Структурна еволюція Землі в геотектоніці
Згідно з сучасними уявленнями [Гораи, 1984; Рингвуд, 1962 та ін.], Земля розглядається як гігантська відкрита саморегулювальна нелінійна динамічна термогравітаційна система, яка постійно обмінюється енергією і речовиною з навколишнім середовищем. Вона сформувалася понад 4,6 млрд. років тому в результаті акумуляції часток газово-пилоподібної туманності за механізмом гетерогенної чи гомогенний акреції.
У результаті вторинного розігріву, гравітаційної і фізико-хімічної диференціації речовини відбувся її поділ на оболонки, які відрізняються складом, термодинамічними і реологічними властивостями.
Ймовірно, на початкових стадіях відбувся також поділ новоствореної земної кори на два найважливіших типи: океанічну і континентальну. Наявність останньої є фундаментальною відмінністю Землі від усіх планет земної групи.
Процеси, що відбуваються в поверхневій оболонці Землі, найтіснішим образом пов’язані з глибинними процесами, тому без розуміння природи останніх неможливо зрозуміти причини і хід еволюції тектогенезу.
Ряд японських вчених [Kumazawa, Kawakami, 1994; Maruyama et al., 1994 та ін.] запропонували виділяти три найважливіших геодинамічних сфери Землі: сферу плейттектоніки (до глибин 670 км); сферу плюмтектоніки (від глибини 670 км до границі мантія-ядро); сферу тектоніки розростання чи тектоніки ядра, яка охоплює ядро Землі.
На думку цих авторів, еволюція динаміки Землі йшла від тектоніки ядра (яка на початковій стадії 4,6 млрд. років тому охоплювала всю планету) до плюмтектоніки і далі до плейттектоніки.
На початкових етапах стадії тектоніки розростання відбувався акреційний ріст планети з одночасною диференціацією її речовини і контамінацією мантії сидерофільними елементами за рахунок бомбардування космічними тілами залізних і залізо-нікелевих метеоритів і хондритів.
При цьому здійснювався відхід важких компонентів до ядра, яке формувалося у цей час. Отже, стратифікація Землі на оболонки почалася вже на стадії її акреційного росту. За досягненням планетою розміру, який дозволяв їй утримувати атмосферу, почався розігрів за рахунок зіткнень з космічними тілами, виділення гравітаційної радіоактивної енергії.
У результаті розігріву утворився магматичний океан, на дні якого почали осідати згустки розплавленого заліза, що призвело до формування розплавленого залізного ядра у центрі планети з його подальшою диференціацією на внутрішнє і зовнішнє. У цей час у надрах Землі переважали турбулентні хаотичні конвекційні потоки.
На початкових етапах стадії плюмтектоніки (4 млрд. років тому) після ослаблення турбулентності конвекційні потоки мантійної речовини ставали більш упорядкованими з висхідними і низхідними колонами розігрітої й охолодженої речовини, відповідно. Цей механізм припускає одночасне існування в надрах Землі двох незалежних процесів: конвективного кругообігу тепла й адвективного тепломасопереносу. Спочатку, у зв’язку з відсутністю літосфери, сфера плюмтектоніки поширювалася від границь ядра до поверхні Землі.
З уповільненням процесу акреції і росту Землі втрати тепла в космічний простір стали перевищувати нагрівання за рахунок внутрішньої енергії, почалося охолодження магматичного океану, що призвело до його розшарування на дві оболонки: нижню, що складалася з олівінів і піроксенів і верхню – базальтову, тобто по суті справи до виникнення первинної літосфери і земної кори, яка мала в ту пору винятково базальтовий склад.
З появою на початку архею астеносфери і літосфери і розростанням останньої верхня мантія і кора стали ареною спільного прояву плюм- і плейттектоніки. Цей процес почався близько 3,9 млрд. років тому, але архейська тектоніка плит відрізняється від пізніших стадій.
Справа в тому, що у зв’язку з підвищеною температурою архейські плити були тоншими і не такими твердими, а тому швидко занурювалися в астеносферу і розплавлялися на відносно невеликій глибині. Висока температура перешкоджала переходу базальту в еклогіт і олівіну в шпінель.
Пізніше при зниженні температури мантії перехід базальту в еклогіт і олівіну в шпінель стає можливим, що різко знижує плавучість плит і дозволяє їм занурюватися до границі верхньої і нижньої мантії.
Протягом останнього мільярда років діють процеси плейттектоніки в їх сучасному вираженні. Тектоніка плит є поверхневим вираженням конвективних рухів у мантії, структура яких знаходить своє відображення в лінійності планетарних рифтових структур океанів і континентів і систем глибоководних жолобів.
У рифтових структурах виражені лінійні висхідні потоки тепла і мантійної речовини, які на поверхні проявляються у вигляді новотвору кори океанічного типу.
