систематики докембрийских интрузивных естественных рядов магм. Л. Наука. 1990.142 с.

26. Великославинский ДА., Биркис А.П., Богатиков O.A. и др. Анортозит-рапакивигранитная формация Восточно-Европейской платформы. Л.: Наука. 1978. 296 с.

27. Великославинский Д.А., Великославинский С.Д. Бердяушский плутон овоидных гранитов: вещественный состав и геодинамическое положение // Записки ВМО. 2003. Ч. CXXXII. № 3. С. 1-15.

28. Великославинский С.Д., Котов А.Б., Сальникова Е.Б. и др. Первичная природа,возраст и геодинамическая обстановка формирования протолитов метаморфическихпород федоровской толщи, Алданский щит // Петрология. 2006. Т. 14. № 1. С. 25-43.

29. Величкин В.И., Кушперенко В.К, Тарасов Н.Н. и др. Геология и условия формирвоания месторождений типа «несогласия» Карку в Северном Приладожье (Россия) // Геол. рудн. Месторождений. 2005. Т. 47. № 2. С. 99-126.

30. Виноградов В.И. Изотопный состав стронция и вопросы генезиса анортозитов // Изв. АН СССР. Сер. Геолог. 1986. №2. С.8-15.

31. Гавриленко В.В., Марин Ю.Б. Закономерности размещения и признаки крупных и уникальных месторождений оловаи редких металлов // Региональная геология и металлогения. 2001. № 13-14. С. 54-69.

32. Гавриленко В.В., Марин Ю.Б., Панова Е.Г., Невский Л.К. Минералого-геохимические признаки крупных и уникальных месторождений, ассоциирующих с гранитным магматизмом // Записки ВМО. 2000. Ч. CXXIX. № 2. С. 1-9.

33. Геология оловянных рудных месторождений СССР. (Ред. Лугов С.Ф.). М.: Наука. 1986. Т. 2. Часть 2. 124 с.

34. Геологическое строение СССР и закономерности размещения полезных ископаемых. Т.7. Алтае-Саянский и Забайкало-Верхнеамурский регионы. Кн. 2. Забайкало-Верхнеамурский регион / Под ред. В.А.Амантова. Л.: Недра, 1986. 239 с.

35. Геохимия глубинных вулканических пород и ксенолитов (Ред. В.С.Соболев). М.: Наука. 1980.332 с.

36. Глебовицкий В.А., Соколов Ю.М., Шемякин В.М. Уникальные месторождения докембрия. М.: Геоинформмарк. 1998. С. 70.

37. Глевасский Е.Б., Каляев Г.И. Тектоника докембрия Украинского щита II Минералог. Журнал. 2000. Т.22. №2/3. С.77-91.

38. Глюк Д.С. Экспериментальные исследования взаимодействия кислых силикатных расплавов с фторидами в присутствии воды // Автореф. диссерт. канд. геол-мин. наук. Новосибирск. 1973.24 с.

39. Гонгалъский Б.И., Криволуцкая H.A. Чинейский расслоенный плутон. Новосибирск: ВО Наука, Сибирская издательская фирма. 1993. 184 с.

40. Гонгалъский Б.К, Криволуцкая H.A., Голева Н.Г. Месторождения Чинейского массива // (ред. Лаверов Н.П.) Месторождения Забайкалья. М.: Геоинформмарк. 1995. Т. 1. Кн. 1. С. 20-28.

41. Горошко М.В. Рифейские депрессионные структуры древних платформ и массивов юго-востока России: геология и ураноносность. Автореф. дис. докт. геол.-мин. наук. Ин-т тектоники и геофиз. им. Ю.А.Косыгина ДВО РАН. Хабаровск. 2001. 47 с.

42. Граменицкий E.H., Щекина Т.Н., Юиочарева С.М. Редкометальные литий-фтористые граниты Уксинского массива и их место в формировании Салминского плутона // Вести. Моск. ун-та. Сер. 4. Геология. 1998. № 1. С. 41-49.

43. Грачев А.Ф. Идентификация мантийных плюмов на основе изучения вещественного состава вулканитов и их изотопно-геохимических характеристик // Петрология. 2003. Т. 11. №6. С. 618-654.

44. Гурский Д.С., Бойцовский A.C., Колосовская В.А. и др. Минералогическая специализация магматических комплексов и эпохи рудообразования Украинского щита // Минералог. Журнал. 2000. Т. 22. № 2/3. С. 5-11.

45. Гурьянов В.А. Геология и металлогения Улканского района (Алдано-Становой щит). Владивосток: Дальнаука. 2007. 227 с.

46. Гурьянов В.А., Корсаков Л.П. Стратиграфия нижнего докембрия юго-восточной части Сибирской платформы // Стратиграфия нижнего докембрия Дальнего Востока. Владивосток: ДВО АН СССР. 1990. С. 18-30.

47. Гусев Г.С., Хаин В.Е. О соотношениях Байкало-Витимского, Алдано-Станового и Монголо-Охотского террейнов (юг Средней Сибири) // Геотектоника. 1995. №5. С. 68-82.

48. Диденко А.Н., Козаков И.К., Бибикова Е.В. и др. Палеомагнетизм нижнепротерозойских гранитоидов Шарыжалгайского выступа фундамента Сибирского кратона и геодинамические следствия //Докл. РАН. 20036. Т. 390. № 3. С. 368-373.

49. Добрецов H.JT. Мантийные плюмы и их роль в формировании анорогенных гранитоидов // Геология и геофизика. 2003. Т. 44. № 12. С. 1243-1261.

50. Добрецов Н.Л., Кирдяяшкин А.Г., Кирдяшкин A.A. Глубинная геодинамика. 2-ое изд., доп. и переработ. Новосибирск: Изд-во СО РАН, филиал "ГЕО". 2001. 409 с.

51. Довбуш Т.Н., Скобелев В.М., Степанюк Л.М. Результаты изучения докембрийских пород западной части Украинского щита Sm-Nd изотопным методом // Минер. Журнал. 2000. Т. 22. № 2/3. С. 132-142.

52. Донская Т.В., Бибикова Е.В., Мазукабзов A.M. и др. Приморский комплекс гранитоидов Западного Прибайкалья: геохронология, геодинамическая типизация // Геология и геофизика. 2003. Т. 44. № 10. С. 1006-1016.

53. Донская Т.В., Гладкочуб Д.П., Ковач В.П., Мазукабзов A.M. Петрогенезис раннепротерозойских постколлизионных гранитоидов юга Сибирского кратона // Петрология. 2005. Т. 13. № 3. С. 253-279.

54. Донская Т.В., Сальникова Е.Б., Скляров Е.В. и др. Раннепротерозойский постколлизионный магматизм южного фланга Сибирского кратона: новые геохронологические данные и геодинамические следствия // Докл. РАН. 2002. Т. 382. № 5. С. 663-667.

55. Доу Б.Р., Стейси Дж. Обзор исследований по применению изотопов свинца при решении проблем происхождения руд и оценки возможности поисков рудных месторождений // Стабильные изотопы и проблемы рудобразования. М.: Мир. 1977. С. 1157.

56. Дробот Г Д., Короленко Н.В., Блинов В.А., Епифанов А.Ю. Титановые месторождения в анортозитах докембрия // Отечественная геология. 1998. № 4. С. 54-58.

57. Жариков В. А. Скарновые месторождения // Генезис эндогенных рудных месторождений. М.; Недра. 1968. С. 220-302.

58. Заварицкий А.Н. Петрография Бердяушского плутона. JI-M. 1937. 406 с.

59. Загнитко В.К, Кривдик С.Г., Легкова Г.В., Батницкий E.H. Геохронология, петрология и рудоносность щелочных массивов Украинского щита / Изотопное датирование эндогенных рудных формаций. М.: Наука. 1993. С. 27-38.

60. Зарайский Г.П., Балашов В.Н. К структуре количественной генетической модели грейзенового месторождения // Геология рудн. месторождений. 1987. № 6. С. 3-13.

61. Зартман P. Pb, Sr и Nd изотопные характеристки руудных месторождений в зависимости от их геологического положения // Металлогения и рудные месторождения. Тр. 27-го МГК. М.: Наука. 1984. Т. 12. С. 44-56.

62. Зоненшайи Л.П., Кузьмин М.И. Палеогединамика. М.: Наука. 1992. 192 с.

63. Иванов С.Н., Краснобаев A.A., Русин А.И. Проблемы геологии докембрия Урала // Геология и палеонтология Урала. Свердловск. 1986. С. 50-68.

64. Иванова Г.Ф., Черкасова Е.В., Наумов В. Б. Минеральный состав и условия формирования Sn-W месторождения Пяотан (Южный Китай) // Геология рудн. месторождений. 1996. Т. 38. № 2. С. 157-171.

65. Канасевич Э.Р. Интерпретация и геологическое значение данных об изотопном составе свинца//Радиометрическое датирование. М.: Мир. 1973. С. 116-169.

66. Карстен Л.А., Иванов КС., Маслов A.B. и др. Природа машакской вулкаогенно-осадочной ассоциации Башкирского мегантиклинория: новые геохимические данные // Рифей Северной Евразии. Общие проблемы стратиграфии. Ур.О. РАН. 1997. С. 155-166.

67. Коваленко В.И. Петрология и геохимия редкометальных гранитоидов. Новосибирск: Наука. 1977. 206 с.

68. Коваленко В. И, Коваленко H.H. Онгониты (топазсодержащие кварцевые кератофиры) -субвулканические аналоги редкометальных литий-фтористых гранитов. М.: Наука. 1976. С. 1-127.

69. Коваленко В.И., Коваль П.В., Конусова В.В. и др. К геохимии редкоземельных элементов в интрузивных породах известково-щелочной серии // Геохимия. 1983. № 2. С. 172-189.

70. Коваленко В.И., Царева Г.М., Наумов В.Б. и др. Магма пегматитов Волыни: состав и параметры кристаллизации по данным изучения включений минералообразующих сред // Петрология. 1996а. Т. 4. № 3. С. 295-309.

71. Коваленко В.И., Ярмолюк В.В., Будников C.B. и др. Гранитоиды Югодзырского района (юго-восточная Монголия) и связь с ними W-Mo оруденения // Геология рудных месторождений. 1999. Т. 41. № 5. С. 404-424.

72. Коваленко В.И., Ярмолюк В.В., Козловский A.M., Иванов В.Г. Источники магм щелочных гранитов и связанных с ними пород внутриплитных магматических ассоциаций Центральной Азии // Докл. РАН. 2001. Т. 377. № 5. с. 672-676.

73. Коваленко В.И., Ярмолюк В.В., Владыкин Н.В. и др. Эпохи формирования, геодинамическое положение и источники редкометального магматизма Центральной Азии // Петрология. 2002. Т. 10. № 3. С. 227-253.

74. Коваленко В.И., Ярмолюк В.В., Козловский A.M. и др. Два типа источников магм редкометальных щелочных гранитов // Геология рудн. месторожд. 2007. Т. 49. № 6. С. 506-534.

75. Коваленко Н.И. Экспериментальное исследование образования редкометальных литий-фтористых гранитов. М.: Наука. 1979. 278 с.

76. Когарко JI.H. Щелочной магматизм в ранней истории Земли // Щелочной магматизм и проблемы мантийных источников. М-лы Междунар. Семинара «Щелочной Магматизм и проблемы глубинных источников». Иркутск. 2001. С. 5-17.

77. Когарко Л.Н., Кригман Л.Д. Фтор в силикатных расплавах и магмах. М.: Наука. 1981. 126 с.

78. Козлов В.И., Краснобаев A.A., Ларионов A.B. и др. Нижний рифей Южного Урала. 1989. М.: Наука. 208 с.

79. Кононова В, А.,. Келлер Й., Первое В А. Континентальный базальтовый вулканизм и геодинамическая эволюция Байкало-Монгольского региона // Петрология. 1993. Т. 1. № 2. С. 152-170.

80. Костицын Ю.А. Происхождение редкометальных гранитов: изотопно-геохимический подход. Автореф. дис. . докт. геол.-мин. наук. ИМГРЭ. М. 2002. 43 с.

81. Котов А. Б. Граничные условия геодинамических моделей формирования континентальной коры Алданского щита. Автореф. дис. . докт. геол.-мин. наук. ИГГД РАН СПб: Издательство СПбГУ, 2003. 78с.

82. Краснобаев A.A. Циркон как индикатор геологических процессов. М.: Наука. 1986. 152с.

83. Краснобаев A.A., Бибикова Е.В., Степанов А.И. и др. Геохронология и генезис Бердяушского массива (Урал) // Известия АН СССР. Сер. геол. 1984. № 3. С. 3-23.

84. Краснобаев A.A., Бибикова Е.В., Сумин Л.В. Геохронология эндогенных процессов докембрия складчатого Урала // Эволюция системы кора-мантия. М. Наука. 1986. С. 129134.

85. Краснобаев A.A., Бибикова Е.В., Ронкин Ю.Л., Козлов В.И. Геохронология вулканитов айской свиты и изотопный возраст нижней границы рифея // Изв. РАН. Сер. геол. 1992. №6. С. 25-40.

86. Краснобаев A.A., Нечухин В.М., Давыдов В.А., Соколов В.В. Цирконовая геохронология и проблема террейнов Уральской аккреционно-складчатой системы // Уральский минерал, сб-к. 1998. №8. С. 196-206.

87. Краснобаев A.A., Ферштатер Г.Б., Степанова А.И. и др. Петрология и рубидий-стронциевая геохронология Бердяушского массива рапакиви (Южный Урал) // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1981. № 1. С. 21-37.

88. Красовский С.С., Оровецкий Ю.П. Глубинное строение земной коры Украинского щита: современные представления // Минералог. Журнал. 2000. Т. 22. № 2/3. С. 57-76.

89. Кривдик С.Г. Редкометальные сиениты Украинского щита // Геохимия. 2002. № 7. С. 707-717.

90. Крымский Р.Ш. Возраст и источники рудного вещества олово-вольфрамовых месторождений Сихотэ-Алиня на основании Sm-Nd и Rb-Sr изотопных данных. Автореферат дис. . канд. геол.-мин. наук. ИГГД РАН СПб: ЦОП СПГУ. 1997. 26 с.

91. Лаверов Н.П., Винокуров С.Ф. Условия образования крупных полихронных месторождений урана (на примере северной Австралии) // Итоги науки техники. Сер. Рудные месторождения. М.: ВИНИТИ. 1988. Т. 21. 164 с.

92. Лаверов Н.П., Смилкстын А. О., Шумилин М.В. Зарубежные месторождения урана. М.: Недра. 1983.320 с.

93. Ларин A.M. Некоторые особенности генезиса сульфидно-магнетитового и олово-редкометального оруденения Питкярантского рудного поля // Природные ресурсы Карелии и пути их рационального использования. Петрозаводск: Карел. Филиал АН СССР. 1973. С. 12-13.

94. Ларин A.M. Особенности проявления зональности минерализации в Питкярантском районе // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1980. Т. 55. Вып. 3. С. 73-82.

95. Ларин A.M., Амелин Ю.В., Неймарк Л.А. Возраст и генезис комплексных скарновых руд Питкярантского рудного района// Геология рудных месторождений. 1991. № 6. С. 15-33.

96. Ларин A.M., Глебовицкий В.А., Крымский Р.Ш., Суханов М.К. Nd и Sr изотопные ограничения на генезис Геранского массива автономных анортозитов (восточная часть Алдано-Станового щита) //Докл. РАН. 2002а. Т. 382. №1. С. 101-105.

97. Ларин A.M., Гордиенко Л.И. Скарновые рудные формации Северного Приладожья (Юго-Западная Карелия) // Методы и результаты прогнозирования рудных формаций. JL: 1981.С. 65-87.

