Субдукционные и мантийно-плюмовые процессы в геодинамике формирования архейских зеленокаменных поясов

Щипанский, Андрей Анатольевич

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Субдукционные и мантийно-плюмовые процессы в геодинамике формирования архейских зеленокаменных поясов
ВАК РФ 25.00.03, Геотектоника и геодинамика

Автореферат диссертации по теме "Субдукционные и мантийно-плюмовые процессы в геодинамике формирования архейских зеленокаменных поясов"

Российская Академия Наук Геологический институт

На правах рукописи

Щипанский Андрей Анатольевич

ГУБДУКЦИОННЫЕ И МАНТИЙНО-ПЛЮМОВЫЕ ПРОЦЕССЫ В ГЕОДИНАМИКЕ ФОРМИРОВАНИЯ АРХЕЙСКИХ ЗЕЛЕНОКАМЕННЫХ ПОЯСОВ

Специальность: 25.00.03 Геотектоника и геодинамика

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Москва 2005

Работа выполнена в Геологическом институте РАН, г. Москва

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук, член-корреспондент РАН В .А. Глебовицкий (ИГГД РАН, г. С.-Петербург)

Защита состоится 10 ноября 2005 г. в 14-30 ч. на заседании диссертационного совета Д 002.215.01 по общей и региональной геологии, геотектонике и геодинамики при Геологическом институте РАН, Адрес: 119017 Москва, Пыжевский пер., 7, ГИН РАН

С диссертацией можно ознакомиться в Отделении геологической литературы БЕН РАН по адресу Москва, Старомонетный пер., 35, ИГЕМ РАН

Автореферат разослан 10 октября 2005 г.

Ученый секретарь

диссертационного совета Д 002.215.01.

доктор геолого-минералогических наук,

член-корреспондент РАН

Е.В. Скляров (ИЗК СО РАН, г. Иркутск)

доктор геолого-минералогических наук АЯ. Шараськин (ГИН РАН, г. Москва)

Ведущая организация: Геологический факультет МГУ

кандидат геолого-минералогических наук

Актуальность работы Несмотря на широкий спектр мнений по вопросам тектонической эволюции ранней Земли, существует общая убежденность в том, что на тектоническую активность не могла не влиять степень теплогенерации планеты. В качестве свидетельства высоких температур архейской мантии рассматривается широкое распространение в зеленокаменных поясах коматиитов, происхождение которых связывается с мантийными плюмами. Из этого вытекает предположение о важной роли производных плюмового магматизма в процессах формирования ювенильной архейской континентальной коры (напр., Abbott, Моопеу, 1995, Abbott, 1996; Smithies el а!., 2003). Вместе с тем, многие зеленокаменные пояса демонстрируют структурно-вещественные и метаморфические характеристики конвергентных плитовых границ (de Wit, Ashwal, 1997). Соотношение мантийно-плюмовых и субдукционных процессов в геодинамике образования зеленокаменных поясов и формирования ранней континентальной коры относится к малоизученным вопросам архейской тектоники, и данная работа является новым вкладом в их решение.

Цела и задачи работы. Целью настоящей работы является определение роли субдукционных и мантийно-плюмовых процессов в геодинамике формирования энсиматических зеленокаменных поясов архея. Формулировка цели исследования в данном контексте требует решения обширного круга задач, затрагивающих вопросы не только архейской геодинамики, но и обращения к вопросам современной геодинамики, поскольку без понимания процессов, происходящих в зонах конвергенции океанических плит, невозможно найти адекватного решения рассматриваемой проблемы. Для этого представляется необходимым:

во-первых, раскрыть основные проблемы архейской геодинамики в ракурсе общепринятого представления о том, что тепловой поток в архее был более высоким по сравнению с современным;

во-вторых, определить критерии для разграничения формаций субдукционного и мантийно-плюмового генезиса, учитывая то обстоятельство, что архейские вулкано-плутоническис ассоциации являются тектонически фрагментированными, метаморфизованными и сильно деформированными;

в-третьих, рассмотреть геодинамические закономерности развития архейских зеленокаменных поясов, где установлены веские доказательства участия в их тектогенезе субдукционных и мантийно-плюмовых процессов;

в-четвертых, раскрыть геодинамические закономерности современных процессов взаимодействия мантийно-плюмовых структур с зонами интра-океанической конвергенции с тем, чтобы определить элементы их сходства или различия с возможными аналогами архейского возраста;

в-пятых, используя сравнительно-тектонический метод исследования синтезировать известные данные по тектонике архейских зеленокаменных поясов, определив роль в их геодинамическом развитии субдукционных и мантийно-плюмовых процессов. Фактический материал и методы исследований. Работа выполнена в лаборатории раннего докембрия Геологического Института РАН, г. Москва. В ее основу положены материалы, собранные автором за период с 1985 г. по настоящее время. Исследования проводились в рамках плановых тем ГИН РАН, по проектам РФФИ, Отделения Наук о Земле РАН, Министерства природных ресурсов России и международного проекта SVEKALAPKO. Решение поставленных в работе задач проводилось с привлечением комплекса различных методов изучения, которые базировались на данных детальных полевых исследований, проводившихся автором в зеленокаменных поясах Балтийского щита. Эти исследования сопровождались отбором проб для петрологических, геохимических и изотопно-геохимических исследований, необходимых для реставрации условий генерации вулкано-плутонических и связанных с ними ассоциаций зеленокаменных поясов, их возраста и

возможной геодинамической принадлежности Для всего объема собранных коллекций пород из изученных зеленокаменных поясов были проведены: петрографическое изучение около 500 шлифов, петрохимические исследования на основе около 400 анализов валовых проб, геохимические исследования валовых проб по данным метода индукционно-связанной плазмы (около 200 проб) Кроме того, в необходимом объеме были использованы изотопно-геохимические методы исследований (и-РЬ, Эт-Ш) для определения возраста пород и оценки изотопных параметров их источников. При обобщении материала использованы многочисленные аналитические данные по другим зеленокаменным поясам Мира и современным областям проявления мантийно-плюмовых и субдукционных процессов с привлечением результатов, полученных методами экспериментальной петрологии Подобный комплексный подход с использованием геофизических данных, результатов численного моделирования геологических процессов и экспериментальной петрологии представляется единственно возможным для решения задач геодинамики архея, поскольку он позволяет- 1) расчленять визуально и петрографически схожие толщи на различные и, порой, генетически разнородные группы пород; 2) проводить сравнительный анализ полученного материала с опубликованными данными по другим зеленокаменным поясам Мира; 3) использовать критерии для идентификации генезиса породных ассоциаций, разработанных для тектонотипических геодинамических обстановок; 4) применять формационный анализ и историко-геологический, или сравнительно-тектонический, (Шатский, 1960) методы исследований в применении к сильно деформированным и метаморфизованным комплексам.

Научная новизна. (1) Впервые проведено исследование зеленокаменных поясов в ракурсе геодинамики взаимодействия мантийно-плюмовых и субдукционных процессов и показано, что формирование известных на сегодня архейских бонинитовых серий происходило в режимах интра-океанических зон конвергенции при активном воздействии на субдукционные процессы мантийно-плюмовых производных - океанических плато и горячих точек.

(2) Установлено, что петрогенетические условия формирования бонинитовых серий на протяжении всего архейского периода заметно не отличались от фанерозойских, свидетельствуя о том, что степень векового охлаждения верхних горизонтов мантии на протяжении ее геологической истории не превышала 30°С/ млрд. лет. В то же время, глубокие горизонты архейской мантии, питавшие коматиитовые мантийные плюмы, были существенно более горячими, превышая современные значения на 250 - 300°С.

(3) Показано, что в соответствии с различиями температурного состояния верхней мантии, субдукционные процессы в архее отличались в целом более пологими траекториями погружения плит, которые, тем не менее, локально проявляются и в современных конвергентных границах.

(4) На основе закономерностей, вытекающих из современной геодинамики взаимодействия мантийно-плюмовых и субдукционных процессов на границе Тихоокеанского и Индо-Атлантического сегментов Земли, разработана модель, описывающая механизмы и следствия взаимодействия такого рода, которая по-новому позволяет рассматривать процессы формирования архейских гранит-зеленокаменных областей.

Практическое значение. Изложенные в диссертации результаты могут быть использованы в качестве методической основы для палеогеодинамических реконструкций архейских гранит-зеленокаменных областей в целях металлогенического прогноза.

Личный вклад автора. В постановке проблематики данного исследования лежит многолетний опыт работ в докембрийских областях, которые автор проводил со многими коллегами из ГШI РАН, ИГЕМ РАН, ИГ Карельского НЦ РАН и других организаций, что нашло отражение в совместных публикациях. Основные результаты и выводы этих публикаций являются составной частью работы, которая, тем не менее, по рассматриваемым проблемам далеко выходит за рамки региональных исследований и является авторской.

Публикации и апробация результатов работы. По теме диссертации опубликовано 64 печатные работы, включая 2 коллективные монографии и 25 статей в рецензируемых российских и зарубежных журналах; 4 статьи сданы в печать.

Основные положения диссертационной работы представлялись и докладывались на всероссийских и международных совещаниях и конференциях, в частности, на международных симпозиумах MAEGS (С.-Петербург, 1995) и «Докембрий Европы» (С.Петербург, 1995, 1996); на Гольдшмидтовских конференциях (1996, 1998); на международной конференции «Ранний докембрий: генезис и эволюция континентальной коры» (Москва, 1999); на XXXII, XXXIII, XXXVIII (Москва, 1999, 2000, 2005) и XXXVII (Новосибирск, 2004) тектонических совещаниях; на I Российской конференции по изотопной геохронологии «Изотопное датирование геологических процессов' новые методы и результаты» (Москва, 2000); на международном совещании по проекту EUROPROBE «Архейская - протерозойская плейт-тектоника» (ВСЕГЕИ, С -Петербург, 2001); на ежегодном съезде Американского Геофизического Союза (AGU 2000 Fall Meeting, Сан-Франциско, 2001); на международной конференции «Проблемы геодинамики и минерагении Восточно-Европейской платформы» (Воронеж, 2002); 9, 10 и 11 международных симпозиумах Европейского союза (Страсбург, 1997, 1999; Ницца, 2001), 2 - 6 рабочих совещаниях по международному проекту SVEKALAPKO (Ламми, Финляндия, 1997, 1999, 2000, 2001; Репино, Россия, 1998); 4-м международном совещании по архею (Перт, Австралия, 2001); Всероссийской научной конференции «Геология, геохимия, геофизика на рубеже XX и XXI веков» (Москва, 2002); на симпозиуме Международной Метаморфической Ассоциации IMA (Эдинбург, 2002); IX Чтениях А.Н. Заварицкою «Эволюция внутриконтинентальных подвижных поясов: тектоника, магматизм, метаморфизм, седиментогенез, полезные ископаемые» (Екатеринбург, 2003); 32-м Международном геологическом конгрессе (Флоренция, 2004)

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, 6-ти глав и заключения. Текст изложен на 350 машинописных страницах, сопровождается 176 рисунками и 18 таблицами. Список литературы включает 1031 наименования.

Работа структурирована согласно перечисленным задачам исследования. Первая глава посвящена анализу состояния изученности субдукционных и мантийно-пдюмовых процессов в архее в связи с более высоким общим теплопотоком ранней Земли, что представлялось необходимым для конкретизации постановочной части исследования. Во второй главе рассмотрены методические вопросы идентификации вулканогенных формаций субдукционного и мантийно-плюмового генезиса в метаморфизованных и сильно деформированных ассоциациях зеленокаменных поясов. Третья глава описывает геодинамические закономерности развития зеленокаменных поясов архея, где в самое последнее время были обнаружены наиболее яркие индикаторы надсубдукционного вулканизма в зонах интра-океанической конвергенции - вулканиты бонинитовой серии, которые ассоциируют в разрезах с продуктами мантийно-плюмового магматизма. Присутствие генетически разнородных надсубдукционных комплексов в рассмотренных примерах зеленокаменных поясов обусловило необходимость рассмотрения в главе 4 вопросов геодинамики современных зон субдукции, где обнаруживаются аналогичные комплексы, включая бонинитовые вулканиты. Пятая глава обращена также к современным областям интра-океанической конвергенции, где в настоящее время происходит непосредственное взаимодействие мантийио-плюмовых производных (горячих точек и океанических плато) с зонами субдукции несущих их плит. Шестая глава представляет собой синтез выявленных закономерностей геодинамики зон взаимодействия мантийно-плюмовых и субдукционных процессов в аспекте проблем формирования ювенильной континентальной коры.

Защищаемые положения.

1. В архейских зеленокаменных поясах установлены мафит-ультрамафитовые вулканогенные формации надсубдукционного генезиса. К ним относятся ранее не известные в архее метаморфизованные вулканиты бонинитовой серии с фрагментарно сохранившимися свидетельствами их генерации в обстановках спрединга океанического ложа над зонами интра-океанической субдукции, где осуществлялось «мокрое» и малоглубинное плавление мантийного клина.

