Ü В оглавление сборника, посвященного 45-летию ЦКЭ МГУ

Л.И. Филатова

НЕКОТОРЫЕ ЧЕРТЫ ПЕТРОХИМИИ РАННЕПРОТЕРОЗОЙСКОГО ЖЕЛЕЗОРУДНОГО МЕТАВУЛКАНИЧЕСКОГО КОМПЛЕКСА КАЗАХСТАНА В СВЯЗИ С ОЦЕНКОЙ ЕГО ТЕКТОНИЧЕСКОЙ ПРИРОДЫ

Введение

Раннепротерозойский (древнее 2000 Ма) железорудный вулканический комплекс Казахстана принадлежит сложно развивавшейся во времени и на площади системе трогообразных структур. Эта система, меридиональная на западе Центрального Казахстана (Приишимье – Улутау – Карсакпай), затем отклоняется к юго-востоку, продолжаясь под чехлом палеозойских и более молодых отложений южнее Джезказганской впадины (данные казахстанских исследователей) и далее известна в Восточной Бетпакдале, составляя по протяженности около 700 км, и возможно продолжается в Северный Тянь-Шань {12, 13].

Последовательность толщ в этой троговой системе составляют три серии общей мощностью 12-15 км. Это балажездинская серия, известная только на юго-западе Улутау в Карсакпайском районе, с урнекской свитой метабазальтов и подчиненных им среднекислых метавулканитов (1000 м) и вышележащей айтекской метатерригенной, исходно глинисто-песчаниковой, высокозрелой свитой (2300 м). Выше следует отделенная несогласием, трансгрессирующая от Улутау на восток до Бетпакдалы (250-300 км) аралбайская метадацит-кварцкератофировая серия, вверху с метабазальтами (до 7000 м) и согласно залегающая на ней карсакпайская серия с макроритмичным чередованием метабазальтовых пачек в двух нижних свитах с кварцит-филлитовыми пачками, а в верхней половине – с кислыми метавулканитами и метавулканомиктами, дополненными чужеродным материалом, включая валуны гранитов (4000 м). Все эти серии содержат горизонты железистых кварцитов, генетически связанные с базальтами, но главное железорудной серией является карсакпайская {11, 12, 13]. Толщи метаморфизованы преимущественно в фации зеленых сланцев.

Разрезы обрамляющих троговую систему зон заметно различаются. В западной из них толщи представлены жийдинской серией (В.С. Милеев). В принятой корреляции [13] ее нижние две трети считаются аналогом араблайской серии, но отличаются от нее широким распространением помимо дацит-кварцкератофировых метавулканитов кислых пород калиевого ряда, преобладанием вулканомиктов над метавулканитами, а также часто линзовидным характером напластования. Верхняя часть жийдинской серии, сложенной хлорит-серицит-кварцевыми сланцами, понимается авулканическим аналогом нижней половины карсакпайской серии. Мощность жийдинской серии более чем вдвое сокращена по отношению к толщам трогового комплекса. На восточной окраине троговой системы аралбайская и карсакпайская серии сохраняют главные черты строения, но разрез аралбайской серии начинается толщей кварцитов, частью исходно крупнопсаммитовых, и в обеих сериях повышена роль кислых метавулканитов. Этот тип разреза уже давно был признан как соседствовавший с высокостабильной областью.

В настоящей статье рассматриваются собственно троговые образования. С общегеологических позиций в наших предшествующих работах они относились к вторичной геосинклинали, развившейся на коре континентального типа в условиях неполно проявленного рассеянного спрединга. Обращалось внимание на преобладание толщ с формационными чертами спилит-кератофирового комплекса, но своеобразно дополненного примерно в отношении 1:3 высокозрелыми метатерригенными породами. Черты "геосинклинальности" также усматривались в его синтектонической плагиогранитизации [13]. По признаку структуроформирующей роли плагиогранито-гнейсов троговый комплекс позднее был отнесен к гранит-зеленокаменному суперпоясу [14].

В предлагаемой работе сделана попытка оценить тектоническую природу трогового комплекса в свете современных представлений о рифтогенных комплексах. Ранее нами уже отмечались некоторые структурные признаки, указывающие на рифтогенный характер Казахстанского раннепротерозойского зеленокаменного суперпояса (КРЗСП) [12, 15]. В формировании его палеоструктуры выделены, соответственно трем стратиграфическим сериям, три этапа рифтогенеза - зародышевого и, с уровня аралбайской серии6 расширенного, для карсакпайской серии с распадением на дочерние рифты. Структурный план определялся системой длительно, хотя и прерывисто развивавшихся субмеридиональных глубинных разломов. В их проявлении имеется определенная унаследованность в ограничении как главных структур, так и осложняющих зон для всех трех этапов формирования палеоструктуры КРЗСП.