При просуванні в боки від серединно-океанічних хребтів новостворена кора охолоджується і в субдукційних зонах глибоководних жолобів занурюється в мантію, де знову розігрівається і розплавляється в низхідних колонах конвективних потоків. Час циркуляції речовини в окремій конвективній комірці оцінюється приблизно в 100 млн. років.
Відносно холодні пластини занурюються спочатку до границі верхньої і нижньої мантії (670 км), а пізніше – до границі мантії і ядра. Їх взаємодія викликає охолодження зовнішнього ядра і породжує в ньому низхідний вихор, який переносить залізо і нікель до внутрішнього ядра, сприяючи розростанню останнього.
Крім того при їх взаємодії виникають компенсаційні висхідні течії, які, у свою чергу породжують у мантії гарячий плюм, що рухається догори до границі з верхньою мантією і далі до верхніх частин земної кори. Такі суперплюми спостерігаються в структурі сучасної Землі: один на півдні Тихого океану, інший під Східно-Африканською рифтовою системою.
Подібний плюм зараз відзначається під гірськими системами Центральної Азії. Могутні висхідні суперплюми призводять до розколу і роздроблення континентів і утворення вторинних океанів між їхніми уламками.
У той же час у зонах субдукції вздовж активних окраїн континентів виникають схожі воронкоподібні суперплюми, які постачають холодний матеріал до області плюмтектоніки, проникають до ядра і при взаємодії з його речовиною індукують висхідні плюми. Наслідком цього є конвективні течії в мантії, які й визначають механізм тектоніки плит.
2. Періодизація тектонічних процесів й еволюція магматизму.
В історії розвитку земної кори виділяється п’ять найважливіших стадій, які відрізняються умовами тектогенезу, особливостями будови кори, формаційним складом, набором магматичних формацій і металогенією: місячна, нуклеарна, кратонна, континентальна і континентально-океанічна.
Границі між стадіями виділяються за глобальними базовими змінами структурно-геодинамічних характеристик літосфери, появою або зникненням індикаторних умов тектогенезу, магматичних, осадочних і рудних формацій У свою чергу, вони поділяються на ряд циклів, які звичайно розділені загальнопланетарними епохами структурної перебудови [Магматические горные породы, 1987].
Місячна стадія (понад 3,8 Ga) – це догеологічна стадія розвитку земної кори, щодо особливостей якої можна говорити лише на підставі аналогій з Місяцем й іншими планетами земної групи. На цій стадії Земля була позбавлена своїх водної і газової оболонок, піддавалася інтенсивному метеоритному бомбардуванню з утворенням кратерних структур, які заповнювалися базальтовою речовиною, що виникла в результаті плавлення від ударів метеоритів.
Пізніше вони могли заповнюватися осадками, знесеними з материків. Останні, ймовірно, на цій стадії мали габро-анортозитовий склад і були сформовані за рахунок первісної диференціації мантійної речовини. Наприкінці етапу, мабуть, сформувалася зародкова протокора, виникли гідросфера й атмосфера. Місячна стадія завершується могутнім імпактним метаморфізмом земної поверхні, що відповідає віку найдавніших земних порід.
За валовим складом протокора була базальтовою, відрізняючись від місячної кори значною роллю високоглиноземистих і кислих порід, а також їх розмаїтістю. Еволюція магматизму протягом стадії йшла за гомодромною схемою і супроводжувалася зміною ранніх високомагнезіальних і високоглиноземистих базальтів базальтами відносно збагаченими залізом, титаном і калієм .
Нуклеарна стадія (3,8-2,5 Ga) збігається з активізацією процесів переробки первинної кори і утворенням гранітів, що призвело до формування протоконтинентальних ядер. Головні магматичні асоціації представлені гнейс – мігматит – гранулітовими високо метаморфізованими асоціаціями, формаціями ЗКП, диференційованими інтрузіями базитів.
Граніт-гнейсові формації займають значну (до 80%) площу щитів давніх платформ, у першу чергу представлені гнейсами тоналітового і трондьємітового складу, які формують куполи. Метаморфізм у них часто досягає гранулітової фації, породи інтенсивно деформовані.
Рідше зустрічаються чарнокіти двох формаційних типів: ультраметаморфічні та інтрузивні. Перші формувалися в умовах гранулітової фації, тісно асоціюють з гнейсами і кварцитами. Другі утворюють гігантські батоліти і невеликі лаколітоподібні тіла.
У ЗКП розвинуті вулканогенні та інтрузивні гіпабісальні породи коматіїтової, толеїтової, вапняно-лужної, рідко сублужньої серій.
Імовірно, коматіїти – характерний тип порід ранньодокембрійських ЗКП – утворилися з високомагнезіальних ультраосновних розплавів, продуктів плавлення речовини мантії. Базальти характеризуються нормальною лужністю і відносяться до толеїтових різновидів, які схожі за хімізмом з базальтами серединно-океанічних хребтів. Вапняно-лужна серія представлена тоналітами, дацитами, ріодацитами, андезитами; а сублужна – трахітами (зустрічаються рідко), трахіандезитами, лужними гранітами.