2. Формационные и петрогенетические характеристики архейских надсубдукционных комплексов обнаруживают заметную схожесть с пост-архейскими аналогами, показывая, что температурные режимы плавления верхних горизонтов мантии не превышали гаковые в фанерозое более чем на 100°С. Напротив, температурные условия в глубинных уровнях архейской мантии, питавшие коматиитовый шпомовый вулканизм, превышали температуры фанерозойских мантийных плюмов на 250 - 300°С

3. Являясь производными контрастных геодинамических режимов, мантийно-плюмовые и надсубдукционные вулканогенные комплексы в структуре зеленокаменных поясов, как правило, находятся в тесной пространственной ассоциации. При этом, мантийно-плюмовые производные вовлекаются в петрогенезис надсубдукционных комплексов, свидетельствуя о механизме активного взаимодействия мантийно-плюмовых структур типа океанических плато и горячих точек и зон конвергенции архейских океанических плит. Такое взаимодействие приводило к резкой смене режимов субдукции с изменением ее геометрии и переключением источников магмогенерации известково-щелочных островодужных серий, а также рифтингу надсубдукционной литосферы

4 Основные закономерности формирования энсиматических зеленокаменных поясов архея были близкие к таковым, происходящим на границе Тихоокеанского и Индо-Атлантичсского сегментов Земли, разные сегменты которой демонстрируют активное влияние мантийно-плюмовых структур на развитие и перестройку островодужных систем. Вступление в зону конвергенции положительных структур мантийно-плюмового происхождение приводит к обрыву несущей их погружающейся океанической литосферы, изменению геометрии субдукции, миграции желобов или возникновению систем оппозитной субдукции. Благодарности. Огромное влияние на становление научной проблемы и ее последующее развитие оказали мои учителя A.C. Новикова и H.A. Штрейс, прекрасные люди и блестящие ученые, светлая память о которых помогала во время написания этой работы. Неоценимую помощь в организации и финансировании полевых работ в самые трудные годы оказывал С А Куренков, память о котором также неизгладима.

Автор благодарен М В. Минцу, О.М. Розену, B.C. Федоровскому, другим сотрудникам лаборатории тектоники раннего докембрия ГИН РАН за научную и человеческую поддержку в исследованиях проблем геодинамики сложно дислоцированных и метаморфизованных комплексов. Особую благодарность автор выражает А.Н. Конилову; без созданной им уникальной информационной базы анализ и обобщение огромного числа публикаций, цитируемых в диссертации, были бы практически не возможными Исследования на Балтийском щите проводились совместно с сотрудниками ГИН РАН И.И. БабариноЙ, В П Злобиным, К. А. Крыловым, ИГЕМ РАН М.М. Богиной, ГЕОХИ РАН Е.В. Бибиковой, ИГ Карельского НЦ РАН А.И. Слабуновым, В.Н. Кожевниковым, которым автор крайне признателен за помощь, поддержку и дискуссии. Особо теплые слова признательности и благодарности автор адресует А В Самсонову и И.С. Пухтелю, многолетнее и плодотворное сотрудничество с которыми оставило заметный след на страницах не только этой работы, но и в многочисленных совместных публикациях.

Исследования выполнялись при финансовой поддержке РФФИ (проекты №№ 96-05-65283, 99-05-65607, 00-05-64241, 05-05-65012), ОНЗ РАН (проект 5.1. «Параметры состояния верхних оболочек Земли в раннем докембрии»), проектам ФГУ ГНПП «Спецгеофизика» МПР РФ и международному проекту EUROPROBE.

ГЛАВА I. Проблемы геодинамики архея

Цель настоящей главы состоит в обозначении проблемных вопросов, попытке решения которых посвящены следующие главы работы. Логику содержания главы определяет общепринятое положение о высоком тепловом потоке ранней Земли, что должно было оказывать влияние на стиль архейских геодинамических процессов

1.1. Тепловой поток ранней Земли и проблема стабилизации архейской литосферы. Оценки термального состояния архейской коры и мантии длительное время являются предметом дискуссий и глобальных тектонических выводов. Первый из таких выводов был сделан в 1863 году лордом Кельвином, который рассчитал скорость векового остывания Земли при условии ее первоначальной средней температуры ~ 3300°С. Используя постулат о кондуктивном механизме теплопотерь, он показал, что возраст консолидированной Земли должен составлять 98 млн. лет. Открытие радиоактивного распада привело к кардинальному пересмотру теплового потенциала планеты и позволило определить возраст Земли — 4 56 млрд лет. Установление столь древнего возраста Земли вновь выдвинуло проблему се тепловой эволюции В самом общем виде она формулируется следующим образом: « Каково было начальное термальное состояние Земли, и каковы были превалирующие механизмы ее теплопотерь для того, чтобы получить известные характеристики ее современного теплового состояния?». Эта задача получила название «дилеммы Кепьвина», попытки решения которой сталкиваются с проблемой теплового коллапса планеты, неизбежно виртуально наступающего в геологическом прошлом.

Хотя радиоактивный распад и рассматривается в качестве главного энергетического топлива геодинамической активности Земли, количественный вклад этого источника остается спорным. Известно, что, несмотря на наибольшие значения теплопока в океанических областях Земли, содержания радиоактивных элементов в базальтах СОХ оказываются чрезвычайно низкими. Такие низкие концентрации соответствуют числу Юри (отношение глобальной радиогенной теплогенерации к общему теплопотоку планеты) менее 0 16 С другой стороны, аппроксимация оценок средних концентраций радиоактивных элементов в Земле и ее общего теплопотока показывает, что отношение числа Юри должно быть равно ~ 0 5 (Richter, 1985; Cristensen, 1985) или выше. Одним из путей преодоления данного противоречия считается возможность существования в глубоких горизонтах мантии изолированного от конвективного влияния слоя обогащенного радиоактивными компонентами.

Проблема обогащенного резервуара обсуждается длительное время не только геофизиками, но и геохимиками Эта проблема восходит к необходимости как соблюдения баланса в количестве радиоактивных теплогенерирующих элементов, так и к объяснению факта ранней изотопной (Sm-Nd, Lu-Hf, Rb-Sr) деплетации верхней мантии. Следовательно, должен был существовать в это время и комплементарный обогащенный резервуар В качестве кандидатов на его роль рассматривалась: (I) континентальная кора, которая в последующем была полностью уничтожена; (2) коматиитовая или базальт-коматиитовая кора, которая была полностью субдуцирована и захоронена в мантии, (3) базальтовая кора. Хотя известны детритовые гранитоидные цирконы с возрастом до 4. 404 млрд лет (Wilde et al, 2001), общее количество сиалического материала до ~ 3.85 млрд. лет было настолько малым, что оно не чувствуется ни одной из изотопных систем. Значимая сегрегация первых масс континентальной коры произошла только около 3.8 млрд. лет тому назад, но, по-видимому, она носила спорадический характер {Wtndley, 1995). Ничтожно малая доля сохранившейся континентальной коры этого возраста, может свидетельствовать о ее интенсивном мантийном рециклинге. Гипотезы о существовании на поверхности раннеархейской Земли первичной коматиитовой или базальт-коматиитовой коры с низкими Sm/Nd отношениями также требуют допущения ее рециклинга с захоронением в глубоких горизонтах мантии.

Но, какова бы ни бьиа природа обогащенного геохимического резервуара, и в каких горизонтах мантии он бы не находился, сам по себе этот источник тепла не достаточен для получения картины адекватной современному тепловому состоянию Земли (Richter, 1986) Ключевым процессом для поддержания ее теплового баланса являегея процесс термальной конвекции, которая способна эффективно эксплуатировать все внутреннее тепло Земли. Без включения в параметрические расчеты этого фактора быстрая тепловая смерть планеты оказывается неизбежной. Даже многие варианты параметризации конвективных режимов мантии сталкиваются с этой проблемой, предсказывая полностью расплавленное состояние поверхности Земли в какой то момент времени не слишком отдаленного ее геологического прошлого. Решение «дилеммы Кельвина» только сейчас позволяет достичь приемлемых температур мантии для возраста 3.8 - 4.0 млрд. лет. При этом происходит усложнение моделей с введением в параметризацию конвекции нелинейных зависимостей вязкости мантии от температуры и глубины/давления (Korenaga, Jordan, 2002, Korenaga, 2003) и разнонаправленного действия различных механизмов кондуктивной теплопроводности (van den Berg, Yuen, 2002). Эти решения, так или иначе, вынуждены использовать механизм плейт-тектоники с высокими значениями чисел Релея конвектирующей мантии и с балансирующей диссипацией тепловой энергии в субдукционных зонах (Conrad, Hager, 1999). В противном случае в мантии должна была возникнуть застойная конвекция с нарастанием конвективных теплопотерь, и, как следствие, возникновение магматического океана. Чем раньше устанавливался режим интенсивной конвекции мантии, сопровождаемой процессами ее химической дифференциации и образованием пограничного термального слоя (литосферы), тем раньше происходил и переход от расплавленного состояния верхних оболочек Земли (гадея) к их твердому состоянию (архею). Из такого решения дилеммы Кельвина следует, что степень векового охлаждения Земли не могла превышать 80°С/млрд лет, т.е средняя температура архейской мантии была не более чем на 200 - 250°С выше средней температуры современной мантии.

С другой стороны, широкая распространенность коматиитов в архее рассматривается в качестве доказательства перегретого (> 300°С) мантии того времени. Однако существует много геологических фактов, указывающих на то, что термальная структура и мощность архейской литосферы архея значимо не отличались от современных. К числу таковых относятся данные по реконструкции геотермических градиентов гранулитовых областей (напр. England, Bickle, ¡984) и архейским возрастам алмазов из кимберлитовых трубок Из этого следует, что уже в мезоархее существовали области с холодной, отвечающей полю стабильности алмазов, литосферой, которая не подвергалась конвективной пертурбации, по крайней мере, с 3.0 млрд. лет (Boyd, 1985).

Наиболее эффективным механизмом, препятствующим силам конвективного воздействия, является химическая дифференциация мантийного вещества Уменьшение плотности, вызванное плавлением мантии, приводит к стабилизации литосферы, препятствуя ее быстрой субдукции и деструктивному воздействию конвективной нестабильности (Oxburg, Parmentier, 1977). Поскольку для архея предполагаются более высокие мантийные температуры и более интенсивное ее частичное плавление, то такой механизм должен был приводить к формированию стабильной литосферы, устойчивой к конвективной пертурбации. Важнейшее для геодинамики его следствие состоит в том, что в архее при более высоких мантийных температурах должна была генерироваться океаническая кора большей мощности, чем современная (Sleep, Windley, 1982) Мощность, образуемая расплавной фракцией при плавлении более горячей верхней мантии, должна существенно превышать мощность современной океанической коры (- 6 - 7 км), которая формируется при плавлении мантии СОХ с потенциальной мантийной температурой 1280°С (McKenzie, Bickle,1988).

1.2. Океаническая кора в архее. Хотя эмпирически установленная зависимость потенциальной мантийной температуры (Тр) и мощности формируемой океанической коры (Klein, Langmuir, 1987, McKenzie, Bickle, 1988) не подвергается сомнениям, оценки этих

параметров для архейского времени остаются предметом дебатов. Одна точка зрения связывает потенциальные температуры архейской мантии с широким проявлением коматиитового вулканизма, что считается доказательством горячей архейской мантии с потенциальными мантийными температурами 1600°С и выше По всей видимости, высокие оценки Тр для архейской мантии в среднем являются нереальными, поскольку максимальные значения Тр около 1700°С лимитируются буферированием температуры из-за полного плавления перидотита при адиабатической декомпрессии. Это неизбежно бы привело к массовому излиянию коматиитовых лав, которые в таком случае составляли бы весь объем зеленокаменных поясов (Bielde et al, 1994)

Наиболее логичной и получившей общее признание является модель плюмового происхождения коматиитов (см , Arndt et al, 1997). Согласно данной модели продуцирование коматиитов связывается с мантийными горячими точками, предполагая, что средние потенциальные температуры архейской мантии превышали современные значения менее чем на 100°С (Campbell, Griffiths, 1992). Такой вывод получил подтверждение результатами оценок Тр по анализам базит-ультрабазитовых разрезов энсиматической природы с возрастами от 15 до 3750 млн. лет (Abbott et al, 1994). Согласно полученной зависимости, верхняя мантия мезо- и неоархейского времени была горячее только на 91°С. Она должна была при адиабатической декомпрессии начинать плавиться на глубине ~ 92 км, продуцируя океаническую кору мощностью около 20 км. Идентичные оценки получены и для параметров палеоархейской верхней мантии (Ohta et al, 1996). Таким образом, скорость остывания верхней мантии за период с ~ 3.5 млрд. лет тому назад до настоящего времени могла составлять всего около 30°С/млрд. лет. Экстраполируя кривую изменения Тр мантии от современного ее состояния до архея, когда эго значение могло достигать 1450 - 1500°С, получаем, что процессы частичного плавления архейской мантии при ее адиабатической декомпрессии должны были протекать аналогично тому, как это происходило при формировании современных океанических плато. Коровые разрезы океанических плато представляются наилучшими кандидатами на образ строения архейской океанической коры мощностью около 20 км (Bielde et al, 1994; Щипанский. Новикова, 1994, Kent et al, 1996, Щипанский, 2002; Moores, 2002). В основу модели строения архейской океанической коры положена аналогия с глубинной структурой Исландии. Тр мангийиого поднятия под Исландией ~ 1500°С, определенная по составам примитивных лав, согласуется с сейсмологическими данными, согласно которым средняя коровая мощность Исландскою плато составляет около 25 км (White et al, 1992). Скоростная картина глубинного строения коры Исландии позволяет ясно различать два слоя верхнюю и нижнюю кору. Верхняя кора по скоростным характеристикам сопоставляется со слоем 2 океанической коры, превышая мощность последней более чем в два раза. По аналогии с Исландией можно полагагь, что верхняя часть архейской океанической коры должна была слагаться толситами Е- или Т-типа MORB с с некоторым количеством пикритов или коматиитовых базальтов свидетельствующих о высокотемпературной мантии. Кроме того, малую часть объема лавового комплекса могли составлять вулканиты средне-кислого состава, формировавшиеся при фракционной дифференциации основных расплавов или за счет частичного плавления амфиболитов нижний коры Предполагается, что этот слой насыщен габбровыми и габбро-пироксенитовыми силами и рассеянными дайковыми роями.