98. Ларин A.M., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., и др. Новые данные о возрасте гранитов кодарского и тукурингрского комплексов, Восточная Сибирь: геодинамические следствия // Петрология. 2000. Т. 8. № 3. С. 267-279.

99. Ларин A.M., Котов А.Б., Сальникова Е.Б. и др. О возрасте Катугинского Ta-Nb месторождения (Алдано-Становой щит): к проблеме выделения новой глобальной редкометальной металлогенической эпохи // Докл. РАН. 20026. Т. 383. № 6. С. 807-811.

100. Ларин A.M., Неймарк Л.А., Гороховский Б.М., Овчинникова Г.В. Связь комплексного скарнового оруденения Питкярантского района с гранитами рапакиви Салминского массива по Pb-изотопным данным // Изв. АН СССР. 1990. Сер. геол. № 5. С. 47-57.

101. Ларин A.M., Немчин A.A., Крымский Р.Ш., Ковач В.П. Sm-Nd изотопные ограничения на генезис гранитов рапакиви кодарского комплекса (западная часть Алдано-Станового щита) //Докл. РАН. 1999а. Т.369. №2. С.251-253.

102. Ларин A.M., Никитина В.Д., Козлов B.C. К вопросу об оловоносности известковых скарнов Питкярантского рудного района (Южная Карелия) // Генетические модели эндогенных рудных формаций. Новосибирск. 1981. Тезисы докладов. Т. III. С. 57-60.

103. Ларин A.M., Рундквист Д.В. Ряды геодинамических обстановок и металлогения Алдано-Станового щита // Металлогения рядов геодинамических обстановок раннего докембрия / Под ред. Н.В.Межеловского. М. 1999. (МПР РФ, РАН, Геокарт, РосГео). С. 256-311.

104. Ларин A.M., Сальникова Е.Б., Котов А.Б. и др. Северо-Байкальский вулкано-плутонический пояс: возраст, длительность формирования и тектоническое положение // Докл. РАН. 2003а. Т. 392. №. 4. С. 506-511.

105. Ларин A.M., Сальникова Е.Б., Котов А.Б. и др. Позднеархейские гранитоиды Дамбукинского блока Джугджуро-Становой складчатой области: формирование ипреобразование континентальной коры в раннем докембрии // Петрология. 2004. Т. 12. № 3. С. 245-263.

106. Ларин A.M., Сальникова Е.Б., Котов А.Б. и др. Раннепротерозойские коллизионные и постколлизионные граниты северной части Байкальской складчатой области // Старатиграфия. Геол. корреляция. 20066. Т. 14. № 3. С. 3-15.

107. Лебедев В.А., Аракеляпц М.М., Голъцмап Ю.В., Олейникова Т.Н. Геохронология процессов магматизма, метасоматизма и рудообразования в Верхнеурумийском рудном поле (Хабаровский край, Россия) // Геология рудных месторождений. 1999. Т. 41. № 1. С. 70-83.

108. Левин В.Я. Щелочная провинция Ильменских-Вишневых гор (формация нефелиновых сиенитов). М.: Наука. 1974. 222 с.

109. Левицкий В.И., Мельников А.И., Резницкий Л.З. и др. Посткинематические раннепротерозойские гранитоиды юго-западной части Сибирской платформы: геохронология, reo динамическая типизация // Геология и геофизика. 2002. Т. 43, № 8. С. 717-732.

110. Левковский Р.З. Рапакиви. JL: Наука. 1975. 224 с.

111. Левченков O.A., Морозова И.М., Другова Г.М. и др. Уран-свинцовое датирование древнейших образований Алданского щита // Изотопное датирование процессов метаморфизма и метасоматоза. (Ред. Ю.А.Шуколюков). 1987. М.: Наука. С.116-138.

112. Ленников A.M. Анортозиты юга Алданского щита и его складчатого обрамления. М.: Наука. 1979. 162с.

113. Личак И.Л. Петрология Коростеньского плутона. Киев. Наукова думка. 1983. 248 с.

114. Лобанов М.П., Хренов П.М., Педяш Г.М. и др. О соотношениях тектонитов и метасоматитов Даванской зоны смятия (Северо-Западное Прибайкалье) // Эндогенные рудные районы и месторождения. М.: Наука. 1987. С. 129-144.

115. Лобковский Л.К, Никишин A.M., Хаин В.Е. Современные проблемы геотектоники и геодинамики. М.: Научный Мир. 2004. 612 с.

116. Магматические горные породы. Т. 3. Основные породы. 1985. М.: Наука. 487 с.

117. Макагон В.М., Чокан В.М. Петрология редкометальных пегматитов Гольцовского месторождения (Восточный Саян) // Петрография на рубеже XXI века: итоги иперспективы. М-лы Второго Всероссийского петрографического совещания. T. II. Сыктывкар. 2000. С. 298-300.

118. Маслов В.А. Осадочные последовательности типового разреза рифея: основные черты состава и строения, материалы к разработке седиментационных моделей // Рифей Северной Евразии. Общие проблемы стратиграфии. Ур.О. РАН. 1997. С. 98-111.

119. Маслов В.К, Кичко А.И. Рудная зональность и отложения среднего-верхнего рифея Западного и Северо-Западного Прибайкалья // Литологияи полезные ископаемые. 1985. № 6. С. 83-96.

120. Мануйлова М.М. Калиевый ряд кислых вулкано-плутонических формаций этапа стабилизации раннедокембрийских подвижных зон // Проблемы докембрийского магматизма. Л.: Наука. 1974. С. 180-190.

121. Мануйлова М.М., Срывцев Н.А. Приморский комплекс гранитов рапакиви (Западное Прибайкалье) // Проблемы докембрийского магматизма. Труды I сессии, (гл. редактор К.О.Кратц). Л.: Наука. 1974. С. 174-190.

122. Мельников B.C., Возник Д.К., Гречановская Е.Е. и др. Азовское цирконий-редкоземельное месторождение: минералогические и генетические особенности // Минер, журнал. 2000. Т. 22. № 1. С. 42-61.

123. Металиди C.B., Нечаев C.B. Сущано-Пержанская зона: геология, минералогия и руды. Киев: Наукова Думка. 1983. 136 с.

124. Минерагения осадочных бассейнов континентов и периконтинентальных областей. (Гл. ред. Н.В.Межеловский). М. 1998. 590с. (МПР, Геокарт, ЦРГЦ, МАНПО)

125. Минеральные ресурсы мира на начало 1996 г. Титан. М.: ГНПП. Аэрогеология. 1996. С. 340-352.

126. Митчелл А., Гарсон М. Глобальная тектоническая позиция месторождений. М.: Мир. 1984. 496 с.

127. Михайлов В.А., Клюев Н.К. Тихомиров Л.И. u др, Металлогения урана Онежско-Ладожской урановорудной провинции // Региональная геология и металлогения. 1999. № 8. С. 65-81.

128. Могарский В.В., Лутков B.C. К геохимии метаеоматизированной верхней мантии Южного Тянь-Шаня и Памира (Таджикистан): литий и олово в мантийных ксенолитах из щелочных базальтов // Геохимия. 2003. № 7. С. 706-715.

129. Наумов В.Б., Коваленко В.И., Дорофеева В.А. Концентрация фтора в магматических расплавах по данным изучения включений в минералах // Геохимия. 1998. № 2. С. 147157.

130. Недашковский П.Г. Редкометальные щелочно-гранитные пегматиты и фениты. М.: Наука. 1986. 88 с.

131. Недашковский П.Г., Гурьянов В.А., Кириллов В.Е., Залищак Б.Л. Генетические типы редкометальных месторождений Улканского вулканогенного прогиба (Алданский щит, Россия) // Геология рудных месторождений. 1999. Т. 41. № 4. С. 329-341.

132. Недашковский П.Г., Кириллов В.Е., Гурьянов В.А., Пахомова В.А. Геологическое строение и металлогения Улканского вулканогенного прогиба (юго-восток Алданского щита). Владивосток. Дальнаука. 2000. 68 с.

133. Недашковский П.Г., Ленников A.M. Петрология и геохимия алданских рапакиви. М.: Наука. 1991. 134 с.

134. Неймарк Л.А. Количественные модели эволюции системы кора-мантия по изотопам РЬ // Геохимия радиогенных изотопов на ранних стадиях эволюции Земли. М.: Наука. 1983. С. 151-167.

135. Неймарк Л.А. Изотопы свинца и коровая предыстория пород // Изотопная геохимия и геохронология. Л.: Наука. 1990. С. 22-37.

136. Неймарк Л.А., Ларин A.M., Яковлева С.З. и др. Новые данные о возрасте пород акитканской серии Байкало-Патомской складчатой области по результатам U-Pb датирования цирконов // ДАН СССР. 1991. Т. 320. № 1. С. 182-186.

137. Неймарк Л.А., Ларин A.M., Яковлева С.З., Гороховский Б.М. U-Pb возраст магматических пород Улканского грабена (юго-восточная часть Алданского щита) // Докл. РАН. 1992а. Т. 323. № 6. С. 1152-1156.

138. Неймарк Л.А., Ларин A.M., Овчинникова Г.В., Яковлева С.З. Уран-свинцовый возраст анортозитов Джугджура // Докл. РАН. 19926. Т. 323. № 3. С. 514-518.

139. Неймарк JI.A., Ларин-A.M., Немчин A.A. и др. Геохимические, геохронологические (U-РЬ) и изотопные (Pb, Nd) свидетельства анорогенного характера магматизма СевероБайкальского вулкано-плутонического пояса// Петрология. 1998. Т. 6. № 2. С. 139-164.

140. Неймарк Л.А., Миркина С.А., Рублев А.Г. и др. Возраст гранитов ирельского комплекса Прибайкалья по радиологическим данным // Изв. АН СССР. Сер. геолог. 1987. № 5. С. 1825.

141. Неймарк Л.А., Немчин• A.A., Розен О.М. и др. Sm-Nd изотопные системы в нижнекоровых ксенолитах из кимберлитов Якутии // Докл. РАН. 1992в. Т. 327. № 3. С. 374-378.

142. Неймарк Л.А., Немчин A.A., Ветрин В.Р., Сальникова Е.Б. Sm-Nd и Pb-Pb изотопные системы в нижнекоровых ксенолитах из даек трубки взрыва южной части Кольского полуострова // Докл. РАН. 19936. Т. 329. № 6. С. 781-784.

143. Никишин A.M., Фурнэ A.B., Циглер П. Рифейско-вендская геологическая история и геодинамика Восточно-Европейского кратона // Вестн. Московского ун-та. Сер. 4. Геология. 1997. №4. С. 12-22.

144. Никишин A.M., Якубчик A.C. Модель глобальной тектоники: взаимодействие плит и плюмов // Бюл. Моск. О-ва Испытателей Природы. 2002. Т. 77. Вып. 2. С. 3-17.)

145. Никольская Ж.Д., Гордиенко Л.И. Петрология и металлогения гранитоидных формаций Карелии. JL: Недра. 1977. 152 с.

146. Никольская Ж.Д., Ларин A.M. Грейзеновые образования Питкярантского рудного поля //Зап. ВМО. ч. 101. вып. 5. 1972. С. 290-297.

147. Ножкин А.Д., Бибикова Е.В., Туркина О.М., Пономарчук В.А. Изотопно-геохронологические исследования (U-Pb, Ar-Ar, Sm-Nd) субщелочных порфировидных гранитов Таракского массива Енисейского кряжа // Геология и геофизика. 2003. Т. 44. № 9. С. 879-889.

148. Оровецкий Ю.П. Мантийный диапиризм. Киев: Наукова Думка. 1990. 170 с.

149. Осокин Е.Д., Алтухов E.H., Кравченко С.М. Критерии выделения, особенности формирования и локализации гигантских месторождений редких элементов // Геология рудных месторождений. 2000. Т.42. №4. С.389-396.

150. Пакулънис Г.В., Шумилин М.В. Месторождения урана типа «несогласия» района Атабаска (Канада). Минеральное сырье. № 17. М.: ВИМС. 2005. 102 с.

151. Панов Б. С. Олимпик Дам уникальное медно-уран-золото-серебрянное месторождение (Австралия) // Известия высших учебных заведений. Геология и разведка. № 4. 2001. С. 58-68.

152. Панов Б.С., Панов Ю.Б. Рудные формации Приазовской редкоземельно-редкометальной провинции // Минералог, журнал. 2000. Т. 22. № 1. С. 81-87.

153. Парначев В.П. О некоторых вопросах строения и геодинамических обстановках формирования рифеид западного склона Южного Урала / Рифей Северной Евразии. Общие проблемы стратиграфии. Ур.О. РАН. 1997. С. 148-155.

154. Парфенов JI.M. Континентальные окраины и островные дуги мезозоид северо-востока Азии. Новосибирск: Наука, 1984. 190 с.

155. Петрова З.И., Макрыгина В.А., Антипин B.C. Петролого-геохимическая корреляция гранитов рапакиви и кислых вулканитов в южном обрамлении Сибирской платформы // Петрология. 1997. Т. 5. № 3. С. 291-311.

156. Планета Земля. Энциклопедический справочник. Том «Тектоника и геодинамика». Редакторы Л.И. Красный, О.В. Петров, Б.А. Блюман. СПб.: ВСЕГЕИ. 2004. 652 с.

157. Попов В.Е. О новом типе месторождений областей тектоно-магматической активизации (на примере юга Карелии и других районов) // Закономерности размещения полезных ископаемых. М.: Наука, 1975. Т. XI. С. 235-243.

158. Попов B.C., Богатое В.К, Журавлев Д.З. Источники гранитных магм и формирование земной коры среднего и южного Урала: Sm-Nd и Rb-Sr изотопные данные // Петрология. 2002. Т. 10. №4. С. 389-410.

159. Прияткина Л.А., Лаврович H.H. Ранний докембрий Алданского массива и его обрамления.

160. Л: Наука, 1985. С. 144-162.

161. Пучков В.Н. Палеогеодинамика Южного и Среднего Урала. Уфа: Даурия. 2000. 146 с.

162. Пушкарев Ю.Д., Гороховский Б.М., Ларин A.M. и др. Роль взаимодействия корового и мантийного вещества при формировании эндогенных месторождений-гигантов: изотопно-геохимический подход // Региональная геология и металлогения. 2000. № 11. С. 73-80.

163. Размахнин Ю.Н., Размахнина Э.М. О роговиковых полях Среднего Сихотэ-Алиня и их структурно-металлогеническом значении // Минеральные фации гранитоидов и их рудоносность. М.: Наука. 1966. С. 242-252.

164. Ранний докембрий Центральноазиатского складчатого пояса. С-Пб.: Наука. 1993. 266 с.

165. Рассел Р., Фаркуар Р. Изотопы свинца в геологии. М.: Мир. 1962. 281 с.

166. Ричарде Дж.Р. Некоторые соображения об изменении изотопного состава свинца во времени //Геохимия. 1981. № 1. С. 17-36.

167. Ронкин Ю.Л., Маслов A.B., Казак А.П. и др. Граница нижнего и среднего рифея на Южном Урале U-Pb SHRIMP-II ограничения // Докл. РАН. 2007. Т. 415. № 3. С. 370-376.

168. Руб Н.Г., Руб А.К Слюды редкометальных, оловоносных и вольфрамоносных магматических ассоциаций как индикаторы их генезиса и рудоносности // Особенности породобразующих минералов магматических пород. М.: Наука, 1986. С. 101-126.

169. Рундквист Д.В. Фактор времени при формировании гидротермальных месторождений: периоды, эпохи и стадии рудообразования // Геол. рудн. месторожд. 1997. Т. 39. № 1. С. 11-24.