Осадконакопление происходило главным образом в условиях мелководного бассейна. Базальтовые извержения имели трещинный характер с преобладанием лав, а средне-кислые – центрально-трещинный, преимущественно в виде пирокластов.

В настоящей статье сделана попытка подойти к оценке тектонического режима формирования толщ КРЗСП и его палеоструктуры с позиций петрохимии метавулканитов. Мы отдаем себе отчет в том, что решение этой задачи по данным только петрогенных элементов является несколько условным. Тем не менее, с учетом палеоструктурных черт, а также особенностей породного парагенеза мощной последовательности стратиграфически детально изученных толщ, мы считаем это возможным, хотя бы в предварительном варианте. Из числа характерных признаков метавулканогенных толщ КРЗСП, которые могут быть поняты как следствие эпиконтинентальной рифтогенной природы его палеоструктуры рассмотрены: 1 – их бимодальность, что и ранее, вместе с общегеологическими данными использовалось для обоснования эпиконтинентальной деструктивной природы и 2 – петрохимические особенности метабазальтов с учетом наших новых материалов [16].

Признаки состава метавулканитов, дававшие повод относить их к спилит-кератофировому комплексу, не потеряли значения, но получают иное осмысление – в связи с рифтогенной природой палеоструктуры КРЗСП.

Бимодальность метавулканогенных толщ КРЗСП

Это свойство является неотъемлемым для всех трех стратиграфических серий от балажездинской по карсакпайскую включительно. По количественному соотношению с метабазальтами кислых и средне-кислых метавулканитов и их положению в стратиграфической и вулкано-циклической последовательности к обычным бимодальным ассоциациям [4] наиболее близки урнекская свита балажездинской серии и карсакпайская серия. В них кислые члены подчинены метабазальтам (до 20%) и сменяют их вверх по разрезу. В урнекской свите это метариодациты и метариолиты в виде пачки в 200 м с небольшим интервалом их контрастного переслаивания с метабазальтами. В карсакпайской серии это главным образом метариолиты, реже метадациты, которые слагают обособленные горизонты в нижних метабазальтовых пачках, чаще в двух верхних свитах, более широко проявлены (до 40%) здесь же в верхних пачках. В карсакпайской серии как среди кислых, так и основных метавулканитов отмечены редкие метатрахиандезиты в виде силлов. Указывавшееся ранее более широкое распространение собственно метаандезитов было преувеличено за счет отнесения к ним метаандезибазальтов, связанных с метабазальтами.

Также бимодальна аралбайская, средняя из трех серий КРЗСП. Однако ей свойственно резкое, в 4-5 раз, преобладание кислых и средне-кислых метавулканитов, по сравнению с метабазальтами, причем проявляющихся с самого основания вулканической последовательности. Главными являются породы ряда от дацита до риодацита с более редкими крайними членами - андезидацитами и риолитами. В вулканогенном типе разреза сокращенной мощности дацит-кварцкератофировые ассоциации предваряются метатрахидацит – метатрахириолитами игнимбритового облика калиево-натриевых до существенно калиевых мощностью до 1000 м. Этим структурный признак обособления зоны разреза данного типа в аралбайской серии дополняется вещественным признаком.

Метабазальты, ограниченно проявленные (8-10%) в аралбайской серии, известны главным образом в верхней трети разреза, примерно в 500-700 м от ее границы с карсакпайской серией. Как и в других сериях, они контрастны по отношению к кислым, среднекислым метавулканитам, что здесь особенно заметно на фоне раскисления последних вверх по разрезу. Мощность метабазальтов в 2-2,5 раза (700 против 250-300 м) увеличена в тектонически более активной зоне вулканогенно-осадочного типа разреза, наследующего площадь зародышевого рифта.

Столь значительная мощность толщ кислых, средне-кислых метавулканитов, составляющих в сумме до половины собственно вулканогенного разреза (> 12000 м) свидетельствует об их палингенном происхождении, исключая возможно урнекские разности. Преобладание среди них пород натриевого ряда обусловлено развитием внутрикоровых очагов в обстановке натриевого метасоматоза, исходно связанного с базальтовой магмогенерацией, который в предельном выражении при завершающей складчатости трансформировался в плагиогранитизацию [13].