Кровля нижней коры Исландии фиксируется по резкому излому в скоростях продольных волн на значении Vp ~ 6.5 км/сек Быстрое нарастание скорости продольных волн до 7 1 км/сек требует изменения петрографии на преобладание габбро-перидотитовых составов (Foulger et al, 2003) К основанию нижней коры скорость продольных волн нарастает до 7.5 -79 км/сск. Подобная картина свойственна и другим океаническим плато, что контрастирует с данными по скоростной структуре базальных горизонтов океанических бассейнов (6,7 - 6,8 км/сек) (Chnstensen and Salisbury, 1975). Наиболее приемлемым объяснением высоких скоростей в нижней коре плато считается присутствие значительно! о количества оливина (Carlson et al, 1980). Анализ фазовых соотношений продуктов

мантийных расплавов показывает, что при низких степенях плавления перидотита на глубинах > 70 км генерируется высокомагнезиальная магма (MgO ~ 15-18 вес. %) пикритового состава с большим содержанием оливина, чем в наблюдаемых на поверхности толеитовых лавах с содержаниями MgO ~ 6 - 8 вес. % (Stolper, 1980). Следовательно, первичные расплавы должны испытывать сильную фракционную дифференциацию с ранней отсадкой оливина и накоплением в остаточной жидкости плагиоклаза. Таким образом, нижняя кора Исландии мощностью >15 км, вероятно, представляет собой реститовую смесь габброидного (габбро-амфиболитового) и дунитового состава, что в наилучшей степени удовлетворяет высокоскоростным характеристикам этого слоя современных плато (Foulger etal, 2003).

Контрастные различия архейской и современной океанической коры, вытекающие из теории частичного плавления верхней мантии, предопределили неоднозначное восприятие мафит-ультрамафитовых разрезов зеленокаменных поясов, как возможных аналогов офиолитов. Хотя многие из подобных разрезов по геологическим и изотопно-геохимическим данным связываются с энсиматическим генезисом, высказывалось требование, согласно которому для идентификации офиолитов в архее должны быть обнаружены три или даже четыре необходимых компонента пенроузского определения офиолитов (Bickle et al, 1994). С другой стороны, такое жесткое требование представляется дискриминационным по отношению к архею, поскольку в фанерозойских поясах имеющие разломные ограничения два или даже один из членов полной офиолитовой последовательности часто «по умолчанию» относят к тектонически расчлененным фрагментам офиолитов (Sylvester et al., 1997).

Вплоть до последнего времени к наиболее древним офиолитовым комплексам относились палеопротерозойские (1.95-1.99 млрд. лет) комплексы Йормуа, Финляндия и Пуртуник, Канада (Kontinen, 1987; Statt et al., 1992), а также супрасубдукционные офиолиты Пейзон, центральная Аризона {Dann, 1991). Многие авторы интерпретируют эти находки как доказательство того, что плейт-текгонические процессы на Земле начались конце палеопротерозоя. Однако, строго говоря, комплексы Йормуа и Пуртуник не дают однозначной картины о характере спрединга и типах океанических бассейнов того времени. В обоих случаях в существенных объемах обнаруживаются производные мантийно-плюмового магматизма OIB-типа. В офиолитах Пуртуник отсутствуют мантийные тектониты, зато мощность кумулятивных габброидов и ультамафических пород достигает 6 км. Общая мощность всего разреза составляет более 9 км. Напротив, мощность полного офиолитового разреза йормуа не превышает 4 км. Таким образом, вопрос о том, являю 1ся ли эти офиолитовые комплексы репрезентативными для океанической литосферы палеопротерозоя, остается в действительности не однозначным. В настоящее время стало очевидным широкое разнообразие устройства как офиолитовых разрезов, так и океанической коры Оно отражает генетические различия в процессах развития и магматической аккомодации зон растяжения океанической литосферы, которые могут реализовываться в различных геодинамических обстановках (Coleman, 1984\ Книппер и др, 2001). Следовательно, вопросы соответствия какого-либо офиолитового разреза превалирующему типу строения океанической литосферы являются скорее интерпретационными, а не очевидными.

Несмотря на объективные сложности выделения среди мафит-ультрамафитовых комплексов архея ассоциаций схожих по своему структурно-вещественному наполнению с офиолитами, за последние годы были обнаружены и описаны несколько подобных ассоциаций Наиболее древний (3490 млн. лет) из известных примеров - Джеймстаунский комплекс в основании разреза Барбертонского пояса, Южная Африка (de Wit, Hart, 1986). Хотя он и рассматривается в качестве офиолитовой последовательности чепю stricto, отмечается и ряд его отличий от фанерозойских офиолитов Во-первых, этот разрез включает значительный объем коматиитовых лав Во-вторых, дайковый комплекс распространен в виде локальных пакетов В-третьих, не исключено, что маломощная перидотитовая зона является

кумулятивной составляющей фракционирования высокомагнезиальных расплавов, а не фрагментом верхней мантии (Tredoux et al., 1989). Седиментологические исследования кремнистых образований и сланцев показали их необычайную мелководность - глубина бассейна не превышала первых десятков метров (de Wit, 1991) Совокупность данных о мафит-ультрамафитовых комплексах Барбертона позволяет сделать вывод о том, что разрез Джеймстауна более всего схож не с современными офиолитами, а представляет собой верхнекоровую часть палеоархейского океанического плато (Lowe, 1994). Вторым разрезом, который был интерпретирован как фрагмент архейской океанической коры, является нижняя часть группы Кэм 2.7 млрд. лет) в основании пояса Йеллоунайф провинции Слейв Канадского щита (Helmstaedt et al, 1986). Этот разрез (формация Чен) имеет мощность > 7 км и состоит из метаморфизованных габбро, базитовых даек и подушечных толеитовых лав. Пакеты мультипликативных даек со 100 % выполнением в некоторых районах пояса составляют более 80% обнажений Наблюдается и мультиплицирование габбровых силлов, структуры типа "силл в силле", играющие заметную роль в нижней части разреза Хотя существуют различные варианты геодинамической интерпретации группы Кэм - от континентального рифтинга до спрединга окраинно-морского бассейна (King, Helmstaed, 1997), принципиально то, что при формировании формации Чен процессы растяжения литосферы протекали по механизму аналогичному механизму растяжения и магматической аккомодации в современных быстроспрединговых хребтах, о чем свидетельствует хорошо выраженный дайковый комплекс. Однако процессы частичного плавления верхней мантии, вероятно, были более интенсивными по сравнению с современными Мощность и лавового и дайкового комплекса здесь многократно превышает мощности подобных комплексов в современных СОХ.

Разрез Донгвензи был идентифицирован в качестве офиолитового в неоархейском Центральном орогенном поясе Северо-Китайский кратона (Kusky et al, 2001). В северной части пояса выделяется структурный пояс Зунхуа. представляющий собой крупный аллохтон пород амфиболитовой и гранулитовой фации, надвинутый на неоархейский гранулитовый террейн. Офиолиты были выделены в северо-восточной части пояса, где закартированы три протяженных (до 50 км) и мощных (5-10 км) пластины мафит-ультрамафитовых пород, ранее описывавшихся как ассоциации расслоенной интрузии. В самой нижней части разреза обнаружены гарцбургиты со следами ранних высокотемпературных деформаций. Выше залегает ~ 5 - 6 км толща мафит-ультрамафитовых кумулятов, сложенная пироксенитами, дунитами, верлитами, оливиновыми, оливин-пироксеновыми габбро и вебстеритами. Габбровый комплекс имеет мощность около 5 км и представлен преимущественно расслоенным габбро Комплекс параллельных даек мощностью около 2 км прослежен на протяжении 5 км. Диабазовые дайки секут габбровый комплекс, но наблюдаются и обратные соотношения. Цирконы из габбрового комплекса показали U-Pb конкордантный возраст 2505 ±22 млн. лет, что позволило отнести этот разрез к архею. Лавовый комплекс в разрезе не сохранился, но представлен в блоках меланжа среди гнейсов, интерпретируемых как турбидитовые осадки метаморфизоваицые в условиях амфиболитовой и гранулитовой фации (Li et al, 2002). Удивительно, но в многочисленных блоках меланжа столь высокой фации метаморфизма обнаруживаются все элементы разреза Донгвензи, включая фрагменты комплекса параллельных даек и подушечных лав Среди блоков мантийных перидотитов установлены обильные проявления подиформных хромитов, что считается типоморфным для фрагментов верхней мантии или перехода верхняя мантия - кора в фанерозойских супрасубдукционных офиолитах (1л et al, 2002). Таким образом, пример Донгвензи не оставляет сомнений в том, что процессы спрединга и плавления сублитосферной мантии в неоархейской надсубдукционной обстановке, а также механизмы выведения офиолитов на поверхность не сильно отличались от того, что происходило в более молодые геологические эпохи (Kusky, Li, 2002).

Эти и другие примеры разрезов зеленокаменных поясов, демонстрирующие свидетельства спрединга океанической литосферы, указывают на то, что в архее существовали жесткие

океанические плиты. Даже пример разреза Джеймстаун, несмотря на его вероятное мантийно-плюмовое происхождение, может свидетельствовать об этом. Обнаруженные здесь мультиплицированные дайки ясно свидетельствует о жесткости, по крайней мере, верхней части симатической литосферы, несмотря на то, что Тр мантийного плюма достигала 1700°С, т.е. была на ~ 400°С выше, чем средняя температура современной верхней мантии Эти же примеры иллюстрируют то, что проблема архейских офиолитов в большей степени сводится к проблеме идентификации членов офиояитовой последовательности в сложно деформированных и метаморфизованных толщах архея. Фрагментированные офиолитовые комплексы подобные тем, что широко распространены в аккреционных комплексах Циркумпацифики, могут быть обнаружены и во многих других поясах архея (de Wit, 2004) Разные обстановки формирования офиолитов не позволяют строго связывать мощность и особенности строения сохранившихся офиолитовых разрезов с превалирующим на каком-то отрезке геологического времени строением океанической коры. Тем не менее, гигантские мощности лавовых, дайковых и кумулятивных комплексов сохранившихся разрезов Донгвензи, Йеллоунайф и Пуртуник позволяют думать, что мощности архейской и палеопротерозойской океанической коры должны были в несколько раз превышать, мощности современной океанической коры.

1.3. Была ли возможной субдукция в архее? Различия в термальном состоянии ранней Земли создают основу для разнообразных идей об особых режимах формирования континентальной коры. Теоретически, мощная архейская океаническая кора должна была иметь меньшую интегральную плотность, следовательно, обладать большей плавучестью, чем современная океаническая кора. Более высокая мантийная температура должна уменьшать вязкость мантии, что также не благоприятствует реализации субдукции. Однако вопрос о том, когда начались процессы субдукции, остается открытым. Начался этот процесс внезапно или вступление плитовой тектоники было растянуто во времени? Ответы на эта вопросы дают широкий диапазон временных оценок начала субдукции. Физическим условием для начала субдукции является необходимость возникновения гравитационной нестабильности океанической литосферы, когда океаническая плита вследствие охлаждения приобретает среднюю плотность равную плотности подстилающей мантии. Если использовать стандартные значения плотности коры, мантии и литосферы, а также принять известное решение о мощности пограничного слоя как функции возраста плиты, то возраст океанической плиты мощностью 7 км, необходимый для достижения ее нейтральной плавучести, составляет 22 млн лет. В рамках данной модели оказывается, что, если мантия будет горячей лишь на 50°С по сравнению с современной, субдукция оказывается невозможной, поскольку океаническая плита будет обладать положительной плавучестью. Отсюда следует, что субдукция, а, следовательно, механизм тектоники плит должен был заработать в промежутке времени между 0.9 и 1.4 млрд. лет; до этого времени должна была действовать «доплитная тектоника» (Davies, 1992). Однако известно, что обширные сегменты океанической литосферы возраста < 22 млн. лет субдуцируют, несмотря на «запрет» рассмотренной выше модели. Другой оценкой предельно допустимой мощности океанической коры для возможности субдукции является 17 км, которая получена эмпирически на основании длительной сохрашюсти(> 80 млн. лет) океанических плато (Cloos, 1993). Появившиеся в последнее время численные модели субдукции при различных потенциальных температурах мантии показывают, что до Тр > 1525°С (мощность океанической коры менее 22 км) субдукция оказывается устойчиво возможной (van Нипеп, 2001). Дальнейшее повышение Тр до 1600°С (мощность коры около 30 км) приводит к блокированию субдукции.