Великі інтрузії базитів характеризуються розшаруванням, у їх складі переважають габро, норити, гарцбургіти, анортозити, з якими часто пов’язана титаномагнетитова, хромітова, платинова й інша мінералізація. Характерними представниками таких інтрузій є масиви Монче-Тундри, Велика Дайка Зімбабве, сил Стіллуотер.
Магматизм нуклеарної стадії має ареальний характер, характерними є формації перидотитових коматіїтів, габбро-анортозитів і плагіогранітів; еволюція магматизму відрізняється гомодромною спрямованістю з появою на її останніх стадіях вапняно-лужних магматичних серій.
За останніми даними вік нуклеарної стадії може суттєво збільшитися. Справа в тому, що нещодавно американські дослідники винайшли у Західній Австралії граніти, вік яких (за співвідношенням ізотопів Pb/Pb у цирконах) сягає 4,4 Ga. Таким чином, вже у ті давні часи, коли наша планета становила собою єдиний магматичний “океан”, на його поверхні вже утворювалися окремі блоки твердих порід, які знову розплавлялися.
Ця магма другого покоління з реліктовими зернами циркону подалі й утворювала гранітну кору Землі. Згідно з дослідженнями ізотопного складу кисню в цирконах, у той же час важливу роль відігравала вода.
Про це свідчить збагачення циркону важким стабільним ізотопом 18О, який утворювався, на думку вчених, за умовами плавлення порід, які колись контактували з водою за низькими температурами.
Таким чином, вік континентів і океанів може бути суттєво більшим, ніж вважається, а хід тектонічних процесів у далекому геологічному минулому може не має істотної різниці з сучасним тектогенезом.
Кратонна стадія (2,5-1,5 Ga) відповідає консолідації архейських рухливих поясів і об’єднанню протоконтинентальних ядер нуклеарної стадії у тверді стабілізовані блоки літосфери – кратони, на яких розпочинається нагромадження платформних чохлів, виникають зони внутрішньократонної активізації з формуванням типово платформних магматичних формацій типу базальт-долеритової (трапової).
Зростає різноманіття магматичних формацій, уперше з’являються калієво-натрові сублужні і лужні породи, наприкінці стадії формуються анортозит-гранітні (рапаківі) формації, вкорінюються лейкократові і лужні граніти, з’являються перші масиви карбонатитів.
Серед проявів вулканізму зростає роль вапняно-лужних і сублужніх серій. Ареальні прояви магматизму змінюються лінійними, які контролюються видовженими структурними зонами.
Континентальна стадія (1,5-0,25 Ga) відповідає досягненню високої зрілості земної кори, початку формування сучасних платформ і геосинклінально-складчастих поясів з лінійним поширенням магматизму.
Практично завершується формування континентальної земної кори в її сучасному обсязі. Широкий розвиток одержують лужні серії порід, уперше з’являються калієві лужні серії. Характерними формаціями для цієї стадії є дуніт-піроксеніт-габрова (Платиновий пояс Уралу), трахібазальтова, трахібазальт–трахіандезит-трахіріолітова, базальт-долеритова (трапова), ряд лужно-ультраосновних формацій, офіолітова, кімберлітова.
Континентально-океанічна стадія (менше 0,25 Ga) збігається з розпадом Гондвани, формуванням сучасних материків і океанів (Атлантичного, Індійського та ін.), інтенсивним розвитком найбільших рухомих поясів, таких, як Середземноморський і Тихоокеанський. Вона характеризується чітко лінійним розташуванням зон магматичної активності, диференціальним магматизмом континентів і океанів.
У перших склад порід визначається взаємодією мантійних виплавок з речовиною континентальної кори, у других – складом мантії в зонах магмоутворення й умовами її плавлення. Найбільшого розвитку досягають континентальні лужні вулканіти від ультраосновного до кислого складу (фоноліт-трахітові, пантелеритові, шошоніт–латитові), продовжується розвиток ряду вапняно-лужних формацій з диференційованим характером складу їхніх продуктів (базальтової, базальт-андезитової, базальт-ріолітової, плагіограніт-плагіоріолітової та ін.), базальт-долеритової (трапової) і кімберлітової формацій.
Характерною рисою цієї стадії є широкий розвиток внутрішньоконтинентальних рифтів, де йде формування своєрідних рифтогенних асоціацій: лужних базальтоїдів, фонолітів, трахітів, комендитів, нефелін–мелілітит-карбонатитових комплексів на ранніх етапах розвитку рифту і ріоліт-базальтових, пантелеритових, базальтових комплексів на пізніх (Кенійський рифт).
Інтенсивно розвиваються рухливі пояси: внутрішньоконтинентальний Середземноморський і крайовий Тихоокеанський.
На початкових стадіях розвитку Середземноморського поясу в умовах розтягнення земної кори і формування океанічного басейну провідну роль відігравали пікрити, базальти, долерити, андезибазальти.