170. Рундквист Д.В., Гатинский Ю.Г., Кандинов M.II., Ряховский В.М. Глобальная трехмерная геодинамика и металлогения // Стратегия использования и развития минерально-сырьевой базы редких металлов России в XXI веке. М.: 1998. С. 29-31.

171. Рундквист Д.В., Ларин A.M. Проблемы металлогении: нетрадиционные пути решения // Изотопн. геохимия процессов рудообразования. М. 1988. С. 5-12.

172. Рундквист Д.В., Минц М.В., Ларин A.M. и др. Металлогения рядов геодинамических обстановок раннего докембрия. М.: МПР РФ, РАН, Геокарт, РосГео. 1999. 399 с.

173. Ручкин Г.В. Стратиформные полиметаллические месторождения докембрия. М.: Недра. 1984. 237с.

174. Рябчиков ИД. Геохимическая эволюция мантии Земли // Чтения им. В.И. Вернадского XXVII. М.: Наука. 1988. 37 с.

175. Рябчиков ИД. Процессы эндогенной геохимической дифференциации и источники рудного вещества. Геология рудных меторождений. 1989. Т. 31. № 1. С. 26-31.

176. Салоп Л.И. Геология Байкальской горной области. Т. 1. Стратиграфия. М.: Недра. 1964. 515 с.

177. Сальникова Е.Б, Ковач В.П., Котов А.Б., Немчин A.A. Этапы формирования континентальной коры западной части Алданского щита: Sm-Nd систематика гранитоидов // Петрология. 1996. Т. 4. № 2. С. 115-130.

178. Сальникова Е.Б., Ларин A.M., Котов А.Б. и др. Каларский анортозит-чарнокитовый комплекс (Алдано-Становй щит): возраст и тектоническое положение // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2004. Т. 12. № 3. С. 3-11.

179. Светов А.П., Свириденко Л.П. Рифейский вулкано-плутонизм Фенноскандинавского щита. Петрозаводск. 1995. 211 с.

180. Светов А.П., Свириденко Л.П., Иващенко В.И. Вулкано-плутонизм свеокарелид Балтийского щита. Петрозавдск. 1990. 320 с.

181. Свириденко Л.П. Петрология Салминского массива гранитов рапакиви. Петрозаводск. Карельское книжное издательство. 1968. 116 с.

182. Секерин А.П., Меньшагин Ю.В., Лащенов Ю.И. Присаянская провинция высококалиевых щелочных базитов и лампроитов // Докл. РАН. 1995. Т. 342. № 1. С. 8286.

183. Скобелев В.М., Верхогляд В.М., Бартницкий E.H., Глухое А.П. Изотопное датирование рудных формаций Волынского мегаблока Украинского щита / Изотопное датирование эндогенных рудных формаций. М.: Наука. 1993. С .48-55.

184. Смыслов A.A. Уран и торий в земной коре. JL: Недра. 1974. 231 с.

185. Соболев Р.Н., Старостин В.И. Связь месторождений олова, вольфрама и молибдена со строением континентальной земной коры // Отечественная геология. 2003. № 4/5. С. 32-38.

186. Соболев Р.Н., Старостин В.И., Пелымский Г.А. Олово в геологических процессах // Вестн. Москов. Ун-та. Сер. 4. Геология. 1999. № 3. С. 3-8.

187. Срывцев H.A., Сандимирова Г.П., Кутявин Э.П. и др. О возрасте двупироксеновых гранитоидов татарниковского комплекса Северо-Западного Прибайкалья / Геохронология Восточной Сибири и Дальнего Востока. Наука: М. 1980. С. 101-110.

188. Степанюк Л.М., Бибикова Е.В., Клайсен С., Скобелев В.М. Sm-Nd изотопная система в докембрийских породах западной части Украинского щита // Минерал, журнал. 1998. Т. 20. № 5. С. 72-79.

189. Судовиков Н.Г. Метаморфогенное рудообразование // Советская геология. 1965. № 1. С. 105-109.

190. Суханов М.К. Анортозитовая ассоциация Каларского массива // Анортозиты Земли и Луны.1984. М: Наука. 1984. С. 86-111.

191. Суханов М.К, Ваганов П.А. О генетических взаимоотношениях кислых и основных пород в Каларском чарнокит-анортозитовом массиве. // Изв. АН СССР. Сер. Геол. 1991. №6. С. 17-31.

192. Суханов М.К, Журавлев Д.З. Sm-Nd датирование докембрийских анортозитов Джугджура // ДАН СССР. 1989. Т. 304. № 2. С. 964-968.

193. Суханов М.К, Журавлев Д.З. Sm-Nd изотопный возраст каларского чарнокит-анортозитового комплекса (Восточное Забайкалье) // Геохимия. 2002. № 8. С. 1-5.

194. Суханов М.К, Тяжелое А.Г., Журавлев Д.З., Титов В.М. О составе, рудоносности и генезисе Геранского мангерит-анортозитового комплекса хр. Джугджур // Изв. АН СССР. Сер. Геол. 1990. № 8. С. 21-34.

195. Тгшесков В.А. Геолого-петрографическая характеристика Бердяушского плутона и место и время проявления гранитов рапакиви // Магматические комплексы Среднего и Южного Урала. УрНЦ АН СССР. Свердловск. 1982. С. 3-20.

196. Томсон И.Н., Тананаееа Г.А., Полохов В.Н. Взаимоотношения различных типов олвянного оруденения в Южном Сихотэ-Алине (Россия) // Геол. рудн. месторождений. 1996. Т. 38. №4. С. 357-372.

197. Трубицын В.П. Основы тектоники плавающих континентов // Физика Земли. 2000. № 9. С. 4-40.

198. Тугаринов А.И., Бибикова Е.В. Геохронология Балтийского щита по данным цирконометрии. М.: Наука. 1980. 130 с.

199. Туркина О.М., Бибикова Е.В., Ножкин А.Д. Этапы и геодинамические обстановки раннепротерозойского гранитообразования на юго-западной окраине Сибирского кратона. Докл. РАН. 2003. Т. 388. № 6. С. 779-783.

200. Тычков С.А., Рычкова Е.В., Василевский А.Н. Взаимодействие плюма и тепловой конвекции в верхней мантии под континентом // Геология и геофизика. 1998. Т. 39. № 4. С. 419-431.

201. Уайджер Л., Браун Г. Расслоенные изверженные горные породы. М.: Мир. 1970. 552 с.

202. Федоровский B.C. Нижний протерозой Байкальской горной области (геология и условия формирования континентальной коры). М.: Наука. 1985. 200 с.

203. Филлипов В.А. Особенности средне- и позднерифейского рифтогенеза на западном склоне Южного Урала // Докл. РАН. 2000. Т. 370. № 2. С. 216-218.

204. Финашин В.К. Оловорудные месторождения Приморья (геология и генезис). Владивосток. 1986. 175 с.

205. Фор Г. Основы изотопной геологии. М: Мир. 1989. 590 с.

206. Франк-Каменецкий Д.А. Петрология рифейских базитов Приладожья. Автореф. дис. . кандидата, геол.-мин. наук. Санкт-Петербург. 1998. 16 с.

207. Хазов P.A. Геологические особенности оловянного оруденения Северного Приладожья. Л.: Наука. 1973.87 с.

208. Шарков Е.В. Внутриплитные магматические системы середины протерозоя на примере анортозит-рапакивигранитных комплексов Балтийского и Украинского щитов // Российский журнал наук о Земле. 1999. Т. 1. № 4. С. 1-26.

209. Шарков Е.В. Протерозойские анортозит-рапакивигранитные комплексы ВосточноЕвропейского кратона пример внутриплитного магматизма в условиях аномально мощной сиалической коры // Литосфера. 2005. № 4. С. 3-21.

210. Шебанов А.Д, Эклунд О. Минералого-термобарометрическая оценка условий взаимодействия основной и кислой магм при формировании субвулканическогокомплекса Хаммаруда, Юго-Западная Финляндия // Петрология. 1997. Т. 5. № 2. С. 160187.

211. Шемякин В.М. Петрология чарнокитоидов раннего докембрия. JL: Наука. 1988. 232 с.

212. Шергипа Ю.П., Ларин A.M., Чухонин А.П., Рублев А.Г. О возрасте Салминского массива гранитов и связанного с ним оруденения // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1982. № 12. С. 64-76.

213. Шинкарев Н.Ф., Иванников В.В. Физико-химическая петрология изверженных пород. Л.: Недра. 1983. 271 с.

214. Широбокова Т.И., Ляхницкий Ю.С., Миркина С.Л., Неймарк Л.А. Особенности формирования стратиформного сульфидно-баритового оруденения в докембрийских толщах на Южном Урале // Докл. АН СССР. 1986. Т. 290. № 5. С. 1194-1198.

215. Шульдинер В.И., Левченков O.A., Яковлева С.З. и др. Верхний карелий в стратиграфической шкале России: выбор нижней границы и региональные подразделения стратотипической области // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2000. Т. 8. № 6. С. 20-33.

216. Шурилов A.B. Геолого-структурная позиция уроанового месторождения Карку (северовосточное Приладожье). Автореферат канд. диссерт. С.Пб. 2005. 20 с.

217. Щербак II.П., Артеменко Г.В., Бартиицкая E.H., и др. Геохронологическая шкала докембрия Украинского щита. Киев. Наукова Думка. 1989. 144 с.

218. Щербак H.H., Есипчук К.Е., Берзенин Б.З. и др. Стратиграфические разрезы Украинского щита. Киев. Наукова Думка. 1985. 167 с.

219. Щербак H.H., Пономаренко А.Н. Возрастная последовательность процессов вулканизма и гранитоидного магматизма Украинского щита // Минералог, журнал. 2000. Т. 22. № 2/3. С. 12-24.

220. Этитейн Е.М., Данилъченко H.A., Постников С.А. Геология Томторского уникального месторождения редких металлов (север Сибирской платформы) // Геология Рудн. Месторождений. 1994. Т. 34. № 2. С. 83-110.

221. Ярмолюк В.В., Литвиновский Б.А., Коваленко В.И. и др. Этапы формирования и источники щелочно-гранитного магматизма Северо-Монгольского-Забайкальского рифтового пояса в перми и триасе // Петрология. 2001. Т. 9. № 4. С. 351-389.

222. Aberg G., Bjurstedt S. Radiometrie dating of the serorogenic Svecokarelian Enkullen and Fjällberg granites, south central Sweden // Geol. Foren. Stockholm Förh. 1986. V. 108. P. 73-77.

223. Ahl M., Sundblad K., Schoberg H. Geology, geochemistry, age and geotectonic evolution of the Dala granitoids, central Sweden // Pr. Res. 1999. V. 95. P. 147-166.

224. Ahrens L.H. Implications of the Rodesia age pattern // Geochim. Cosmochim. Acta. 1955. V. 8. P. 1-15.

225. Allègre C.J., Othman D.B. Nd-Sr isotopic relationship in granitoid rocks and continental crust development: A chemicalapproach to orogenesis //Nature. 1980. V. 286. P. 335-342.

226. Allègre C.J., Haart S.R., Minster J.F. Chemical structure of mantle and continents determined by inversion of Nd and Sr isotopic data // Earth Planet. Sci. Lett. 1983. V. 66. P. 177-213.

227. Allègre C.G., Rousseau D. The growth of the continent through geological time studied by Nd isotope analysis of shale // Earth Planet. Sci. Lett. 1984. V. 67. P. 19-34.

228. Allen C.M., Chappell B. W. Association of I-type granites with rift related alkalik magmatism in central coastal Queensland, Australia // Geol. Soc. Amer. Abstr. Programs. 1992. V. 24. № 1. P. 43.

229. Alviola R., Johanson B.S., Ràmô O.T., Vaasjoki M. The Proterozoic Ahvenisto rapakivi granite-massif-type anortosite complex, southeastern Finland; petrography and U-Pb chronology //Prec. Res. 1999. V. 95. P. 89-107.

230. Amelin Yn. V., Beljaev A., Larin A.M. et al. Salmi batholith and Pitkaranta ore field in Soviet Karelia. In: Haapala I., Ramô O.T., Salonsaari P.T. (eds). Geol. Surv. Finland. 1991. Guide 33. 57p.

231. Amelin Yu. V., Chusi L., Naldrett A.J. Geochronology of the Voisey's bay intrusion, Labrador, Canada, by precise U-Pb dating of coexisting baddeleite, zircon, and apatite // Lithos. 1999. V. 47. P. 35-51.

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

233. Amelin Yu.,V., Larin A.M., Tucker R.D. Chronology of multiphase emplacement of the Salmi rapakivi granite-anorthosite complex, Baltic Shield: implications for magmatic evolution. Contib. Mineral. Petrol. 1997. V. 127. P. 353-368.

234. Amelin Yu., Li C., Valeyev O., Naldrett A.J. Nd-Pb-Sr Isotope Systematics of Crustal Assimilation in the Voisey's bay and Mushuau Intrusions, Labrador, Canada // Econ. Geol. 2000. V. 95. P. 815-830.

235. Amov B. Evolution of radiogenic radiogenic uranogenic and thorogenic lead. 1: A dynamic model of continuous isotopic evolution // Earth Planet. Sci. Lett. 1983. V. 65. P. 61-74.

236. Andersen T., Griffin W.L., Jackson S.E. et al. Mid-Proterozoic magmatic arc evolution at the southwest margin of the Baltic Shield // Lithos. 2004. V. 73. P. 289-318.

237. Anderson I.C., 'Frost C.D., Frost B.R. Petrogenesis of the Red Mountain pluton, Laramie anorthosite complex, Wioming: implications for the origin of A-type granite // Prec. Res. 2003. V. 124. P.243-267.

238. Anderson J.L. The origin of A-type Proterozoic magmatism: A model of mantle and crustal overturn // Gepl. Soc. Am. Abstr. Progr. 1987. V. 19. 571 p.

239. Anderson J.L., Bender E.E. Nature and origin of Proterozoic A-type granitic magmatism in the southwestern Unated States of America// Lithos. 1989. V. 23. P. 19-52.

240. Anderson J.L., Morrison J. The role of anorogenic granites in the Proterozoic crustal development of North America / Condie K.C. (Ed). Proterozoic Crustal Evolution. Elsevier. Amsterdam. 1992. P. 263-299.

241. Anderson J.L., Morrison J. Ilmenite, magnetite, and peraluminous Mesoproterozoic anorogenic granites of Laurentia and Baltica// Lithos. 2005. V. 80. P. 45-60.

242. Anderson J.L., Smith D.R. The effects of temperature and fo2 on the Al-in-hornblende barometer//Amer. Mineral. 1995. V. 80. P. 549-559.

243. Andersson U. Petrogenesis of some Proterozoic granitoid suites and associated basic rocks in Sweden (geochemistry and isotope geology). SGU. Uppsala. 1997. 216 p.

244. Arndt N.T., Golsdtein S.L. An open boundary between lower continental crust and mantle: its role in crust formation and crustal recycling // Tectonophysics. 1989. V. 161. P. 201-212.

245. Ashwal L.D. Anorthosites. Springer-Verlag, Berlin. 1993. 422 p.

246. Ashwal L.D., Wooden J.L., Emslie R.F. Sr, Nd, and Pb isotopes in Proterozoic intrusives astride the Grenvill Front in Labrador: Implications for crustal contamination and basement mapping // Geochim. Cosmochim. Acta. 1986. V. 50. P. 2571-2585.

247. Bailey D.K. Continental rifting and mantle degassing. In: Neumann E.R., Ramberg I.B. (eds). Petrology and Geochemisrty of Continental Rifts., 1978. Amsterdam, Reidel. P. 1-13.

248. Bailey D.K., MacDonnald R. Petrochemical features of mildly peralkaline (comendite) rhyolite glasses from the continents and ocean basins // Contrib. Mineral. Petrol. 1987. V. 28. P. 340-351.

