Земля хранит память о своем сходным с Марсом раннепланетарном прошлом

Введение

Считается, что подобные возникшим в эоархее (4.5-3.5 млрд. лет назад) морфоструктуры и глубинные неоднородности Марса были свойственны в соответствующее время и для Земли (Lapôtre et al., 2022). Возникает вопрос: сохранилась ли в какой-либо степени или форме эта анизотропия, после того как Земля испытала многократно тектонические перестройки и магматические события. Если абстрагироваться от существующих геотектонических концепций и предложенных палеотектонических реконструкций ответ на этот вопрос может быть найден сравнительно легко на основании сходной дифференцированности «молодой» Земли и «древнего» Марса на материковые и океанические полушария. Следствием длительного проявления «диэкваториальной» неравномерности развития Земли являются расположения подавляющей части поясов складчатости палеозоя, мезозоя, наиболее крупных и сложно построенных островодужных систем в Северном полушарии, внерифтовых магматогенных хребтов, микроконтинентов в том числе подводных, горячих точек в океанах Южного полушария и также в пределах последнего доныне активных Африканского и Тихоокеанского суперплюмов. Прямое отношение к обсуждаемому вопросу имеет работа С.Р. Харта, в которой обосновывается существование по разные стороны от экватора Земли разных глубинных геохимических «резервуаров», и их возникновение во время обособления ядра, мантии и первичной коры нашей планеты (Hart, 1989).

В настоящей статье приведены данные о латеральных неоднородностях океанов, материков и структурных формах экваториальных границ между ними, указывающие на существование, длительность проявления дихотомии Земли и «марсианское» время ее зарождения.

Неоднородности океанов и структуры их экваториальных разделов

 В Атлантическом океане самыми крупными внерифтовыми являются экваториальные трансформные разломы (рис. 1), по которым происходили относительные сдвиговые перемещения Африканской и Южно-Американской континентально-океанических плит. Южная и более северная части океана, разделенные этими разломами, отличаются друг от друга по плотностным свойствам мантии, составу базальтовых выплавок вдоль Срединного хребта (Боннати, 1996). Зарождение океана к северу от экватора произошло в триасе возможно в поздней перми. К югу от него первые океанические структуры возникли внутри Гондваны в альбе (на 85 млн. лет позже) в рифтах поздней юры-раннего мела.

Рис. 1 Данные спутниковой альтиметрии Экваториальной Атлантики (Боннати, 1996)

 

К востоку от Срединно-Атлантического хребта имеются проявления внутриплитного магматизма, однако разного типа и возраста в зависимости от географического положения. К северу от экватора они представляют собой вулканические острова, относящиеся к типу классических «горячих точек». К югу от экватора имеется несколько линейных магматических структур («горячих линий»). Из них наиболее известными являются меловая линия Китового хребта с продолжением карбонатитово-кимберлитовой зоны в Анголе, и Камерунская линия палеоген-неогена.

Из изложенного следует, что Атлантика развивалась различным образом по разные стороны от экватора с ее рифтового «рождения» до формирования зрелого спредингового хребта. Крайне важным является то обстоятельство, что с трансформными экваториальными разломами Атлантики совпадает граница сейсмической анизотропии слоя D нижней мантии (Garnero et al, 2004).

Большая часть Индийского океана расположена к югу от экватора. Она характеризуется большим количеством микроконтинентов, в том числе подводных, крупнейших внутрипрлитных магматических хребтов, подводных вулканических плато и вулканических островов.

Меньшая часть океана к северу от экватора структурно несравнимо более однородна и ее значительная западная область, прилегающая к Индии и Бангладеш, характеризуется аномальными для океанов корой переходного типа и очень большой толщиной осадочного чехла (до 15-18 км) (Mukhopadhyay, Khadge, 1992).

Граница между главной Южной и Северной тектоническими провинциями Индийского океана выражена разломами и горсто-грабеновыми структурами, протягивающимися по экватору на расстоянии около 500 км (рис. 2) (Bull, Scrutton, 1992; Levchenko et al., 1993).