Пізніше, під час замикання морського басейну в субаеральних умовах зростає роль кислих вулканічних порід, розвиток магматизму йде за гомодромною схемою, андезибазальтові формації змінюються андезитовими, андезидацитовими, дацитовими, ріодацитовими і ріолітовими асоціаціями, які супроводжуються інтрузіями гранодіоритів, кварцових монцонітів і гранітів.
На стадії повного замикання океанічного басейну підвищується лужність і калієвість магматичних продуктів, вапняно-лужний вулканізм змінюється сублужним і лужним, формуються покриви калієвих базальтоїдів, трахітів, лейцитових тефритів, фонолітів і їхніх інтрузивних аналогів – сієнітів, монцонітів, габро-сієнітів.
На активних континентальних окраїнах під впливом процесів субдукції формуються вапняно-лужні формації, базальти і долерити, середні й кислі породи, граніти і лейкограніти. Виникає найбільша вулканічна структура світу – Східно-Азіатський вулканічний пояс, напівкільцева система сучасних вулканів, що обрамлює Тихий океан.
Широкий розвиток здобувають океанічні магматичні формації.
В серединно-океанічних хребтах йде розвиток толеїтових базальтів, у той час як на вулканічних островах океанів формуються толеїтові, калі-натрові сублужні і лужні базальти. В окраїнних морях розвивається базитовий магматизм, а в острівних дугах формуються толеїтова, вапняно-лужна, калі-натрова сублужна, калієва сублужна (шошонітова), рідше натрієва і калієва лужні магматичні серії.
У першому наближенні магматична еволюція Землі має безперервно-перервний спрямований характер, що виражається в збільшенні кількості формацій і видової розмаїтості магматичних порід з часом. У процесі еволюції відбувається підвищення кремнекислотності і лужності магматичних утворень континентальної кори, у той час, як склад магматичних утворень океанів змінюється мало.
Ці особливості є наслідком безупинного процесу кратонізації земної кори, збільшення ролі її сіалічної складової, розростання континентів.
У той же час, спрямованість еволюції магматизму в історії Землі відбувається на тлі її циклічності, що виявляється у вигляді синхронних для всіх материків циклів, у складі яких можна виділити початкові, середні, зрілі і завершальні етапи тектонічної і магматичної активності.
У першому наближенні вони відповідають основним історичним і геохронологічним підрозділам історії Землі.
3. Структурна еволюція континентів і океанів.
Історія формування сучасної структури земної кори є дуже складним процесом взаємодії конструктивних і деструктивних процесів. Перші призвели до поступового розростання й ускладнення структури континентальної кори, другі – до її стоншення і руйнування. Результатом цього була постійна зміна форми і розмірів континентів і океанів, зміна “лику Землі”.
До початку кратонної стадії (2,5 Ga) в основному сформувалися стабільні масиви земної кори, які називаються зараз давніми платформами.
У той же час, існують докази, що вже на нуклеарній стадії, тобто понад 2,5 млрд. років тому, існували активні деструктивні структури – зеленокам’яні пояси – які деякими дослідниками порівнюються або з рифтогенними структурами континентів, або з островодужними системами і задуговими басейнами активних континентальних окраїн.
Кратонна стадія ознаменувалася інтенсивним дробленням протоконтинентальної кори з формуванням рухливих зон – прообразом геосинклінальних поясів фанерозою.
У межах протоплатформ формуються великі синеклізи з континентальними відкладами, розшаровані інтрузії. Велика епоха діастрофізму на рубежі раннього і пізнього протерозою (близько 2,0 Ga) відома як гуронська на Канадському щиті, карельська на Балтійському, ебурнейська на Леоно-Ліберійському.
Вона супроводжувалася формуванням зеленокам’яних поясів і протогеосинкліналей, інтенсивним регіональним метаморфізмом, гранітизацією, калієвим метасоматозом, і призвела до остаточної стабілізації стародавніх платформ.
На початкових етапах континентальної стадії, очевидно, континентальні ділянки земної кори були об’єднані в єдиний великий масив – Палеопангею, який піднімався над поверхнею світового океану, з обмеженою роллю епі- і внутрішньоконтинентальних морів. На континентах починається формування проторифтогенної системи авлакогенів. Імовірно, не пізніше цього ж часу відбулося зародження западини Тихого океану, що знаходить підтвердження в особливостях геологічних структур його сучасного обрамлення.
Трохи пізніше, у другій половині початкового етапу, деструктивні процеси підсилюються, починається розвиток ряду внутрішньократонних геосинкліналей, у тому числі ділянок майбутніх Урало-Монгольського і Середземноморського поясів, де відомі рифейські офіоліти, що є свідченням новотвору океанічної кори.
Ці процеси різко підсилюються у палеозої, що приводить до розкриття міжконтинентальних геосинклінальних поясів: Північно-Атлантичного, Урало-Монгольського і Середземноморського. Імовірно, вони становили собою протяжні океанічні структури північно-атлантичного типу (Палеотетіс і ін.).
