Вулканогенно-осадочний літогенез

П. М. Страхов у якості окремого типу виділив вулканогенно-осадочний літогенез, виходячи зі специфічного походження речовини, що бере участь в утворенні осадків і осадових порід. У вулканогенно-осадочному літогенезі джерелом речовини є вулканізм: експлозивна діяльність вулканів (викиди твердих продуктів - попелу, лапілі, вулканічних бомб), гідротермальний процес (виливи різноманітних розчинів), а також ексгаляції (виділення парів і газів).

Характерною особливістю вулканогенно-осадочного літогенезу є його акліматичність, тобто незалежність характеру речовини, що надходить у зону осадкоутворення, від кліматичних умов.

Ювенільні і мобілізовані циркулюючими в осадових і інших товщах розчинами і газами, продукти, які виносяться гідротермами і ексгаляціями, утворюють колоїдні і справжні розчини. Останні, в залежності від кліматичних умов, як результат осадової диференціації можуть формувати: скупчення залізистих і марганцевих порід, а також кременисті породи (яшми) - в умовах гумідного клімату; і деякі інші корисні копалини (руди міді, бора, вольфраму, літію й ін.) - в арідних зонах.

В місцях підводних вивержень, в рифтових долинах серединно-океанічних хребтів, в зонах трансокеанських розломів вулканогенні осадки збагачені Fe, Mn, рідкісними та розсіяними елементами.

Слід зазначити, що за обсягом виносу матеріалу гідротермальна і ексгаляційна діяльність вулканів не поступається експлозивній, а, можливо, значно перевершує її.

Океанічний літогенез.

Як вже відмічалось вище, океанічний літогенез протиставляється літогенезу суші. Його характерними рисами є:

1. Величезність площі седиментації, наслідками чого є: мала швидкість осадконакопичення в пелагіалі (?), малий вміст органічної речовини, широкий розвиток червоної глибоководної глини, збагаченої залізом, марганцем та мікроелементами.

2. Велика роль гідродинамічного чинника (течії в поверхневому шарі води) в формуванні донних відкладів, що викликає накопичення максимальних абсолютних мас уламкового матеріалу, карбонатів, кремнезему, органіки в гідродинамічно активних зонах і висока диференціація осадків за розмірами часток.

3. Мала чутливість до кліматичної зональності, у зв’язку з чим можна виділяти тільки два різновиди океанічного літогенезу – холодного та теплого клімату.

4. Особливий зв’язок осадочного процесу в океанах з життям атмосфери: на континентах вирішальне значення мають процеси вертикальної циркуляції в атмосфері, а в океанічному секторі - горизонтальної.

52. Геохімія головних типів осадочних порід.

Уламкові породи

Загалом в кварцових і олігоміктових пісковиках вміст SiO₂ змінюється від 88% до 99%, вмісти Al₂O₃ та окислів заліза складають по 2,5-3,5%, MgO і CaO - до 1%, спостерігаються також сліди K₂O і Na₂O.

В аркозах вміст SiO₂ змінюється від 67% до 92%, FeO - менше 4%, суми окислів лугів - 3-10%. В польовошпатових пісковиках: вміст SiO₂ менше 76%, FeO - менше 4%, суми окислів лугів - понад 10%.

За складом уламків порід граувакки поділяються на: петрокластичні граувакки; літітові граувакки; кременеві граувакки; поліміктові граувакки. В межах кожної групи виділяються відміни за породним складом уламків, що дає можливість фіксувати певні геологічні обстановки накопичення піщаних товщ:

- петрокластичні граувакки: ультраосновні, основні, середні, кислі, змішані;

- літитові граувакки: бікластичні, калькластичні і змішані;

- кременеві граувакки: фтанітові (чорні вуглевмісні, мікрокристалічні кварцові породи, кременисті сланці, відміна яшми), кварцитові, змішані.

- поліміктові граувакки: в тому числі кварцові і польовошпатові граувакки і субграувакки.

Глиністі породи

Глинисті мінерали утворюють велику групу різноманітних мінералів. Вони належать до шаруватих (листових) силікатів і складаються з безкінечного чергування згрупованих в особливому порядку двовимірних сіток, утворених кременекисневими тетраедрами і алюмокисневогідроксильними октаедрами (мал. 10.1).

(* Деякі глинисті мінерали (палигорскіт, сепіоліт) за своєю структурою, утвореною здвоєними ланцюжками кременекисневих тетраедрів, мають певну схожість з амфіболами.)

