Мг главных геодинамических моделей земли

Циклы и стадии эволюции литосферы. Процесс субдукции (поддвигания и поглощения) океанической коры зависит от возраста литосферной плиты: чем она древнее, тем плотнее; плита с возрастом 50 млн. лет и более поддвигается под крутым углом. Молодая литосферная плита поддвигается под активную окраину андийского типа под пологим углом. При углах поддвигания более 60-70⁰, вероятно, от окраин континентов откалываются и отторгаются сегменты — микроконтиненты, а в их тылу раскрываются спрединговые окраинные моря. Легкая океаническая кора в таких морях, не может поглощаться. Она раскалывается, скучивается и частично надвигается на пассивную окраину континента. Так возникают крупные покровы пород офиолитового комплекса (Оманский и др.).

Совершенствование геодинамических моделей привело к непротиворечивому изложению орогенического цикла и образования континентальной коры. На начальном этапе учения о тектонике плит было предположено, что образование континентальной коры связано с раскрытием и закрытием океана (цикл Уилсона). Представления о геодинамическом цикле и его стадиях могут быть сопоставлены с представлениями о геосинклинальном цикле развития земной коры.

В процессе раскрытия и закрытия океана мантийное вещество превращается в континентальную кору. В этом цикле различаются стадии: предрифтовую, рифтогенеза на континенте (наглядный пример — Африкано-Аравийская система), межматерикового рифта (Красное Море), молодого океана (Атлантический океан), отторжения микроконтинентов и зрелого океана (Тихий океан); конечные стадии — закрытия океана (Тетис, обстановка Средиземного моря) и столкновения континентов (по гималайскому или кавказскому образцу). Продолжительность раскрытия океана (на примере Атлантического океана) — 150-200 млн. лет. Основной хранитель геологической летописи в эту стадию, а также иногда и на некоторое время в последующую, ¾ терригенно-карбонатные толщи («миогеосинклинальные» серии) пассивных окраин континентов.

В стадию зрелого океана картина раскрытия значительно усложняется. По мере старения и охлаждения океаническая кора, образованная в срединно-океанических хребтах, начинает раскалываться и обламываться (в первую очередь на западных окраинах океанов), погружаться (в начале круто) в астеносферу с отторжением микроконтинентов и образованием спрединговых окраинных морей, а также энсиматических островных дуг.

В спрединговых окраинных морях, развивающихся несколько десятков миллионов лет, мантийное вещество проходит более короткий цикл превращения в континентальную кору (образование офиолитовых комплексов и надвигание их в виде покровов на континент). Островные дуги после своего цикла развития сталкиваются с континентом и причленяются к нему. Причленением к континентам незавершенных орогенов столкновения островной дуги и континента или микроконтинента и континента увеличиваются площадь континентов. После присоединения островной дуги под краевой ороген закладывается зона поддвига и окраина континента становится активной. На восточных окраинах закрывающегося океана, к которым смещаются срединно-океанические хребты, происходит поглощение относительно молодой более нагретой океанической коры и здесь развиваются орогены кордильерского и андийского типа. Конечная стадия развития океана — его закрытие, образования орогена столкновения континента с континентом. В эту стадию сходящиеся своими выступами мегаплиты достигают друг друга, сталкиваются и иногда наблюдаются даже поддвигание и сдваивание континентальной коры (например, поддвигание Индо-Австралийской плиты под Гималаи и Тибет). В эту стадию можно видеть развитие разных типов орогена столкновения: гималайский — пассивная окраина поддвигается под активную (в «нахлестку») и кавказский — две мегаплиты активными окраинами наползают («задавливают») на третью плиту с океанической корой.

Судя по времени закрытия палео-Азиатского океана и образованию Урало-Мон-гольского складчатого пояса, конечные стадии орогенического цикла имеют продолжительность того же порядка 150 – 300 млн. лет, т. е. орогенический цикл в целом может продолжаться 300 – 400 млн. лет. Тихий же океан, учитывая возраст процессов рифтогенеза на окраине Канадского щита, существует по крайней мере 800 млн. лет.