Підсилюється геосинклінальний процес на окраїнах Тихого океану. До кінця етапу процеси стискання переважають над процесами розтягнення, йдуть процеси скупчення земної кори, відновлення її суцільності на місці рухливих поясів і формування нового єдиного континентального блоку – Пангеї.
Її остаточний розпад приурочений до початку континентально-океанічної стадії, формування океанічних басейнів Тетісу, Північної Атлантики, а потім і Південної Атлантики, Індійського і Північного Льодовитого океанів.
Це призвело до роз’єднання Лавразії і Гондвани і розпаду їх на дрібніші континентальні брили: першої на Палеоєвразію і Північну Америку, а другої – на Африку, Південну Америку, Індостан, Австралію та Антарктиду. Починаючи з початку крейди, Тетіс зазнає стискання і скупчення земної кори, що завершилося колізією Палеоєвразії і континентальних уламків Гондвани.
У цей час на периферії Тихого океану відбуваються активні тектонічні процеси, які продовжуються до сьогодняшнього дня.
У середині кайнозою основні структури Землі набули в основному їхніх сучасних обрисів. Однак, це не означає, що структурна еволюція Землі завершена.
Навпаки, ми живемо в надзвичайно активну епоху тектонічного розвитку, коли продовжується інтенсивний розвиток геосинклінальних поясів, йде формування нових гірських систем, нових океанів і континентів. Структурна еволюція Землі продовжується.
4. Ендогенна металогенія і її зв’язок з тектонічним розвитком Землі.
В.І.Смирнов поділяв еволюцію рудогенезу в історії Землі на п’ять періодів: місячний (понад 3,8 млрд. років); нуклеарний (3,8-3,0); протогеосинклінальний (3,0-1,9); інтрагеосинклінальний (1,9-1,5); неогеосинклінальний (менше 1,5).
У свою чергу, вони поділялися на 11 металогенічних етапів (гренландський, кольський, біломорський, карельський, готський, гренвільський, байкальський, каледонський, герцинський, кіммерійський, альпійський). Розглянемо ці періоди й етапи з точки зору стадійності тектогенезу.
Місячна стадія (понад 3,8 млрд. років) відповідає гренландському металогенічному етапу. Щодо її металоносності немає майже ніяких даних, оскільки не збереглося ніяких слідів геологічної діяльності цього етапу.
Вона вважається практично безрудною.
Нуклеарна стадія (3,8-2,5 млрд. років) охоплює кольський (3,8-2,8 млрд. років) і біломорський (2,8-2,3 млрд. років) етапи і відповідає більшій частини архею і низам протерозою. У цей час у давніх зеленокам’яних поясах Північної Америки, Австралії, Південної Африки та Індії формуються колчеданні гідротермальні (Норанда у Канаді, Біг Стаббі в Австралії) і золоторудні (Барбертон у ПАР, Калгурлі в Австралії, Колар в Індії та ін.) родовища.
З заключними розшарованими інтрузивними серіями основного, ультраосновного і контрастного складу пов’язані магматогенні сульфідні мідно-нікелеві родовища Камбалді в Австралії, Седбері у Канаді, хроміт-титанові і платинові родовища Великої Дайки Зімбабве.
Наприкінці стадії на території давніх ядер Сибірської, Африканської, Австралійської і Південноамериканської платформ йде формування слюдяних і рідкіснометальних пегматитів. У Південній Африці накопичуються унікальні золото- і уран-вміщуючи конгломерати Вітватерсранду.
Кратонна стадія (2,5-1,5 млрд. років) охоплює металогенічні етапи карельський і готський. Перший відповідає більшої частині протерозою. Його металоносність пов’язана з розквітом протогеосинкліналей, для яких характерний потужний базальтоїдний вулканізм.
Відбувається формування найбільших басейнів і родовищ залізистих кварцитів (Кривбас, КМА, Великі озера Канади і США, Бразилія й ін.).
З карельськими гранітоїдами асоціюють слюдяно-рідкіснометальні пегматити Феноскандії і Сибіру, з ультраосновними комплексами – родовища хромових руд і платини (Бушвельдський комплекс у ПАР), магматичні сульфідні мідно-нікелеві руди (Седбері у Канаді), апатит-магнетитові руди типу Кіруна у Швеції.
Формуються колчеданні руди (Брокен-Хілл і Маунт-Айза в Австралії, Боліден у Швеції), мідноносні карбонатити (Палабора у ПАР, чорносланцеві товщі з стратиформним золотим зруденінням (Африка, США, Канада).
Протягом готського етапу рудогенеруючі процеси загасають.
Континентальна стадія (1,5-0,25 млрд. років) охоплює гренвільський (1,5-1,0 млрд. років), байкальський (1,0-0,6), каледонський (0,6-0,4) і герцинський (0,4-0,25) металогенічні етапи і відповідає пізньому протерозою, рифею і палеозою.