Рис. 2 Тектонические элементы экваториальной зоны Индийского океана. (Bull, Scrutton, 1992)

На схеме показаны: крестиками по линиям - блоковые хребты, пуктирными линиями - депрессии, жирными меридиональными линиями разломы хребта, сплошные линии с цифрами - изобаты (км).

На экваторе в Индийском океане расположен крупнейший на Земле минимум геоида, которому соответствует контрастная анизотропия в слое D нижней мантии. Последнее может рассматриваться как косвенное свидетельство столь же глубокого заложения как экваториальной разломно-блоковой пограничной системы, так и «корней» разделенных ею тектонических провинций (Padma Rao et al., 2017).

Как и более западные «малые» океаны, Пацифик состоят из двух тектонических провинций, граница между которыми проходит вдоль экватора (рис. 3).

Рис. 3 Структурная схема ложа Тихого океана (Головинский, 1985)

Более дифференцированной является морфоструктура Северной провинции. Для Южной провинции характерны крупные впадины и разделяющие их значительно более узкие поднятия (рис. 2)

По разные стороны от экватора изменяются ширина, структура (рифтовая на севере и безрифтовая на юге), петрохимические свойства базальтов, интенсивность тепловых потоков, гидротермальная активность Восточно-Тихоокеанского спредингового хребта (Мирлин и др., 1992). В южной провинции находится подавляющая часть внутриплитовых «горячих точек». Согласно недавно полученным данным сейсмотомографии Северная и Южная тектоническая провинции Пацифика характеризуются различными плотностными неоднородностями мантии.

На экваториальных окраинах Тихого океана расположены разные тектонические структуры: на западе Индонезийско-Новогвинейская островная дуга, на востоке подводные хребты Карнеги (с Галапагосскими вулканическими островами) и спрединговый хребет Кокос. По островной системе к востоку сдвинута южная часть Индийского океана с Австралией и Новой Зеландией. По ней происходят существенные изменения структуры и значений теплового потока по планетарному Азиатско-Новозеландскому островодужному поясу, частью которого эта система является.

Приведенные данные отражают анизотропию глубоких недр северного и южного полушария Земли, но лишь для относительно молодых океанов и поэтому не могут быть использованы для определения времени их зарождения. О последнем можно судить по геологии более древних континентов: Южной Америки и особенно Африки.

Неоднородности континентов и структуры их экваториальных разделов

В Южной Америке с экватором совпадает граница между северным (Колумбийско-Эквадорским) и Центральным (Перуанским) сегментами подвижного Андийского пояса (рис. 4).

Рис. 4 Главные тектонические домены Северной части Южной Америки и экваториальные структуры их раздела

Сегменты Андийского пояса: 1 – Перуанский сегмент, 2 – Колумбийско-Экваториальный сегмент, Тектонические провинции внеандийской части: 3 – Северная провинция, 4 – Южная провинция. Плиты Тихого океана: Наска, Кокос (названия на схеме). Т – поднятие Тагуин; АМ – Амазонский рифт. Подводные хребты: Ка -Корнеги, К- Кокос.

Для первого из этих сегментов свойственны: 1) высокий метаморфизм пород палеозоя, 2) наличие в комплексах раннего палеозоя и мезозоя больших объемов базальтоидов с телами ультрабазитов (пород мантии), 3) проявление интенсивного кайнозойского вулканизма, 4) повышенные сейсмичность и тепловые потоки. Перуанские Анды лишены этих особенностей строения и развития (Долгинов, 1998). Экваториальный раздел Андийского пояса выражен структурно в виде аномально ориентированного поднятия Тагуин, образованного породами докембрия, палеозоя, мезозоя, характеризующимися общим широтным направлением их разновозрастных структур (Paladines, 1996).

Показано, что несоответствия кайнозойского вулканизма в Северном и Центральном сегментах пояса обусловлены различными наклонами зон субдукции океанических плит Наска и Кокос под Южную Америку (Gusscher et al.,1999). С этой же геодинамической «причиной» можно связывать сходную неравномерность более раннего магматизма в Колумбийско-Эквадорском и Перуанском сегментах пояса и таким образом постулировать древнее зарождение провинций Тихого океана по разные стороны от экватора.