249. Bailey D.K., Schairer J.F. The system Na20-Al203-Fe203-Si02 at 1 atmosphere, and the petrogenesis of alkaline rocks // J. Petrol. 1966. V. 7. P. 114-170.

250. Baker D.R., Vaillancourt J. The low viscosities of Fe + H20-bearing granitic melts and implications for melt extraction and transport // Earth Planet. Sci. Lett. 1995. V. 132. P. 199223.

251. Barbarin B. A review of the relationships between granitoid types, their origins and their geodynamic environments // Lithos. 1999. V. 46. P. 605-626.

252. Barberi F., Ferrara G., Santacroce R. et al. A transitional basalt-pantellerite sequence of fractional crystallization, the Boina Centre (Afar Rift, Ethiopia) // J. Petrol. 1975. V. 16. P. 2256.

253. Barker F., Hedge C.E., Millard H.T., O'Neil J.R. Pikes Peak batholith: geochemistry of some minor elements and isotopes, and implications for the magma genesis. In: Epis R.C., Weimer

254. R.J. (eds) Studies in Colorado field geology. Prof. Contrib. Colorado Shool of Mines. 1976. V. 8. P. 44-56.

255. Barker F., Wones D.R., Sharp W.N., Desborough G.A. The Pikes Peak batholith, Colorado Front Range, and a model for teh origin of the gabbro-anorthosite-syenitepotassic granite suite // Prec. Res. 1975. V. 2. P. 97-160.

256. Basu A.R., Pettingill H.S. Origin and age of Adirondack anorthosites re-evaluated with Nd isotopes//Geology. 1983. V. 11. P. 514-518.

257. Bau M. Controls on the fractionation of isovalent trace elements in magmatic and aqueous systems: evidence from Y/Ho, Zr/Hf, and lantanide tetrad effect // Contrib. Mineral. Petrol. 1996. V. 123. P. 323-333.

258. Belyaev A.M., Neymark L.A., Shebanov A.D., Larin A.M. Age and origin of mafic xenoliths from rapakivi granites of the Berdiaush massif (S.Urals, Russia) // 7-th Intern. Sympos. on "Rapakivi Granites and Related Rocks". Abstr. Helsinki. 19966. P. 6.

259. Bercovici D., Mahoney J. Double flood basalts and plume head separation at the 600-kilometer discontinuity// Science. 1994. V. 266. P. 1367-1369.

260. Bergman T., Schoberg H., Sundbland K. Geochemistry, age and origin of the Hogberget granite, western Bergslagen, Sweden // Geol. Foren. Stockholm Forh. 1995. V. 117. P. 87-95.

261. Bettencourt J.S. Metallogeny of rapakivi granites of Brazil and adjasent areas//The 7-th Internationa Symposium on Rapakivi Granite and Related Rocks. Abstracts. Helsinki. 1996. P. 7-8.

262. Bettencourt J.S., Leite W.B., Goraieb C.L. et al. Sn-polymetallic greisen-type deposits associated with late-stage rapakivi granites, Brazil: fluid inclusion and stable isotope characteristics // Lithos. 2005. V. 80. P. 363-386.

263. Bhalla P., Holtz F., Linnen R.L., Behrens H. Solubility of cassiterite in evolved granite melts: effect of T, f02, and additional volatiles // Lithos. 2005. V. 80. P. 387-400.

264. Bingen B., van Breemen O. U-Pb monazite ages in amphibolie- to granulite-facies orthogneiss reflect hydrous mineral breakdown reactions: Sveconorwegian Province of SW Norway // Contrib. Mineral. Petrol. 19986. V. 132. P. 336-353.

265. Bingen B., Nordgulen 0., Sigmond E.M.O. et al. Relations between 1.19-1.13 Ga continental magmatism, sedimentation and metamorphism, Sveconorvegian province, S Norway // Prec. Res. 2003. V. 124. P. 215-241.

266. Black R., Liegeois J.-P. Cratons, mobile belts, alkaline rocks and continental lithospheric mantle: the Pan-African testimony // J. Geol. Soc. London. 1993. V. 150. P. 89-98.

267. Bogdanova S. V., Bingen B., Gorbatschev R. et al. The East European Craton (Baltica) before and during the assembly of Rondinia // Prec. Res. 2008. V. 160. P. 23-45.

268. Bogdanova S. V., Gorbatschev R. Major crustal boundaries of the East European Craton cut by the TEST//Terra Nostra. 1997. V. 7. P. 15-17.

269. Bogdanova S.V., Gorbatschev R., Stephenson R.A. EUROBRIDGE: Palaeoproterozoic accretion of Fennoscandia and Sarmatia // Tectonophysics. 2001. V. 339. P. vii-x.

270. Bohlen S.R., Essene E.J. Igneous pyroxenes from metamorphosed anorthosite massifs // Contrib. Miner. Petrol. 1978. V. 65. P. 433-442.

271. Bolle O., Demaiffe D., Duchesne J-C. Petrogenesis of jotunitic and acidic members of an AMC suite (Rogoland anorthosite province, SW Norway): a Sr and Nd isotopic assessment // Prec. Res. 2003. V. 124. P. 185-214.

272. Bonin B. Do coeval mafic and felsic magmas in post-collisional to within-plate regimes necessarily imply two contrasting, mantle and crustal sources? A review // Lithos. 2004. V. 78. P. 1-24.

273. Bonin B. A-type granites and related rocks: Evolution of a concept, problem and prospects // Lithos. 2007. V. 97. P. 1-29.

274. Bonin B., Azzouni-Sekkal A., Bussy F., Ferrag S. Alkali-calcic and alkaline post-orogenic (PO) granite magmatism: petrologic constraints and geodynamic setting // Lithos. 1998. V. 45. P. 45-70.

275. Bowden P., Bennett J.N., Whitley J.E., Moyes A.B. Rare earth in Nigerian Mesozoic granites and related rocks. In: Ahrens L.H. (ed) Origin and distributionof the elements, 2-nd ed. Pergamon, Oxford. 1979. P. 479-491.

276. Bowden P., Kinnaird J. A. The petrology and geochemistry of alkaline granites from Nigeria // Phys. Earth Planet. Inter. 1984. V. 35. P. 199-211.

277. Bowring S.A., Van Schmus W.R., Hoffman P.F. U-Pb zircon ages from Authapuskow Aulacogen, East Arm of Greate Slave Lake, N.W.T., Canada // Can. J. Earth. Sci. 1984.V .21. P. 1315-1324.

278. Briqueu L,, Bougault H, Joron J.L. Quantification of Nb, Ta, Ti, and V anomalies in magmas associated with subduction zones: petrogenetic implications // Earth Planet. Sci. Lett. 1984. V. 68. P. 297-308.

279. Brown P.E., Becker S.M. Fractionation, hybrydization and magma-mixing in the Kialineq centre East Greenland // Contrib. Mineral. Petrol. 1986. V.92. P. 57-70.

280. Buickl.S., Maas R., Gibson R. Precise U-Pb titanite age constraints on the emplacement of the Bushveldt Complex, South Africa // J. Geol. Soc. (Lond.) 2001. V. 158. P. 3-6.

281. Burke K.C., Dewey J.F. Plume generated triple junktioskey indicators in applying plate tectonics to old rocks // J. Geol. 1973. V. 81. P. 406-433.

282. Campbell I.H. The mantle's chemical structure: insights from the melting products of mantle plumes // The Earth's mantle. Ed. I. Jakson. Cambridge University Press. 1998. P. 259-310.

283. Carlson R. W., Wiebe R.A., Kalamarides R.I. Isotopic study of basaltic dikes in the Nain Plutonic Suite: evidence for enriched mantle sources // Can. J. Earth. Sci. 1993. V. 30. P. 11411146.

284. Carmichael I.S.E. The redox states of basic and silicic magmas: A reflection of their source regions?// Contrib. Mineral. Petrol. 1991. V. 106. P. 129-141.

285. Carmichael I.S.E., Turner F.J., Verhoogen J. Igneous petrology. McGraw-Hill. N-Y. 1974. 739 p.

286. Cathles L.M. Scales and effects of fluid flow in the upper crust // Science. 1990. V. 248. P. 323-329.

287. Chappell B. W, White A.J.R. Two contrasting granite types // Pacific Geology. 1974. V. 8. P. 173-174.

288. Chazot G., Bertrand H. Genesis of the silicic magma during Tertiary continenal rifting in Yemen // Lithos. 1995. V. 36. P. 69-83.

289. Chesley J.T., Halliday A.N., Snee L.W., et al. Thermochronology of the Cornubian batholith in southwest England: Implications for pluton emplacement and protracted hydrothermal mineralization//Geochim. Cosmochim. Acta. 1993. V. 57. P. 1817-1835.

290. Christiansen E.H., Burt D.M., Sheridan M.F., Wilson R.T. The pedogenesis of topas rhyolites from the western United States // Contrib. Mineral. Petrol. 1983. V. 83. P. 16-30.

291. Christiansen E.H., Sheridan M.F., Burt D.M The geology and geochemistry of Cenozoic topas rhyolites from the western United States // Geol Soc. Amerca. 1986. Special Paper 205. 82 P

292. Claesson S., Bogdanova S.V., Bibikova E.V., Gorbatschev R. Isotopic evidence for Palaeproterozoic accretion in the basement of the East European Craton // Tectonophysics. 2001. V. 339. P. 1-18.

293. Claesson S., Lundqvist T. Origin and ages of Proterozoic granitoids in the Bothnian Basin, central Sweden; isotopic and geochemical constraints // Lithos. 1995. V. 36. P. 115-140.

294. Clemens J.D., Holloway J.R., White A.J.R. Origin of an A-type granite: experimental constraints // Am. Mineral. 1986. V.71. P. 317-324.

295. Clemens J.D., Vielzeuf D. Constraints on melting and magma production in the crust // Earth Planet. Sci. Lett. 1987. V.86. P. 287-306.

296. Collerson K.D. Geochemistry and Rb-Sr geochronology of associated Proterozoic peralkaline and subalkaline anorogenic granites from Labrador // Contrib. Mineral. Petrol. 1982. V.81. P. 126-147.

297. CollinsW.J., Beams S.D., White A.J.R., Chappell B. W. Nature and origin of A-type granites with particular reference to southeastern Australia // Contrib. Mineral. Petrol. 1982. V.80. P. 189-200.

298. Condie K.C. Olate tectonics and crustal evolution. 3rd ed. Pergamon Press, Oxford. 1989. 4761. P

299. Condie K.C. Precambrian granulites and anorohenic granites: are they related? // Precambr. Res. 1991. V. 51. P. 161-172.

300. Condie K.C. Source of Proterozoic mafic dyke swarms: constaints from Th/Ta and La/Yb ratios // Precambr. Res. 1997. V. 81. P. 3-14.

301. Condie K.C. Episodic continental growth and supercontinents: a mantle avalanche connection? H Earth Planet. Sci. Lett. 1998. V. 163. P. 97-108.

302. Condie К. C. Mantle Plumes and Their Record in Earth History. Cambridge University Press. Cambridge. 2001. 305 p.

303. Condie K.C. Breakup of a Paleoproterozoic Supercontinent // Gondvana Res. 2002. V. 5. P. 41-43.

304. Condie K.C., Rosen O.M. Laurentia-Siberia connection revisited // Geology. 1994. V. 22. P. 168-170.

305. Connely J.N., Ahall K-I. The Mesoproterozoic cratonization of Baltica new age constraints from SW Sweden / Precambrian Crustal Evolution in the North Atlantic Region. Brewer T.S. (Ed) Geolog. Soc. Spec. Publication. 1996. № 112. P. 261-273.

306. Corfu F. U-Pb Age, Setting and Tectonic Significance of the Anorthosite-Mangerite-Charnockite-Granite Suite, Lofoten-Vesteralen, Norway // J. Petrol. 2004. V. 45. P. 1799-1819.

307. Corrigan D., Hanmer S. Anorthosites and related granitoids in the Grenville orogen: a product of convective thinning of the lithosphere? // Geology. 1997. V. 25. P. 61-64.

308. Corriveau L., Gorton M.P. Coexisting K-rieh alkaline and shoshonitie magmatism of arc affinities in the Proterizoic: a reassessment of syenitic stocks in the sothwestern Grenville Province // Contrib. Mineral. Petrol. 1993. V. 113. P. 262-279.

309. Costi H.T., Dall'Agnol R., Teixeira J.T., Porini M.V. The albite granite of Pitinga mine: petrography, geochemistry and mineralizations // Symposium on Rapakivi Granite and Related Rocks. Abstracts. Belem. Brazil. 1995. P. 20-21.

310. Costi H.T., Dall'Agnol R., Moura C.A. Geology and Pb-Pb geochronology of Paleoproterozoic volcanic and granitic rocks of the Pitinga Province, Amazonian craton, northern Brazil // Intern. Geology Review. 2000a. V. 42. P. 832-849.

311. Costi H.T., Horbe A.M.C., Borges R.M.K. et al. Mineral chemicry of cassiterites from Pitinga Province, Amazonian craton, Brazil // Revista Brasileira de Geociencias. 2000b. V. 30. (4). P. 775-782.

312. Creaser R.A. Petrogenesis of Mesoproterozoic quartz-latite-granitoid suite from Roxby Down area, South Australia // Precambr. Res. 1996. V. 79. P. 371-394.

313. Creaser R.A., Cooper R.A. U-Pb geochronology of middle Proterozoic felsic magmatism surrounding the Olimpic Dam Cu-U-Au-Ag and Moonta Cu-Au-Ag deposits, South Australia // Econ. Geol. 1993. V. 88. P. 186-197.

314. Creaser R.A., Price R.C., Wormald R.J. A-type granites revisted: assessmentof residual source // Geology. 1991. V. 19. P. 163-166.

315. Creaser R.A., White A.J.R. Yardea Dacite Large volume, high-temperature felsic volcanism from the middle Proterozoic of South Australia // Geology. 1991. V. 19. P. 48-51.

316. Cuney M., Bround M., Cathelineau M. et al. What parameters control the high gradelage tonnage of the Proterozoic unconformity related uranium deposits? // Uranium geochemistry 2003. Intern. Conference. April 13-16 2003. Nancy. 2003. P. 123-126.

317. Currie K.L., Eby G.N., Gittings J. The petrology of the Mount Saint Hilaire complex, southern Quebec: an alkaline gabbro-peralkaline syenite association // Lithos. 1986. V. 19.P.67-83.

318. Dall'Agnol R., Costi H.T., da S.Leite A.A. et al. Rapakivi granite from Brazil and ajacent areas // Prec. Res. 1999. V. 95. P. 9-39.

319. Dall'Agnol R., Lafon J.-M., Macambira M.J.B. Proterozoic anorogenic magmatism in the Central Amazonian Province, Amazonian Craton: geochronological, petrological and geochemical aspects // Mineral. Petrol. 1994. V. 50. P. 113-138.

320. Davis D. IV., Green J. C. Geochronology of the North American Midcontinent rift in western Lake

321. Superior and implications for its geodynamic evolution // Can. J. Earth Sci. 1997. V. 34. P. 476-488.

322. Demaiffe D., Weis D., Michot J., Duchesne J.C. Isotopic constraints on the genesis of the Rogoland anorthositic suite (southwest Norway) // Chem. Geol. 1986. V. 57. P. 167-179.

323. DePaolo D.J. Crustal growth and mantle evolution: inferences from models of element transport and Nd and Sr isotopes // Geochim. Cosmochim. Acta. 1980. V. 44. № 8. P. 11851196.

324. DePaolo D.J. Trace element and isotopic effects of combined wall-rock assimilation and fractional crystallisation // Earth Planet. Sci. Lett. 1981. V. 52. P. 177-184.