У тетраедрах кремній може частково замінюватись катіонами Al³⁺ або Fe³⁺. При цьому виникає надмірний негативний заряд сітки, який компенсується катіонами K⁺, Na⁺, Ca²⁺, Mg²⁺ і деяких інших елементів. Часткова компенсація негативного заряду тетраедричної сітки може здійснюватися за рахунок заміщення частини аніонів O^2- в октаэдричних сітках аніонами (OH)^-.

У октаедрах реалізовуються більш різноманітні заміщення іонів. Так, Al³⁺ може частково або повністю замінюватись катіонами Mg²⁺ або Fe³⁺, а також частково катіонами F²⁺, Zn²⁺, Cr³⁺, Ni³⁺ і деяких інших елементів. Аніони О^2- замінюються гідроксильними групами (ОН)^-. Виникаючий надмірний негативний заряд октаедричної сітки компенсується катіонами K⁺, Na⁺, Ca²⁺, Mg²⁺ і деяких інших елементів.

Кременекисневі тетраедри розташовуються в межах сітки так, що всі їх вершини звернені в один бік, а основи лежать в одній площині, утворюючи плоску сітку з гексагональним мотивом. Таким чином, тетраедричні сітки мають «вільні» валентності іонів кисню, розташованих у вершинах тетраедрів над кожним атомом кремнію. За рахунок цих вільних валентностей може здійснюватися зв’язок тетраедричних сіток між собою або з октаедричними сітками.

Алюмокисневогідроксильні октаедри, сполучуючись бічними ребрами, також утворюють впорядковані двовимірні сітки, в яких всі октаедри лежать паралельними гранями в одній площині з гексагональним мотивом.

Якщо в центрах всіх октаедрів будуть розташовуватися катіони Mg²⁺, то кожна група (ОН)^- буде належати одночасно трьом сусіднім октаедрам і суцільна сітка таких октаедрів буде електрично нейтральною, оскільки негативний заряд груп (ОН)^- кожного октаедра буде (6e:3=2е) компенсуватися катіоном Mg²⁺. Така сітка відповідає структурі мінералу бруситу Mg(OH)₂ і часто називається бруситовою (мал. 10.2, а).

Якщо в центрах октаедрів будуть розташовуватися катіони Al³⁺, то балансу валентностей буде досягнуто якщо два з кожних трьох октаедрів будуть зайняті Аl³⁺, а третій октаедр залишиться незайнятим (мал. 10.2, б). При цьому кожна група (ОН)^- буде належати одночасно тільки двом сусіднім октаедрам. Негативний заряд груп (ОН)^- октаедру рівний 6е:2 =3е і буде компенсуватися катіоном Аl³⁺. Така сітка відповідає структурі мінералу гібситу (гідраргіліту) Аl(ОН)₃ і часто називається гібситовою, або гідраргілітівою. Гібситові сітки, в яких тільки два з кожних трьох октаедрів зайняті катіоном Al³⁺, називаються діоктаедричними. Бруситові сітки, де три з трьох октаедрів зайняті катіонами Mg²⁺, називаються триоктаедричними.

Група алітів

Зазвичай до цієї групи відносять породи для яких справедливе відношення Al₂O₃/SiO₂ (кременевий модуль) > 2,1 (в каолінах, які в багатьох відношеннях дуже близькі до аллітів, кременевий модуль менший за 1). В геохімії зони гіпергенезу аллітами називають породи з кременевим модулем >1.

Врешті, вибір конкретної рубіжної величини співвідношення вмістів SiO₂ та Al₂O₃, не є настільки важливим (він залежить від поставленої перед дослідником мети), безперечним є те, що при формуванні таких порід створювались умови (відбувались процеси), характерною рисою яких є значно вища рухливість кремнезему у порівнянні з глиноземом (який міг бути практично нерухливим).

Які ж процеси могли призвести до таких наслідків.

1) Таким процесом є вилуговування SiO₂ лужними розчинами, які мають pH=9-10. Згідно Щербини, такі розчини здатні утворювати з SiO₂ розчинні солі типу K₂SiO₃, тоді як Al(OH)₃ починає розчинятися в лужних розчинах лише при pH=³10-10,5, утворюючи легко розчинні алюмінати типу K[AlO₂] чи K₃[AlO₃].

2) Ще одним чинником розділення алюмінію та кремнію є дія грунтових органічних кислот, з якими Al (на відміну від Si) утворює легко розчинні комплекси. Органокомплекси Al є легко розчинними в нейтральному середовищі, тобто тоді коли Si та його з’єднання залишаються майже нерухомими.