Бимодальность метавулканогенных толщ КРЗСП при большой роли кислых, средне-кислых метавулканитов так же, как и общегеологические и геофизические данные, подтверждает эпиконтинентальный, энсиалический характер пояса и предположение о деструкции континентальной коры и рифтогенезе как способе формирования его палеоструктуры.

Петрохимические черты метабазальтов КРЗСП

Ведущими в метабазальтовых толщах пояса являются метабазальты натриевого ряда. Во всех трех сериях тесно сочетаются толеитовые и субщелочные породы с резким преобладанием субщелочных. Метатолеиты тяготеют к нижним частям метабазальтовых толщ, хотя почти всегда предваряются некоторым интервалом субщелочных разностей. Обе группы метабазальтов близки по кремнекислотности с ее увеличением от 47-48 % в двух нижних сериях до 48-51% в карсакпайской. В верхней половине последнюю дополняют метаандезибазальты. Суммы щелочей от минимальной в 2-3% без признаков дискретности достигает в метабазальтах 5-5,5% и в метаандезитах до 7,5%; отношение натриевой щелочи к калиевой соответственно меняется от 3-6 до 12-15. Эти показатели возрастают вверх по базальтовым интервалам и в целом по разрезу. Породы своеобразны преимущественно повышенным содержанием оксидов железа и титана. Но в строгой стратиграфической последовательности происходит повышение содержаний этих оксидов от метатолеитов к субщелочным метабазальтам соответственно от 10-12 до 12-15% и от близких 1-1,5 % до 2,30-2,90 %. Для обеих групп натриевых метабазальтов характерен единый четкий толеитовый тренд.

Закономерности соотношения в содержании метатолеитов и субщелочных метабазальтов и изменении их вещественного состава в пачках, свитах и сериях, соответствующих вулканическим циклам разных рангов, свидетельствуют об их принадлежности к образованиям единой толеитовой магмы, испытывавшей, в значительной мере еще в зоне магмогенерации, периодически усиливавшееся влияние сквозьмагматических флюидов, включая натриевый метасоматоз. Этот фактор осложнял изменение состава магмы в ходе ее естественной дифференциации. Возможно, имело место и ограниченное образование собственно субщелочной базальтовой магмы натриевого профиля. В противоположность обычному сближению состава метатолеитов и субщелочных натриевых базальтов в соотношении оксидов железа и титана, для разностей из нижней бурмашинской свиты карсакпайской серии, а отчасти и для самой нижней – урнекской свиты балажездинской серии наблюдается их резкое разделение. При этом субщелочные натриевые метабазальты калиево-натриевого – до калиевого ряда, генетически самостоятельны (см. далее).

Образование многоступенчатого эволюционирующего ряда толеиты – субщелочные натриевые метабазальты в толщах КРЗСП, обусловленное ощелачиванием толеитового расплава, допускает, как нам представляется, определенные связи этого процесса с рифтогенным характером его палеоструктуры. Глубинное натриевое ощелачивание базальтового расплава аномально с позиций поведения трансмагматических флюидов в мобильных тектонических условиях. Однако известно, что с усилением стабилизации тектонического режима вывод натрийсодержащих флюидов оказывается ограниченным и это начинает влиять на состав магмы [1, 6 и др.]. В нашем случае таким ограничивающим факторов, по-видимому являлся пульсационный характер развития палеоструктуры со сменой периодов активности (одновременных с активностью базальтового вулканизма) ее спадом, когда могли создаваться условия для концентрации натрийсодержащих флюидов в зоне магмогенерации. Возобновление тектонической активности глубинных разломов вызывало дренаж глубинных зон и способствовало оттоку натрийсодержащих флюидов и нормализации состава базальтовой магмы. Если справедливо предположение о самостоятельности, наряду с толеитовой, ограниченно проявленной субщелочной магмы натриевого профиля, то ее возникновение предваряло начало главных этапов рифтогенеза, когда в периоды тектонического затишья могло происходить заглубление зоны магмогенерации, обычное для щелочных магм [4, 5 и др.].

Вторую характерную группу метабазальтов в составе толщ КРЗСП, которая может быть использована при оценке тектонической природы его толщ и палеоструктуры в целом, представляют метаферротрахибазальты и метаферробазальты, меланократовые, субщелочные до щелочных, калиево-натриевые до повышенно калиевых. Они были выявлены в последние годы [16]. Эта группа базальтов ограниченно отмечена в самом нижнем метабазальтовом интервале, в урнекской свите балажездинской серии, а шире распространена в нижней половине карсакпайской серии, особенно во второй болбраунской свите. По простиранию эти породы прослеживаются в Карсакпайском синклинории на 50-60 км, но более мощный их интервал (250 м) приурочен к средней части этого отрезка.