Еще один механизм, позволяющий снять «запрет» на субдукцию как современных океанических плато, так и мощной океанической коры архея, можег быть связан с особенностями их глубинного строения. Если вернуться к Исландии как вероятному аналогу строения архейской океанической литосферы, то важным представляется отметить ее свойства гравитационного поля. Модельные расчеты положительной гравитационной

аномалии Исландии показывают, что в наибольшей степени она отвечает условию, когда плотностиая разница между корой и подстилающей мантией составляет около 90 кг/м3 (Menke, 1999). Контраст разителен, если учесть, что плотностная разница между «стандартной» океанической корой и подстилающей ее мантией составляет 300 - 350 кг/м , что и принимается в расчетах определения граничных условий гравитационной нестабильности океанических плит. Ответ на вопрос о том, каковы действительные причины такой гравитационной аномалии коры Исландии остается открытым Но можно предположить, что ее нижняя кора является сильно утяжеленной по сравнению с габброидным слоем 3 нормальной океанической коры. Одним из вариантов объяснения «утяжеления» нижней коры Исландии может быть наличие мощных горизонтов ультраосновных кумулятивных пород. Плотность дунитов в подобных и, что важно в сухих, условиях оценивается в 3.40 - 3.45 г/см3 (BicUe, ¡986) Мощности 5 - 6 км «чистого дунита» будет достаточно для приобретения аномальных характеристик плотности утолщенной коры Исландского типа, которая при таких характеристиках является потенциально гравитационно-нестабильной

Трудности, возникающие с положительной плавучестью мощных симатических построек, включая неясности с судьбой океанических плато, предопределили появление многочисленных моделей плюм-тектоники, чаще всего распространяемых на архейскую эпоху. Однако ни одна из таких моделей не дает ответа на вопрос о дальнейшей судьбе toi о мощного слоя базит-ультрабазитового материала, который неизбежно бы формировался при господстве плюмовой тектоники. Возможным сценарием «стирания» раннего верхнею пограничного слоя мог быть процесс его трансформации в условиях формирования континентальной коры, т.е. этот базит-ультрабазитовый слой должен был бы быгь источником для формирования тоналит-трондьемит-гранодиоритовых (ТТГ) серий, составляющих основной объем архейской континентальной коры. Имеющиеся данные по геохимическим и петрологическим исследованиям архейских III комплексов позволяют допускать возможность их образования при частичном плавлении нижнекоровых частей мощных (>30 - 50 км) мафитовых построек типа океанических плато, где предполагается трансформация амфиболита в эклогит. Согласно экспериментальным работам, образование пород ТТГ серии связывается с частичным плавлением метаморфизованных базитов в широком диапазоне давления (8 - 32 кбар) при температурах от 800°С до П00°С. Хотя подобные Р-Т- параметры частичного плавления метабазитов считаются более всего подходящими для зон субдукции океанических плит с высоким геотермическим градиентом, нельзя также исключать того, что при определенных условиях они могли во_шик<иь непосредственно в нижних частях утолщенной архейской океанической коры мощностью > 30 км. Известен лишь один пример возможной реализации модели частичного плавления в низах мафической коры Карибского океанического плато, генерировавшего тоналиты сантон-кампана острова Аруба (White et а!., 1999). Для условий более горячей архейской мантии подобные модели образования ТТГ серий представляются более вероятными, но они ограничены только отдельными регионами мезоархея Это — блок Среднего Приднепровья Украинского щита и кратон Пилбара, Западная Австралия (Щипанский, Подладчиков, 1991, Самсонов и др, 1993; Smithies, 2000) и Онотский зеленокаменный пояс Шарыжалгайского блока Сибирского кратона (Туркина, 2000, 2002, Turkina, Nozhkin, 2003). Очевидно, что эти области никак не могут решить проблему глобальной плюмовой тектоники архея. Даже в случае принятия в качестве источника для магм ТТГ эклогитизированные нижнекоровые части океанических плато, остается серьезная проблема с водной флюидной фазой требуемой для генерации значительных объемов кислых расплавов (Skjerlie, Patino Douce, 2002). Вероятно, что все же большинство океанических плато и горячих точек в геологической истории Земли были субдуцированы и рециклированы в мангии. Действительно, если бы океанические плато были бы абсолютно несубдуцируемыми, то они целиком бы заполнили океанические пространства за ~ 650 млн лет {Albarede, van der Hilst, 2002).

Таким образом, существует гораздо больше аргументов за субдукцию в архее, нежели против таковой. Согласно наиболее популярным моделям формирования I I I серий архея, их образование описывается частичным плавлением недегидратированной океанической коры, а не мантийного клина, как это считается для современных субдукционных обстановок ОMartin, 1986, 1994) Важнейшим геодинамическим следствием такой модели могло быть го, что наклон архейских зон субдукции был пологим, а субдуцируемая океаническая плита полностью дезинтегрировалась на глубинах менее 200 км, тогда как для фанерозоя предполагается крутое погружение субдуцируемых слэбов до границы ядро-мантия (McCulloch, 1993) Предполагается, что пологая субдукция "производила" новую континентальную кору, примерно, до начала палеопротерозоя, когда процессы постепенного охлаждения Земли привели к утонению океанической коры и, как следствие этого, к увеличению крутизны субдукционного погружения (Abbott et al, 1994) Модель пологой субдукции в архее получила серьезную поддержку, когда было показано, что архейские ТТГ серии по большинству своих петро- и геохимических характеристик являются аналогами кайнозойских высокоглиноземистых кислых плагиопорфировых лав, получивших название адакитов (Défont, Drummond, 1990). Существующие некоторые различия между составами современных адакитов и ТТГ серий архея интерпретируются постепенным повышением давления, при котором начинается плавления слэба, те. увеличением наклона погружающихся плит от палеоархея до фанерозоя (Martin, Moyen, 2002) Установленная тенденция изменения составов ТТГ во времени и предложенная модель увеличения угла нахлона субдукции, по-видимому, носит усредненный характер, отражая общую направленность процессов эволюции петрогенезиса ТТГ составов В работе рассмотрены примеры, иллюстрирующие исключения из этого общего правила, которые, тем не менее, имеют важные следствия для интерпретации субдукционных обстановок в архее.

Большинством исследователей процесс трансформации базальта в эклогит рассматривается в качестве главного фактора в инициации субдукции океанической плиты, поскольку на каком-то интервале погружения происходит резкое увеличение плотности на 600 кг/м3. В соответствии с различными геотермическими градиентами вдоль погружающихся океанических плит «холодным» и «теплым» - метаморфические реакции базальт-эклогитового перехода происходят либо по пути формирования лавсонитовых эклогитов, либо амфиболовых эклогитов (Peacock, Wang, 1999, Hacker et ai, 2003). Для архейских обстановок с более высокими геотермическими градиентами можно ожидать, что трансформация базальта в эклогит должна была происходить по пути формирования амфиболовых и амфибол-цоизитовых эклогитов. Последнее подтверждается недавними находками архейских амфиболовых эклогитов Гридино (Slabunov et al, 2002; Володичев, 2004) и Салмы (Konilov et al., 2004, Щипанский и др., 2005) на Балтийском щите. «Более горячая» амфибол-цоизитовая трансформация базальта в эклогит сопряжена с зонами пологой субдукции, тогда как глаукофан-лавсонитовый путь эклогитизации свойственен зонам крутой субдукции холодных океанических плит (Peacock, 2003). Этот факт позволяет объяснить давнюю проблему отсутствия в раннем докембрии голубосланцевою метаморфизма.

1.4. Мантийные плюмы в архее. Различаются два типа мантийно-шпомовых образований -собственно плюмы, т е. обширные регионы поднятия горячей мантии, и горячие точки, над которыми формируются асейсмические хребты и цепи океанических островов шириной, не превышающей 75 км. Несмотря на различия во взглядах о природе нижней термальной границы мантийных шпомов, существует общее согласие в том, что продукты плавления мантийных плюмов обладают особыми составами, отличающимися как от базальтов СОХ, так и островодужных систем. Потенциальные мантийные температуры, определяющие начало адиабатического плавления поднимающихся головных частей плюма, оказываются,

примерно, на 200 - 250°С более высокими, чем Тр пассивного апвеллиша верхней мантии (McKenzie, Bictíe, 1988; Campbelletal, 1989и ар).

Наиболее важной закономерностью в эволюции мантийно-плюмового магматизма в геологической истории является установленное уменьшение магнезиальности постархейских примитивных плюмовых вулканитов по сравнению с архейскими коматитами Если для фанерозойских плюмовых вулканитов наиболее магнезиальными являются пикриты с содержаниями MgO > 12 вес% и, крайне редко, коматииты с максимальными значениями MgO 22 - 24 вес%, то для архея типичными являются коматииты и коматиитовые базальты с содержаниями MgO > 18 30 вес% и 12-18 вес%, соответственно (напр. Herzberg, O'Hara, 1998, 2002). Такая разница составов эквивалентна разнице в потенциальных мантийных температурах поднимающихся плюмов равной ~ 200 - 250°С (iCampbell, Griffith's, 1992).

В основе представлений о плюмовой природе коматиитового вулканизма лежат известные петрологические данные по ликвидусным температурам коматиитовых лав, которые оказываются существенно более высокими по сравнению с ликвидусными температурами толеитовых лав (~ на 300 - 350°С). Поскольку в разрезах зеленокаменных поясов архея коматиитовые лавы тесно ассоциируют с толеитовыми базальтами, то отмеченный разрыв в ликвидусных температурах может быть объяснен только с позиций плавления мантийного плюма В его осевой части происходит подъем коматиитовых расплавов из больших глубин, а в головной менее высокотемпературной части предполагается генерация толеитовых расплавов (Campbell et al., 1989). Одним из наиболее ярких независимых свидетельств прямой связи архейских коматиитов с глубинными мантийными плюмами являются данные о высоких концентрациях в них отношений 3НеЛ1е (Richards et al, 1996). Еще одна заметная разница между архейской и пост-архейской плюмовой геодинамикой обнаруживается при сравнении геохимических характеристик продуктов плюмового магматизма Если для фанерозойских обстановок типичными являются обогащенные вулканиты горячих точек, т.е. вулканиты OIB-типа, то для архея господствующим типом плюмовых вулканитов являются коматииты с деплетированными геохимическими характеристиками. Вулканиты ОГО-типа обладают обогащенным спектром распределения высокозарядных некогерентных и редкоземельных элементов. Неконтаминированные континентально-коровым материалом коматииты, как типичные представители, архейских мантийных плюмов, наоборот, характеризуются деплетацией легкими редкоземельными и другими несовместимыми элементами. Кроме того, они обнаруживают положительные значения eNd, что указывает на деплетироЕанный MORB-Tim мантийного источника (Campbell, Griffiths, 1992). Деплетированный характер коматиитового вулканизма мог быть связан с тем, что разделение Земли на ее оболочки произошло очень быстро, в постаккреционную стадию, когда, по-видимому, и возник обширный мантийный резервуар MORB-типа (Campbell, Griffiths, 1992; Caro et al, 2003). Деплетация коматиитов может быть также связана с эффектом высоких степеней частичного плавления верхней мантии, которые достигали 50 - 60% (Arndt, 1977; Herzberg, 1992). Другое объяснение деплетации коматиитовых лав лежит в плоскости предположения о вовлечении в плюмовый подъем деплетированного материала верхней мантии, который, таким образом, становится своего рода частью самого плюма (Kerr et al, 1995). Однако утверждение об исключительной деплетации архейских мантийно-плюмовых образований является не вполне корректным. В провинции Слейв известны неоархейские метапикриты OIB-типа (Don Francis et al, 1999) Метавулканиты этого типа обнаружены и в Северокарельском поясе Балтийского щита (Кожевников, 2002, Shchipansky et al, 2004) Кроме того, в зеленокаменных поясах присутствуют и относительно обогащенные ферропикриты и феррокоматииты, которые генерировались при меньших температурах и меньших степенях частичного плавления, чем собственно коматииты (Gibson, 2002). Таким образом, в архее, как и в пост-архейское время, режим формирования мантийных плюмов скорее был разнообразным, нежели униформным, связанным с одним пограничным термальным слоем.

Вследствие относительно широкого распространения коматиитов в архее распространено мнение о том, что плюмовая геодинамика была господствующим стилем тектоники этого времени. Пожалуй, этот фактор является единственным аргументом в пользу данной точки зрения. Но небезынтересным будет отметить эволюцию взглядов на геодинамическую значимость коматиитов. Ранее высокие ликвидусные температуры коматиитовых лав интерпретировались как свидетельство в пользу тотально горячей верхней мантии, и, как следствие, экстремально тонкой архейской океанической литосферы (напр., Arndt, 1983, Nisbet, Fowler, 1983). В настоящее же время связь коматиитового вулканизма с глубинными мантийными плюмами считается аксиоматическим положением современной петрологии и геодинамики. Практически не оспаривается положение и о том, что, как и в мезо-кайнозойской истории Земли, так и в архее коматиит-содержащие формации представляют собой фрагменты океанических плато или континентальных траппов Так, происхождение древнейших (~ 3.5 млрд. лет) коматиитовых разрезов поясов Барбертон и Питерсбург Каапваальского кратона связывается с океаническим плато (Lowe, 1994, Lahaye et al, 1995) С этим же типом мантийно-плюмовых структур, по-видимому, было связано формирование палео- и мезоархейских гранит-зеленокаменных областей Пилбара, Западная Австралия и Среднего Приднепровья Украинского щита и Воронежского кристаллического массива (Щипанский, Подладчиков, 1991; Щипанский, 2002; Shchlpansky, Bogdanova, 1996; Zegers, van Keken, 2001; Green et al, 2002). Многочисленные фрагменты разновозрастных океанических плато были идентифицированы и среди зеленокаменных поясов Канадского щита (Kusky, Polat, 1999). В Карельской гранит-зеленокаменной области к фрагментам нео- и мезоархейских океанических плато были отнесены коматиит-толеитовые разрезы Костомукшского пояса (Puchtel et al, 1997, 1998) и Каменноозерской структуры Сумозерско-Кенозерского зеленокаменного пояса (Puchtel et al, 1999).