Хоча 2 спосіб є дуже зручним для пояснення багатьох процесів в зоні гіпергенезу, однак поки що вважається що масштаби його прояву були незначними (Щербина).

Перенесення звільненого Аl в зоні осадкоутворення в значних кількостях можливе:

- в умовах різко кислої реакції середовища (при pH менше 4), коли Al може мігрувати у вигляді вільних гідроокислів;

- у вигляді колоїдно-захищених систем, в з’єднанні з гумусовими компонентами, створюючими рухливі металоорганічні комплекси - гумати;

- у вигляді розчинного сульфату алюмінію Al₂(SO₄)₃ - продукту сірчано-кислотного вивітрювання;

- у вигляді субколоїдних суспензій.

Латерити породи кори глибокого хімічного вивітрювання, які утворюються в тропічному і субтропічному поясах Землі, і складаються з суміші гідроокислів Fe і Al, а також каолініту, окислів титану і реліктових мінералів материнських порід.

Латерити - це елювіальні утворення палеоген-неогенового та четвертинного віку. Особливістю їх складу є високий вміст каолініту та гідроокислів заліза, алюмінієві мінерали представлені гібситом, інколи бемітом. Забарвлення латеритів оранжеве, червоне, рожеве. В свіжому вигляді часто м’які, легко розрізаються, однак швидко твердішають при висиханні, і згодом не розмокають у воді.

В процесі фералітного вивітрювання, всі силікати материнських порід цілком гідролізуются і навіть кварц частково розчиняється, утворюючи цукровидні скупчення. Всі іони силікатів, особливо K, Na, Са і Mg, виносяться з зони вивітрювання дощовими водами, що інтенсивно промивають її. Частковому виносу піддаються кремнезем і малорухомі катіони А1 і Fe.

Відповідно до цього, у складі порід, що складають латеритний (ферралітний) профіль, беруть участь три головних новоутворених у процесі гідролізу силікатів компоненти.

Таблиця - Хімічний склад порід латеритного профілю К. Фокса (Індія)

	Компоненти	H2O при 105 °С	Сума
Горизонти	SiO2	А12O3	Fe2O3	TiO2	CaO	MgO
А	3,20	10,40	70,00	2,40			14,00	100,00
В	0,66	58,40	1,31	8,90			31,54	100,81
С	3,66	56,88	5,52	2,56		0,44	30,12	99,18
D	2,36	46,63	23,67	1,76		1,20	24,49	100,11
Е	64,85	22,05	2,80		1,45	1,08	5,12	97,35
F	41,88	23,47	10,55	7.76		1,77	14,75	100,18

 

Конкретні межі вмісту Al₂O₃ в бокситах і додаткові вимоги щодо домішок можуть досить суттєво змінюватись в залежності від промислових потреб. Так, в ряді країн сама низька марка бокситів має вміст Al₂O₃ понад 37%, а канадська алюмінієва компанія встановила наступні кондиційні вимоги - вміст Al₂O₃ не менше за 50%, вміст SiO₂ - не більше 2%.

Своєрідним типом марганцевих скупчень (манганолоітів) є конкреційні утворення дна океанів, які складаються переважно з колоїдних, звичайно рентгено-аморфних, гідроокислів Fe і Мn зі значною домішкою ряду мікроелементів (Co і Ni – до 2,5%, Cu – до 2%, Zn – до 1%). Встановлено, що Fe-Mn конкреції поширені в різних частинах океанів на глибинах від 0,1-0,2 до 8-9 км.

Фосфоритами називаються осадочні породи, що більш ніж на 50% що складаються з фосфатів кальцію (кальцієві солі фосфатної кислоти), загальна формула яких Ca₅(PO₄,СО₃)₃(F,Сl,ОН) та мають вміст P₂O₅ не менше 10%.

Для фосфатів кальцію характерний широкий розвиток явищ ізоморфізму. Так, PO₄ може частково замінюватись не тільки СО₃, але і деякою кількістю VO₄, As₂O₄, SO₂, SO₄. Кальцій в ряді випадків також частково заміняється невеликою кількістю Mg, Mn, Sr, Pb, Na, Це, J і деякими іншими рідкісноземельними елементами.

 

Кременистими називають породи, більш ніж на 50% складені кременистими (кварцовими) мінералами осадочного походження.

До цієї групи не належать кварцові піски і пісковики уламкового генезису, складені в основному уламками кварцу магматичного та метаморфічного походження.