Субщелочные и щелочные метавулканиты калиево-натриевого ряда являются главным образом пониженно кремнекислыми (44-46%, иногда меньше), с суммой щелочей до 6-7%, чаще 4,5-5%, калиевой щелочью до 2-4%. В ходе эволюции их вещественного состава щелочность понижалась, в отличие от метавулканитов натриевой группы, хотя и не однонаправленно, титанистость и оксиды железа высокие с небольшими неустойчивыми колебаниями 2,3-2,9% и 15-17,5%. Содержание оксида магния уменьшится от 7 до 4,5% и соответственно общий тренд изменения пород толеитовый, но с иной характеристикой, по сравнению с метабазальтами натриевой группы.

Возможно вариациями метабазальтов этой группы являются более кремнекислые калиево-натриевые разности (до 52%) с некоторым понижением щелочности (но все же остающиеся субщелочными), а также содержания оксидов железа и титана. Это допустимо, если иметь в виду некоторый отрыв их в ряду дифференциации по отношению к меланократовым кали-натриевым разностям.

Группа субщелочных – щелочных метабазальтов калиево-натриевого профиля по петрохимическим признакам генетически обособлена от существенно натриевых метабазальтов. Это подчеркивается также их контрастным совмещением в единых интервалах толщ при одновременном с ними появлении в разрезе, начиная от основания базальтовых пачек. Согласно общепетрологическим представлениям (4, 5 и др.], калиево-натриевые субщелочные – щелочные метабазальты должны быть связаны с более глубинными зонами магмогенерации, чем толеитовые разности. Конкретные данные о своеобразном положении этих метавулканитов в разрезе в их главном проявлении – между кварцитовыми пачками, соизмеримыми с ними по мощности, к тому же при их отделении от подстилающей кварцитовой пачки перерывом, указывают на резкое ослабление при их формировании тектонического режима и вероятность заглубления очагов возникновения магмы.

На фоне различия метабазальтов КРЗСП по условиям магмогенерации характерна также пестрота их состава в пределах единых толщ, связанная с прерывистостью, разнопорядковостью рядов дифференциации магмы, нередко при укороченных трендах эволюции как в начальных, так и конечных членах, что очевидно отражает затрудненность вывода базальтовой магмы, развития разветвленной сети вторичных очагов, нарушение естественного хода эволюции магматических очагов оживлением глубинных, структуроформирующих разломов.

К оценке тектонической природы метавулканического комплекса КРЗСП и его палеоструктуры

Суммирование данных о петрохимических чертах метавулканогенных толщ КРЗСП – устойчивой бимодальности при значительной роли кислых, среднекислых коровых метавулканитов, а также своеобразии метабазальтов, их генетической неоднородности при проявлении групп разной магмогенерации, в том числе повышенно глубинной, и пестроты состава за счет сложной эволюции каждой группы, которые сопряжены с режимом периодического ослабления и активизации в развитии палеоструктуры, свидетельствуют о эпиконтинентальном рифтогенном их образовании. Показательно, что на графике FеОобщ. – Al2O3-Mg0 точки состава большинства метабазальтов тяготеют к полю пород континентальных рифтов по [19].

Отмечавшийся ранее как признак мобильности палеоструктуры – ее близости к геосинклинальной – спилит-кератофировый характер преобладающих метавулканитов в свете рассмотренного выше также представляется обусловленных рифтогенным режимом формирования палеоструктуры КРЗСП и более связан с ослаблением этого режима, чем его оживлением. Заметим, что и в фанерозойских эвгеосинклиналях спилит-кератофировые ассоциации являются чужеродными и их присутствие объясняется осложняющими факторами, связанными с сохранностью фрагментов сиалического фундамента, как например, в Тагильском, а отчасти в Магнитогорском синклинориях на Урале [8, 17 и др.].