К востоку от Андийского пояса расположены крупное поднятие фундамента в Предандийском осадочном бассейне (Jaques, 2003) и далее, скрытый под чехлом плиоцен-четвертичных осадков рифтового типа осадочный бассейн, протягивающийся на расстоянии 1100 км вдоль р. Амазонка. Последний выполнен мелководно-морскими отложениями венда, среднего палеозоя и континентальными отложениями юры и мела. Характерной особенностью Амазонского бассейна является присутствие мощной толщи базальтов девона и совпадение с ним зоны повышенной сейсмичности.

Амазонский экваториальный бассейн разделяет две докембрийские тектонические провинции Южной Америки. К северу от него расположен Амазонский кратон, консолидация фундамента которого произошла в архее, раннем протерозое и (на крайнем западе) рифее. Южная провинция характеризуется широким распространением  складчатых структур, образованных в конце позднего протерозоя («бразилианские» комплексы) при подчиненном значении складчатых комплексов архея, раннего протерозоя и (на крайнем юге) раннего палеозоя (Ibanes-Mejia et al., 2011). Считается, что эти тектонические провинции, именуемые соответственно, Амазония и Бразилиана, являются частями разных древних суперматериков: Северная провинция – Лаврентии, Южная провинция – Гондваны (Bley et al., 2014).

Африка, как и внеандийская Южная Америка состоит из двух тектонических провинций, граница между которыми проходит вдоль экватора (рис. 5). Провинции отличаются как по возрасту докембрийской коры, так и по внутриплитному развитию.

Рис. 5 Тектонические провинции Африки и приэкваториальные структуры их раздела

1-2: области докембрийской коры: 1 – архейфской, 2 – протерозойской, 3 – пояс докембрийской складчатости Убанги, 4 – проявление магматизма «горячих точек» фанерозоя; 5 – системы приэкваториальных разломов (трансафриканских рифтовых и главных трансформных Центральной Атлантики); 6 – осевая отрицательная зона магнитной аномалии Банги; 7 – районы изменения возраста рифтовых структур (на западе) и типов рифтового и безрифтового (на востоке) пассивных окраин Африки.

Буквы на схеме: гранулитовые комплексы Нтем (Н), Бому (Б); приэкваториальные рифты раннего мела Саламат (С), Муджлад (М), Анза (А). 

 

Коровое основание Северной провинции, в которую входит также Аравия, было консолидировано почти исключительно в протерозое: конце позднего в т.н. «пан-африканскую» эпоху тектогенеза, в центральной и восточной областях, и в конце раннего, в эбурнейскую эпоху тектогенеза на западе (рис. 5). В южной провинции в докембрийской коре главное значение имеют метаморфические и интрузивные комплексы архея (около 85%) и подчиненную роль играют складчатые структуры эбурнид и поздних протерозоид (кибарид – 1340-1280 млн. лет, эрумид – 1100-900 млн. лет, при преобладании пан-африканид, 600-550 млн. лет).

В палеозое и мезозое Северная тектоническая провинция испытывала опускание и перекрывалась трансгрессиями, приходившими с севера из океанов Палео-и Мезотетис. В меловое время в пределах пан-африканского фундамента формировалась сложная система рифтов, а в позднем кайнозое возникли уникальные рифты завершенного развития Красного моря и Аденского залива. В этих же областях в течение всего фанерозоя широко проявлялся щелочной и щелочно-базальтоидный магматизм «горячих точек» (Wilson, 1998; Schandelmeier et al., 1993). Северная тектоническая провинция характеризуется относительно сокращенной толщиной земной коры, в целом низким тектоническим макрорельефом и обширными чехлами плиоцен-четвертичных осадков.

Более «древняя» Южная тектоническая провинция в фанерозое находилась в относительно приподнятом положении, сохранив его до настоящего времени. В конце палеозоя-триасе в ней образовалось несколько рифтов, а находящиеся в ней кайнозойские рифты Восточной Африки резко уступают по степени развития океаническим рифтам Красного моря и Аденского залива. Проявления внутриплитного магматизма повышенной щелочности здесь практически отсутствуют, а земная кора имеет повышенную толщину.