325. DePaolo D.J. Isotopic studies of processes in mafic magma chambers: I. The Kiglapait intrusion, Labrador. J. Petrology. 1985. V. 26. P. 925-951.

326. DePaolo D.J. Neodimium isotope geochemistry. 1988. Springer. Berlin Heidelberg N-Y. 1871. P

327. DePaolo D.J., Daley E.E. Neodymium isotopes in basalts of the southwest basin and range and lithospheric thinning during continental extension// Chem. Geol. 2000. V. 169. P. 157-185.

328. DePaolo D.J., Perry F. V., Baldridge W.S. Crustal versus mantle sourses of granitic magmas: a two-parametrer model based on Nd isotopic studies // Trans. Royal Soc. (Edsinburg) Earth Sci. 1992. V. 83. P. 439-446.

329. DePaolo D.J., Wasserburg G.J. Inferences about magma sources and mantle structurefrom variations of 143Nd/I44Nd// Geophys. Res. Lett. 1976. V. 344. № 12. P. 743-746.

330. Dewane T.J., Van Schmus W.R. U-Pb geochronology of the Wolf River batholith, north-central Wisconsin: Evidence of succsissive magmatism between 1484 Ma and 1468 Ma // Prec. Res. 2007. V. 157. P. 215-234.

331. De Yoreo J. J., Lux D.R., Guidotti C. V. Thermal modelling in low-pressure/high -temperature metamorphic belts // Tectonophisics. 1991. V. 188. P. 253-268.

332. Dingwell D.B., Scarfe C.M., Cronin D.J. The effect of fluorine on visconsities in the system Na20-Al203-Si02: implications for phlogopites, trachites and rhyolites // Amer. Mineral. 1985. V. 70. P. 80-87.

333. Doe B.R. Lead Isotopes. Springer-Verlag, Berlin, Heidelberg, New York. 1970. 137 p.

334. Douce P.A.E. Generations of metaluminous A-type granites by low-pressure melting of calk-alkaline granitoids // Geology. 1997. 25. N.8. 743-746.

335. Douce P.A.E., BerdJ.S. Dehydration-melting of biotite gneiss and quartz amphibolite from 3 to 15 kbar // J. Petrol. 1995. 36. P. 707-738.

336. Dorr W, Belka Z, Marheine D. et ah U-Pb and K-Ar geochronology of anorogenic granite magmatism of the Mazry complex, NE Poland // Precambr. Res. 2002. V. 119. № 1-4. P. 101120.

337. Dowries H., Peltonen P., Manttari I., Sharkov E. V. Proterzoic zircon ages from lower crustal xenoliths, Kola Peninsula , Russia: evidence for crustal growth and reworking // J. Geol. Soc. (London). 2002. V. 159. P. 485-488.

338. Duchesne J. C. Massif anorthosites: another partisan review. In W.L.Brown Ed. Feldspars and feldspatoids, Reidel Publishing Company, Dordrecht. 1984. P. 411-433.

339. Duchesne J.C., Maquil R. The Engersund-Ogna massif / The Geology of Southernmost Norway (C.Maijer, P.Padget, eds) //Norges Geol. Unders. 1987. Spec. Publ. 1. P. 50-56.

340. Duchesne J.-C., Roelandts I., Demaiffe D., Weis D. Petrogenesis of monzodioritic dykes in the Egersund-Ogna anorthosite (Rogoland, SW Norway): trace elements and isotopic (Sr, Pb) constraints // Contrib. Mineral. Petrol. 1985. V. 90. P. 214-225.

341. Ebadi A., Johannes W. Begining of melting and composition of first melts in the system Qz-Ab-0r-H20-C02 // Contrib. Miner. Petrol. 1991. V. 106. P. 286-295.

342. Eby G.N. The A-type granitoids: a review of their occurences and chemical characteristics and speculations on their petrogenesis // Lithos. 1990. V. 26. P. 115-134.

343. Eby G. A^.Chemical subdivision of A-type granitoids: petrogenetic and tectonic implications // Geology. 1992. V. 20. P. 641-644.

344. Eklund O. Coeval contrasting magmatism and magma mixing in Proterozoic post- and anorogenic granites, Aland, SW Finland. Depart, of Geol. and Mineral., Abo, Finland. 1993. 57 P

345. Eklund O., Frdjdd S., Lindberg B. Magma mixing, the petrogenetic link between anorthositic suites and rapakivi granites, Alaand, SW Finland // Miner. Petrol. 1994. V. 50. P. 3-19.

346. Eklund O., Konopelko D., Rutanen H., et al. 1.8 Ga Svecofennian post-collisional shoshonitic magmatism in the Fennoscandian shield // Lithos. 1998. V. 45. P. 87-108.

347. Eklund O., Shebanov A.D. The origin of rapakivi texture by sub-isothermal decompression // Prec. Res. 1999. V. 95. P. 129-146.

348. Elliason T., Schoberg II. U-Pb dating of the post-kinematic Sveconorwegian (Grenvillian) Bohus Granite, SW Sweden; evidence of restitic zircon // Prec. Res. 1991. V. 51. P. 337-350.

349. Elliot B.A. Crystallisation conditions of the Wiborg rapakivi batholith, SE Finland: an evaluation of amphibole and biotite mineral chemistry // Mineral. Petrology. 2001. V. 72. P. 305324.

350. Ellmies R., Voigtander G., Germann K. et al. Origin of giant stratabaund deposits of magnesite and siderite in Riphean carbonate rocks of Bashkir mega-anticline, western Urals // Geol. Rundsch. 1999. V. 87. P. 589-602.

351. Elo S., Korja A. Geophysical interpretation of the crustal and upper mantle structure in the Wiborg rapakivi granite area, southern Finland // Prec. Res. 1993. V. 64. № 1-4. P. 273-288.

352. Emslie R.F. Anorthosite massif, rapakivi granites, and late Proterozoic rifting of North America // Precam. Res. 1978. V. 7. P. 61-98.

353. Emslie R.F. Geology and petrology of the Harp Lake complex, central Labrador: an example of Elsonian magmatism // Geol. Surv. Canada. 1980. Bull. 293. 136 p.

354. Emslie R.F. Proterozoic anorthosite massifs / The Deep Proterozoic Crust in the North Atlantic provinces. Tobi A., Touret J.L.R. (eds). NATO ASI Ser. C. Reidel, Dordrecht. 1985. P. 39-60.

355. Emslie R.F. Granitoids of rapakivi-anorthosite and related associations // Precamb. Res. 1991. V. 51. P. 173-192.

356. Emslie R.F., Hamilton M.A., Theriault R.J. Pedogenesis of a mid-Proterozoic Anorthosite-Mangerite-Charnockite-Granite (AMCG) Complex: Isotopic and Chemical evidence from the Nain Plutonic Suite//J. Geol. 1994. V. 102. № 5. P. 539-558.

357. Emslie R.F., Henger E. Reconnaissance isotopic geochemistry of anorthosite-mangerite-charnockite-granite (AMCG) complexes, Grenville Province, Canada II Chem. Geol. 1993. V. 106. P. 279-298.

358. Emslie R.F, Hunt P.A. The Grenvillian event: magmatism and high grade metamorphism. // Current Research, Part C. Geol. Surv. Can. 1989. Pap., 89-1C. P. 11-17.

359. Emslie R.F., Hunt P.A. Ages and petrogenetic significance of igneous mangerite-charnokite suites associated with massif anorthosites, Grenville Province. // J. Geol. 1990. V. 98. P. 213231.

360. Emslie R.F., Stiriling J.A.R. Rapakivi and related granitoids of the Nain Plutonic Suite: geochemistry, mineral assemblages and fluid equilibria// Canadian Mineral. 1993. V. 31. P. 821847.

361. Ernst R.E., Buchan K.L. Large magmatic events through time and links to mantle-plume heads // Mantle Plumes: Their Identification Through Time. Boulder, Colorado. Eds. Ernst R.E., Buchan K.L. Geol. Soc. America. 2001. Spec. Paper 352. P. 483-566.

362. Evans R.J., Ashwal L.D., Hamilton M.A. Mafic, ultramafic, and anorthositic rocks of the Tete Complex, Mozambique: petrology, age, and significance // S. Afr. J. Geol. 1999. V. 102. (2). P. 153-166.

363. Fanning C.M., Flint R.B., Parker A.J. et al. Refined Proteozoic tectonic evolution of the Gawler Craton, South Australia. Prec. Res. 1988. V. 40/41. P. 363-386.

364. Farmer G.L. Continental Basaltic Rocks // The Crust (ed. Rudnick R.L.). V. 3. / Treatise on Geochemistry (Holland H.D., Turekian K.K. eds). Elsevier Ltd. CD-ROM. 2003. P. 85-121.

365. Fitton J.G., Dunlop H.M. The Cameroon line, West Africa, and its bearing on the origin of oceanic and continental alkali basalt // Earth Planet. Sci. Lett. 1985. V. 72. P. 23-38.

366. Foland K.A., Allen J.C. Magma sources for anorogenic granites of the White Mountain magma series, New England, USA // Contrib. Mineral. Petrol. 1991. V. 109. P. 195-211.

367. Fox F.K.Jr. Alkalic rocks of South-central British Columbia and northeastern Washington // Geol. Soc. Amer. Absstr. Programs. 1977. V. 9. P. 723.

368. Fransis D. Some implications of xenolith glasses for the mantle sources of alkaline mafic magmas // Contrib. Miner. Petrol. 1991. V. 108. P. 175-180.

369. French J.E., Heaman L.M., Chacko T. Feasibility of U-Th-total Pb chemical dating of baddeleyite // Chem. Geol. 2002. V. 188. P. 85-104.

370. Frost B.R, Arculus R.J., Barnes C.G. et al. A geochemical classification of granitic rock suites // J. Petrol. 2001. V. 42. P. 2033-2048.

371. Frost B.R., Avchenko O. V., Chamberlain K.R., Frost C.D. Evidence for extensive Proterozoic remobilization of the Aldan shield and implications for Proterozoic plate tectonic reconstractionsof Siberia and Laurentia// Prec. Res. 1998. V. 89. P. 1-23.

372. Frost B.R, Frost C.D., Hulsebosch T.P., Swapp S.M. Origin of the Charnockites of the Louis Lake Batholith, Wyoming // J. Petrol. 2000. V. 41. P. 1759-1776.

373. Frost B.R., Lindsley D.H., Andersen D.J. Fe-Ti oxidesilicate equilibria: assemblages with fayalitic olivine // Amer. Mineral. 1988. V. 73. P. 727-740.

374. Frost B.R., Tournet J.L.R. Magmatic CO2 and saline melts from the Sibille monzosyenite, Larami Anorthosite Complex, Wioming // Contrib. Miner. Petrol. 1989. V. 103. P. 178-186.

375. Frost C.D., Frost B.R. Redused rapakivi-type granites: the tholeite connection // Geology. 1997. V. 25. P. 647-650.

376. Frost C.D., Frost B.R., Chamberlain K.R., Edwards B. Petrogenesis of the 1.43 Ga Sherman batholith, SE Wyoming, USA: a reduced, rapakivi-type anorogenic granite // J. Petrol. 1999. V. 40. P. 1771-1802.

377. Frost C.D., Frost B.R., Bell J.M., Chamberlain K.R. The relationship between A-type granites and residual magmas from anorthosite; evidence from the northern Sherman batholith, Laramie Mountains, Wyoming, USA // Prec. Res. 2002. V.45. P. 45-71.

378. Fuhrman M.L., Frost B.R., Lindsley D.H. Crystallisation conditions of the Sibille Monzonite, Larami Anorthosite Comple, Wyoming // J. Petrol. 1988. V. 29. P. 699-729.

379. Gaal G., Gorbatschev R. An outline of the Precambrian Evolution of the Baltic Shield // Prec. Res. 1987. V. 35. P. 15-52.

380. Garland F,, Hawkesworth C.J., Mantovani M.S.M. Description and Petrogenesis of the Parana Rhyolites, Southern Brazil // J. Petrol. 1995. V. 36. P. 1193-1227.

381. Gauthier M., Chatrand F, Cayer A., David J. The Kwyjibo Cu-REE-U-Au-Mo-F Property, Quebec: A Mesoproterozoic Polymetallic Iron Oxide Deposit in the Northeastern Grenville Province // Econ. Geol. 2004. V. 99. P. 1177-1196.

382. Geraldes M.C., Van Schmus W.R., Condie K.C. et al. Proterozoic geologic evolution of the SW part of the Amazonian Craton in Mato Grosso state, Brazil // Prec. Res. 2001. V. 111. P. 91128.

383. Goldstein S.J., Jacobsen S.B. Nd and Sr isotopic systematics of rivers water suspended material: implications for crustal evolutin // Earth Planet. Sci. Lett. 1988. V. 87. № 3. P. 249265.

384. Goodge J.W., Vervoort J.D. Origin of Mesoproterozoic A-type granites in Laurentia: Hf isotope evidence // Earth Planet. Sci. Lett. 2006. V. 243. P. 711-731.

385. Goodwin A.M. Precambrian Geology. London. Academic Press. 1991. 666 p.

386. Gorbatschev R., Bogdanova S. Frontiers in the Baltic Shield // Prec. Res. 1993. 1993. V.64. P.3-21.

387. Gorokhov I.M., Varshavskaya E.S., Kutyavin E.P., Lobach-Zhuchenko S.B. Preliminary Rb-Sr geochronology of the North Ladoga Region, Soviet Karelia // Eclogae geol. Helv. 1970. V. 63. № l.P. 95-104.

388. Gower C.F. The evolution of the Grenville Province in eastern Labrador, Canada. In: Precambrian Crustal evolution in the North Atlantic Region. 1996. № 12. P. 197-218.

389. Gower C.F., Ryan A.B., Rivers T. Mid-Proterozoic Laurentia-Baltica: an overview of its geologixal evolution//Geolog. Assoc. Canada, Spec. Paper. 1990. V.38. P.1-20.

390. Gray C.M. Strontium isotopic constraints on the origin of the Proterozoic anorthosites // Prec. Res. 1987. V. 37. P. 173-189.

391. Green T.H., Watson E.B. Crystallization of Apatite in Natural Magmas Under High Pressure, Hydrous Conditions, with Particular Reference to "Orogenic" Rock Series // Contrib. Miner. Petrol. 1982. V. 79. P. 96-105.

392. Gregorie M., Mclnnes B.I.A., O'Reilly Y. Hydrous metasomatism of oceanic sub-arc mantle, Lihir, Papua New Guinea. Part 2. Trace element characteristics of slab-derived fluids // Lithos. 2001. V. 59. P. 91-108.

393. Griffin T.J., Page R. W., Sheppard S., Tyler I.M. Tectonic implications of Palaeoproterzoic post-collisional high-K felsic igneous rocks from the Kimberly region of northwestern Australia //Prec. Res. 2000. V. 101. P. 1-23.

394. Gulson B.L. Lead isotopes in mineral exploration // Develop. Econ. Geol. 1986. V. 23. 245 p.

395. Haapala I. Metallogeny of the Rapakivi Granites // Mineral. Petrol. 1995. V. 54. P. 149-160.

396. Haapala I. Magmatic and Postmagmatic Processes in Tin-mineralized Granites: Topas-bearing Leicogranite in the Eurajoki Stock, Finland // J. Petrol. 1997. V. 38. P. 1645-1659.

397. Haapala I, Ojanpera P. Gentgelvite-bearing greisens in southern Finlaand // Geol. Surv. Finland. 1972. Bull. 259. 22 p.

398. Haapala I., Ramo O. T. Petrogenesis of the Proterozoic rapakivi granites of the Finland // Geol. Soc. of Amer. Spec. Paper. 1990. V.246. P.275-286.