В действительности же тотальная распространенность коматиитов в архее представляется сильно преувеличенной. Оценка глобальной распространенности коматиитов в архее показала, что доля коматиитов в большинстве поясов не превышает 5 %, а во многих поясах коматииты отсутствуют вовсе (de Wit, Ashwal, 1997). Максимальная активность коматиитового вулканизма пришлась на рубеж около 2.7 млрд. лет, а не на эо- и палеоархей, как следовало бы ожидать из концепции плюмовой геодинамики архея. Аналогичная картина вырисовывается и на основании статистического анализа распространенности высокомагнезиальных мантийно-плюмовых пород Мира в геологической истории Земли (Isley, Abbott, 2002). Как следует из этого анализа, в архее произошло одно мощное плюмовое событие около 2700 млн лет тому назад, которое по своей интенсивности было сопоставимо с известным супершпомовым событием в среднем мелу (Condie, 2000). Из этого же анализа следует, что вероятная временная распространенность плюмовых событий в архее не сильно отличалась от той картины, которая реставрируется для фанерозойской истории. В последние годы появились изобилие модели формирования архейских поясов, где предполагается механизм пассивного причленения океанических плато или их коллизия с существовавшими ранее структурами континентального или островодужного происхождения. Если это так, то возникает ряд вопросов, которые до сих пор не получили удовлетворительного ответа Почему в архейских поясах сохраняются незначительные фрагменты океанических плато, если последние рассматриваются как позитивно плавучие массы, занимающие огромные площади на поверхности Земли? Происходило ли пассивное причленение океанических плато и горячих точек к ранее существовавшим массам континентальной или островодужной коры? Менялись ли параметры субдукции при ее взаимодействии с мантийно-плюмовыми образованиями'' Как взаимодействовали позитивно плавучие массы океанических плато и горячих точек с зонами конвергенции плит? Этот ряд вопросов можно адресовать и к геодинамике фанерозойских процессов корообразования Поскольку их решение может бьггь найдено, прежде всего, при анализе современных областей взаимодействия мантийно-плюмовой и субдукционной составляющих геодинамики, то тектонический анализ подобных областей представляется важнейшим и

обязательным элементом любого исследования, претендующего на попытку решения поставленных вопросов Это и определяет принцип структурирования следующих глав настоящей работы.

ГЛАВА П. Критерии для идентификации формаций связанных с субдукционной и мантийно-плюмовой геодинамикой

2.1. Цель главы состоит в рассмотрении проблем классификации вулканогенных формаций субдукционного и мантийно-плюмового генезиса. Конвергенция вещественных составов генетически разнородных пород может быть обусловлена различными причинами - коровой контаминацией, смешением разных типов магм, различными эффектами их фракционной кристаллизации или поведением ликвидусных фаз в сухих и водонасыщенных условиях, метасоматическими процессами и т.д. Что же касается влияния метаморфизма на изменение состава пород, которое многими принимается априори, то его роль представляется сильно преувеличенной. Специальные исследования показывают, что главным способом переноса тепловой энергии при метаморфизме является кондуктивный без существенного изменения начального состава породы (Bickle, McKenzie, 1987) Значительные изменения происходят при включении адвективной составляющей теплопереноса, которые являются «канализированными» и приуроченными к таким неоднородностям, как зоны резкой смены лито логических разностей и тектонических контактов (Ferry, Gerdes, 1998!) Несмотря на изохимический характер метаморфических преобразований, в общепринятой практике геохимических исследований архейских пород обычно используются систематики наименее подвижных элементов редкоземельной группы и высокозарядных некогерентных элементов, что и применялось при рассмотрении объектов настоящего исследования

2.2. Критерии для идентификации вулканогенных формаций субдукционного (надсубдукционного) генезиса. К числу важнейших петрологических и геохимических черт этих вулканогенных формаций относятся следующие характеристики:

(1) Обогащенность крупно-ионными литофильными элементами (К, Rb, Cs, Ва, Sr, Th, U) и легкими редкими землями по сравнению с N-MORB, что отражает ведущую роль водного флюида, экстрагируемого из погружающегося слэба, в магмогенерации и контроле ликвидусных фаз расплавов возникающих в мантийном клине.

(2) Выдающейся чертой вулканитов надсубдукционных обстановок является их деплетация в части концентраций высокозарядных некогерентных элементов (Nb, 'Га, Ti) относительно концентраций крупно-ионных литофилов, что контрастирует по отношению к поведению этих элементов в базальтах СОХ Эта особенность вулканитов надсубдукционных зон была замечена давно (Perfit et al, 1980; Wood, 1980; Pearce, 1983), но с тех пор постоянно повторяющаяся картина отрицательных аномалий Nb и Та в островодужных вулканитах разного возраста стала рассматриваться как их важнейших диагностический признак.

(3) Процессы магмогенерации в зонах субдукционной геодинамики протекают при более высоких параметрах фугитивности кислорода, чем в СОХ, что отражается в низких Ti/V отношениях присущих вулканитам IAT (Shervais, 1982).

(4) Типичной схемой кристаллизации расплавов, генерируемых во флюидизированном мантийном клине над погружающимся слэбом, является Ol - Срх - PI, тогда как для расплавов СОХ - Ol - PI - Срх (Natland; 1981) Различия в последовательности кристаллизации главных ликвидусных фаз IAT и MORB магм отражают кардинальные различия в степени водонасыщенности мантийных источников, что приводит к существенным различиям в трендах поведения таких важных отношений в петрогенетическом анализе, как Y/Sr, Zr/Sr, Ti/Y и Zr/Y (Beard, 1986; Fo-wler, 1984).

(5) Для расплавов субдукционных обстановок типичным является обогащение радиогенных изотопов Sr и РЬ, что выражается в более высоких значениях отношений 87Sr/"6Sr и 206РЬ/2МРЬ по сравнению с базальтами MORB. Напротив, систематика Sm-Nd изотопных отношений показывает деплетацию радиогенного Nd, что отражается в более низких

отношениях MÎNd/laNd (Карпенко и dp, 1984; Cohen, О'Nions, 1982; McCulloch, Cameron, 1983; Cameron et al ,1983 и др.).

Перечисленные геохимические характеристики вулканитов, формирующихся в настоящее время и сформированных в геологическом прошлом в субдукционных зонах позволяют использовать их как надежные критерии для ограничения 1еодинамических обстановок образования вулканогенных формаций в независимости от их возраста и степени метаморфических преобразований

Бониниты и вулканиты бонинитовой серии рассматриваются в качестве наиболее яркого индикатора петрогенетических процессов, происходящих в мантийном клине над зонами энсиматической субдукции (Crawford et al, 1989) Необычность их состава (высокие содержания MgO, S Юг, Cr, Ni) указывает на то, что их первичные расплавы образовывались в равновесии с минералами истощенной перидотитовой мантии. Таким образом, находки бонинитов среди древних островодужных комплексов имеют важнейшее значение для геодинамических реконструкций развития того или иного региона.

Согласно последней классификации высокомагнезиальных вулканических пород, принятой подкомиссией по номенклатуре магматических пород МГС, под бонинитами понимаются вулканические породы, которые удовлетворяют следующим критическим параметрам составов (в пересчете на сухой остаток) - Si02 > 52 вес%; MgO > 8 вес% и TiOj < 0.5 вес% (Le Bas, 2000) Характер распределения малых элементов бонинитов наглядно показывает необычайно высокую степень деплетации мантийного источника при одновременных свидетельствах их надсубдукционного генезиса. Из всех известных эффузивных пород вулканиты бонинитовой серии, которые объединяют как собственно бониниты, так и менее дифференцированные разности, тн низко-Ti толеиты (Brown, Jenner, 1989) или низко-Ti офиолитовые базальты (Sun, Nesbitt, 1978), по концентрациям некогерентных малых элементов являются наиболее деплегированными. Эта характеристика в совокупности с очевидной примитивностью составов рассматривается как доказательство чрезвычайной деплетации их мантийного источника возникшей за счет одного или нескольких эпизодов предварительной экстракции базальтовых расплавов (Duncan, Green, 1980, 1987). Классификация бонинитов основана на различиях в химических составах этих пород. Принято различать две крупные группы бонинитов - высоко-кальциевые (СаО/А^Оз > 0.75) и низко-кальциевые (СаО/АЬ03 <0 6) (Crawford et al, 1989). Несмотря на существование двух отчетливо разных геохимических групп, т е высоко- и низко-кальциевых бонинитов, не обнаруживается какой-либо специфической reo динамической обстановки свойственной тому или иному типу проявлений бонинитового магматизма (напр., Meffre et al, 1996). До недавнего времени бониниты в архее известны не были, что широко обсуждалось в литературе (Sylvester et al, 1997) Высказывалось предположение о кардинальной смене природы высокомагнезиального магматизма в истории Земли на границе архей - протерозой, с которой связывался переход от сухих коматиитовых магм мантийно-плюмового происхождения к водонасыщенным бонинитовым расплавам (Hall, Hughes, 1993). С другой стороны, казалось странным отсутствие бонинитов в архее, поскольку высокие температуры архейской верхней мантии являются благоприятным фактором для генерации бонинитов (Abbott, Моопеу, 1995). Вскоре появились первые публикации о находках бонинитов в Северо-Карельском зеленокаменном поясе Балтийского щита и поясе Абитиби Канадского щита (Shchipansky et al, 1998; Kernch et al, 1998). К настоящему времени известны и другие проявления бонинитового магматизма, которые будут детально рассмотрены в главе 3. По-видимому, как и былое отсутствие бонинитов в архее, так и их пока единичные находки, в большей степени связаны с проблемами их идентификации. Практически во всех случаях находок метаморфизованных пород архейских бонинитовых серий, они ошибочно принимались за «традиционные» для архея продукты коматиитового магматизма. 2.3. Критерии для идентификации вулканогенных формаций мантийно-плюмового генезиса. Новая классификация номенклатуры магматических пород ограничивает пошггае «пикрит» по содержанию окиси магния рамками 12 вес % < MgO <18 вес %; под

коматиитами понимаются ультраосновные вулканиты с MgO > 18 вес%, суммой щелочей < 1 вес% и Т1О2 < 1 вес% (Le Bas, 2000). Такой классификационный подход встретил критические замечания, поскольку изначально термин «коматиит» был предложен для описания ультраосновных лав обладающих структурами спинифекс (Viljoen, Viljoen, 1969) Зоны спинифекс-структур коматиитовых потоков предоставляют наиболее точную информацию о составе расплава, находившегося в равновесии с областью их мантийного источника Недостатки классификации в этой части были проиллюстрированы на примере высокомагнезиальных лав о. Горгона, где были описаны коматииты с оливиновым спинифексом и содержанием MgO < 18 вес%, а в пикритах концентрации MgO достигают 25 вес% (Kerr, Arndt, 2001). Такое требование к определению термина «коматиит» является оправданным не только с петрологической точки зрения Коматииты и генетически связанные с ними базальты общепринято рассматривать в качестве продуктов «сухого» мантийно-плюмового магматизма (Arndt et al, 1998). На практике к коматиитам зачастую относят магнезиальные метавулканиты без признаков развития спинифекс-структур, что может приводить к ошибкам в геодинамических интерпретациях Известно, что ультраосновные лавы широко распространены в вулканогенных разрезах многих современных надсубдукционных зон. По химическому составу они формально могут быть отнесены как коматиитам (> 18 вес % MgO), так и к пикритам (12-18 вес% MgO) Для архейских вулканогенных разрезов дискриминация субдукционных и плюмовых пород имеет особое значение в связи с давно замеченным сходством в химизме базальтовых коматиитов и некоторых примитивных лав современных зон субдукции Эта проблема даже получипа название проблемы коматиитов и офиолитов (Sun, Neshitt, 1978; Cameron et al, 1979). Группу примитивных высоко-Mg вулканитов было предложено называть офиолитовыми базальтами, поскольку она обнаруживается во многих офиолитовых комплексах (напр., Троодос, Ньюфаундленд) Отличительной чертой офиолитовых базальтов является крайне низкое содержание TÎO2 (< 0.6 вес%), и сильная деплетация РЗЭ Примитивные островодужные низко-Ti базальты генетически связаны с бонинитами, являясь менее дифференцированными продуктами малоглубинного частичного плавления гидратированной гарцбургитовой верхней мантии Эта генетическая связь предопределила необходимость выделения обособленной магматической серии, известной как бонинитовая серия (Kfejer, 1980) Во многих случаях преобладающий объем вулканитов бонинитовой серии занимают примитивные лавы (Mg# ~ 0 65-0.7), которые формально могут определяться как пикриты или коматииты.