Северная и Южная тектоническая провинции разделены вдоль экватора структурами разных возрастов и типов. К ним относятся внутриконтинентальные рифты неоком-баррема, Саламат, Муджлад, Анза, а также поздней юры-апта, определившие широтную окраину Западной Африки. Этой же системе принадлежат трансформные экваториальные разломы Центральной Атлантики, возникшие во время рифтового распада Гондваны.

Вдоль широтной окраины Западной Африки под континентальными рифтовыми отложениями юры-нижнего мела залегают фрагментарно среднего палеозоя (Kesse, 1989), которые с однотипными одновозрастными отложениями Амазонского рифта накапливались в едином интрагондванском экваториальном бассейне.

На экваторе находятся границы между сегментами субмеридианальных атлантической и индоокеанической окраины Африки, отличающимися по времени и типу образования.

К югу от экватора атлантическая окраина континента испытала рифтовое развитие в поздней юре-апте, в течение 45 млн. лет (Габон, Конго, Ангола). Рифтовое прогибание окраин Экваториальной Гвинеи и Камеруна происходило в апте (12 млн. лет).

Восточное рифтовое обособление Африки в центре Гондваны к югу от экватора осуществлялось в перми и триасе, т.е. около 100 млн. лет. Пассивная окраина Рога Африки к северу от экватора образовалась в ранней юре или в самом конце триаса без предварительной рифтовой «подготовки». Раскрытие Индийского океана здесь началось в результате отрыва от Рога Африки по сдвиговым разломам Индийского континента.

Важно подчеркнуть аномальное ускорение (т.е. усиление интенсивности) процессов разрушения внутренней части Гондваны сразу же севернее экватора. Из приэваториальных структур, разделяющих главные тектонические провинции Африки особое значение, имеет пояс докембрийской складчатости Убанги Центральной Африки (рис. 5).

Пояс Убанги

Особое значения в отношении обсуждаемой глобальной проблемой имеет возраст гранулитов комплексов Нтем и Баму. Ультраметаморфические породы первых из них прорваны интрузиями чернокитов, для которых получена датировка U-Pb методом по цирконам 3477 млн. лет (Takam et al., 2009). Из этого следует, что образование гранулитовых комплексов произошло до 3.5 млрд. лет назад. Согласно более ранним датировкам Rb-Sr методом протолит этих нижнекоровых гнейсов в начале основного (базальтоидного), затем эндербитового (средне-основного) состава образовался в интервале 3.9-3.2 млрд.лет назад (Caen-Vachette et al., 1988). Все более ранние датировки пород комплексов в 2.7-2.6, 2.5-2.4, 2.3-2.2, 1.98-1.91 и 0.65-0.5 млрд.лет получены разными методами изотопного анализа связываются с эпохами «омоложения» пород раннего архея во время развития пояса Убанги. Сходные изотопные датировки получены и для гранулитового комплекса Баму (Caen-Vachette et al., 1988). Таким образом, в обоих комплексах нижнекоровых пород последнего зафиксирована практически вся докембрийская история формирования экваториального раздела Африки и, как это будет видно, из последующего обсуждения планетарного Экваториального линиамента частью которого этот раздел является.

Важной особенностью приэкваториальной мегазоны разграничения северной и южной тектонических провинций Африки (ранее Гондваны) является одна из крупнейших и контрастных в мире «бабочкоподобная» магнитная аномалия Банги, отрицательная осевая зона которой расположена между меловыми рифтами (на севере) и поясом докембрийской складчатости Убанги (на юге) (рис.5). По существующим представлениям эта зона отражает демагнитизированный подкоровый выступ древней мантии (Girdler et al., 1992). Пояс Убанги и аномалия Банги характеризуются повышенной для внерифтовой Африки сейсмичностью (Fairhead, 1989).

Обсуждение

Из вышеизложенного следует, что общее полусферное различие (дихотомия) Земли, проявленное в соотношении материков и океанов, дополняется корово-мантийными неоднородностями тех и других, находящимися по разные стороны от экватора. Границы этих неоднородностей выражены различным образом и совместно составляют единый геораздел (Экваториальный Линеамент) между северным континентальным и южным океаническим полушариями. Поскольку этот Линеамент является стержневым в структуре земной дихотомии, его характеристики имеют наибольшее значение в рассматриваемой проблеме.