Гренвільський етап ще недостатньо вивчений. З ним пов’язане утворення уранових родовищ Канади (Еліот-Лейк), деяких колчеданних і колчедано-поліметалічних родовищ (Суліван у Канаді), мідних і поліметалічних у Східному Сибіру, залізорудних скарнових Норвегії та ін.
Байкальський етап відповідає пізньому протерозою. Тут також переважають ендогенні родовища базальтоїдного ряду: титаномагнетити Канади, Норвегії (Егерзунд), Уралу (Кусинський район), колчеданні родовища Північної Америки і Сибіру (Холоднинське і Горівське), розвинуті також рідкіснометальні пегматити і грейзени (Єгипет, Уганда, ПАР, Австралія).
Каледонський етап приурочений до першої половини палеозойської ери. У цей час у геосинклінальних поясах Сибіру, Західної Європи, Австралії, Південно-Східної Азії відбуваються масштабні виливи підводних базальтоїдів, формуються численні колчеданні родовища (Фосен у Норвегії, Стекенек у Швеції, Ріо-Тінто в Іспанії, Бодвин у Бірмі). Менше розвинуті гідротермальні золоторудні і поліметалічні, карбонатитові, рідкіснометальні родовища, пов’язані з гранітами і грейзенами.
Герцинський етап відповідає пізньому палеозою, коли широко проявилися процеси геосинклінального тектогенезу, які супроводжувались інтенсивним магматизмом і рудоутворенням.
З герцинськими базальтоїдами пов’язані магматичні родовища хромових і титанових руд Уралу, колчедано-поліметалічні – Уралу, Рудного Алтаю, Західної Європи.
Орогенний гранітоїдний магматизм обумовив формування численних післямагматичних рудних родовищ: рідкіснометальних пегматитів, альбітитів, грейзенів, скарнів, гідротермальних родовищ.
Процеси активізації платформ супроводжуються проникненням лужних порід з рідкіснометальною спеціалізацією (Кольський півострів, Норвегія), алмазоносних кімберлітів і рідкіснометальних карбонатитів Африканської і Сибірської платформ, траповим вулканізмом Сибірської платформи, з яким пов’язані магматичні сульфідні мідно-нікелеві родовища.
Континентально-океанічна стадія (менше 0,25 млрд. років) відповідає утворенню молодих океанів, інтенсивним геосинклінальним процесам у межах Середземноморського і Тихоокеанського складчастих поясів. Вона охоплює два металогенічних етапи: кіммерійський (250-100 млн. років) і альпійський (менше 100 млн. років).
Кіммерійський етап у цілому відповідає мезозою. У першу чергу він проявився в Тихоокеанському і Середземноморському рухливих поясах формуванням гранітоїдних серій з вулканогенними і післямагматичними родовищами руд кольорових, рідкісних, благородних і радіоактивних металів, а також розвитком масштабної рідкісноземельної мінералізації в зв’язку з процесами магматичної активізації Центральної Азії.
Альпійський етап, який продовжується донині, відрізняється особливо широким розвитком вулканічних поясів Тихоокеанського вогненного кільця з численними гідротермальними і гідротермально-метасоматичними родовищами Au, Ag, Sn, Pb, Zn, Cu.
У межах Сибірської, Африканської і Північноамериканської платформ у цей же час знову формуються рудоносні карбонатити й алмазоносні кімберліти.
Таким чином, ендогенний рудогенез різної інтенсивності продовжувався протягом всієї геологічної історії Землі: він зростав від місячної стадії, досягаючи максимуму на кратонній стадії, зменшувався на байкальському і каледонському етапах континентальної стадії, а потім знову підсилювався для різних видів корисних копалин протягом герцинського і альпійського етапів.
Для кратонної стадії особливо характерні родовища сидерофільних елементів (Fe, Cr, Mn, V, Ti. Pt, Au) і урану, а для континентальної і континентально-океанічної – літофільних (W, Sn, TR,Mo) і халькофільних (Co, Sb, Cu, Ag, Hg, Au) елементів. Родовища таких халькофільних елементів як свинець і цинк відносно рівномірно розподілені в геологічному часі.
Тому в першому наближенні місячну стадію можна назвати безрудною (?), нуклеарну – стадією наростання сидерофільного зруденіння, кратонну – сидерофільною, континентальну – спаду сидерофільного зруденіння, континентально-океанічну – літофільно-халькофільною стадією.
Така стадійність ендогенного зруденіння відображує загальну етапність розвитку земної кори, який супроводжується нарощуванням континентальної земної кори і її переробкою в зонах субдукції.
Загальна спрямованість еволюції ендогенного зруденіння збігається з ростом значення гранітофільних родовищ і продуктів пізніх стадій розвитку геосинкліналей і зон активізації.
