Рапакивигранитсодержащие магматические ассоциации: геологическое положение, возраст, источники

Европейской платформы) не согласуются с гипотезой (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(1.50?) млрд. лет) отвечают импульсы анортозит-рапакивигранитного магматизма (1.65-1.62, 1.58-1.56 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 (Åhall 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; Geralges 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 внутриплитный 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. (Sengör 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.

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 рифтогенеза 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-

1 – архейские кратоны, сцементированные палеопротерозойскими складчатыми поясами; 2-6 – периферические складчатые пояса: 2 – 2.0-1.8 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.
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 (Åhall et al., 1998). Вероятнее всего, рифейский рифтогенез на Южном Урале происходил по сценарию пассивного рифтинга. Апвеллинг астеносферы в ходе литосферного растяжения в начале среднего рифея и последующее декомпрессионное плавление верхней мантии привело к формированию бимодальной вулканической серии, выполняющей полуграбены. На плечах рифтовой системы формируется сложная магматическая система, где магмагенерация 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

3а. 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: 2.7-2.6; 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 анортозит-чарнокитовых поясов, сшивающих этот суперконтинент.

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 Родинии (~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.

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 силлами и испытавшую эклогитизацию самую нижнюю часть коры (Black R., Liegeois, 1993; Liegeois, 1998). Следствием этого является подъем астеносферной мантии к основанию коры, вызывающий магматизм, коровое растяжение и заложение рифтогенных трогов. Степень деламинации литосферы в постколлизионную стадию определяется степенью корового утолщения в коллизионную стадию. Естественно, что в орогенах гималайского типа масштабы деламинации 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.

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. лет, тогда как второй был стабилизирован раньше ~2.0 млрд. лет назад (Ledru et al., 1994). Вероятнее всего, это и обусловило диахронность 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. лет после формирования суперконтинента под ним возникает гигантский восходящий мантийный поток – нижнемантийный суперплюм. Возможно 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 указывает активный рифтинг с элементами трехлучевого строения, высокотемпературные вулканиты типа пикритов и коматиитов, высоко-Ti базальты повышенной щелочности и обогащенные HFS-элементами, щелочные граниты, имеющие источник OIB 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 единожды? 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

Рис. 11. Анорогенный магматизм (АМРГЩГ и АМЧРГ ассоциаций, а также других гранитов А-типа) суперконтинента Нина на период 1.75-1.70 млрд. лет.

практически полностью дезинтегрирована на сравнительно небольшие континентальные плиты.

5. Совмещение тектонических обстановок растяжения в тыловых частях конвергентных границ плит 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; Söderland 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 долгоживущего 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 (1.14 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 внутриплитного магматизма: (1) анортозит-чарнокитового и ультракалиевого (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 Пайкс 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, происходящими 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


Рис. 12. Тектоническое положение рапакивигранитсодержащих 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; Condie, 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 (1.16-1.00 млрд. лет).

Континенты (кратоны): С – Сибирь, Гр – Гренландия, Б – Балтия, Л – Лаврентия, Ск – Север-Китайский, РП – Рио де Ла Плата, Ам – Амазония, Заф – Западно-Африканский, К – Конго, Саф – Северо-Африканский, СА – Северо-Автралийский, ЗА – Западно-Австралийский, Г – Голер, Ан – Антарктида, И – Индия, М – Мадагаскар, З – Зимбабве, Ка – Каапвальский.

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 восстановленности. В ходе постколлизионнного периода SCLM становится все более дегидратированной, восстановленной и деплетированной на LILE, вследствие повторяющихся импульсов генерации водосодержащих мафических магм (Bonin, 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 и 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-чарнокитового 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 тектоники 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 А-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 Na-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 S-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, HFSE и HREE, 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 LIL-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 OIB. В петрогенезисе пород РГШ ассоциации прослеживается влияние SCLM, 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).