Кремнезем, що звільняється в процесі хімічного вивітрювання різних порід виноситься із зони вивітрювання в формі істинного розчину ортокременевої кислоти H₄SiO₄. Розчинність кремнезему в умовах зони осадкоутворення (при температурі 20°С і в інтервалі рН від 3-4 до 9) майже не змінюється і складає близько 120 мг/л.

Враховуючи, що вміст кремнезему в сучасних річкових водах коливається в межах 10-20 мг/л, а в морських - всього 0,5-2-3 мг/л, можна вважати твердо встановленим, що в гідросфері Землі кремнезем мігрує у вигляді істинних, різко ненасичених розчинів. Це звужує можливості його хімічного осадження, тому основним чинником вилучення і осадження кремнезему є біогенне вилучення.

Карбонатні породи є найбільш поширеними представниками підкласу іонно-біогенних порід. До цієї групи відносять породи що головним чином з мінералів групи кальциту чи вапнякових скелетів організмів. Це різноманітні вапняки, крейда, вапнякові туфи, доломіти та породи змішаного складу.

Головними породоутворюючими мінералами карбонатних порід є кальцит, доломіт, іноді арагоніт, анкерит, залізо-магнезіальні карбонати. В породах змішаного складу до них приєднуються ангідрит (CaSO₄), гіпс (CaSO₄*2H₂O), опал, халцедон, кварц.

Як другорядні мінерали в деяких породах присутні глауконіт, органічна вугільна речовина, бітуми, сульфіди заліза та важких металів.

Глинисті мінерали репрезентовані переважно гідрослюдами та монтморилонітом. Часто зустрічаються новоутворення польових шпатів.

Найпоширенішими серед акцесорних мінералів є барит (BaSO₄), целестин (SrSO₄), флюорит (CaF₂).

Евапоритами, або власне іоногенними, називаються породи, складені геохімічно високо рухливими компонентами, які мігрують у вигляді іонних розчинів і витягуються з шляхів міграції тільки хемогенним шляхом, кристалізуючись при підвищенні концентрації природних розчинів.

Породоутворюючими мінералами евапоритів є головним чином галоїдні і сульфатні з’єднання Ca, Na, K і Mg.

53. Головні геохімічні типи осадочних родовищ та родовищ кори вивітрювання.

54. Геохімічна диференціація первинної земної речовини. Формування мантії та ядра. Примітивна мантія Землі як джерело речовини для формування земної кори.

Земля сильно диференційован. Очевидно ядро, ядро складене всього з трьох елментів – Fe, Ni. S (і, можливо О), і всього 9 елементів – O, Si, Al, Fe, Mg, Ca, Na, K, i Ti (без врахуванння води) складають більш ніж 99% кори. Для Землі вцілому багато елементів, у тому числі Na, K, Al, U і галогени накопичуються у напрямі до поверхні, тоді як інші, такі, як Mg, S, Fe, Cr, Co, I Ni, накопичуються у глибоких шарах. Вулканізм. що нині продовжається і тектонічна активність свідчать, що геохімічна диференціація Землі продовжується в до сьогодні.

Другий постійний процес, який змінює з часом хімічний склад Землі, - зменшення розповсюдженості нестабільних ізотопів при радіоактивному розпаді. Кількість ⁴⁰К в Землі 4,5млрд років тому було майже у 20 раз більш ніж зараз.

Геохімічна спрямованість диференціації Землі на силікатну оболонку і металеве ядро задана розділенням хімічних елементів в ході формування мінерального (фазового) складу протопланетного речовини - утворення металевої фази, що концентрує сидерофільні елементи, і силікатної фази, різко збідненої сидерофільними елементами і що концентрує в своєму складі літофільні елементи; роль сульфідної фази у складі планетної речовини другорядна (її вміст не високий), але в земній історії халькофільних елементів вона виявляється такою, що визначає; в ході геологічної історії Землі силікатна фракція, з одного боку, і металева і сульфідна фази - з іншою, не залучалися до глибокої взаємодії і залишалися геохімічно незалежними;

Єдиним механізмом, здатним пояснити фракціонування хімічних елементів в ході розшарування силікатної оболонки Землі (мантії) на сучасну мантію, земну кору, гідросферу і атмосферу, є плавлення і розділення в просторі Землі розплавів і залишкових твердих фаз, що супроводиться відділенням газової фази; хімічний склад залишкової речовини мантії, речовини земної кори, гідросфери і атмосфери контролюється законами розподілу хімічних елементів між твердою, рідкою і газовою фазами; слід підкреслити, що це розподіл хімічних елементів не має жодного відношення до гравітаційних властивостей (щільності) елементів і їх з'єднань.