399. Haapala I., Riimo O.T. Tectonic setting and origin of the Proterozoic rapakivi granites of southeastern Fennoscandia // Trans. R. Soc. Edinburg. Earth Sci. 1992. V.83. P.165-171.

400. Haapala I., Rami) T.O., Frindt S. Comparison of Proterozoic and Phanerozoic rift-related basaltic-granitic magmatism // Lithos. 2005. V. 80. P. 1-32.

401. Halden N.M., Fryer B.J. Geochemical characteristics of the Eden Lake Complex: evidence for anorogenic magmatism in the Trans-Hudson Orogen // Can. J. Earth. Sci. 1999. V. 36. P. 91-103.

402. Hannan J.L., Stein H.J. Re-Os Model for the Origin of Sulfide Deposits in Anorthosite-Associated Intrusive Complex // Econ. Geol. 2002. V. 97. P. 371-383.

403. Harris N.B. W., Mariner G.F. Geochemistry and petrogenesis of a peralkaline granite complex from the Midian Mountains, Saudi Arabia// Lithos. 1980. V.13. P.325-337.

404. Harris N.B.W., Marzouki F.M.H., Ali S. The Jabel Sayid Complex, Arabian Shield: geochemical constraints on the origin of peralkaline and related granites // J. Geol. Soc. London. 1986. V.'143. P. 287-295.

405. Hawkesworth C.J., George R., Turner S., Zellmer G. Time scales of magmatic processes // Earth Planet. Sci. Lett. 2004. V. 218. P. 1-6.

406. Hawkesworth C.J., Vollmer R. Crustal contamination versus enriched mantle: I43Nd/144Nd and 87Sr/86Sr evidence from the Italian volcanics // Contrib. Miner. Petrol. 1979. V.69. P. 151-165.

407. Hildreth IV., Halliday A.N., Christiansen R.L. Isotopic and chemical evidence concerning the genesis and contamination of basaltic and rhyolitic magma beneath the Yellowstone plateau volcanic field//J. Petrol. 1991. V. 32. P. 63-138.

408. Hoffman P.F. Speculations on Laurentia's first gigayear (2.0 to 1.0 Ga) // Geology. 1989a. V. 17. P. 135-138.

409. Hoffman P.F. Precambrian geology and tectonic history of North America // The Geology of North America, Vol. A, The Geology of North America an overview. Geol. Soc. of America. (Edites: A.W.Bally and A.R.Palmer). 19896. P. 447-512.

410. Hoffman P.F. Did the breakout of Laurentia turn Gondwanaland inside-out? // Science. 1991. V. 252. P. 1409-1411.

411. Hofmann A.W. Mantle geochemistry; message from oceanic volcanism// Nature. 1997. V. 385. P. 219-229.

412. Hofmann A. W. Sampling Mantle Heterogenity through Oceanic Basalts: Isotopes and Trace Elements // The Mantle and Core. V. 2. (ed. Carlson R.W.) / Treatise on Geochemistry (Holland H.D., Turekian K.K. eds). Elsevier Ltd. CD-ROM. 2003. P. 61-101.

413. Hofman A.W., Jochum K.P., Seufert M., White W.M. Nb and Pb in ocean basalts: new constraints on mantle evolution // Earth Planet. Sci. Lett. 1986. V. 79. P. 33-45.

414. Holliger K„ Levander A: Lower crustal reflectivity modeled by rheological controls on mafic intrusions // Geology. 1994. V. 22. P. 367-370.

415. Horbe M.A., Horbe A.C., Costi H.T., Texeira J.T. Geochemical characteristics of cryolite-tin-bearing granites from the Pitinga Mine, northwesern Brazil A reviwe // Journ. of Geochem. Exploration. 1991. V. 40. P. 227-249.

416. Huhma H. Sm-Nd, U-Pb and Pb-Pb isotopic evidence for the origin of the Early Proterozoic Svecokarelian crust in Finland // Geol. Survey of Finland. 1986. Bull. 337. 48 p.

417. Huhma H. Provenance of early Proterozoic and Archaean metasediments in Finland: Sm-Nd isptopic study // Prec. Res. 1987. V. 35. P. 127-143.

418. Huppert HE., Sparks R.S.J. Colling and contamination of mafic and ultramafic magmas during ascent through continental crust // Earth Planet. Sci. Lett. 1985. V. 74. P. 371-386.

419. Huppert H.E., Sparks R.S.J. The generation of granitic magmas by intrusion of basalt into continental crust//J. Petrol. 1988. V. 29. P. 599-624.

420. Jackson N., Manning D.A.C., Sams M. Evolution of the Cornubian Ore Field, Southwest England: Part II. Mineral Deposits and Ore-Forming Processes // Econom. Geology. 1989. V. 84. P. 1101-1133.

421. Jacobsen S.B., Wasserburg G.J. Nd and Sr isotopic study of the Bay of Island ophiolite complex and evolution of the source midocean ridge basalts // J. Geophys. Res. 1979. V. 84. № B13.P. 7429-7445.

422. Jacobsen S.B., Wasserburg G.J. Sm-Nd evolution of chondrites and achondrites // Earth Planet. Sci. Lett. 1984. V. 67. P. 137-150.

423. Jacobson R.R.E., Macleod W.N. Black R. Ring-complexes in the younger granite province of nouthern Nigeria//Geol. Soc. of London Memoir. 1958. V. 1. 72 p.

424. Jaeger J. C. The temperature in the neighborhood of a cooling intrusive sheet // Am. J. Sci. 1957. P. 306-318.

425. Jahn B.M., Gruau G., Bernard-Grffits I et al. The Aldan Shield, Siberia: Geochemical Characterisation, Ages, Petrogenesis and Comparison with Sino-Korean Craton // Third Interpretation Archean Symposium; Extended Abstr. V. Perth. 1990. P. 179-182.

426. Jahn B.M., Wu F., Chen B. Massive granitoid generation in Central Asia: Nd isotope evidence and implication for continental growth in the Phanerozoic // Episodes. 2000. V. 23. P. 82-92.

427. Jahn B.M., Wu F., Capdevila R. et al. Highly evolved juvenile granites with tetrad REE patterns: the Woduhe and Baerzhe granites from the Great Xing's an Mountains in NE China // Lithos. 2001. V. 59. P. 171-198.

428. Jochum K.P., Hofmann A. W, Seufert ILM. Tin in mantle-derived rocksö constraints on Earth evolution// Geochim. Cosmochim. Acta. 1993. V. 57. P. 3585-3595.

429. Johannes W., Holtz F. Petrogenesis and experimental petrology of granitic rocks. Springer. Berlin. 1996.335 p.

430. Johansson L., Möller C., Söderlund I J., Whitehose M. Ion probe ages (NORD.SIM) of zircons from Sveconorwegian decompressed eclogites in SW Sweden // 23 Nordiske Geologiske Vintermöde, Arhus. 1998. P. 143.

431. Johnson P. J., Cross K.C. U-Pb Geochronological Constraints on the Genesis of the Olympic Dam Cu-U-Au-Ag Deposit, South Australia // Econ. Geology. 1995. V. 90. P. 1046-1063.

432. Jones A.P., Smith A.J. V., Dawson J.B., Hansen E.C. Metamorphism, partial melting, and K-metasomatism of garnet-scapolite-kyanite granulite xenoliths from Lashaine, Tanzania // J. Geol. 1983. V.91.P. 143-165.

433. Kabeto K., Sawado Y., lizumi S., Wakatuki T. Mantle sources and magma-crust interactions in volcanic rocks fron northern the Kenia rift: geochemical evidence // Lithos. 2001. V. 56. P. 111139

434. Kamo S.L., Czamanske G.K., Amelin Yu. et al. Rapid eruption of Siberian flood-volcanic rocks and evidence for coincidence with the Permian-Triassic boundary and mass extinction at 251 Ma//Earth Planet. Sei. Lett. 2003. V. 214. P. 75-91.

435. Karlstrom K.E., Ähäll K.-I., Harlan S.S. et al. Long-lived (1.8-1.0 Ga) convergent orogen in southern Laurentia, its extensions to Australia and Baltica, and implications for refining Rodinia //Prec. Res. 2001. V. 111. P. 5-30.

436. Karner G.D., Steckler M.S., Thome J.A. Long-term thermomechanical properties of the continental lithosphere //Nature. 1983. V. 304. P. 250-253.

437. Kempton P.D., Dowries H., Sharkov E.V. et al. Petrology and geochemistry of xenoliths from the Northern Baltic shield: evidence for partial melting and metasomstism in the lower crust beneath an Archaean terrane // Lithos. 1995. V. 36. P. 157-184.

438. Kempton P.D., Downes H., Neymark L.A. et al. Garnet granulite xenoliths from the northern Baltic shield the underplated lower crust of Palaeoproterozoic large igneous province? // J. Petrol. 2001. V. 42. P. 731-763.

439. Kerr A. Existing and potential metallogeny of anorthosite-dominated plutonic suites in the North Atlantic Region. St.John's 2001. 2001. Abstract Volume 26. P.77.

440. Kilpatrick J.A., Ellis D.J. C-type magmas: igneous charnockites and their extrusive equivalents // Transact. Of the Royal Soc. of Edinburg: Earth Sci. 1992. V.83. P. 155-164.

441. Kleeman G.J., Twist, D. The compositionally-zoned sheet-like granite pluton of the Bushveld Complex: Evidence bearing on the nature A-type magmatism // J. Petrol. 1989. V. 30. P. 13831414.

442. Korja A., Korja T., Lnosto U., Heikkinen P. Seismic and geoelectric evidence for collisional and extensional events in the Fennoscandian Shield Implications for Precambrian crustal evolution//Tectonophysics. 1993. V. 219. P. 129-152.

443. Kovach V.P., Simmat R., Rickers K. et al. The Western Charnockite Zone of the Eastern Ghats Belt, India An Independent Crustal Province of Late Archaean (2.8 Ga) and Palaeoproterozoic (1.7-1.6 Ga) Terrains // Gondvana Res. 2001. V. 4. P. 666-667.

444. Krogh T.E. A low-contamination method for hydro thermal decomposition of zircon and extraction of U and Pb for isotopic age determination // Geochim. Cosmochim. Acta. 1973. V. 37. P. 485-494.

445. Krogh T.E. Improved accuracy of U-Pb zircon by the creation of more concordant systems using an air abrasion technique // Geochim. Cosmochim. Acta. 1982. V. 46. P. 637-649.

446. Kiister D. Geochemistry and petrogenesis of Permo-Jurastic oversaturated alkaline complexes of northern Kordofan, central Sudan / Geoscintific Research in in NE Africa (Eds. Thorweihe U., Schandelmeier H.). Rotterdam. 1993. P. 197-201.

447. C., Lightfoot P.C., Amelin Y., Naldrett A.J. Contrasting Petrological and Geochemical Relationships in the Voisey's Bay and Mushuau Intrusions, Labrador, Canada: Implications for Ore Genesis // Econom. Geology. 2000. V. 95. P. 771-799.

448. C., Naldrett A.J. Geology and petrology of the Voisey's Bay intrusion: reactivation of olivine with sulfide and silicate liquides // Lithos. 1999. V. 47. P. 1-31.

449. Manning D.A.C. The effect of fluorine on liquidus phase relationships in the system Qz-Ab-Or with excess water at 1 kbar // Contrib. Mineral. Petrol. 1981. V. 76. P. 206-215.

450. Marki G., Piazolo S., Bauer W., et al. Pan-African Massif-Type Anorthosite from Central Dronning Maud Land, East Antarctica // Geolog. Jahruch. H.J. Reihe B. Heft 96. № 10. Raech (Ed). Hannover. 2004. P. 77-137.

451. MarkwickA.J. W., Dowries H. Lower crustal xenoliths from the Arkhangelsk kimberlite pipes: petrological, geochemical and geophysical results // Lithos. 2000. V. 51. P. 135-151.

452. Maruyama Sh. Plume tectonics // J. Geol. Soc. Japan. 1994. V. 100. P. 24-34.

453. Maruyama Sh, Liou J. G. Imitation of ultra-high pressure metamorphism and its significance on the Proterozoic-Paleozoic boundary I I The Island Arc. 1998. V. 7. P. 6-35.

454. Maslov A. V., Erdtmann B.D., Ivanov K.S., Krupenin M.T. The main tectonic events, depositional history and the paleogeography of the southern Urals during the Riphean-early Paleozoic//Tectonophysics. 1997. V. 276. P. 313-335.

455. McCulloch M.T., Wasserburg G.J. Sm-Nd and Rb-Sr chronology of continental crust formation // Science. 1978. V. 200. P. 1003-1011.

456. McLelland J., Daly S., McLelland J. The Grenville Orogenic Cycle: an Adirondac perspective//Tectonophysics. 1996. V.265. P.1-29.

457. Mendoza V. Estudios geoquimicos del no-tectonozado granito rapakividel Parguaza, Noroeste Guyana Venezolana. In: 10-th Conf. Geol. Intergianas. Belem. 1975. P. 628-656.

458. Menuge J.F.The petrogenesis of massive anorthosites: a Nd and Sr isotope investigation of the Proterozoic of Rogoland/Vest-Agder, SW Norway// Contrib. Mineral. Petrol. 1988. V. 98. P. 363-373.

459. Menuge J.F., Brewer T.S., Seeger C.M. Petrogenesis of metaluminous A-type rhyolites from the St Francois Mountains, Missouri and Mesoproterozoic evolution of the southern Laurentian margin // Prec. Res. 2002. V. 113. P. 269-291.

460. Meschede M. A method of discriminating between different types of mid-ocean ridge basalts and continental tholeiites with the Nb-Zr-Y diagram // Chem. Geol. 1986. V. 56. P. 207-218.

461. Michot P. Anorthosites et anorthosites // Bull. Acad. Roy. de Beige. Classe des Sc. 1955. 5e serie. V.41.P. 275-294.

462. Middlemost E.A.K. Naming material in the magma/igneous rock system // Earth-Science Rev. 1994. V. 37. P. 215-224.

463. Miller R.R., Iieaman L.M., Birkett T.C. U-Pb zircon age of the Strange Lake peralkaline complex: implications for Mesoproterozoic peralkaline magmatism in north-central Labrador // Prec. Res. 1997. V. 81. P. 67-82.

464. Mitchell J.N., Scoates J.S., Frost C.D. High-Al gabbros in the Larami Anorthosite Complex, Wioming: implications for the composition of melt parental to Proterozoic anorthosite // Contrib. Mineral. Petrol. 1995. V. 119. P. 166-180.

465. Mitchell R.N, Bergman S.C. Petrology of lamproites. 1991. Plenum. New York. 441 p.

466. Miyashiro A., AkiK., Sengor A.M.C. Orogeny. Willey, Chichester New York. 1982. 242 p.

467. Morogan V., Martin R.F. Mineralogy and partial melting of fenitized crustal xenoliths in the Oldoinyo Lengai carbonatite volcano, Tanzania // Amer. Mineral. 1985. V. 70. P. 1114-1126.

468. Morse S.A. Kiglapait mineralogy III: Olivine compositions and Rayleigh fractionation models //J. Petrol. 1996. V. 37. P. 1037-1061.

469. Morse S.A., Olsen K.E., Hamilton M.A. Massif anorthpsites as a key to Proterozoic megatectonics // Geol. Soc. Canada. 1988. V. 13. P. 87.

470. Mukherjee A., Das S. Anorthositee, Granulitesand Supercontinent Cycle // Gondv. Res. 2002. V. 5. P. 147-156.

471. Miiller D., Rock N.M., Groves D. Geochemical discrimination between shoshnitic and potassic volcanic rocks in different tectonic setting: a pilot study // Mineral. Petrol. 1992. V. 46. P. 259-289.