Тектонические обстановки формирования и размещения м-ний полезных ископаемых: предрифтовые и рифтовые, 2) пассивно-окраинные, 3) океанические, 4) тектонические субдукционные, 5) коллизионные и 6) зоны трансформных разломов.

Предрифтовые и рифтовые тектонические обстановки характерны для срединных частей континентов с континентальной корой значительной мощности. Эти обстановки связаны с внутриплитными процессами ТМА, затрагивающими орогены завершенного развития и континентальную кору, сформированные в предшествующий орогенический цикл. Предрифтовые и рифтовые тектонические обстановки создаются в соответствующие стадии орогенического цикла. Для них характерно то, что они вызываются расколом (в предрифтовую стадию), раздвижением частей континентальной мегаплиты в рифтовую стадию и подъемом мантийного астеносферного вещества по разломам литосферной мегаплиты.

К предрифтовым зонам относят интрузивные, реже эксплозивные и вулканические проявления вдоль отдельных чаще скрытых внутрикоровых, видимо, сквозь-литосферных разломов. Последние могут быть унаследованными по трансформным разрывам и шовным зонам, т. е. тоже по сквозь-литосферным структурам. Причины появления таких расколов литосферных мегаплит еще не выяснены. Возможно, они порождены изломами мегаплит при их значительных перемещениях. Магматическое астеносферное вещество, поднимаясь в континентальную земную кору по расколам, подвергается в той или иной степени контаминации, в основном – ощелачиванию. В результате возникает ряд от эксплозивных трубок кимберлитов через кольцевые щелочно-ультрабазитовые интрузии и карбонатитовые лавы до крупных лополитообразных нефелиновых сиенитов и, возможно, - до кольцеобразных интрузий щелочных гранитов.

Проявления ТМА на платформах перечисленных разнообразных по составу интрузий и связанных с ними комплексов полезных ископаемых, довольно хорошо изучены до развития идей геодинамики. Тектоника литосферных плит вносит уточнения в глубины заложения магмоподводящих разломов и источника магматических расплавов.

В предрифтовых условиях образуются зоны кимберлитовых трубок и даек, часть из которых алмазоносна, зоны щелочно-ультрабазитовых интрузий с карбонатитами, содержащими специфические карбонатитовые м-ния (апатит-магнетитовые с вермикулитом и др.) ниобиевые и тантало-ниобиевые с редкими землями, ураном, торием и иногда молибденом и медью, крупные лополитообразные интрузии нефелиновых сиенитов с магматическими м-ниями апатита, нефелина и сопровождающих их компонентов (редкие земли, стронций и др.), и, наконец, - зоны интрузий часто кольцевых кислых эффузивов и щелочных гранитов с оловом и редкими металлами.

Алмазоносные и кимберлитовые трубки, реже - дайки известны на многих платформах и кристаллических щитах. Алмазоносные кимберлитовые трубки мелового и юрского возраста широко распространены в Южной Африке (там есть и трубки протерозойского возраста). К позднепалеозойским относятся алмазоносные кимберлиты Сибири.

Предположительно алмазоносные кимберлиты формируются там, где расколы земной коры и внедряющееся астеносферное вещество пересекают древние шовные зоны в фундаменте — следы столкновения древних плит и пластин.

Кольцевые щелочно-ультрабазитовые интрузии с карбонатитами широко распространены на континентах. Интрузии внедрялись в несколько фаз с эволюцией состава от гипербазитов в центральные части через щелочно-гипербазитовые породы до щелочных сиенитов. С центральными и периферическими частями связаны тела карбонатитов (кальцитовые, доломитовые, анкеритовые и сидеритовые) эндогенного происхождения.