55. Виникнення системи мантія — кора та загальна спрямованість її еволюції.

56. Часткове плавлення на мантійному та коровому рівні глибин і подальша магматична еволюція розплавів як головний механізм формування континентальної кори. Роль мантійних геохімічних резервуарів в цьому процесі.

57. Формування океанічної кори. Роль процесу корового рециклювання в геохімічній еволюції верхньої мантії та земної кори в цілому.

58. Сучасні моделі росту континентальної кори та взаємовідносин мантія — кора. Їх геохімічне значення.

59. Дегазація мантії та її геохімічне значення. Внаслідок дегазації мантії виникла атмосфера.

60. Земля як єдина геохімічна система. Головні тенденції еволюції та геохімічний взаємозв’язок процесів седиментогенезу, магматизму, метаморфізму. Металогенічні епохи, їх практичне значення.

Металогенія древніх платформ та її підрозділи.

Металогенія древніх платформ розглядає загальні закономірності розміщення родовищ на древніх платформах (в кристалічному фундаменті і платформному чохлі) в часі і в просторі, тобто впродовж їх розвитку і в різних структурно-формаційних зонах, що утворилися у результаті цього розвитку. Спочатку здійснювались спроби дослідження складчастого докембрійського фундаменту з позицій металогенічного аналізу, розробленого для складчастих післяпротерозойських областей (Білібін, 1948, 1955). Згодом стала очевидною необхідність обліку специфіки геологічних процесів метаморфізму і гранітизації, від яких неможливо відокремити ендогенну металогенію складчастого фундаменту, з цих позицій М. д. п. розглянута в роботі «Проблеми металогенії України» (1964) і в ін. Белєвцев (1964) і ін. розглядали М. д. п. відповідно до основних періодів геологічного розвитку платформ: 1) металогенія рухомих зон докембрійського фундаменту; 2) металогенія серединних масивів фундаменту; 3) металогенія платформного чохла.

І. Г. Магакьян вважає, що при металогенічному аналізі платформ слід розрізняти три головні періоди: «1) —період (періоди) осадконакопичення, вулканізму і метаморфізму могутніх вулканогенно-осадових товщ, що нагромаджуються в якнайдавніших (архейських і протерозойських) басейнах; 2) — період (періоди) консолідації, замикання областей накопичення осадків і багатократного укорінення інтрузивних мас гранітоїдного і частково основного і ультраосновного складу; 3) — період платформного режиму з пізнішими розломами (аж до альпійського віку) і укоріненням уздовж них інтрузій тріщин основного і ультраосновного, лужного і гранітоїдного складів».

Перші два періоди пов'язано з формуванням фундаменту платформ, який звичайно складений метаморфічними утвореннями, що виникають в результаті розвитку древніх геосинклінально-складчастих областей і накладення подальших процесів регіонального метаморфізму на різні геологічні формації, що сформувалися в процесі цього розвитку.

Головна роль у формуванні ендогенної мінералізації докембрійських рухомих зон належить метаморфізму і гранітизації. В початкові етапи (стадії) розвитку рухомих зон в осадових вулканогенних і хемогенних утвореннях відбувається накопичення Fе, менше — Тi, Сu, Аu, V, Рt, Сr, Ni. В середні етапи в результаті метаморфізму і ультраметаморфізму багато металів стають рухомими і при певних тектонофізичних умовах утворюють промислові скупчення. При цьому з метаморфічними процесами зв'язано утворення осадово-метаморфічних родовищ Fе, (залізисті роговики і джеспіліти) і рудо проявів Сu, Zr, Ti у пісковиках і конгломератах, метаморфічних гематито-магнетитових і силікатно-магнетитових родовищ, мідних і мідно-нікелевих руд в ефузивах, родовищ графіту, мармурів, корунду, силіманіту та ін.; з гранітизацією — інтенсивна міграція Тi, Fе, Са, Мg, Сu, V, Рb, Zn та ін.; з метасоматозом, викликаним гранітизацією, титаномагнетитові, силікатно-монацитові рідкісноземельні і ін. родовища. У кінцеві етапи металогенія рухомих зон залежить від магми. і постмагматичної діяльності. З основними і ультраосновними інтрузіями пов'язані родовища Сr, Ni, Со, Ті, титаномагнетиту і деяких рідкісних металів. Продукти типової гідротермальної діяльності, обумовлені інтрузіями гранітів, мають другорядне значення і представлені рудопроявами сульфідів Zn, Рb, Сu, проявами деяких рідкісних металів. Процеси метаморфізму і гранітизації та пов'язана з ними мінералізація в межах конкретних площ виявляються з різною інтенсивністю, внаслідок чого виділяється декілька типів металогенічних провінцій щитів. Металогенія серединних масивів фундаменту характеризується магматичними, пегматитовими, скарновими і гідротермальними родовищами Fe, Cu, W, Co, Ni, Ta-Nb, Mo, рідше Рb і Zn, що виникли в платформний період розвитку і просторово і генетично тісно пов'язані з інтрузивними комплексами, приуроченими до розривних структур. В платформний період відбувається формування гіпергенних родовищ А1, Fe і Nі в древній корі вивітрювання або глибинних зонах окислення. Металогенія платформного чохла обумовлена утворенням порід самого чохла. Її особливості найдетальніше розглянуті в роботах Старицького (1958, 1965) і ін. Старицький виділяє 3 етапи у формуванні чохла, що займають для всіх платформ світу в основному одні і ті ж проміжки часу. При цьому платформи розвивається не циклічно, а спрямовано.