Методами сейсмотомографии в плоскости экватора, т.е. соответствующего ему геораздела, фиксируются низкоплотностные аномалии в нижней мантии у ее границы с ядром (Su et. al, 2024) и в ядре (Jackson et al., 2022).

Как отмечено выше, сейсмическая анизотерапия выявлена для нижней мантии областей Тихого океана, расположенных по разные стороны от экватора, и соответсвующих Северной и Южной тектоническим провинциям Пацифика. В аспекте рассматриваемой проблемы особый интерес представляет глобального значения магнитная аномалия, расположенная к югу от экватора между южной Африкой и восточной окраиной Тихого океана, генерированная во внутреннем ядре Земли. Нельзя исключать, что возникновение этой аномалии, нарушающей магнитное диполе Земли, отражает полусферную анизотропию ядра, унаследованная со времени ранней («марсианской») дифференциации Земли. Столь большая «транспланетарная» глубина проявлений неоднородностей океанических структур и главного экваториального геораздела Земли дают основания допускать возникновения всей ее полусферной дихотомии в самую раннюю марсианскую эпоху. Это предположение подкрепляется более конкретными геологическими данными.

Пограничное положение Экваториального Линеамента между докембрийскими тектоническими провинциями Южной Америки и Африки указывается на допалеозойское проявление как этого геораздела так и всей включающей его дихотомии. Особое, критическое значение в определении времени зарождения линеамента и дихотомии имеет «марсианский» возраст (больше 3,5 млрд. лет) гранулитов комплекса Нтем приэкваториального пояса докембрийской складчатости Убанги (Takam et. al, 2009). Совпадение с последним осевой отрицательной зоны уникальной магнитной аномалии Банги свидетельствует об исключительности данной докембрийской структуры, что согласуется с ее вероятно «марсианским» происхождении. К таковому по всей видимости могут быть отнесены Экваториальный Линеамент в целом, частью которого пояс Убанги является, а также вся полусферная дихотомия Земли.               

Реликтами марсианской структуры Земли могут оказаться высокоплотностные плиты в нижней мантии районов, удаленных от зон субдукции, в частности во внутренней области Тихого океана (Baker, 2025). Такое же происхождение могут иметь подобные марсианским широтные магнитные аномалии и соответствующие им глубинные неоднородности в областях архейских кратонов Африки, Сибири (Абрамова, Абрамова, 2014), Северной Америки (Kutina J., 1980), имеющих близкие марсианским геофизические характеристики недр (San, Tkalĉiĉ, 2024). Возможно, именно являясь наименее измененными реликтами материковой марсианской структуры Земли, древние кратоны проявили в своем развитии исключительную парадоксальность, которая заключалась в том, что при наиболее холодной и толстой литосфере они подвергались самому крупномасштабному внутриплитному базальтоидному (трапповому) магматизму.

Приведенные материалы показывают, что дихотомия Земли выражена не только в анизотропии ее Северного и Южного полушарий в целом, но и также достаточно четко, в неоднородностях океанов и континентов по разные стороны от экватора. 

О времени заложения дихотомия Земли можно судить по исходному, эоархейскому возрасту гранулитов пояса Убанги, являющимся наиболее древними реликтами Экваториального линеамента и марсианской структуры Земли. Принципиально мы возвращаемся к идее С.Р. Харта о геохимической дифференциации Земли на два полушария при обособлении ее главных оболочек (Hart, 1989), т.е. в «марсианскую» стадию развития нашей планеты. Веским подтверждением этой идеи является недавно представленное обоснование ранепланетарного («марсианского» времени) обособление нижней мантии Земли (Boukare et al., 2025)

При колоссальном временном разрыве в 3,5-3,0 млрд. лет активного тектоно-магматического развития Земля и Марс приобрели сходство не только в дихотомии полушарий, но и в некоторых других особенностях планетарного и регионального строения. К ним относятся пилообразное соотношение материковых и океанических масс, и приэкваториальные расположения на границах этих масс центров проявлений финальной внутриплитной магматической активности. На Марсе к последним относится вулканическое плато Тарсис и крупнейший на планетах солнечной системы вулкан Олимп. На Земле таковыми центрами в Африке являются Эфиопское вулканическое плато, крупнейший на континенте вулкан Килимаджаро, вулканическая область Адамуа-Боеко, подводные вулканы и связанные с ним покровы базальтов на юге Сомали (Bosellini, 1989), а также базальты Деканского плато, излившееся во время расположения Индии у берегов Рога Африки. При всех вариантах сопоставления Земли и Марса условия и причины возникновения указанных аномалий остаются большой научной интригой, требующей специального изучения.