Среди карбонатитов выделяются два важных промышленно-генетических типа м-ний: 1) ниобия с попутными танталом, редкими землями, радиоактивными элементами, иногда медью и молибденом; к этой группе относятся ниобиевые и тантало-ниобиевые м-ния кайнозойского и позднемезозойского возраста Кайзерштуль (Рейнский грабен), Мрима (Кения), Нкумба Хилл (Замбия), Чилва и Канганпунде (Малава), Ока (Восточная Канада); их более древними аналогами являются Байррейра (Бразилия), Палабора (ЮАР),

2) апатита, магнетита, флюорита, флогопита с примесями редких металлов и редких земель.

Объекты второй группы похожи на м-ния первой, но в них меньше редких металлов и практический интерес представляют скопления апатита, магнетита. Иногда среди карбонатитов встречаются концентрации плавикового шпата (флюорита) и флогопита с вермикулитом. К этой группе относятся кайнозойские и позднемезозойские м-ния Сукулу (Уганда), Дорова (Родезия) и Амба-Донгар (Индия); одним из палеоаналогов является м-ние Кольского полуострова.

Интрузии нефелиновых сиенитов, вероятно, родственны щелочно-ультраба-зитовым кольцевым интрузиям с карбонатитами. Они отличаются крупными размерами внедрений щелочной магмы и более ограниченным набором скоплений полезных ископаемых. С этими интрузиями связаны отдельные скопления, чаще непромышленные, редких земель и редких металлов, а основными полезными ископаемыми являются магматические апатиты и попутный компонент - нефелин. К м-ниям этого типа принадлежит Хибинское палеозойского возраста, потенциальными объектами являются интрузии Маймеча-Котуйской провинции.

Оловоносные щелочные граниты относятся, видимо, также к проявлениям внутриплитной активизации. Интересно, что молодые оловоносные граниты прорывают более древние гранитные интрузии. Возможно, такие условия определили и состав корового внутриплитного магматизма и комплекс полезных ископаемых, связанных с этими гранитами (олово и сопутствующие тантал, ниобий, вольфрам). Эталоном м-ний данного типа признаны объекты плато Джос в Нигерии, а палеоаналогом — м-ние Рондония в Бразилии.

К рифтовым зонам относятся обычно крупные рифтовые системы, развитые на кон тинентах в процессе начинающегося раздвижения частей расколовшейся мегаплиты. Рифтовые системы состоят из ряда тройных сочленений типа рифт¾ рифт¾рифт, соединенных между собой трансформными разломами (перемычками). В рифтовых зонах формируются крупные излияния базальтоидов (траппов) на поверхность, расслоенные (дифференцированные) базитовые интрузии, внедряющиеся в континентальную кору, в том числе в осадочные толщи покрова платформ. С грабен-горстовыми системами центральных частей рифтов связано накопление грубого кластического материала, а также осадков глубоководных озер.

М-ния исландского шпата формировались в гидротермальных системах среди траппов. Лучшим актуальным примером являются м-ния Исландии, хотя тектоническая обстановка острова не вполне типична. Палеоаналогом шпатоносных трапповых районов является Сибирская провинция (Восточная Сибирь).

М-ния драгоценных камней (рубинов и сапфиров), залегают в базальтоидных базальтах четвертичного возраста в Кампучии и Таиланде.

К рифтовым зонам приурочены крупнейшие по своим размерам расслоенные интрузии базит-ультрабазитового состава, которые вмещают м-ния платиноидов, хромитов и медно-никелевых руд. Среди них наиболее известными являются м-ния платиноидов и хромитов в Южной Африке, залегающие в Бушвельдском комплексе и в Великой дайке. Они относятся к позднепротерозойским образованиям. Еще более древние (порядка 2,7 млрд. лет) крупнейшие м-ния платиноидов в расслоенной базит-ультрабазитовой интрузии Стиллуотера (США). Во всех этих м-ниях высокие концентрации платиноидов связаны с прослоями медно-никелевой минерализации.

Иногда в расслоенных интрузиях медно-никелевые руды слагают крупные донные залежи и ассоциированные с ними зоны оруденелых брекчий и жил. Такие м-ния относятся к медно-никелевым, платиноиды в них - попутные компоненты (Сёдбери (Канада).