Перший етап в розвитку платформ характеризується переважанням континентального режиму, утворенням осадків в локальних западинах і повільним осадконакопиченням. Цей етап на більшості платформ охоплює час від нижнього протерозою до початку палеозою. В деяких регіонах по периферії платформ наприкінці першого етапу виникають крупні прогини, в яких утворюються складні за складом карбонатні і евапоритові товщі.

Другий етап в розвитку платформ північної півкулі починається проявом тривалих, повільних негативних русі, що приводить до виникнення на платформах крупних епіконтінентальних морів, в межах яких формуються карбонатні, часткове теригенні і вугленосні формації. За часом цей етап охоплює практично весь палеозой до початку або середини мезозою. Ю. Г. Старицький відзначає, що на платформах південної півкулі і Індостану процеси континентального вугленагромадження почалися тільки в пізньому палеозої, тоді як в ранньому палеозої осадкоутворення на платформах не відбувалося.

Нарешті, третій етап, що охоплює мезозой і кайнозой, пов'язаний з різкою диференціацією тектонічних рухів на платформах, що, з одного боку, приводить до виникнення підняттів, і з іншою —до утворення глибоких западин, заповнених теригенними і (або) карбонатно-теригенними, нерідко вугленосними відкладами.

Етапи розвитку різних платформ звичайно близько співпадають за часом, особливо для платформ однієї півкулі.

На кожному етапі розвитку платформ виникають структури різних порядків: підняття, западини, вали, мульди, крупні флексури і т.д. Останнім часом все з більшою очевидністю вимальовується важлива роль в розвитку платформ крупних блоків і регіональних тектонічних порушень

До інтрузій першого етапу (нижній протерозой — початок палеозою) основного і ультраосновного складу приурочені найбільші в світі родовища сульфідного нікелю, платини, хромітів та ін. (Седбері, Бушвельдський комплекс і ін. родовища). Велика частина нікелю видобувається з цих сульфідних родовищ. Утворення першого етапу представлені також основною (траповий) і ультраосновною — лужною формаціями. З першою пов'язані прояви Сu, з другою — головним чином Та, Nb, ТR, менше значення мають прояви Сr, Рt, Ті, Cu, Zn, Рb, F, А1 (нефелін). З екзогенних корисних копалин найбільше значення мають нафта і солі, менше — Fе, Р. До другого етапу [початок палеозою — початок (середина) мезозою] приурочене утворення комплексу різноманітних "корисних копалин, пов'язаних з лужно-ультраосновною і основною (траповою) формацією. До першої формації приурочені Р, ТR, флогопіт (головні); Nb, Та, Ті, А1 (другорядні); до другої — Nі, Со, Fе, Pt, Pb, In, ісландський шпат, графіт (головні); Сu, Ва, Zn, F, Sr (другорядні). На цьому ж етапі утворюються багато важливих в промисловому значенні екзогенні (осадові, інфільтраційні, залишкові) родовища Fе, А1 (боксит), Сu, Р, а також нафти, вугілля, солей. Ендогенні корисні копалини третього етапу [початок (середина) мезозою — кінець кайнозою] пов'язані головним чином з ультраосновною — лужною формацією Серед них основне значення мають алмази, менше — Р, флогопіт. Для третього етапу найбільш характерні екзогенні родовища(кора вивітрювання, розсипи і ін.) Мn, Аl (боксити), Fе, Tі, Та, Nb, ТR, алмазів, у меншій мірі — Аu, Рt, а також родовища нафти і солей.