Д.В.Рундквіст та ін. [Критерии, 1986] вважає, що еволюція ендогенного рудогенезу йде шляхом переходу від глибинних родовищ до приповерхневих, від типових магматичних до пегматитових, скарнових, гідротермальних, високо-, середньо- і низькотемпературних, збільшення різноманіття генетичних видів родовищ, ускладнення їх складу і будови.
Відзначається тісна кореляція рудогенезу з еволюцією геологічних структур.
Так, В.И.Казанський розділяє рудоносні структури на: конструктивні, пов’язані з архейськими супракрустальними, ранньопротерозойськими рухливими і рифейсько-фанерозойськими складчастими поясами (характерні субмаринні колчеданоносні родовища); стабільні, пов’язані з давніми і молодими платформами (особливо характерні екзогенні родовища, у тому числі розсипні і палеорозсипні); деструктивні, до яких відносяться області протоактивізації, активізації і континентального рифтогенезу (характерні поліформаційні магматичні комплекси).
ЛИТЕРАТУРА
ОСНОВНА
1. Белоусов В.В. Основы геотектоники. М: Недра, 1989. 382 с.
2. Шевчук В.В., Лисак А.М. Геотектоніка. Текст лекцій. Львів: ЛНУ ім.Івана Франка,2000. 176 с.
3. Хаин В.Е. Региональная геотектоника. Северная и Южная Америка, Антарктида и Африка. М: Недра, 1971. 548 с.
4. Хаин В.Е., Михайлов А.Е. Общая геотектоника. М: Недра, 1985. 326 с.
5. Хаин В.Е., Ломизе М.Г. Геотектоника с основами геодинамики. М: МГУ, 1995. 480 с.
ДОДАТКОВА
Апродов В.А. Вулканы. М: Мысль, 1982. 367 с.
Балуев А.С. Дуговые и кольцевые структуры Приазовского блока Украинского щита и их минерагеническая роль. // Геол.журн.,1986. Т. 46. № 4. С. 24-35.
Богатиков О.А., Цветков А.А. Магматическая эволюция островных дуг. М: Наука,1988.248 с.
Болт Б.А., Хорн У.Л., Макдональд Г.А., Скотт Р.Ф. Геологические стихии. М:Мир,1978.439с.
Вегенер А. Происхождение континентов и океанов. Л: Наука, 1984.
Геологические формации. Терминологический справочник. М: Недра, 1982. Т. 1, 2.
Геология Арктики. 27-й Международный конгресс Т.5. М.: Наука,1984, 167 с.
Геология континентальних окраин. (Ред. К.Берн и Ч. Дрейк). М.: Мир,1978, т. 1-3.
Геология и петрология зон глубоководных желобов запада Тихого океана. М: Наука,1991. 260 с.
Геология и полезные ископаемые Африки. Ред. В.Е.Хаин. М.: Недра, 1973. 544 с.
Геология и полезные ископаемые Африки. / Григорьев В.М. и др. М.: Недра, 1990. 415 с.
Геология Советского Союза. 27-й Междунар. геол. конгр. Т. 1. М.: Наука, 1984. 127 с.
Геология Тихоокеанского подвижного пояса и Тихого океана. Л.:Недра,1978,т.1,2.
Геосинклинальный литогенез на границе континент-океан. М:Наука, 1987. 177 с.
Гойжевский А.А., Науменко В.В., Скаржинский В.И. Тектоно-магматическая активизация регионов Украины. Киев: Наукова думка, 1977. 120 с.
Гораи М. Эволюция расширяющейся Земли. М: Недра, 1984. 112 с.
Земля. Введение в общую геологию. М: Мир, 1974. Т. 1, 2.
Казьмин В.Г. Рифтовые структуры Восточной Африки – раскол континента и зарождение океана. М: Наука, 1987. 205 с.
Конди К. Архейские зеленокаменные пояса. М: Мир, 1983. 390 с.
Континентальные рифты. (Ред. И.Б.Рамберг, Э.П.Нейман). М.: Мир, 1981, 483 с.
Короновский Н.В. Краткий курс региональной геологии СССР. М.: изд-во МГУ, 1984, 334 с.
Косыгин Ю.А. Тектоника. М: Недра, 1983. 536 с.
Критерии прогнозной оценки территорий на твердые полезные ископаемые. Лен.: Недра, 1986. 750 с.
Лукієнко О.І. Морфологічна тектоніка (на тектонофаціальній основі). Навчальний посібник. Київ: Київський університет, 2001. 68 с.
Магматизм рифтов (петрология, эволюция, геодинамика). М: Наука, 1989. 216 с.
Магматические горные породы. Эволюция магматизма в истории Земли. М:Наука,1987.438с.
Магматические и метаморфические комплексы пород Кольской сверхглубокой скважины. Тр. ВСЕГЕИ. Т. 335. Лен.: Недра, 1986. 228 с.
Мезозойско-кайнозойские складчатые пояса. Т. 2. М: Мир, 1977. 477 с.
Милановский Е.Е. Рифтогенез в истории Земли. М: Недра, 1983.