Межматериковые рифтовые зоны. Межматериковые рифтовые зоны представлены уникальным грабеном Красного моря и его продолжением через Баб-эль-Мандебский пролив в Аденском заливе. На дне Красного моря обнаружены аномальные соленость и температура. Это привело к открытию впадин: Атлантик II, Дискавери и Чейн, их металлоносные осадки и рассолы детально исследованы. Во впадине Атлантик II ярко окрашенные илы и осадки, обогащенные в верхней части железом и марганцем, залегают под металлоносными горячими (до 56°) рассолами на площадях около 60 км². На некоторой глубине от поверхности дна впадины осадки содержат высокие концентрации Zn, Cu, Cd, Pb и Ag.

В срединной рифтовой долине Красного моря открыты мелкие впадины с рассолами (с севера): Океанограф, Кебрит, Гипсовая, Вима, Нерус, Тетис, Вальдивия, Альбатрос, Шагара, Эрба, Судан, Суакин. В части их найдены металлоносные отложения.

Эвапориты. В осадках Красного моря обнаружены миоценовые эвапориты, существенно галитовые и ангидритовые. В бортах межматерикового рифта на континенте в миоценовых осадках расположены небольшие стратиформные м-ния марганца (Вади-Лахами, Эрба), а также Рb-Zn-вые м-ния (Умм-Гхейг, Абу-Аиз, Джебель-эль-Лусаз в Египте и Джибаль-Дайлан в Саудовской Аравии).

Пассивные окраины и авлакогены. Пассивные окраины континентов (ПОК) существуют длительно в стадии раскрытия и зрелого океана в срединных частях гетерогенных литосферных мегаплит и мезоплит, т. е. в переходной зоне от океана к континенту или на стыке континентальной и океанической литосферы. Они возникают после рифтогенеза и раскола континентальной коры на мегаплиты, и расхождения частей их вдоль двух ветвей рифтовых тройных сочленений. На одной из ПОК, где расположен крупный залив, вдоль третьей недоразвившейся ветви рифта формируется авлакоген с долиной и дельтой крупной реки.

Главный геодинамический процесс на ПОК ¾ медленное прогибание, накопление терригенных и карбонатных толщ, раскол окраины по крутопадающим разломам и пологие деформации осадков вблизи этих разломов. Строение осадочных призм на пассивных окраинах на участках авлакогенов осложняется внедрениями базитовой магмы в ранние стадии развития, когда сохраняется ТМА вдоль недоразвитой рифтовой трещины.

С ПОК связаны крупнейшие скопления топливно-энергетических ресурсов. Еще на стадии межматерикового рифта, а затем в более длительную стадию раскрытия океана в шельфовых зонах, на континентальном склоне и у его подножия с тёрригенным и карбонатным материалом накапливаются значительные массы органического вещества. Особенно высокие концентрации этого вещества свойственны участкам с затрудненным водообменом и в низких широтах. Богатые нефтью и газом толщи и гигантские м-ния нефти и газа— одна из важнейших особенностей ПОК.

М-ния нефти и газа на ПОК вскрыты глубокими скважинами. Это - м-ния на атлантических окраинах США и Бразилии на Южноамериканской и Североамериканской плитах, Индии и Австралии в южной части Индо-Австралийской плиты.

Геодинамический анализ строения и эволюции нефтегазоносных бассейнов Ближнего и Среднего Востока, а также Ливийской нефтеносной провинции позволил заключить, что богатством эти провинции обязаны геотектоническому (пассивно-окраинному) и палеоклиматическому факторам. Обогащению углеводородами и образованию высокодебитных м-ний способствовали горизонтальная и наклонная миграция углеводорода при процессах скучивания пластин континентальной коры.

У гленосные бассейны паралитического типа на ПОК образовались при захоронении в терригенно-карбонатных толщах растительного детрита, принесённого реками или накапливавшегося при разрушении растительности прибрежных зон. Терригенно-карбонат-ные толщи более характерны для авлакогенов (например, угленосный бассейн Донбасса в Днепровско-Донецком авлакогене), паралические угленосные толщи — для лагун и шельфа, удалённых в глубь материка от нефте-газоматеринских толщ.