Утворення сучасного фундаменту древніх платформ відносять до кінця пізнього протерозою (рифей), коли повсюдно установився стійкий платфор-мно-геосинклінальний, чи неогеосинклінальний, режим. Платформи, що сформувалися, випробували значні по амплітуді, але повільні за часом коливальні рухи. На більшій частині платформ установився континентальний режим, наслідком чого були інтенсивне вивітрювання і нагромадження осадків в локальних западинах. Виникають континентальні відклади, формується каолінова і латеритна кори вивітрювання. З корами вивітрювання пов'язане утворення родовищ бокситів, силікатних нікелевих руд, вогнетривких і керамічних глин і каоліну. У морських водоймах накопичуються біогенні карбонати, широкий розвиток одержують інші осадові утворення. У сприятливих умовах формуються галогенні і гіпсодоломітові відклади, накопичуються сполуки заліза, марганцю і фосфору. Загасає і до початку фанерозою цілком припиняється нагромадження кварцово-залізистих смугастих утворень. Залізо починає концентруватися у виді сидеритових і оолітових гематит-хлоритових руд.

Надалі в ході повільного опускання відбувається тривале нагромадження осадових товщ, що починається відкладенням теригенного матеріалу. Осадові товщі досягають потужностей сотень метрів (іноді декількох кілометрів). Породи осадової товщі слабко метаморфізовані і на великих площах залягають практично горизонтально, відрізняючись витриманістю фаціального складу. Для них характерні піщано-глиниста, бітумінозна, кварц-піщана і карбонатна формації.

Зазначені формації платформного структурного поверху включають властиві їм родовища корисних копалин. З піщано-глинистою формацією зв'язані родовища вугілля, вогнетривких глин, бокситів, залізних і марганцевих руд. Бітумінозна формація характеризується наявністю чорних бітумінозних сланців, іноді метаморфізованих до горючих сланців. Кварц-піщана формація відрізняється одноманітністю складу, але місцями переходить у кварц-глауконітову субформацію з родовищами фосфоритів, пісків і глауконіту. Карбонатна формація складена мілководними вапняками, чи доломітами гіпсодоломітовими утвореннями, з нею пов'язані родовища гіпсу, доломіту, мергелів і вапняків.

У відновних умовах ряду басейнів формуються осадові родовища міді, найбільш характерними прикладами яких можуть служити родовища Мідного пояса Центральної Африки. На думку деяких дослідників, в аналогічних умовах накопичувався первинний рудний матеріал родовищ Джезказгану і поліметалічних стратиформних родовищ, приурочених до карбонатних відкладів.

У фундаменті платформ в окремі періоди геологічного часу відновлювались рухи по глибинних розламах, розвивалися магматичні процеси як ефузивні, так і інтрузивні. У результаті тектоно-магматичної активізації (ТМА) могли відбуватися виливи магматичних порід з творенням покривів (Сибірські трапи). В інших випадках формуються інтрузії центрального типу, які відрізняються різноманітністю свого складу, від ультраосновного до лужного і кислого. Для режиму тектономагматичної активізації характерні також алмазоносні трубки кімберліту. Процеси тектономагматичної активізації виявляються в післяплатформну континентальну стадію розвитку земної кори на самих платформах і їх щитах, в областях завершеної складчастості, які до моменту прояву цих процесів є жорсткими консолідованими спорудами, а також в межах брил серединних масивів. Процеси ТМА є складним комплексом геологічних явищ, що призводять до утворення нових тектонічних форм, магматизму з широким проявом лужних основних, а також інших порід аж до гранітоїдів і виникненням різних ендогенних родовищ. Особливу роль при цьому виконують зони глибинних розломів і інші крупні тектонічні розриви, які нерідко можливі не тільки серед кристалічного субстрату, але і на платформному структурному поверсі. До теперішнього часу відомо, що практично всі платформи в тому або іншому ступені зачеплені процесами ТМА. Інтенсивні їх прояви відомі, наприклад, в східній і південній частинах Китайської платформи, в західній і південній частинах Африканської. На Китайській платформі проявився гранітний інтрузивний магматизм і дислокації порід платформного поверху. З гранітами пов'язані гідротермальні родовища олова, вольфраму, свинцю і цинку. Рудоносна площа складається з інтенсивно зім'ятих порід палеозою і нижнього мезозою, інтрудованих гранітами верхньоюрського віку, масиви яких витягнуті уздовж осей кіммерійських антикліналей. Родовища вольфраму, що відносяться до розряду найбільших в світі, залягають в гранітах, утворюючи штокверкові тіла, або локалізуються в зоні екзоконтакту уздовж тектонічних розривів. Кварц-вольфрамітові жили нерідко збагачені на молібденіт, а у верхніх частинах — на вісмутин, самородний вісмут і каситерит. Окрім жил зустрічаються грейзенізовані ділянки, що збагачені на каситерит. Тут необхідно наголосити на складності і різноманітності морфологічних особливостей родовищ і окремих рудних тіл, а також складності мінерального складу руд. В генетичному відношенні родовища належать до групи гідротермальних високо-середньо-температурних, що сформувалися на невеликих глибинах. Гранітотворна магма має корове походження і специфіка мінералізації обумовлена характером мінералізації порід кристалічного фундаменту.