При ведущем значении рифтогенеза в формировании палеоструктуры КРЗСП она не является собственно рифтом или палеорифтом в связи с завершением ее развития инверсией с формированием линейной складчатости и структуры в сопровождении гранитизации того же, что и в преобладающих метавулканитах натриевого геохимического профиля. По этому признаку КРЗСП действительно приближается к фанерозойским эвгеосинклиналям и отличается от рифтов, в том числе близко-одновозрастных ему проторифтов, на что нами уже обращалось внимание [14]. Конкретное сравнение с собственно континентальными рифтами палеоструктуры КРЗСП соответственно представляется бесперспективным. Но отдельные признаки, такие как бимодальность вулканитов, повышенная щелочность базальтов, тем более при повышенном содержании калиевой щелочи, оказываются в определенной мере сходными, хотя щелочной калиевый уклон в базальтах проявлен слабее и ограниченнее, чем в вулканитах рифтов и практически не свойствен кислым, среднекислым вулканитам, очевидно, в связи с общей эволюцией коры и глубинных зон Земли.

Поиск родственных КРЗСП тектонических образований, как нам представляется, следует вести среди фанерозойских структур, развившихся на континентальной коре в условиях рифтогенеза, но достаточно мобильных, с существенно вулканогенным составом толщ при соответствующих указанным выше тенденциям в петрохимии вулканитов. Более всего этому удовлетворяют, по нашему мнению, окраинно-континентальные структуры. Среди современных окраинных морей это остаточные структурные фрагменты, обычно относительные поднятия, сохранившие континентальную кору, среди впадин с вновь образованной океанической корой (например, в Японском и других окраинных морях в западном обрамлении Тихого океана). Но имеются примеры ископаемых собственно эпиконтинентальных мобильных зон фанерозоя, испытавших лишь рассеянный спрединг, хотя также нередко латерально связанных со структурами, формировавшимися в условиях раскрытия океанической коры. В качестве таковых нам представляются интересными для сравнения структуры типа известных в пределах андийской континентальной окраины в Чили – Центральном (ранний мел) и Южном (прерывистый рифтогенный режим от средней коры по кайнозой) [2, 9], исключая крайний юг с формацией рокас вердес ("зеленые камни"), включающей комплекс мафитов Сармьенто типично океанической природы1. Часто используется в подобном сравнении и район Бассейнов и Хребтов Северной Америки в позднем кайнозое [3, 7]. Однако южноандийские примеры вероятно более подходящи по развитию структур преимущественно в воднобассейновых условиях. Вулканогенные толщи этих структур также бимодальны, в ряду базальтов толеиты сочетаются с повышенно щелочными разностями, имея одинаково толеитовый тренд. Однако щелочность в вулканитах более выражена, очевидно по тем же причинам, что и в континентальных рифтах (см. выше).

1Район с формацией рокас вердес также использовался в сравнении с ранним докембрием (Дж. Тарни и др., 1975 г.), но с архейскими зеленокаменными поясами при понимании их образованиями, развившимися на океанической коре, хотя чаще признается эпиконтинентальная природа этих поясов, включая и наиболее древние.

В сравнении палеоструктуры КРЗСП с окраинными бассейнами неизбежен вопрос о ее общетектонической позиции, поскольку регенерированные рифтогенезом окраинно-континентальные бассейны с большей или меньшей достоверностью понимаются в ассоциации с островными дугами при задуговом положении, приближенном к континенту, хотя имеется мнение о независимом развитии окраинно-континентальных морей (В.В. Белоусов). Можно допустить, что в раннем протерозое структуры, подобные КРЗСП, занимали внутриконтинентальное положение, являясь лишь гомологом окраинно-континентальных морей в связи с эпиконтинентальным положением и рифтогенным механизмом формирования. Известно к тому же, что в раннем протерозое общий стиль тектоники предполагается преимущественно внутриплитным при сформировавшихся к этому времени нескольких суперконтинентах или едином суперконтиненте [18, 20]. Однако для палеоструктуры КРЗСП намечаются признаки, допускающие ее окраинно-континентальное положение при сопряженности с примитивной, ограниченно проявлявшейся во времени островной дугой. Таковой могла быть зона западного обрамления палеоструктуры, существовавшая, в противоположность восточному обрамлению – стабильному массиву с кварцит-прототрапповым чехлом [10], в мобильном режиме относительного поднятия с активным вулканизмом, также бимодальным, но при элементах известково-щелочного характера метабазальтов, хотя данных петрохимии здесь пока недостаточно. При этом получает объяснение и асимметрия зон обрамления палеоструктуры КРЗСП, отчасти распространяющаяся на троговый комплекс [12, 13], ранее только констатировавшаяся, а также ее масштаб и конфигурация.