Решение этой проблемы может быть найдено, если выделять самостоятельную вулканогенную ассоциацию - коматиитовую серию на манер того, как это было предложено для объединения генетически родственных пород бонинитовой серии (Щипанский и др, 2000). Принципиальные петро- и геохимические различия между этими двумя сериями иллюстрируются на сравнительном анализе двух наиболее изученных примера высокомагнезиального вулканизма позднего Балтийского щита: коматиитовой серии Костомукшского пояса, происхождение которой отчетливо связывается с мантийно-плюмовым событием возраста около 2.8 млрд лет (Puchtel et al., 1997, 1998) и бонинитовой серии Хизоваарской структуры, сформировавшейся также около 2.8 млрд. лет, но в обстановке энсиматической зоны субдукции (Щипанский и др, 1999)

Коматииты Костомукшского зеленокаменного пояса ассоциируют с подушечными, вариолитовыми и массивными базальтовыми коматиитами и коматиитовыми базальтами (N-MORB-тип). Родоначальная коматиитовая магма была сухой, содержала около 27% MgO и формировалась при потенциальной температуре 1770±20°С на глубинах > 300 км. Это в совокупности с геохимическими и изотопными данными позволяет сделать вывод о базальт-коматиитовом магматизме как продукте плавления глубинного мантийного плюма, сформировавшего океанического плато. Сохранившийся фрагмент этого плато представлен в настоящее время в виде контоккской серии пояса (Puchtel et al, 1997, 1998).

Высокомагнезиальные мставулканиты Хизоваарской структуры ранее также описывались как коматииты, хотя и отмечалось отсутствие в них каких-либо признаков спинифекс-структур и элементов дифференциации лавовых потоков. По формальным признакам химических составов, таким как высокие содержания N^0 (до 29 вес%), №, Сг, эти метавулканиты действительно схожи с коматиитами Однако более детальное исследование этой толщи показало, что «коматииты» Хизоваары перемежаются с высоко-Са метабонинитами, образуя с ними единую породную серию (Щипанский и др, 1999). Первичные расплавы для бонинитовой серии могли иметь содержания МдО не превышающие 20-22 вес% и формироваться за счет частичного плавления водосодержащей мантии при потенциальной температуре ~ 1450°С и давлении < 3 ГПа (ЗИсМрапчку & аI, 1999). Подобные условия магмогенерации, а также пространственно-временная ассоциация бонинитовой серии Хизоваары с островодужными метатолеитами и андезитами, указывают на прямую связь формирования этого комплекса с процессами субдукции. Таким образом, в общих чертах схожие по химическому составу продукты высокомагнезиального вулканизма в позднем архее, примерно, в одно и то же время формировались в двух различных геодинамических обстановках Заметные различия между ними проявляются при анализе совокупности данных, характеризующих каждую из упомянутых серий, что наглядно иллюстрируется различиями трендов коматиитовой и бонинитовой серий. Если тренд коматиитовой серии, генерируемой при «сухом» мантийном плавлении направлен к области составов толеитов СОХ, то тренд бонинитовой серии отражает эволюцию первичных составов в сторону насыщения кварцем, что является характерной чертой «мокрого» плавления с постепенным понижением температуры и давления (ЯИсЫрапхку е1 а1, 1999). Различия между этими сериями также обнаруживаются при сравнении распределений малых элементов Если, для бонинитовой серии устойчиво проявляются отрицательные ЫЬ аномалии, то в коматиитовой серии ЫЬЗД)* ~ 1.1. В обоих случаях концентрации №> оказываются чрезвычайно низкими (< 1 г/т). Кроме того, нормализованные к примитивной мантии спектры распределения малых элементов бонинитовой серии показывают другие критические для субдукционных обстановок элементные аномалии. Таким образом, жесткое требование наличия структур оливынового спинифекса для определения ультраосновной породы как коматиита имеет глубокие основания. Поскольку существует генетически связанная с коматиитами группа менее магнезиальных вулканитов, то представляется целесообразным определять ее не как пикриты и толеиты, а как базальтовые коматииты и коматиитовые базальты. Такое подразделение широко распространено в литературе, и с лексической точки зрения наиболее подходит для описания вулканогенных пород коматиитовой серии.

2.4. Мантийно-плюмовая компонента. Состояние изученности мантийных плюмов позволяет предполагать несколько вариантов местоположения нижнего пограничного слоя, который питает плюмы. В соответствие с этим можно ожидать, что глубинный мантийный материал, поднимаемый плюмами, будет (етерогенным по своим изотопно-геохимическим характеристикам. Более того, в природе, как правило, наблюдается пестрая картина изотопно-геохимических меток, свидетельствующая об интенсивном перемешивании главных мантийных источников, т.е. обогащенной и деплетированной мантии. Это обстоятельство предопределило необходимость поиска критериев выделения плюмовой компоненты.

В работе использована относительно новая методика идентификации вовлеченности глубинного мантийно-плюмового источника в петрогенезис вулканитов, основанная на закономерностях поведения наиболее инертных при наложенных процессах элементов Ш, 2х, У. Эта методика была разработана на основе исследований базальтов, генерированных Исландским плюмом, которые, как и в большинстве других регионов взаимодействия обогащенных и деплетированных источников, обнаруживают интегральную картину изотопно-геохимических меток {ИШоп ег а/, 1997). В результате такого анализа было

установлено, что базальты Исландии с отчетливыми плюмовыми изотопными характеристиками 3Не/*Не на диаграмме Nb/Y - Zr/Y в логарифмическом масштабе занимают определенное узкое поле, ограниченное сверху и снизу границами, описываемыми следующими уравнениями регрессии: log (Nb/Y) = 1 92 х log (Zr/Y) - 1.176 (верхняя граница) и log ( Nb/Y) = 1.92 х log (Zr/Y) - 1.740 (нижняя граница). Для характеристики плюмовой компоненты индивидуальных образцов предлагается использовать параметр ANb, который определяется как: ANb = log (Nb/Y) + 1 74 - 1.92 х log (Zr/Y); значения ANb > 0 соответствуют базальтам с плюмовой компонентой, а значения ANb < 0 отвечают базальтам, генерированным при плавлении деплетированной верхней мантии. Хотя авторы рассматриваемой методики рассматриваю: параметр ANb как фундаментальную характеристику мантийного источника, нечувствительную к эффектам различных степеней плавления мантии, уровней ее предшествующей деплетации, коровой контаминации и последующих изменений, анализ показывает некоторые важные ограничения на ее применимость. Ранее было показано, что очень малые степени плавления гранатового лерцолита (< 1 - 2%) сильно влияют на отношения Nb/Y и Zr/Y в генерируемых расплавах, что отражается в их высоких значениях, лежащих по оси ординат даже выше, чем средний состав континентальной коры. Однако для составов генерировавшихся при 3 - 15 % плавления гранатового лерцолита снижение ANb до отрицательных значений не происходит (Ваксг, 2001). Существуют основания также полагать, что на ANb негативное значение имеют и высокие степени плавления плюмового источника. Так, большинство коматиитов, которые формировались при 50 - 60% плавления глубинной мантии, показывают отрицательные значения ANb. В тоже время, ассоциирующие с коматиитами толеиты, как в архейских областях, так и в современных океанических плато, систематически обнаруживают положительные значения ANb. Это обстоятельство представляется особенно ценным, поскольку толеитовые базальты океанических плато на мультиэлементных геохимических диаграммах показывают картину распределения весьма схожую с базальтами N-MORB, включая присутствие небольшой положительной аномалии Nb.

Рис. 1 иллюстрируют эффективность параметра ANb для выделения плюмовой компоненты. Точки составов базальтов современных океанических плато располагаются в поле мантийно-плюмовых базальтов Как и архейские коматииты, коматииты и пикриты Карибского плато показывают отрицательные значения ANb. Применимость метода для выделения палеоаналогов базальтов океанических плато демонстрирует диаграмма Б, на которой нанесены составы архейских метабазальтов ассоциирующих с коматиитами. На этой же диаграмме нанесены точки палеопротерозойских коматиитовых базальтов Ветреного пояса Петрогенезис этих вулканитов описывается контаминацией первичными высокомагнезиальными плюмовыми расплавами ~ 8 - 9% древней архейской континентальной коры (Füchtel et al, 1996) . Все точки коматиитовых базальтов имеют отрицательные значения ANb, что, вероятно, связано с процессами контаминации. Тренд составов этих базальтов направлен к точке среднего состава континентальной коры, что указывает на возможность использования ANb для оценки уровня контамшшрованности вулканитов при наличии каких-либо дополнительных указаний об их плюмовой природе. Диаграммы В - Г демонстрирует применимость метода для случая островодужных толеитов (IAT-тип) Хотя в дуге Вануату известны пикриты, они, как и ассоциирующиеся толеиты, показывают отрицательные значения ANb Для сравнения показаны точки составов метаморфизованных неоархейских толеигов островодужного генезиса. С помощью ANb мантийно-плюмовая компонента обнаруживается в современной островодужной обстановке, где концентрации Nb в лавах чрезвычайно низки (< 1 г/т) (Bakci, 2001). Заметим, что вовлеченность в петрогенезис вулканитов Северного Тонга мантийно-плюмовой компоненты продемонстрирована многочисленными изотопными исследованиями. Геодинамические причины возможности взаимодействия мантийно-плюмовых производных и лав надсубдукционного генезиса будут в деталях рассмотрены в главе 5. Здесь же отметим, что с точки зрения цели настоящей работы рассмотренная методика выявления плюмовой

компоненты представляется чрезвычайно важной, поскольку позволяет решать задачи связанные с взаимодействием субдукционной и тпомовой составляющих в геодинамике формирования архейской континентальной коры.

• Базальты плато Онтонг Джзва ▼ Базальты Карибского плато V Пикриты и коматииты Карибского плато

► Коматиитовые базальты Ветреного Поясз о Коматиитовые базальты Мунро. пояс Абитиби < Коматиитовые базальты Костомукшского пояса

'-MORS

/Йхс

AS у/ +H-MQHB -

\ %/ У

7 r'Y

о Островодужные толеиты дуги Вануату

, Нижние метатолеиты 1АТ-типаХизоваарской структуры неоаркей

1 Zr'Y 10

♦ Островодужные толеиты севера дуги Тонга О Островодужные топеиты дут Кермадек

Рис. 1 Закономерности Nb-Zr-Y отношении в базальтах различных геодинамических обстановок. А' Nb-Zr-Y систематика базальтов современных океанических плато. Использованы данные (Kerr, 2003) В- Nb-Zr-Y систематика корово-контаминированных (Ветреный Пояс) и корово-неконтаминированных коматиитовых базальтов (Мунро, Костомукша). Использованы данные (Puchtel et al, ¡996, 1997, 1998, Arndt, Nesbitt, 1984). В- Nb-Zr-Y систематика толеитов энсиматических островных дуг - современной (Вануату) и неоархейской (Хизовайра) Использованы данные (Turner et al, 1999; Peate et al, 1997; Shchipansky et al, 2004).

Г' Nb-Zr-Y систематика островодужных толеитов из современной области взаимодействия зоны субдукции и горячей точки (северный сегмент дуги Тонга). Данные из (Wendt et al., 1997). Дня сравнения нанесены составы толеитов дуги Кермадек по (Ewart et al, 1998). Примитивная маятия и N- MORB (Hofmann, 1988); континентальная кора (Rudmck, Fountain, 1995).