Михайлов В.А. Магматизм вулкано-тектонических структур Восточно-Сихотэ-Алинского вулканического пояса. Владивосток: ДВО АН СССР, 1989. 172 с.
Михайлов В.А. Корреляция тектоно-стратиграфических комплексов юго-восточного Сихотэ- Алиня. // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 1997, том 5, N 4, С. 85-94
Миясиро А., Аки К., Шенгер А. Орогенез. М: Мир, 1985. 288 с.
Основы региональной геологии СССР. Учебник для вузов /Цейслер В.М., Караулов В.Б., Успенская Е.А., Чернова Е.С./ М.: “Недра”, 1984, 358 с.
Пейве А.В., Савельев А.А. Структуры и движения в литосфере. // Геотектоника,1982.N 6. С.5-24
Рид Г., Уотсон Дж. История Земли. Ранние стадии истории Земли. Л: Недра, 1981. 240 с.
Рингвуд А.Е. Происхождение Земли и Луны. М, 1962. 293 с.
Руттен М.Г. Геология Западной Европы. М.: Мир, 1972. 445 с.
Салоп Л.И. Периодизация и корреляция докембрия южных метериков. Докембрий Африки. Л: Недра, 1977. 304 с.
Салоп Л.И. Геологическое развитие Земли в докембрии. Л: Недра, 1982. 343 с.
Семененко Н.П. Континентальная кора. Киев: Наукова думка, 1975. 198 с.
Справочник по литологии. М: Недра, 1983. 509 с.
Тарлинг Д., Тарлинг М. Движущиеся материки. М: Мир, 1973. 104 с.
Теконика Азии. 27-й Международный геологический конгресс. Т. 5М.: Наука.1984,207 с.
Тектоника Африки. / Ред. Шуберт Ю., Фор-Мюре А. М: Мир, 1973. 540 с.
Тихоокеанская окраина Азии. Магматизм. М: Наука, 1991. 264 с.
Уеда С. Новый взгляд на Землю. М, 1980. 213 с.
Унксов В.А. Тектоника плит. М, 1981. 266 с.
Ханчук А.И., Иванов В.В. Мезо-кайнозойские геодинамические обстановки и золотое оруденение Дальнего Востока России. // Геол. И геофиз., 1999. Т. 40. N 11. С.1635-1645
Хомизури Г.П. Развитие понятия “Геосинкліналь”. М: Наука, 1976. 235 с.
Шевчук В.В. Методичні вказівки до лабораторних робіт з курсу “Геотектоніка”. Львів: ЛНУ ім.Івана Франка, 2000. 23 с.
Шер С.Д. Металлогения золота (Северная Америка, Австралия и Океания). М:Недра,1972.295 с.
Энциклопедия региональной геологии мира. Западное полушарие. / Ред. Р.У.Фейрбридж. Л: Недра, 1980. 511 с.
Ярошевский В. Тектоника разрывов и складок. М: Недра, 1981. 245 с.
Bessoles B. Geologie de l’Afrique: le craton ouest-africain. Mem. BRGM, Fr., 1977. N 88. 403 p.
Caire A. Tectonique de la Mediterrance centrale // Ann. Soc. geol. Nord. Lille, 1970, p. 307-346.
Durand Delga M.,Fontbote J.M. Le cadre structural de laMediterranee occidentale. Mem. BRGM. N 115, p. 67-85. 1989.
Geology of the Cordilleran Orogen in Canada. Ed. by H.Gabrielse & C.J. Yorath. Ottawa,1992. 844 p.
Hees E.H.P. van, Shelton K.L., McMenamy T.A. et al. Metasedimentary influence on metavolcanic-rock-hosted greenstone gold deposits: Geochemistry of the Giant mine, Yellowknife, Northwest Territories, Canada. // Geology, 1999. Vol.27. N 1. P. 71-74.
Kumazawa M., Kawakami S. Whole Earth thectonics. J.Geol.Soc.Japan, 1994. V.100. N 1. P. 81-102.
Marcoux E., Milesi J.P. Lead Isotope Signature of Early Proterozoic Ore Deposits in Western Africa: Comparison with Gold Deposits in French Guiana. // Econ. Geol., 1993. V. 88. N 7. P. 1862-1879.
Maruyama S., Kumazawa M., Kawakami S. Towards a new paradigm of the Earth’s dynamic. J.Geol.Soc.Japan, 1994. V.100. N 1. P. 1-3.
Wright J.B., Hastings D.A., Jones W.B., Williams H.R. Geology and mineral resources of West Africa. London: George Allen & Unwin, 1985. 187 p.
1. Проблемы структурной геологии и физики тектонических процессов. Препр.. М.: ГИН, 1987.236 с.
2. Стоянов С.С. Механизм формирования разрывных зон. М: Недра, 1977. 144 с.
3. Хеллем Э. Великие геологические споры. М: Мир, 1985. 216 с.