Свинцово-цинковые м-ния («телетермальные») в карбонатных и терригенно-карбонатных толщах (типа Миргалимсая или долины р. Миссисипи) важным промышленно-генетическим типом скоплений минерального сырья, характерным для ПОК и авлакогенов. Кайнозойские м-ния данного типа в пределах мегаплит не выведены на поверхность. Однако среди мезозойских и особенно палеозойских отложений известен ряд крупных м-ний, приуроченных к ПОК и к авлакогенам.

Источник свинца и цинка – поровые воды осадочных толщ, накопившихся на ПОК. Когда мощность осадочных толщ достигает 3¾5 км и более, начинается уплотнение осадков. Одновременно с нефте- и газообразованием углеводороды и поднефтеносные рассолы мигрируют вверх по крутым разломам. Металлоносные рассолы с t = 150¾160° в карбонатных горизонтах вызывают доломитизацию и отлагают сульфиды свинца и цинка. Возникают согласные пластовые залежи, обусловленные проницаемостью вмещающих толщ, на участках вертикальной миграции растворов образуются рудоносные штокверки.

Для перемещения и отложения металлов из рудоносных гидротерм, вероятно, достаточно метаморфизма, обусловленного уплотнением почти горизонтально залегающих толщ. Миграция рудоносных растворов может повторяться при метаморфизме терригенно-карбо-натных толщ в последующие стадии эволюции ПОК и авлакогенов, например, при надвигании на них островных дуг или микроконтинентов, т. е. при расколе и скучивании пластин континентальной коры, при образовании покровов и надвиговых зон.

В Pb-Zn-вых м-ниях сульфиды сопровождаются жильными минералами, особенно обильно баритом и иногда флюоритом. Когда их скопления значительны, они приобретают значение, м-ний барита и флюорита.

С осадочными толщами ПОК ассоциированы скопления эвапоритов, фосфоритов и черных металлоносных сланцев.

Эвапориты на ПОК образуются на начальной стадии раскрытия океана, когда возникают условия для накопления солей, ангидритов и др. Иногда, видимо, в аридных зонах на отдельных участках окраины в отшнуровывающихся от океана лагунах испарение морских вод может приводить к выпадению не только калийных, но и магниевых солей (бишофита). Такие условия были в мелу на окраинах Атлантического океана (Бразилия и Ангола).

М-ния («геосинклинальные») ф о с ф о р и т о в среди терригенно-кремнисто-карбонатных толщ, видимо, формируются на континентальном склоне вблизи зон апвелинга, т.е. мест подъема к поверхности глубинных океанических вод, содержащих повышенные концентрации растворенных фосфора и кремния. К эталонным объектам данного промышленно-генетического типа относят м-ния Марокканского фосфоритоносного бассейна (расположен на юго-западе страны, площадь 400х100 км); запасы руд оценены в 40 млрд. т. Пласты фосфоритов, иногда рыхлых, мощностью от 1 до 3м, залегают среди известняков, мергелей и кремней маастрихтского, палеоценового и раннеэоценового возраста.

Палеоаналогами скоплений фосфоритов данного типа считают фосфоритоносные бассейны Малого Каратау в Казахстане (месторождения Чулактау, Аксай, Джанатас, Кокджон и др.), где мощность фосфоритоносных пачек достигает 20¾40 м, и фосфоритоносный бассейн Хубсугула (МНР). Фосфориты в толщах этих бассейнов накопились в кембрийский период на континентальных склонах пассивных окраин макроконтинентов в стадию раскрытия палео-Азиатского океана.