472. Nelson B.K., DePaolo D.J. Rapid prodaction of continental crust 1.7-1.9 b.y. ago: Nd and Sr isotopic evidence from the basement of the North America midcontinent // Geol. Soc. America Bull. 1985. V. 96. P. 746-754.

473. Nesbit B.E. Fluid flow and chemical evolution in the genesis of hydrothermal ore deposits // Shourt Course on Fluids in Tectonically Active Regimes of the Continental Crust. (Ed. Nesbit B.E.). Mineral. Assoc. Canada. 1990. P. 261-292. '

474. Neymark L.A., Amelin Yu. V., Larin A.M. Pb-Nd-Sr isotopic and geochemical constraints on the origin of the 1.54-1.56 Ga Salmi rapakivi granite-anorthosite batholith (Karelia, Russia) // Mineral. Petrol. 1994. V. 50. P. 173-193.

475. Nicholson S.W., Schirey S.B., Schulz K.J., Green J.C. Rift-wide correlation of 1.1 Ga Midcontinent rift system basalts: implications for multiple mantle sources during rift development// Canadian. J. Earth. Sci. 1997. V. 34. P. 504-520.

476. Nutman A.P., Chernyshev I. V., Baadsgaard H., Smelov A.P. The Aldan Shield of Siberia, USSR: the age of its Archean components and evidence for widespread reworking in the mid-Proterozoic // Precamb. Res. 1992. V. 54. P. 195-210.

477. Nyman M.W., Karlstrom K.E., Kirby E., Graubarb C.L. Mesoproterozoic contractional orogeny in western North America: evidence from ca. 1.4 Ga plutons // Geology. 1994. V.22. P.901-904.

478. O'Driscoll E.S.T. The application of linement tectonics in the discovery of Olimpic Dam Cu-Au-U deposits at Roxby Downs, South Audtralia // Global Tectonics and Metallogeny. 1985. V.3 (1). P. 357-373.

479. Ohlander B., Skiold T. Diversity of 1.8 Ga potassic granitoids along the edge of the Archean craton in the northern Scandinavia: a result of melt formation at various depths and from various sources // Lithos. 1994. V. 33. P. 265-283.

480. Oreskes N., Einaudi M.T. Origin of rare earth element-enriched hematite breccias at the Olympic Dam Cu-U-Au-Ag deposit, Roxby Downs, South Australia // Econ. Geol. 1990. V. 85. P. 1-28.

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

482. Patchett P. J., Kouvo O. Origin of continental crust of 1.9-1.7 Ga age: Nd isotopes and U-Pb zircon ages in the Svecokarelian terrain of South Finland // Contrib. Miner. Petrol. 1986. V. 92. P. 1-12.

483. Patchett P.J., Lenhert K„ Renkdmper M., Sieber G. Mantle and Crustal Effects on the Geochemistry of Proterozoic Dikes and Sille in Sweden // J. Petrol. 1994. V. 35. Part 4. P. 10951125.

484. Patchett P. J., Todt W., Gorbatschev R. Origin of continental crust of 1.9-1.7 Ga age: Nd isotopes in the Svecofennian orogenic terrains of Sweden // Precam. Res. 1987. V. 35. P. 145160.

485. Pearce J.A., Cann J.R. Tectonic setting of basaltic volcanic rocks investigated using trace element analysis // Earth Planet. Sci. Lett. 1973. V. 19. P. 290-300.

486. Pearce J.A., Harris N.B.W., Tindle A.G. Trace Element Distribution Diagramms for the Tectonic Interpretation of Granitic Rocks // J. Petrol. 1984. V. 25. Part 4. P. 956-983.

487. Pearce J.A., Norry M.J. Petrogenetic implucations of Ti, Zr, and Nb variations in volcanic rocks // Contrib. Miner. Petrol. 1979. V. 69. P. 33-47.

488. Pearson D.G., Canil D., Shirey S.B. Mantle Samples Included in Volcanic Rocks: Xenoliths and Diamonds // The Mantle and Core (ed. Carlson R.W.). V. 2. / Treatise on Geochemistry (Holland H.D., Turekian K.K. eds). CD. 2003. P. 172-275.

489. Perry F. V., Baldridge W.S., DePaolo D.J. Role of astenosphere and lithosphere in the genesis of late Cenozoic basaltic rocks from the Rio Grande Rift and adjasent regions of the southwestern United States // J. Geophys. Res. 1987. V. 92. P. 9193-9213.

490. Pessonen L.J., Torsvik T.H., Elming S.-A., Bylund G. Crustal evolution of Fennoskandinavia -Palaeomagnetic constraints // Tectonophysics. 1989. V. 162. P. 27-49.

491. Petersen J.S. Rare-earth element fractionation and petrogenetic modelling in charnockitic rocks, Southern Norway // Contrib. Miner. Petrol. 1980. V. 73. N. 1. P. 116-172.

492. Peterson T.D., Van Breemen O., Sandeman H., Cousens B. Proterozoic (1.85-1.75 Ga) igneous suites of the Wesern Churchill Province: granitoid and ultrapotassic maqgmatism in a reworked Archean hinterland // Prec. Res. 2002. V. 119. № 1-4. P. 73-100.

493. Piercey S.J., Wilton D.H.C. Geochemical and radiogenic isotope (Sr-Nd)characteristics of the Paleoproterozoic anorthpsitic and granitic rocks in the Umiakoviarusek Lake region, Labrador, Canada // Can. J. Earth Sci. 1999. V. 36. P. 1957-1972.

494. Poitrasson F., Duthou J.-L., Pin C. The relationship between petrology and Nd isotopes as evidence for contrasting anorogenic granite genesis: Example of the Corsican Province (SE France) // J. Petrol. 1995. V. 36. P. 1251-1274.

495. Polito P.A., Kyser T.K., Marlat J. et al. Significance of Alteration Assemblages for the Origin and Evolution of the Proterozoic Nabarlek Unconformity-Related Uranium Deposit, Northern Territory, Australia // Econ. Geology. 2004. V. 99. P. 113-139.

496. Pollard P.J. Geology of Rare Metal Deposits: An Introduction and Ovrview // Econ. Geology. 1995. V. 90. P. 489-494.

497. Pollard P.J., Nakapadungrat S., Taylor R.G. The Phuket Supersuite, SouthwestThainland: Fractionated I-Type Granites Associated with Tin-Tantalum Mineralisation // Econ. Geology. 1995. V. 90. P. 586-602.

498. Poller U., Gladkochub D., Donskaya T. et al. Multistage magmatic and metamorphic evolution in the Southern Siberian Craton: Archean and Paleoproterozoic zircon ages revealed by SHRIMP and TIMS // Precam: Res. 2005. V. 136. P. 353-368.

499. Pontiainen M, Scherbakova T.F. Fluid and melt inclusion evidence for the origin of idiomorphic quarz crystal in topas-bearing granites from the Salmi batholith, Karelia, Russia // Lithos. 1998. V. 44. P. 141-151.

500. Precambrian Ore Deposits of the East European and Siberian Cratons. Rundqvist D.V., Gillen C. (Eds.) Elsevier. Development in Economic Geology, 30. 1997. 457 p.

501. Rainbird R.H., Stern R.A., Khudoley A.K. et al. U-Pb geochronology of Riphean sandstone and gabbro from southeast Siberia and ist bearing on the Laurentia-Siberia connection // Earth Planet. Sci. Lett. 1998. V. 164. P. 409-420.

502. Rainbird R.H., Hadlari T., Aspler L.B. et al. Sequence stratigraphy and evolution of the Paleoproterozoic intracontinental Baker Lake and Thelon basins, western Churchill Province, Nunavut, Canada //Prec. Res. 2003. V. 125. P. 21-53.

503. Ramberg H. Titanic iron ore formed by dissotiation of silicates in granulate facies // Econ. Geol. 1948. V. 43. P. 553-570.

504. Rdmo O.T. Diabase dyke swarms and silicic magmatism Evidence from the Proterozoic of Finland // Mafic Dykes and Emplacement Mechanism. Parker A.J., Rickwood P.C., Tucker D.H. (eds). 1990. № 23. Balkema, Rotterdam. ISBN 90 6191 158 3. P. 185-199.

505. Ramo O.T. Pedogenesis of the Proterozoic rapakivi granites and related rocks of southeastern Fennoscandia: Nd and Pb isotopic and general geochemical constraints // Geol. Survey of Finland. 1991. Bull. 335. 161p.

506. Ramo O.T. Sr isotopic composition of Finnish rapakivi granites: the Suomenniemi batholith // Bull. Geol. Soc. Finland. 1999. V. 71. Part 2. P. 339-345.

507. Ramo O.T., Haapala I. One hundred years of Rapakivi Granite // Miner, and Petrol. 1995. V. 52. P. 129-185.

508. Ramo O.T., Huhma II, Kirs J. Radiogenic isotopes of the Estonian and Latvian rapakivi granite suites: new data from the concealed Precambrian of the East European Craton // Prec. Res. 1996. V. 79. P. 209-226.

509. Ramo O.T., Manttari I., Vaasjoki M., Upton B.G.J., Sviridenko L.P. Age and significance of Mesoproterozoic CFB magmatism, Lake Ladoga region, NW Russia // Geol. Soc. of America. Abstract with Programs. 2001. V. 33. P. 6.

510. Ringwood A.E. Phase transformations and differentiation in subducted lithosphere: Implications for mantle dynamics, basalt petrogenesis, and crustal evolution // J. Geol. 1982. V. 90. P. 611-643.

511. Rivers T. Lithotectonic elements of the Grenville Province: review and tectonic implications // Prec. Res. 1997. V. 86. P. 117-154.

512. Rock N.M.C. The nature and origin of lamprophyes: an overview / Alkaline Igneous Rocks. Geol. Soc. London. Spec. Publ. № 30. (ed. Fitton J.G., Upton B.G.J.). 1987. P. 191-226.

513. Rogers J.J.W. A history of continents in the past three billion years // J. Geol. 1996. V. 104. P. 91-107.

514. Rogers J.J. W., Santosh M. Configuration of Columbia, a Mesoproterozoic supercontinent // GondwanaRes. 2002. V. 5. P. 5-22.

515. Rogers J.J.W., Santosh M. Supercontinents in Earth History // Gondwana Res. 2003. V. 6. P. 357-368.

516. Romer R.L. Rb-Sr data structure a possible cause for differences in Rb-Sr whole-rock and U-Pb zircon ages // Geol. Foren. Stockholm For. 1994. V. 116. P. 93-103.

517. Romer R.L., Schcirer U., Wardie R.J., Wilton D.H.C. U-Pb age of the Seal Lake Group, Labrador: relationship to Mesoproterozoic extension-related magmatism of Laurasia // Can. J. Earth Sci. 1995. V. 32. P. 1401-1410.

518. Rudnick R.L., Fountain D.H. Nature and composition of the continental crust: a lower crustal perspective // Rev. Geophys. 1995. V. 33(3). P. 367-309.

519. Rudnick R.L., Gao S. Composition of the Continental crust // The Crust (ed. Rudnick R.L.). V. 3. / Treatise on Geochemistry (Holland H.D., Turekian K.K. eds). Elsevier Ltd. CD-ROM. 2003. P. 1-64.

520. Ryan B. The Nain-Churehill Boundary and the Nain Plutonic Suite: A Regional Perspective on the Geologic Setting of the Voisey's Bay Ni-Cu-Co Deposit // Econ. Geology. 2000. V. 95. P. 703-724.

521. Sadowski G.R., Bettencourt J.S. Mesoproterozoic tectonic correlations between eastern Laurentia and western border of the Amazon Craton // Precam. Res. 1996. V. 76. P. 213-227.

522. Salonsaari P.T. Hybridisation in the subvolcanic Jaala-Itti complex and its petrogenetic relation to rapakivi granites and associated mafic rocks of southeastern Finland //Bull, of the Geol. Soc. of Finland. 1995. № 67. Part lb. 104 p.

523. Salvi S., Williams-Jones A.E. The role of hydrothermal processes in concentrating high-field strength elements in the Strange Lake peralkaline complex, northeastern Canada // Geochem. Cosmoch. Acta. 1996. V. 60. № 11. P. 1917-1932.

524. Sawkins F.J. Metal Deposits in Relation to Plate Tectonics. Springer-Velag. Berlin Heidelberg NY Tokyo. 1984. 325 p.

525. Scoates J.S., Chamberlain K.R. Geochronologic, geochemical and isotopic consstraints on the origin of monzonitic and related rocks in the Larami anorthosite complex, Wioming, USA // Prec. Res. 2003. V. 124. P. 269-304.

526. Scoates J.S., Mitchell J.N. The evolution of Troctolitic and High Al Basaltic Magmas in Proterozoic Anorthosite Plutonic Suites and Implications for the Visey's Bay Massive Ni-Cu Sulfide Deposit// Econ. Geol. 2000. V. 95. P. 677-701.

527. Sederholm J.J. Ueber die finnlandischen Rapakiwigesteine // Tschermak's Mineral. Petrog. Mitt. 1891. V. 12. P. 1-31.

528. Seghedi I., Balintoni I., Szakacs A. Interplay of tectonics and neogene post-collsional magmatism in the inracarpathian region // Lithos. 1998. V. 45. P. 483-497

529. Sengor A.M., Burke K, Dewey J.F. Rifts are high angles to orogenic belts: tests for their origin and upper Rhine graben as example // Am. J. Sci. 1978. V. 278. P. 24-40.

530. Sharer U.s Wilmart E., Duchesne J.-C. The short duration and anorogenic character of anorthosite magmatism; U-Pb dating of Rogoland Complex, Norway // Earth Planet. Sci. Lett. 1996. V. 139. P. 335-350.

531. Sharkov E.V., Smolkin V.F. Paleoproterozoic layered intrusions of the Russian part of the Fennoskandinavian Shield: A review: Transactions, Section B (Applied Earth Science). Institution of Mining and Metallurgy. 1998. V. 107. P. B23-B38.

532. Shirey S.B. Re-Os isotopic compositions of the Midcontinent rift system pictures: implications for plume lithosphere interaction and enriched mantle sources // Can. J. Earth. Sci. Lett. 1997. V. 34. P. 489-503.

533. Shirey S.B., Klewin K. W., Berg J.H., Carlson R. W. Temporal changes in the source of flood basalts: Isotopic and trace element evidence from the 1100 Ma Mamainse Point Formation, Ontario, Canada: Geochim. Cosmochim. Acta. 1994. V. 58. P. 4475-4490.

534. Shumylyanskyy L, Ellam R.M., Mitrokhin O. The origin of basic rocks of the Korosten AMCG complex, Ukrain shield: implication of Nd and Sr isotope data // Lithos. 2006. V. 90. P. 214-222.

535. Sindern R.H., Kramm U., Schulte B., Hetzel R. Geochronplogy of the Taratash and Alexandrovsky complex, middleUrals // INTAS Europrobe Timbepar-Uralides Workshop. Abstracts. 2000. St. Petersburg. P. 33-34.

536. Slg'erlie K.P., Johnston A.D. Vapor absent melting at lOkbar of magmas biotite- and amphibole-bearing tonalitic gneiss: implications for the generation of A-type granites // Geology. 1992. V. 20. P. 263-266.

537. Skjerle K.P., Johnston A.D. Fluid-absent melting behavior of an F-rich tonalitic gneiss at mid-crustal pressure: implications for the generation of anorogenic granites // Jour. Petrol. 1993. V. 34. P. 785-815.

538. Smith D.R., Noblett J., Wobus D. et al. Petrology and geochemistry of late-stage intrusion of the A-type, mid-Proterozoic Pikes Peak batholith (Central Colorado, USA): implications for petrogenetic models //Prec. Res. 1999. V. 98. P. 271-305.