ГЛАВА ТП. Архейские области взаимодействия мантийно-плюмовых и субдукционных процессов порообразования

Глава посвящена рассмотрению свидетельств субдукционною и мантийно-плюмового тектогенеза архейской коры. Ее основной объем составляет изложение данных исследований структур Балтийского щита, в которых автор принимал непосредственное участие, и результаты которых в основном опубликованы в печати. Другая часть посвящена анализу новых данных по некоторым ключевым структурам неоархея Канадского щита и эоархея

Гренландии Выбор объектов для сравнительного анализа обусловлен тем, что в рассматриваемых структурах обнаружены убедительные свидетельства как субдукционной, так и мантийно-плюмовой геодинамики на тектоносфере ранней Земли 3.1. Балтийский щит. В этом разделе детально рассмотрены структуры СевероКарельского, или Парандовско-Тикшозерского, зеленокаменного пояса, где недавно были обнаружены породы бонинитовой серии (Shchipansky et al, 1998, Щипанский и dp, 1999), а также сохранившийся фрагмент неоархейского супрасубдукционного комплекса (Щипанский и др., 2001; Shchipansky et al, 2004). Породы бонинитовой серии обнаружены и в северной части пояса (Милъкевич и др, 2003) В сжатом виде рассмотрены также вопросы геодинамики Костомукшской и Каменноозерской структур, детальное описание которых дано в ряде наших публикаций (Puchtel et al, 1997, 1998- Puchtel et al, 1999). 3.1.1. Северо-Карельский зеленокаменмый пояс (СКЗП) Протягивается на расстоянии более 300 км вдоль границы между Карельской ГЗО и Беломорским мобильным поясом. СКЗП состоит из нескольких зеленокаменных структур, разделенных между собой гранитоидными массивами. Все структуры, составляющие пояс, характеризуются сходными формационными наборами пород, таким образом, представляя собой фрагменты единого позднеархейского полимодального зеленокаменного пояса (Кожевников, 1992; 2000). Объектами детального исследования этого пояса стали Хизоваарская и Ириногорская структуры. СКЗП представляет собой тектонический коллаж различных ассоциаций, происхождение которых связывается с заложением и последующим развитием энсиматической островодужной системы ~ 2.8 млрд. лет назад. Прямым указанием на подобную тектоническую обстановку формирования СКЗП является наличие среди его мафической ассоциации метавулканитов бонинитовой серии, открытых впервые в Хизоваарской структуре (Щипанский и др, 1999). Мафическая ассоциация структуры серии представлена четырьмя геохимическими типами метабазитов, сформировавшихся в различных петрогенетических условиях (снизу вверх): (1) вулканитами островодужных толеитов (IAT-тип); (2) метавулканитами бонинитовой серии, состоящей из низко-Ti высоко-Mg базальтов и собственно бонинитов; (3) Fe-Ti базальтами типа базальтов океанических островов (OIB-тип); (4) базальтами близкими толеитам СОХ (MORB или ВАВВ типы) Ассоциация средне-кислых метавулканитов в Хизоваарской структуре включает: а) «северные» метаандезиты толеитового тренда дифференциации, полученный ион-ионным методом датирования конкордантный возраст цирконов которых составляет 2783±10 млн. лет; б) «южные» андезит-дацит-риолитовые метавулканиты (2778+21 млн лет) извеспсово-щелочного тренда дифференциации и генетически связанные с ними осадочно-вулканогенные метаосадки (Бибикова и др, 2003; Shchipansky et al., 2004)

Хотя геохимия мафической ассоциации Хизоваарской структуры указывает на ее энсиматическую природу, степень последующих деформаций здесь была настолько значительной, что первичные текстурные особенности возможно ранее и существовавшего офиолитового разреза были полностью стерты Структурное развитие хизоваарских метавулканитов включает, как минимум, три деформационно-складчатые фазы (Кожевников, 1992). Петрологические исследования пород бонинитовой серии позволяют установить два метаморфических события (Konilov, Shchipansky, 2001). С пиковой фазой раннего метаморфического события связывается формирование необычного для подобного рода ассоциаций парагенезиса в породах бонинитового состава, который может бьпъ определен как ставролит-содержащий амфиболит. Этот парагенезис характеризуется равновесной ассоциацией ставролит + анортитовый плагиоклаз + высоко-А1 роговая обманка ± кварц, сформировавшейся при давлении 7-75 кбар и температуре 670°С Поздний, наложенный, парагенезис, возможно связанный со свекофеннской тектоно-термальной переработкой, образован ассоциацией хлорит + куммингтонит + андезиновый плагиоклаз, сформировавшейся при температуре около 600°С и давлении, не превышающем б кбар. Ириногорская структура, расположенная, примерно, в 100 км к северо-западу от Хизоваары, представляет собой менее деформированную область СКЗП Она сложена теми же самыми

литотектоническими ассоциациями. Однако в ее пределах среди пород бонинитовой серии были обнаружены фрагменты офиолитовой псевдостратиграфии, что представляет собой уникальное явление для архейских формаций (Щипанский и др, 2001, ЯИсЬрапъку е! а!., 2004).

Офиолиты Иринюры залегают среди надвиговых пакетов постепенно погружающихся на С-СВ Пакеты сложены мафическими метавулканитами, среди которых обнаруживаются аналоги верхних толеитов и бонинитовой серии Хизоваары. Они тектонически надвинуты на островодужный комплекс средне-кислых известково-щелочных метавулканитов и связанных с ними вулканогенно-осадочных пород, которые могут рассматриваться в качестве параавтохтона для залегающих структурно выше офиолитовых надвиговых пластин. Хотя в целом супракрустальные породы Иришоры были также подвергнуты интенсивным структурно-метаморфическим преобразованиям, их первичные маг магические, вулканические и осадочные текстуры локально обнаруживают превосходную сохранность. Наиболее хорошо сохранившийся фрагмент офиолитовой последовательности обнаружен в скальных обнажениях северного берега озера Иринозеро. Здесь наблюдается лавовый и габбровый комплексы, а также сохранившиеся фрагменты комплекса параллельных даек В основании офиолитового покрова залегает комплекс тектонического меланжа, представленного хаотически распределенными блоками контрастных по происхождению метавулканитов - бонинитовой серии и Ре-"П базальтов, заключенных в осадочно-вулканогенный матрикс средне-кислого состава.

Нижняя часть Ириногорского офиолитового покрова образована -500 м мощности фрагментом комплекса параллельных даек и лавовым комплексом, тектонически перекрытым офиолитовыми метагаббро и верхними метатолеитами Лавовый комплекс сложен подушечными и массивными базальтовыми потоками. Массивные потоки мощностью 2-3 м обнаруживают кумулятивные части и кровельные брекчии, свидетельствуя о нормальном, а не перевернутом характере разреза. В лавовом комплексе наблюдается обилие хорошо сохранившегося гиалокластического материала, представленного кластерами подушек, заключенных в матриксе «битой черепицы». Эти текстурные особенности вулканитов, а также отсутствие осадочных прослоев, указывает на то, что они изливались в подводной и даже глубоководной обстановке.

Однообразно параллельно-полосчатые тонко- и средне-зернитые лейкоамфиболиты, подстилающие лавовый комплекс интерпретируются как комплекс параллельных даек толеитового и бонинишвого составов. От рассланцованных габбро этот комплекс отличается постоянной мощностью параллелеобразных тел (в среднем около 40-50 см), между которыми иногда сохраняются скрины сильно деформированных габбро. В нескольких обнажениях наблюдались переходы этого комплекса в лавовый, когда отдельные дайковые тела под прямым углом проникают в лавы, растворяясь в последних. В единичном случае удалось распознать сохранившиеся асимметричные зоны закалок, характерные для развития текстур типа «дайка в дайке». Бонинитовые составы обнаружены как дайковом, так и в лавовом комплексах, что свидетельствует о генетическом единстве ассоциации. Средне- до крупнозернистых полосчатые мелано- до лейкократовых амфиболиты, нередко сохраняющие признаки габбровой текстуры, интерпретируются как габбровый комплекс. Этот комплекс является наиболее глубинным обнажающимся в этом районе членом офиолитового разреза Детальное его картирование показывает, что габбровый комплекс залегает тектонически выше лавового комплекса. Хотя здесь и не наблюдается нормального соотношения между габбро и комплексом параллельных даек, принципиальным представляется то, что в габбро наблюдается ряд даек по составу идентичных дайкам подстилающим лавовый комплекс. Имеющийся геохимический материал по габбровому комплексу однозначно указывает на его когенетичность с лавовым и дайковым комплексами (ЯксЫраюку ег а!, 2004).

Ириногорский офиолитовый комплекс претерпел сильные структурно-метаморфические преобразования в течение, как минимум, двух тектонических циклов, в позднем архее (2.82.7 млрд. лет назад) и во время свекофеннской орогении (1 9-1.75 млрд. лег назад). Первичная псевдостратиграфическая последовательность этого комплекса была нарушена до такой степени, что невозможно оценить его первоначальную мощность. Однако значимо то, что сохранились фрагменты комплекса параллельных даек, которые общепринято считаются прямыми доказательствами спрединга офиолитового ложа. Хотя теоретически проявление комплекса параллельных даек возможно и в иных геологических обстановках (например, континентальные траппы), очевидные надсубдукционные геохимические характеристики делают несомненным фактом их принадлежности к офиолитам

Важная информация сохранилась в изотопно-геохимических метках пород надсубдукционных офиолитов ГКЗП. Как было показано, эти характеристики не претерпели значимого преобразования пост-магматическими процессами и могут использоваться в тектонических реконструкциях ($ИсЫрамку г/ а!, 2004). Позднсархейская бонинитовая серия СКЗП оказывается аналогичной по петро-геохимическим характеристикам известным верхним пиллоу-лавам позднемезозойских офиолитов Троодоса, которые считаются эталонными при выделении высоко-Са бонинитовых серий (Щипанский и др., 2001). Это поразительное сходство в гтетрохимии, геохимии и изотопии бонинитовых серий столь разного возраста может быть объяснено только сходством петрогенетических и геодинамических условий их формирования

Данные по строению Ириногорской структуры свидетельствуют о том, что офиолитовый комплекс надвинут на образования зрелой островной и дуги и осадочно-вулканогенной призмы. Это, в свою очередь, указывает на то, что сами офиолиты должны были формироваться в обстановке преддугового спрединга, как это принимается для большинства современных аналогов Дж. Шервайс суммировал данные, накопленные по исследованиям надсубдукционных офиолитов Мира, и пришел к заключению: «Образование надсубдукционных офиолитов происходило в результате закономерной смены различных процессов их формирования и эволюции, которые являются общими для всех подобных офиолитов» (&Иеп>аи, 2001). Сравнение главных геологических характеристик неоархейского надсубдукционного офиолитового комплекса СКЗП и формационных характеристик «жизненного цикла надсубдукционных офиолитов» показывает, что здесь обнаруживаются практически все характеристики классической схемы развития надсубдукционных офиолитов (Табл.). Это означает, что механизмы формирования и эволюции надсубдукционных офиолитов в неоархее принципиально не отличались от таковых в более поздней геологической истории.

Важной в геодинамическом отношении особенностью строения надсубдукционных разрезов СКЗП является тесная пространственная ассоциация вулканитов бонинитовой серии с Ре-Т1 базальтами, которые по геохимическим параметрам относятся к типу базальтов 01В. В Хизоваарской структуре эти вулканиты горячей точки залегают структурно выше горизонта бонинитовых металав. В Ириногорской структуре Ре-Т) базальты обнаружены только в меланже под офиолитовым надвигом Несмотря на различия в структурном положении, значение вулканитов горячей точки для геодинамической интерпретации разреза представляется немаловажным, поскольку ассоциация явно надсубдукционных комплексов с мантийно-плюмовыми образованиями маркирует обстановку их непосредственного взаимодействия, происходившего в зоне интра-океанической конвергенции. Есть основания полагать, что подобное взаимодействие не было результатом пассивной аккреции мантийно-плюмовых структур типа асейсмического неспредингового хребта или подводных гор Как показывают результаты исследований северных андезитов Хизоваарской структуры, их геохимическая гетерогенность указывает на вовлеченность в петрогенезис, как мантийных деплетированных источников, так и обогащенных (Бибикова и др., 2003; ЗИсЫрагику г? а1„ 2004). Наглядно взаимодействие такого рода демонстрирует диаграмма вариаций ЫЬ-7г-У в

Таблица. Сравнение геологических характеристик фанерозойских надсубдукционных офиолитов и позднеархейского офиолитового комплекса СКЗП. Стадии «жизненного цикла» надсубдукционных офиолитов по Дж. Шервайсу (ЗТю-таи, 2001).

Стадия V Рождение СКЗП Стадия 2. Молодость СКЗП Стадия 3 1 СКЗП Зрелость | Стадия 4 Смерть СКЗП Стадия б: Воскрешение СКЗП

События Инициальный спрединг. перегиб океанической ПДИТЫ Предполагается Плавление тугоплавкого мантийного материала, вторая стадия плавления Присутствуют Известково-щелочная нормальная дуга Присутствует Субдукция хребта ибо непосредственно обдукция Субдукция хребта С) Обдукция на пассивную окраину или аккреционный аолифт Аккреционный аплкфт (Кордильерский тип)

Вулканические формации Примитивные островодужные толеиты, андезите-базальты Присутствуют Выоко-М$ андезиты, бонкниты, анкерамиты Присутствуют Андезиты, дациты, базальтовые андезиты Присутствуют МОКВ или ОШ Присутствуют нет нет

Плутонические формации Расслоенные габбро, троктолиты, дуниты Не наблюдались Верлнт- клинопирок- сеновые СНЛЛЬ] Присутствуют (Кожевников, перс сообщение) Кварцевые диориты, диориты, агматнты Присутствуют Нет Редкие граниты, анатексис в глубоких горизонтах Присутствуют

Метаморфические формации Гидротермальные изменения вулканитов в подводных обстановках Предполагаете* Гидротермальные изменения вулканитов в подводных обстановках Предполагаете? Гидротермальные изменения вулканитов в подводных обстановках Присутствует Высокомета-морфизован-ный цоколь Предполагается Обдукция может быть горячей или холодной, может сформироваться новая зона су бдукции.

СКЗП, Северокарельсккй зеленокамешшй пояс, МОЯ В, базальты срединно-океанических хребтов; ОШ, базальты океанических островов.

мафических вулканитах. Если в нижних островодужных толеитах ее влияние практически отсутствуют, то в бонинитовой серии присутствие мантийно-плюмовой компоненты очевидно (рис. 2). Симптоматично, что и в бонинитовых сериях Троодоса и Северного Тонга также устанавливаются геохимические метки влияния мантийно-плюмовой компоненты

Zr/Y Zr/Y

Рис 2 Закономерности Nb-Zr-Y отношении в мафических метавулканитах Северо-Карельского зеленокамениого пояса Примитивная мантия и N-MORB по (Но/тапп, 1988), OIB по (McDonough, Sun, 1989).