Черные металлоносные сланцы, видимо, образуются в соседней с фосфоритоносной структурно-формационной зоне — в зоне континентального подножия. Именно в ней, куда попадает только тонкий терригенный и органический материал в ассоциации с кремнистым и алевролитовым веществом, образуются толщи, значительно обогащенные органическим материалом, а также ванадием, молибденом, ураном, рением, ртутью, сурьмой, золотом и другими редкими рассеянными элементами. Толщи черных металлоносных сланцев накапливают большие запасы перечисленных элементов и считаются одним из важнейших источников веществ, мобилизуемых при последующих метаморфических, гидротермальных и других процессах. Именно за счет таких толщ в последующие стадии орогенического цикла формируются метаморфические м-ния золота в терригенно-черносланцевых толщах, а также «регенерированные» гидротермальные м-ния сурьмы и ртути, молибдена и урана, рения в кислых вулканогенно-осадочных толщах на активной окраине континента или в покровных и шарьяжных зонах столкновения микроконтинент¾континент. Континентальное подножие у ПОК и микроконтинентов, видимо, - не единственная структурно-формационная зона, где могут накапливаться терригенно-черносланцевые толщи. Условия накопления сходных по составу толщ могли протекать в стадии межматерикового рифта, на начальных этапах образования аккреционной осадочной призмы ПОК континента, затем в стадии раскрытия океана, в отдельных лагунах на шельфе и даже на склонах срединно-океанических хребтов в океанах.

Прибрежно-морские россыпи алмазов, титана в виде ильменита и рутила, циркона и монацита, с редкими землями и радиоактивными элементами, также - важные промышленно-генетические типы м-ний перечисленных полезных ископаемых на ПОК. К последним приурочены крупные м-ния морских прибрежных россыпей алмазов (Южная Африка), титана в Индии и Австралии, монацита в Индии (Траванкор) и др.

Медистые с л а н ц ы, образующие редкие, но крупнейшие по запасам скопления богатых осадочных медных руд, видимо, - специфический промышленно-генетический тип м-ний, характерных для пассивных и активных окраин континентов. М-ния этих типов обычно весьма протяженны (сотни километров) и располагаются в терригенно-карбонатных вмещающих толщах.

Медистые сланцы формировались при участии гидротерм осадочного происхождения. Считают, что медная и сопутствующая ей минерализация имеет диагенетическое и ранне-эпигенетическое происхождение. Рудное вещество отлагалось из просачивающихся метеорных вод и гидротерм, мигрирующих из промываемого красноцветного фундамента в осадочный бассейн ПОК. Возможно, важна роль горизонтов эвапоритов, перекрывающих рудоносную нижнюю часть осадочной толщи, а также базальтовых силлов. Не исключено участие в аридной зоне морских вод, которые могли поступать в осадочную призму пассивной окраины при колебаниях уровня океана (образование «сабхи»). Такие условия могли создаваться в недалеком геологическом прошлом на ПОК Африканской плиты при раскрытии Атлантического океана в аптское время. Известна медная минерализация в Анголе, прослеженная по простиранию на 400 км. Она обнаружена в переходных лагунно-континен-тальных отложениях над подстилающими ранне-аптскими континентальными красноцветами, несогласно лежащими на докембрийском фундаменте. Возможно, палеоаналогом м-ний медистых сланцев, сформированных на ПОК или в авлакогене, можно считать м-ния медных поясов Центральной Африки.

Медные пояса Центральной Африки тянутся на 700 км при ширине 20¾80 км. Главный пояс прослежен в северо-западном направлении через Замбию в южную часть Заира. Стратиформные Сu-Co-вые залежи Медного пояса содержат до 20 % запасов меди и до 70¾80 % кобальта капиталистических и развивающихся стран. Пласты медистых сланцев находятся в базальных частях мегагруппы Катанга системы Роан (620¾480 млн. лет), залегающей несогласно на отложениях нижнего протерозоя. Нижняя часть системы Роан сложена конгломератами, гравелитами и песчаниками, верхняя — доломитами и доломитовыми сланцами. Пласты медистых доломитовых сланцев залегают в основании разреза. При выклинивании нижних горизонтов, оруденение переходит в вышележащие базальные пачки, из нижних толщ Роана в верхние. В пределах Медного пояса находятся известные м-ния меди: Кипуши, Руве, Коканда, Камото, Камбове, Мусона, Муфулира, Бвана-Мкубва, Чамбиши, Нкана, Роан-Антилоп и др. На отдельных участках пояса медные руды сопровождаются высокими концентрациями урана (м-ние Шинколобве). Граниты в Медном поясе встречены в протерозойском фундаменте и более древние, чем система Роан. В системе Роан обнаружены секущие силлы габбро и дайки габбро-диабазов.