С общих позиций окраинно-континентальные структуры для раннего протерозоя все же ограниченно допускаются [2, 1]. Если справедливы построения по раннепротерозойскому суперконтиненту [20], где Казахстану, хотя и совершенно условно, отводится окраинное положение, то с учетом изложенных данных предполагаемая тектоническая природа и периконтинентальная позиция палеоструктуры КРЗСП представляется возможной. Несомненно однако, что западная зона его обрамления требует дальнейшего анализа для уточнения ее значения в развитии Казахстанского раннепротерозойского зеленокаменного суперпояса как исходно рифтогенной структуры.

Список литературы

1. Андреева Е.А., Кононова В.А., Свешникова Е.В., Яшина Р.М. Щелочные магматические серии, их генезис и причина разнообразия // Проблемы петрологии, минералогии и рудогенеза. М., 1983. С. 107-113.

2. Бартоломью Д.С., Тарни Дж. Растяжение земной коры в районе Южных Анд // Геология окраинных бассейнов. М., С. 304-322.

3. Грачев А.Ф. Рифтовые зоны Земли. // М., 1987. 285 с.

4. Магматические горные породы. Основные породы. Т. 3 // Отв. ред. Е.В. Шарков. М., 1985. 86 с.

5. Магматические горные породы. // Эволюция магматизма в истории Земли. Т. 6. Отв. ред. В.И. Коваленко. М., 1987. 438 с.

6. Маракушев А.А. Некоторые вопросы петрогенезиса в свете теорий флюидно-магматического замещения // Проблемы петрологии земной коры и верхней мантии. Тр. ин-та геол. и геофиз. Вып. 403, Новосибирск, 1978. С. 65-83.

7. Милановский Е.Е. Рифтогенез в истории Земли. // В кн.: Рифтогенез на древних платформах. М., 1983. 280 с.

8. Морозов А.Ф. Проблемы строения Тагильского синклинория // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 4. Геол. 1984. № 5. С. 15-26.

9. Оберг Г., Агирре Л., Леви Б., Нистрем Дж. О. Прогибание и образование энсиалических окраинных бассейнов в результате спрединга на примере раннемеловых структур центральной области Чили // Геология окраинных бассейнов. М., 1987. С. 288-303.

10. Подковыров В.Н., Филатова Л.И. Геодинамический анализ и реконструкция составов некоторых раннедокембрийских структурно-вещественных комплексов. Нижний протерозой Центрального Казахстана. // Ранний докембрий Центральноазиатского складчатого комплекса. С-Пб., 1993. С. 172-182.

11. Розанов С.Б. Спилитовая джеспилитоносная формация раннего протерозоя Казахстана // Геология и тектоника докембрия Центрального Казахстана. М., 1976. Т. 11. С. 11-178.

12. Розанов С.Б., Филатова Л.И. Раннепротерозойский троговый комплекс Центрального Казахстана // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1986. Т. 61, вып. 2. С. 75-89.

13. Филатова Л.И. Стратиграфия и историко-геологический анализ метаморфических толщ Центрального Казахстана. М., 1983. 160 с.

14. Филатова Л.И., Розанов С.Б. Казахстанский раннепротерозойский зеленокаменный пояс в свете проблем зеленокаменный поясов и рифтогенеза. Ст. 1 // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1994. Т. 69. вып. 6. С. 13-35.

15. Филатова Л.И., Розанов С.Б. К проблеме эволюции деструктивных раннедокембрийских базитовых комплексов и роли рифтогенеза в их формировании // Программа "Университеты России". Направление II. Университеты как центры фундаментальных исследований. Геология. Часть 1. М., 1993. С. 166-172.

16. Филатова Л.И., Розанов С.Б. Вулканические комплексы раннепротерозойского Казахстанского зеленокаменного пояса // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 4. Геол., 1995. № 6. С. 11-30.

17. Фролова Т.И., Бурикова И.А. Геосинклинальный вулканизм. // М., 1977. 279 с.

18. Goodwin A.M. Precambrean Perspectives // Science. 1981. Vol. 213, № 4503. P. 55-61.

19. Pearce T.H., Gorman B.E., Birkett T.C. The relationship between major element chemistry and tectonic anvironment of basic and intermediate volcanic rocks // Earth and Poanet. Sci. Lett. 1977, 36. P. 121-132.

20. Piper J.D.A. The quasi-rigid premise in Precambrian tectonics // Earth and Planet. Sci. Lett. 1991, 107. P. 559-569.

21. Kroner A. Tectonic evolution in the Archaean and Proterozoic // Tectonophysics, 1991, 187. P. 393-410.

 Ü В оглавление сборника, посвященного 45-летию ЦКЭ МГУ