Заключение

Неоднородности северного и южного полушария Земли, гондванских материков и океанов, как и Экваториальный геораздел между ними, были заложены в марсианскую стадию развития планеты, хотя и претерпели различного рода преобразования во время многократных тектонических перестроек и крупномасштабных магматических событий. При сохранности матрицы марсианской структуры Земли эти преобразования могли происходить лишь дифференцированно в каждом полушарии и должны были исключать крупные перемещения материков и несущих их литосферных плит через перманентно существовавший Экваториальный геораздел планеты.

Показано, что дихотомия полушарий Земли, а также корово-мантийные неоднородности отдельных океанов и «гондванских» материков и структурированные границы между ними являются отражением планетарной матрицы, возникшей в «марсианскую» стадию развития планеты.

 

Долгинов Е.А.,

Авдонин А.В.,

Усова В.М.

 

Список литературы

1. Абрамова Д.Ю., Абрамова Л.М. Литосферные магнитные аномалии на территории Сибири (по измерениям спутника СНАР). // Геология и геофизика, 2014, Т55, №7, с.854-868
2. Бонатти Э. Происхождение крупных разломных зон, смещающих Срединно-Атлантический хребет. // Геотектоника, 1996, №6, с. 5-16
3. Долгинов Е.А. Поперечная тектоническая зональность Андийского горно-складчатого пояса. Изв. Высш. Уч. Завед. Геология и Разведка, 1998, №4, с. 35-46
4. Головинский В.И. Тектоника Тихого океана. Изд. «Недра», 1985, 195 с.
5. Мирлин Е.Г., Пшеница И.А., Сущевская Н.М. Тектонические провинции осевой зоны Восточно-Тихоокеанического поднятия.//Докл. РАН, 1992, т. 327, №3, с. 368-373
6. Baker, Scientists discover 'sunken worlds' hidden deep within Earth's mantle that shouldn't be there, Livescience 2025
7. Bosellini A. The Continental Margins of Somalia: Structural Evolution and Sequence Stratigraphy: Chapter 11: African and Mediterranean Margins, 1989, Vol. XLI, PADOVA Societ Coop., Tipogr, pp. 373-458
8. Boukaré C-E., Badro J., Samuel H. Earliest days of Earth's formation. Journal Reference, York University, 2025 ScienceDaily. https://www.sciencedaily.com 
9. Bley M., Brito Neves B., Fuck R.A. The basement of the South American platform; Half Laurentian (N-NW) + half Gondwanan (E-SE) domains prec. RES. 2014, vol. 244, pp. 75-86
10. Bull J.M., Scrutton R.A. Seismic reflection images of intraplate deformation, Central Indian Ocean, and their tectonic significance. J. Geol. Soc., London, 1992, vol. 149, p. 955-966.
11. Caen-Vachette M., Vialette Y., Bassot J.-P., Vidal P. Apport de la geocronologie isotopique a la connaissance la geologie gabonaise. Chon. Rech. Min. 1988, № 491, p. 35-53
12. Fairhead J.D. Preliminary study of the seismicity associated with the Cameroon Volcanic the volcanic eruption of  Mt. Cameroon in 1982. J. Afr. Earth Sci, 1989, vol. 3, №3, pp. 297-301
13. Garnero E.J., Moore M.M., Lay T. Isotropy or weak vertical transverse isotropy in D00 beneath the Atlantic Ocean. J. Geoph. Res., vol. 109, B08308, DOI:10.1029/2004JB003004, 2004
14. Girdler R.W., Taylor P.T., Frawley J.J. A possible impact origin for the Bangui magmatic anomaly (Cetral Africa). Tectonophysics, 1992, vol. 212, pp. 45-58
15. Gusscher M.-A., Malavieille J., Callemand S., Collot J.-Y. Tectonic segmentation of the North Andean margin: impact of the Carnegie Ridge collision. Earth and Planetary Science Letters, vol. 1999, vol. 162, issues 3-4, pp. 255-270