В Замбии в 160¾200 км к юго-западу параллельно Главному Медному поясу от границ Анголы до Зимбабве на 700 км протягивается второй медный пояс с двумя десятками м-ний (м-ние Каленгва разрабатывается). Медистые сланцы залегают в базальных частях супергруппы Катанга. В отличие от Главного Медного пояса, руды второго пояса обеднены кобальтом, но местами обогащены золотом.

К пассивно-окраинной геодинамической обстановке, вероятно, можно отности медистые сланцы Мансфельда (ГДР) и Верхней Силезии (ПНР). Но не исключено, что они формировались на активной окраине континента.

Все перечисленные промышленно-генетические типы м-ний характерны для пассивных окраин и их частей — авлакогенов. В пределах авлакогенов могут возникать и дополнительные благоприятные условия для скопления полезных ископаемых. Они связаны с внедрением в нижние части осадочных толщ силлов и даек основного состава, служащие дополнительным источником халькофильных элементов (меди, цинка, свинца и др.).

Горизонты битуминозных сланцев, обогащенных свинцом, цинком, медью и серебром (типа м-ния Сулливан) могли формироваться, как и медистые сланцы, диагенетично или эпигенетично в авлакогенах метеорно-гидротермальными водами. Происхождение, подобное м-нию Сулливан, имеют и протерозойские м-ния Маунт-Айза и Хилтон в Австралии и Гемсберг в ЮАР. Тонкие прослои (первые сантиметры) окварцованных туффитов в рудоносной толще м-ния Маунт-Айза – один из важных поисковых признаков оруденения. Видимо, они свидетельствуют о вулканической деятельности в авлакогене, о внедрении основной магмы — источника полиметаллов.

В столь крупном структурном элементе, как ПОК, видимо, возможна необратимая эволюция геодинамических процессов в ходе геологической истории. Фанерозойские эталоны могут не исчерпывать вероятные промышленно-генетические типы м-ний, характерных для ПОК и микроконтинентов протерозойского возраста. К таковым следует отнести раннепротерозойские м-ния железистых кварцитов, ураноносных и золото-урано-вых конгломератов, крупные жилообразные залежи урановых руд с никелем, кобальтом, иногда с золотом, связанные с несогласиями в протерозойских осадочных толщах.

Железистые кварциты - один из важнейших промышленно-генетических типов м-ния железа. В протерозое, вероятно, содержание растворенного железа в океанических водах было значительно выше и в областях континентального подножия или на шельфе могли накапливаться железорудные кремнистые толщи.

Для протерозойских урановых (иногда с золотом) м-ний источником, видимо, служили выветривающиеся архейские и раннепротерозойские породы земной протокоры или продуктов ее переработки. При этом уран привносился как в виде россыпного минерала уранинита или урано-торианита, так и в растворенном виде. Таким образом, формировались у р а новые м-ния района Блайнд-Ривер и обогащенные ураном отдельные участки Витватерсранда. Так же в россыпном и растворенном виде в грубые кластические толщи в долинах и дельтах рек в авлакогенах могло поступать золото из прилегающих разрушающихся архейских зеленокаменных поясов с образованием золото-урановых конгломератов Витватерсранда. В последующую стадию развития авлакогенов сформированные в базальных проницаемых горизонтах осадочных толщ стратиформные залежи подвергались разрушению пластовыми артезианскими водами. Последние, разгружаясь вдоль редких крутопадающих разломов среди обширных площадей бассейнов, отлагали свой полезный груз с образованием крупных жилообразных урановых залежей, обогащённых никелем, кобальтом, иногда золотом. По-видимому, именно таким образом возникли крупнейшие м-ния урана в авлакогенах Северной Австралии и Канадского щита.