На півдні і південному заході Африки відомі ніжньоекрейдові граніти, що супроводжуються олов'яним, вольфрамовим, берилієвим, сурм’яним і флюоритовим зруденінням.

Для вказаних, а також інших (Австралійської, Сибірської і т. д.) активізованих платформ характерний розвиток в деяких їх частинах глибинних розломів, зокрема рифтового характеру. По розломах підіймалася магма як мантійного, так і корового походження. Інтрузії глибинної магми відрізняються високим ступенем диференційованої; з ними пов'язані родовища сульфідних мідно-нікелевих руд (Норільський район), скарнові залізорудні родовища (Урал, Казахстан). З кислими інтрузіями, яким властива звичайно підвищена лужність, пов'язані грейзенові (апогранітові) рідкіснометалеві родовища, а також гідротермальні — золота, урану, рідше — свинцю і цинку. В зонах розломів, які розділяють блоки земної кори, що зазнають відносного опускання і підняття, розвивалися інтрузії центрального типу з апатитом, рідкісними елементами і карбонатитами. В аналогічних умовах формувалися трубки алмазоносних кімберлітів, які відомі в даний час на всіх платформах (окрім Антарктиди).

Структурна позиція інтрузій центрального типу визначається приуроченістю їх до зон інтенсивної активізації платформ і щитів — місцями зчленування древніх глибинних розломів з коровими розривами, до зчленування різнорідних структур або до ділянок викривлення розломів і інших морфологічних ускладнень структур. По таких тектонічних «віддушинах» відбувалися неодноразові ін'єкції магматичного розплаву, що обумовлювало виникнення інтрузій концентричної будови, які відрізняються надзвичайно складним петрографічним складом ультраосновных, лужних, габроїдних і інших порід. Характерний інтенсивний прояв метасоматоза (фенітизація). Периферичні кільця є найбільш ранніми, вони нерідко січуться молодшими конічно або радіально розташованими тілами. В центральних частинах масивів часто відзначаються виділення карбонатитів, з якими пов'язані родовища рідкісних і рідкісноземельних елементів, флогопіту, залізняку, поліметалічних руд та ін. Найбільш типові концентричні структури Хібінських і Ловозерськіх тундр Кольського півострова і Північної Карелії, Гулінська лужно-ультраосновна інтрузія на півночі Сибірської платформи, Інаглінській масив на Алданськом щиті та ін.

Гідротермальні магномагнетитові родовища, парагенетично пов'язані з трапами, відомі на Сибірській платформі в Тунгуській синеклізі. Серед родовищ цієї групи детально вивчені Коршуновське, Рудногорське, Нерюндінське і Тагарське. Родовища локалізовані в палеозойських породах платформного структурного поверху і тісно просторово пов'язані із зонами розломів і вулканічними трубками, по яких проникали розчини, що викликали метасоматичні зміни порід і зруденіння. Метасоматичні процеси зумовили розвиток скарноподібних і хлорит-серпентин-карбонатних метасоматитів.

У платформному структурному поверсі південної частини Північноамериканської платформи розміщуються золоторудні і поліметалічні родовища, що утворилися шляхом метасоматичних заміщень. Прикладами служать родовища Ледвілл, Гілмен, Верхньомісиссипськой долини і інших районів США, які нерідко описуються як телетермальні.

На Українському щиті активізація виявилася в Приазовській (Сорокинськая, Чернігівська зони), Центральній (Кіровоградська і інші зони) і Північно-західній частинах (Сущано-Пержанська зона).