539. Smoliar M.I., Walker R.J., Morgan J. W. Re-Os Ages of Group IIA, IIIA, IVA, and IVB Iron Meteorites // Science. 1996. V. 271. P. 1099-1102.

540. Snee L.W., Sutter J. F., Kelly W.C. Thermochronology of economic mineral deposits: Dating the stages of mineralization at Panasqueira, Portugal by high precision 40Ar/39Ar agespectrum techniques on muscovite // Econ. Geol. 1988. V. 83. P. 335-354.

541. Soderland U., Elming S-A., Ernst R.E., Schissel D. The Central Scandinavian Dolerite Group — Protracted hotspot activity or back-arc magmatism? Constraints from U-Pb baddelyite geochronology and Hf isotopic data // Prec. Res. 2006. V. 150. P. 136-152.

542. Songnian L., Chunliang Y., Huaikun L., Humin L. A. Group of Rifting Event in the Terminal Paleoproterozoic in the North China Craton // Gondv. Res. 2002. V.5. №1. P. 123-131.

543. Sorensen H. The agpaitic rocks an overview I I Mineral. Magazine. 1997. V. 61. P. 485-498.

544. Sparks R.S.J. The role of crustal contamination in magma evolution through geological time // Earth Planet. Sci. Lett. 1986. V. 78. P. 11-223.

545. Stacey J.S., Kramers J.D. Approximation of terrestrial lead isotopic composition by a two-stage model // Eart Planet. Sci. Lett. 1975. V. 26. P. 207-221.

546. Steiger R.H., Jager E. Subcomission of Geochronology: convension of the use of decay constants in geo- and cosmochronology // Earth Planet. Sci. Lett. 1976. V. 36. № 2. P. 359-362.

547. Stein H.J., Markey R.J., Morgan J.W., Sundbland K, Larin A.M. Re-Os Dating of Molybdenite: New Tools, New Applications, New Interpretations An Example from Karelian Russia // EOS. Transactions. American Geophysical Union. 1996. V. 77. P. 773-774.

548. Stein H.J., Morgan J.W., Markey R.J., Wisznewska J. A Re-Os study of the Suwalki anorthosite massif, northeast Poland. EUROBRIDGE 1998 // Geofiz. Zhurnal. 1998. V. 20. № 4. P.111-113.

549. Stein M., Hofmann A. W. Mantle plume and episodic crustal growth // Nature. 1994. V. 372. P. 63-68.

550. Suominen V. The chronostratigraphy of SW Finland with special reference to the Postjotnian and Subjotnian diabases // Geol. Surv. Finland. 1991. Bull.356. 100 p.

551. Sundbland K., AM M., Schoberg H. Age and geochemistry of granites associated with Mo-mineralizations in western Bergslagen, Sweden // Prec. Res. 1993. V. 64. P. 319-335.

552. Sundbland K., Stein H.J., Markey R.J.et al. Re-Os age and geochemistry of highly evolved granite associated with Mo and W ore deposits in Bergslagen, Sweden. Abstr. Volume, 7-th Intern. Meeting on Rapakivi granites. 1996. Helsinki. Finland. P. 73-74.

553. Taylor J. R., Wall V.J. The behavior of tin in granitoid magmas // Econ. Geology. 1992. V. 87. P. 403-420.

554. Taylor R.P., Strong D.F., Fryer B.J. Volatile control of contrasting trace element distributions in peralkaline granitic and volcanic rocks // Contrib. Mineral. Petrol. 1981. V. 77. P. 267-271.

555. Taylor S.R., McLennan S.M. The continental crust: its composition and evolution. Blackwell Scientific Publications. Oxford London Edinburgh Boston Palo Alto Melbourne. 1985. 312 p.

556. Taylor W.R., Esslemont G., SunS.-S. Geology of the volcanic-hosted Brockman rare-metal deposit, Halls Creek Mobile Zone, northwest Australia. II. Geochemisstry and petrogenmesis of the Brockman volcanics // Mineral. Petrol. 1995. V. 52. P. 231-255.

557. Teixeira W., Tassinari C.C.G., Cordani U.G., Kawashita K. A review of the geochronology of the Amazonian craton: tectonic implications // Precam. Res. 1989. V. 42. P. 213-227.

558. The Precambrian Earth: Tempos and Events. Developments in Precambrian Geology 12. 2004. Elsevier. Eds. Eriksson P.G., Altermann W., Nelson D.R., Mueller W.U., Catuneanu O. 941 p.

559. The Transscandinavian Igneous Belt (TIB) in Sweden; a review of its character and evolution. Eds: Hogdahl K., Andersson U.B., Eklund O. // Geol. Surv. Finland. 2004. Special Paper 37. 123 P

560. Thompson R.N., Fowler M.B. Subduction related shoshonitic and ultrapotassic magmatism: a study of Siluro-Ordovician syenites from the Scottish Caledonides // Contrib. Miner. Petrol. 1986. V. 94. P. 507-522.

561. Tohver E., Bettencourt J.S., Tosdal R. et al. Terrane transfer during the Grenville orogeny: tracing the Amazonia ancestry of southern Appalachian basement through Pb and Nd isotopes // Earth Planet. Sci. Lett. 2004. V. 228. P. 161-176.

562. Torsvik T.H., Smethurst M.A., Meert J.G. et al. Continental break-up and collision in the Neoproterozoic and Paleozoic a tale of Baltica and Laurentia // Earth Sci. Rev. 1996. V. 40. P. 229-258.

563. Trustedt D. Die Erzlagerstattle von Pitkaranta am Ladoga-See//Bull. Com. Geol. Finl. 1907. N.19. 222 p.

564. Turner S„ Arnaud N., Liu J., et al. Post-collision, shoshonitic volcanism on the Tibetan plateau: implications for convective thinning of the lithosphere and the source of ocean island basalts // J. Petrol. 1996. V. 37. P. 45-71.

565. Vaasjoki M. Rapakivi granites and other postorogenic rocks in Finland. Their age and the lead isotopic composition of certain associated galena mineralisations // Geol. Surv. Finland. 1977. Bull. 294. 64 p.

566. Vaasjoki M. The lead isotopic composition of some Finnish galenas // Geol. Surv. Finland. 1981. Bull. 316. 30 p.

567. Vaasjoki M., Ramo O.T., Alviola R., Johanson B.S. Petrography and new U-Pb age data of the Ahvenisto rapakivi granite complex, southeastern Finland // Geol. Society of America. Abstr. 1993. V. 25 (3). P. 86.

568. Vciisdnen M., Andersson U.B., Huhma II, Mouri H. Age of late Svecofennian regonal metamorpgism in southern Finland and south-central Sweden. 26-th Nordic Geological Wintermeeting . Uppsala. 040106-09IIGFF. 2004. V. 126. P. 40-41.

569. Vciisdnen M, Mdnttari I., Kriegsman L.M., Holtta P. Tectonic setting of post-collisional magmatism in the Palaeproterozoic Svecofennian Orogen, SW Finland // Lithos. 2000. V. 54. P. 63-81.

570. Vaisanen M., Manttari I., Holtta P. Svecofennian magmatic and metamorphic evolution in southwestern Finland as revealed by U-Pb zircon SIMS geochronology // Prec. Res. 2002. V. 116. P. 111-127.

571. Van Schmus W.R. Use of granites as deep probes to the age and composition of Proterozoic crustal domeins: strengths and weaknesses // Granitic Systems — State of the Art and Avenues. Abstr. 2003. P. 114-116.

572. Van Schmus W.R., Bickford M.E., Turek A. Proterozoic geology of the east-central Midcontinent basement// Geol. Soc. America. Spec. 1996. Paper 308. P. 7-32.

573. Vander Auwera J.W., Bogaers M, Liegeois J-P. et al. Derivations of the 1.0-0.9 Ga ferro-potassic A-type granitoids of southern Norway by extreame differentiation from basic magmas // Prec. Res. 2003. V. 124. P. 107-148.

574. Verkhoglyad V.M., Skobelev V.M. Volcanic rocks related with rapakivi granite complex of the Korosten massi (Ukrain) // Symposium on Rapakivi Granites and Related Rocks. Abstracts Volume. Belem. 1995. P. 82.

575. Vernikovsky V.A., Pease V.L., Vernikovskaya A.E. et al. First report of early Triassic A-type granite and syenite intrusions from Taimyr: product of the northern Eurasian superplume? // Lithos. 2003. V. 66. P. 23-36.

576. Vervoort J.D., Green J.C. Origin of evolved magmas in the Midcontinent rift system, northeast Minnesota: Nd-isotope evidence for melting of Archean crust // Can. J. Earth Sci. 1997. V. 34. №4. P. 521-535.

577. VIgneresse J.L. The specific case of the Mid-Proterozoic rapakivi granites and associated suite within the context of the Columbia supercontinent // Prec. Res. 2005. V. 137. P. 1-34.

578. Von Gruenewaldt G., Harmer R.E. Tectonic setting of Proterozoic layered intrusions with special refference to the Bushveld complex // Proterozoic Crustal Evolution. Ed. K.C. Condie. 1992. Elsevier. Amsterdam-N.Y.-Tokyo. Ch. 2. P. 181-213.

579. Vorma A. On the petrochemistry of rapakivi granites with special reference to the Laitila massif, southwestern Finland // Geol. Surv. Finland. 1976. Bull. 285. 98 p.

580. Walaraven F. Geochronology of the Rooiberg Group, Transvaal Supergroup, South Africa // Information Circular. Economic Geology Research Unit. University of the Witwatersrand. Johanesburg. 1997. P. 621-624.

581. Watson E.B., Harrison T.M. Zircon saturation revisited: temperature and composition effects in a variety of crustal magma types // Earth. Planet. Sci. Lett. 1983. V. 64. P. 295-304.

582. Watson S., McKenzie D.P. Melt generation by plums: a study of Hawaiian volcanism // J. Petrol. 1993. V. 32. P. 501-537.

583. Weaver B.L., Hogan J.P., Gilbert M.C., Lambert D.D. Origin of A-type granites from the southern Oklahoma aulacogen: the importance of crystal fractionation of mafic magmas // Eos. 1992. V. 73. P. 347.

584. Weaver S.D. The Qurternary caldera volcano Emuruangogolak, Kenia rift, and petrology of bimodal ferrobasalt-pantelleritic trachyte association // Bull. Vole. 1978. V. 40. P. 209-230.

585. Wedepohl K.H. The composition of the continental crust // Geochim. Cosmochim. Acta. 1995. V. 59. P. 1217-1232.

586. We I in E., Lundqvist Th. Isotopic investigation of the Nordingra rapakivi massif, north-central Sweden // Geol. Foren. Stockholm Forh. 1984. V. 106. P. 41-49.

587. Wernick E. Arc-related rapakivi granites from the Ribeira Fold Belt, SE Brazil // Revista Braz. Geoc. 2000. V. 30 (1). P. 20-24.

588. Wernick E., Galembeck T.M.B., Godony A.M., Hormann P.K. Geochemical variability of the rapakivi Itu Prrovince, State of Sao Paulo, SE Brazil // Anais da Academia Brasileira de Ciencias. 1997. V. 69. N 3. P. 395-413.

589. Wetherill G.W. Discordant uranium-lead ages // Trans. Amer. Geophys. Union. 1956. V. 37. P. 320-326.

590. Whalen J.B., Currie K.L., Chappell B.W. A-type granites: gechemichal characteristics, discrimination and petrogenesis // Contrib. Mineral. Petrol. 1987. V. 95. P. 407-419.

591. Whalen JB., Jenner G.A., Longstaffe F.J. et al. Geochemical and isotopic (O, Nd, Pb and Sr) constraints on A-Type granite petrogenesis based on the Topsails igneous suite, Newfoundland Appalachians // J. Petrol. 1996. V. 37. P. 1463-1489.

592. White A.J.R., Chappell B. W. Granitoid types and their distribution in the Lachland Fold Belt, southeastern Australia // Circum-Pacific Plutonic terranes. (Ed. Roddick J.A.). Geol. Soc. America Memoir. 1983. V. 159. P. 21-34.

593. Wiebe R.A. Anorthositic magmas and the origin of Proterozoic anorthosite massifs //Nature. 1980. V. 286. P. 564-567.

594. Wiebe R.A. Diaritic rocks in the Nain complex, Labrador // Schwiz. Mineral. Petrogr. Mitt. 1990. V. 70. P. 199-208.

595. Wiebe R.A. Proterozoic anorthosite complexes // Proterozoic crustal evolution. (Ed. Condie K.C.). New York, NY. Elsevier. 1992. P. 215-261.

596. Williams P.J. Metallogeny of the McArtur River-Mount Isa-Cloncurry Mineral Province // Econ. Geol. 1998. V. 93. P. 1119-1130.

597. Willner A.P., Sindern S., Metzger R. et al. Typology and single grain U/Pb ages of detrital zircons from Proterozoic sandstones in the SW Urals (Russia): early time marks at the eastern margin of Baltica // Prec. Res. 2003. V. 124. P. 1-20.

598. Wilson M. Igneous Petrogenesis. 1989. Unwin Human. London. 466 p.

599. Windley B.F. Early Proterozoic collision tectonics and rapakivi granites as intrusions in an extensional thickned crust: the Ketillidian orogen, South Greenland // Tectonophysics. 1991. V. 195. P. 1-10.

600. Windley B.F. Proterozoic anorogenic magmatism and its orogenic connection // J. Geol. Soc. London. 1993. V. 150. P. 39-50.

601. Winkler H.G., von Platen H. Experimentelle Gesteinsmetamorphose — III Anatektische Ultrametamorphose kalkhaltiger Tope // Geochim. Cosmochim. Acta. 1960. V. 18. P. 294-316.

602. Wirth K.R., Vervoort J.D., Naiman Z.J. The Chengwatana Volcanics, Wisconsin and Minnesota: petrogenesis of the southernmost volcanic rocks exposed in the Midcontinent rift // Canadian J. Earth. Sci. 1997. V. 34. P. 536-548.

603. Wyborn L.A.I., Page R.W., McCulloch M.T. Petrology, geochronology and isotope geochemistry of the post-1820 Ma granites of the Mount Isa Inlier: mechanisms for the generation of Proterozoic anorogenic granites // Prec. Res. 1988. V. 40. P. 509-541.

604. Yu J-H., Fu H-Q., Zhang F., Guan M. Geochemistry of a Rapakivi Granite Suite in a Proterozoic Rift Trough in Beijing and Its Vicinity // Acta Geol. Sinica. 1991. V. 4. № 2. P. 169186.

605. Yu Y., Morse S.A. 40Ar/39Ar chronology of the Nain anorthosites, Canada // Can. J. Earth. Sci. 1993. V. 30. P. 1166-1178.

606. Zartman R., Doe B.R. Plumbotectonics the model // Tectonophysics. 1981. V. 75. P. 135162.

607. Zhai M., Liu W. Palaeoproterozoic tectonic history of the North China craton: a review // Prec. Res. 2003. V. 122. P. 183-199.

608. Zindler A., Hart S.R. Chemical geodynamics // Ann. Rev. Earth. Planet. Sci. 1986. V. 14. P. 493-571.

609. РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ И ГЕОХРОНОЛОГИИ ДОКЕМБРИЯ1. ИГТД РАН)1. ЛАРИН Анатолий Михайлович052.0 0 8 00621

610. РАПАКИВИГРАНИТСОДЕРЖАЩИЕ МАГМАТИЧЕСКИЕ АССОЦИАЦИИ: ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ, ВОЗРАСТ, ИСТОЧНИКИ

611. Специальность 25.00.04 петрология, вулканология

612. Диссертация на соискание ученой степени доктора геологоминералогических наук1. Том II Приложение1. Москва 2008