16. Hart S.R. A large scale isotope anomaly in the Southern Hemisphere mantle. Nature, 1984, vol. 309, № 5971, pp. 753-757
17. Jackson M.G., Macdonald F.A. Hemispheric Geochemical DichotomyHemispheric Geochemical Dichotomy of the Mantle Is a Legacy of Austral Supercontinent Assembly and Onset of Deep Continental Crust Subduction, General Earth and Planetary Sciences, 2022, vol. 3, DOI:10.1029/2022AV000664
18. Ibanes-Mejia M., Ruiz J., Valencia V.A., Cardona A. The Putumayo Orogen of Amazonia and its implications for Rodinia reconstructions: New U–Pb geochronological insights into the Proterozoic tectonic evolution of northwestern South America. Prec. Res. 2011, vol. 191, №1, рр. 58-77
19. Jaques J.M. A tectonostratigraphic synthesis of the Sub-Andean basins: Implications for the geotectonic segmentation of the Andean Belt. J. Geol. Soc. London. 2003, vol. 160, p. 687-701
20. Kesse G.O. The mineral and rock resources of Ghana. Rotterdam ; Boston : A.A. Balkema; Accord, MA : Distributed in USA & Canada by A.A. Balkema Publishers, 1985. pp. 601
21. Kutina J. Regularities in the Distribution of Ore Deposits along the 'Mendocino Latitude', Western United States. In:Global Tectonics and Metallogeny, 1980, vol. 1, №2, рр. 134-193
22. Lapôtre et al. Mars as a time machine to Precambrian Earth, Journal of the Geological Society, 2022. vol. 179, №5 DOI:10.1144/jgs2022-047
23. Levchenko O.V. et al. Detailed survey of the ocean bottom structure in the Central Indian Ocean Intense Deformation Zone: Tectonic implications. Geology, Environmental Science Marine Geology, 1993, vol. 115, pp. 165-171
24. Mukhopadhyay R., Khadge N.H. Tectonic Reactivation in the Indian Ocean:Evidences from Seamount Morphology and Manganese , Nodule Characteristics. Journal of the Geological Society of India, 1992, vol. 40, № 5, p. 443-452
25. Padma Rao B., Ravi Kumar M., Singh A. Anisotropy in the lowermost mantle beneath the Indian Ocean Geoid Low from ScS splitting measurements, Geochem., Geophys., Geosyst.,2017, vol. 18, issue 2, pp. 558-570 DOI:10.1002/2016GC006604
26. Paladines P, Zonificación mineralogenica del Ecuador, Guillermo Rose-Ro, 1996, 150 p.
27. San W., Tkalĉiĉ H. Constraints on the Origin of the Martian Dichotomy From Southern Highlands Marsquakes, Geophysical Research Letters, 2024, vol. 52, issue 1 DOI:10.1029/2024GL110921 
28. Schandelmeier H. et al., Spatial and temporal relationship between alkaline magmatism and early rifting in north/central Sudan, Geoscientific Research in Northeast Africa, pp.221-225, 1993. Balkema, Rotterdam, ISBN 9054103183 DOI:10.17491/jgsi/1992/400504 
29. Su Y. et. al, Detections of ultralow velocity zones in high-velocity lowermost mantle linked to subducted slabs.//Nature Geoscience, №4, pp.1-8. 2024
30. Takam et al., Paleoarchaean charnockite in the Ntem Complex, Congo craton, Cameroon: Insights from SHRIMP zircon U-P ages// Journal of Mineralogical and Petrological Sciences, 2009. vol. 104, pp.1-11 DOI:10.2465/jmps.080624 
31. Wilson M., Guiraud R., Morean C., Bellon Y. Y.-C. Late Permian to Recent magmatic activity on the African‒Arabian margin of Thethys. ‒ In: Petroleum Geology of North Africa. ‒ (Geol. Soc. London. Spec. Publ. 1998. Is. 132), pp. 231‒263.