«Вклинивание» мантийно-плюмовой производной в субдукционную обстановку СКЗП пояса, по-видимому, привело к радикальному изменению характера средне-кислого островодужяого вулканизма. Здесь произошла быстрая смена адакитового на «нормальный» андезиг-дацит-риолитовый вулканизм, или наоборот, что невозможно точно определит!., поскольку все изотопные возрастные датировки перекрываются аналитической ошибкой равной ~ 20 млн. лет (Бибикова и др, 2003; Samsonov et al, 2005). В рамках современных знаний о происхождении различных островодужных серий подобное изменение характера вулканизма требует значительного изменения в геометрии погружающегося слэба, как и изменения термальной структуры в областях магмогенерации

3.1.2. Костомукшская зеленокаменная структура. Представляет собой асимметричную синформу, прослеживающуюся в северо-восточном направлении на ~ 25 км при ширине 4.5 - 7 км. Контакты между зеленокаменными ассоциациями и обрамляющими их гранито-гнейсовыми комплексами повсеместно тектонические. Структуру слагают две крупные литотекгонические ассоциации: контоккская и Никольская серии. Контоккский террейн представлен коматиит-толеитовой ассоциацией, а осадочно-вулканогенная часть известково-щелочной ассоциации, включающая промышленные залежи железисто-кремнистой формации, составляет Гимольский террейн (Пухтель и др., 1996).

Коматиит-толеитовая ассоциация по результатам изотопно-геохимических исследований была сформирована около 2.8 млрд. лет т.н. (2843±39 млн лет, Sm-Nd изохронна; 2813±78 млн. лет, РЬ-РЬ изохронна) и не претерпела контаминации древним коровым субстратом (£Nd=+2.8±0.2, (il=8.77±0.02) Это, в совокупности с аномально высокими расчетными температурами зарождения коматиитовых расплавов в мантийном источнике и

геохимическим сходством этих вулканитов с вулканитами современных океанических плато, дает основание полагать, что формирование ассоциации Контоккского террейна, происходило при подъеме глубинного мантийного плюма. (Puchtel et al, 1997, 1998) Сохранившийся фрагмент верхнекоровых уровней образовавшегося океанического плато и представлен Контоккским террейном Костомукшского пояса Учитывая расчетные данные по потенциальной мантийной температуре формирования этого плюма равной 1770 ± 20°С, максимальная мощность симатической постройки, продуцированной процессами частичного его плавления, могла достигать 54 км (Puchtel et al., 1998). По-видимому, другие фрагменты этого океанического плато составляют коматиит-содержащие мафит-ультрамафитовые ассоциации пояса Кухмо-Суомуссалми и Типасъярви в восточной части Финляндии. Известково-щелочная ассоциация представлена вулканитами, вулканогенно-осадочными породами и гранитоидами ТМ -серий восточного и западного обрамления структуры. Кислые метавулканиты (шурлаваарская свита) в Контоккском террейне образуют узкие невыдержанные горизонты мощностью первые десятки - сотни метров Основной объем пород этой ассоциации представлен осадочно-вулканогенными породами Гимольского террейна. Несмотря на заметные латеральные различия в геохимических характеристиках известково-щелочной ассоциации Костомукшской структуры и гранито-гнейсового обрамления, имеющиеся U-Pb изотопные датировки цирконов группируются около возраста 2 78 млрд лет. ТТГ серия восточного обрамления возраста 2782±5 млн. лет по геохимическим характеристикам относится к андезит-дацит-риолитовой (АДР) островодужной серии (Самсонов, 2004; Samsonov et al, 2005). По этим же данным Sm-Nd изотопные характеристики «восточных» гранитоидов ТТГ- серии показывают значения cNd = -0 3 ± 0 5, что указывает на вклад в их петрогенезис некоторого количества материала из более древнего корового источника. К этой же островодужной серии относится и сланцы туфогенно-осадочной природы, вмещающие железистые кварциты Гимольского террейна. По результатам U-Pb датирования возраст цирконов из туфов дацитового состава равен 2787±8 млн. лет; cNd от +1.2 до +1.5, что указывает на ювенильную природу этих пород, происхождение которых связывается с процессами частичного плавления деплетированной верхней мантии в «мокрых» надсубдукционных условиях. ТТГ гранитоиды западного обрамления по геохимическим характеристикам обладают всеми признаками их принадлежности к адакитовой серии, при этом, однако имея U-Pb возраст 2788+6 млн. лет и с Nd от +2.4 до +1.8 (Бибикова и др., 2005; Самсонов, 2004).

Пространственно-временная сопряженность коматиит-базальтовой (мантийно-плюмовой) и известково-щелочных (островодужных) ассоциаций, запечатленная в Костомукшской структуре, позволяет предполагать, что она возникла в результате геодинамического взаимодействия этих разнородных производных. Возможно, что верхнекоровые уровни плато были обдуцированы на островодужную постройку, ныне представленную глубоко эродированными известково-щелочнымя ТТГ гранитоидами восточного обрамления и сохранившимся фрагментом ее преддугового бассейна (Гимольский террейн). 3.1.3. Каменноозерская зеленокаменная структура. Является частью Сумозерско-Кенозерского зеленокаменного пояса, который располагается и в северо-восточном обрамлении Водлозерского блока и прослеживается на протяжении более 380 км при ширине до 50 км (Куликов, Куликова, 1979). Имеющиеся данные геолого-структурных, петрологических и геохронологических исследований показывают, что формирование зеленокаменных ассоциаций Каменноозерской структуры происходило в два этапа, которые были связаны с разными тектоническими обстановками и были разделены во времени, как минимум, одним эпизодом складчатости.

Первый этап связан с формированием ранней коматиит-толеитовой ассоциации. Ее Pb-Pb и

Sm-Nd изохронные возраста равны 2892 ± 130 млн. лет и 2916 ± U7 млн. лет, соответственно, а ц1 = 8.73 ± 0.20 и eNd(t) = 2.7 ± 0.3 (Puchtel et al., 1999). Зарождение этих расплавов происходило при высоких степенях плавления деплетированного мантийного источника при аномально высоких температурах. Коматииш Каменноозерской структуры

имеют содержания MgO в спенифекс-зоне 30-31.5 вес %, что соответствует ликвидусным температурам их генерации ~ 1570°С. Такие ликвидусные температуры соответствуют потенциальной мантийной температуре 1800 ± 20°С. Согласно параметрическим моделям распределения мантийных температур (McKenzie, Bickle, 1988) начало плавления каменноозерских коматиитов происходило на глубине ~ 400 ± 70 км в переходной зоне верхняя - нижняя мантия. Подъем мантийного плюма к основанию литосферы должен был вызывать интенсивное плавление деплетированной верхней мантии, продуцируя менее высокотемпературные коматиитовые базальты и лавы толеитового состава Отсутствие изотопно-геохимических свидетельств о возможном вкладе в петрогенезис вулканитов этой ассоциации древнего сиалического субстрата показывает, что излияние коматиит-толеитовой ассоциации, вероятно, происходило во внутриокеанической обстановке. Эти данные приводят к заключению о формировании коматиит-толеитовой ассоциации в обстановке сходной с обстановками образования современных океанических плато, таких как Онтонг-Джава или Карибское (Puchtel et al, 1999). Максимальная мощность коры Каменноозерского плато могла достигать 60 - 65 км, а его средняя мощность составляла не менее 30 - 35 км

Второй этап вулканизма Каменноозерской структуры несет отчетливые свидетельства субдукционного режима. В это время происходит формирование известково-щелочных вулканитов, которые представлены двумя петрогенетическими группами: дифференцированной АДР серией и адакитовой серией. Островодужные вулканиты АДР серии распространены в юго-восточной части структуры, где преобладают вулканогенные породы дацит-риолитового состава при подчиненном распространении андезитов и базальтов. Формирование этой серии по данным U-Pb датирования цирконов происходило 2875 ± 2 млн. лет (Puchtel et al, 1999). Sm-Nd изотопные характеристики базальтов, андезитов и риолитов показывают, что породные разности этой группы близки между собой и имеют положительные величины sNd(t) от +2.1 до 3.1, что предполагает их формирование из деплетированного мантийного источника. Адакитовая серия распространена в северной части структуры. Она представлена субвулканическими телами дацитов и риодацитов когенетичных северному трондьемитовому плутону. По данным U-Pb датирования цирконов риолиты адакшовой серии имеют возраст 2876 -L 5 млн. лет. Они имею i высокие положительные значения eNd от +2.5 до +4.5, что указывает на короткую предысторию их первично деплетированного мантийного источника, а, следовательно, отсутствия древнего сиалического контаминанта (Puchtel et al., 1999).

Тесная пространственная и возрастная взаимосвязь этих двух серий предполагает их формирование в ходе одного и или двух очень сближенных по времени эпизодов субдукции, но, по всей видимости, в единой обстановке плитовой конвергенции. Представляется, что известково-щслочной вулканизм не мог быть напрямую связан с мантийным плюмовым событием, генерировавшим раннюю коматиит-толеитовую ассоциацию, учитывая контрастные различия геохимии этих ассоциаций.

3.2. Канадский щит. Предметом рассмотрения являются структуры провинции Супериор. Ее выдающаяся особенность заключается в чрезвычайно быстро протекавшем здесь латеральном росте континентальной коры, вызванным амальгамацией огромных объемов ювенильного материала, сформировавшегося в узком интервале времени между ~ 2.75 и 2.65 млрд. лет (Stott, 1997). К формациям ювенильного генезиса относятся продукты как мантийно-плюмового магматизма (океанические плато, горячие точки), так и магматизма и седиментогенеза субдукционных обстановок (энсиматические вулканические и магматические островные дуги, преддуговые и задуговые бассейны) (Kusky, Polat, 1999) В разделе рассматриваются два зеленокаменных пояса - Абитиби и пояс Фротет-Эванс. В обоих поясах обнаружены вулканиты бонинитовой серии, которые ассоциирую! как с другими островодужными комплексами, так и с формациями мантийно-плюмового генезиса. На границе этих поясов данными сейсмического профилирования зафиксирован уникальный образ «замороженного» фрагмента погружающегося в северном направлении в верхнюю мантию позднеархейского слэба (Calvert et al., 1995).

3.2.1. Зеленокаменный пояс Абитиби. Является самой крупной структурой этого плана в Мире Он сложен преимущественно коматиитовыми, толеитовыми и известково-щелочными вулканитами энсиматического происхождения. Помимо индикативных геохимических характеристик вулканогенных пород Абитиби, существуют еще несколько линий доказательств их накопления в интра-океанических обстановках (1) в поясе отсутствуют породы возможного фундамента, возраст которых был бы древнее возраста вулканизма, 2750 - 2698 млн. лет; (2) в самих вулканитах отсутствуют ксенокристовые цирконы, которые могли бы захватываться из пород фундамента; (3) данные многочисленных исследований Sm-Nd изотопных составов вулканитов пояса концентрируются вокруг значения £Nd = +2 5, отчетливо указывая на их ювенильное происхождение (Corfu, 1993).

Изотопно-возрастные данные позволяют выделять три главные фазы вулкано-плутонической активности (Wyman, 1999). Ранняя островодужная фаза проявилась в извержении известково-щелочных вулканитов Северной вулканической зоны между 2730 и 2725 млн. лет. Возраст фазы мантийно-шпомового толеит-коматиитового вулканизма оценен в интервале между 2720 и 2707 млн лет Поздняя островодужная фаза вулканизма датируется интервалом между 2710 и 2698 млн лет и распространена в пределах Южной вулканогенной зоны пояса. Эти данные показывают, что широкомасштабное корообразование здесь происходило в узком временном интервале (~ 30 млн. лет) и было обусловлено процессами как субдукционного, так и мантийио-плюмового тектогенеза, на чем была основана популярная модель аккреции океанических плато в архее (Desrochers et al, 1993). Суть этой модели заключается в том, что океанические плато являются не субдуцируемыми. Их подход к зоне конвергенции приводит к блокированию субдукции, вызывая тектонические срывы верхнекоровых уровней постройки океанического плато и обдуцирование на ранее образованные островодужные комплексы. Новая зона конвергенции возникает во фронтальной области сформировавшегося аккреционного комплекса, которая уже сама служит фундаментом для новой островодужной постройки. Однако имеющиеся данные по U-Pb геохронологии пояса Абитиби показывают, что интервалы времени формирования мантийно-плюмовых ассоциаций и островодужных ассоциаций заметно перекрываются (Xie etal, 1993), что свидетельствует о возможности непосредственного взаимодействия плюмов и зоны субдукции.

Детальные исследования толеит-коматиитового разреза района вулканического центра Кидд и Тисдейл позволили обнаружить метабазальты, которые резко контрастируют по геохимии толеит-коматиитовой ассоциации (Fan, Kerrich, 1997). Вскоре в ассоциациях Тисдейл и Кидд-Мунро были обнаружены базальты, которые по всем параметрам соответствуют низко-Ti толеитам бонинитовых серий фанерозоя. Несколько анализов показали наличие вулканитов собственно бонинитового состава - низко-Са бонинитовой 2-ой группы (S1O2 - ~ 60 вес %, ТЮ2 - 0.3 - 0.4 вес %, Mg# - ~ 0.70) (Kerrich el al, 1998). Аналогичные низко-Ti толеичы найдены и на восточном окончании Южной вулканической зоны Абитиби, в блоке Малартик (Wyman et al, 1999). Относительно полевых соотношений между мантийно-плюмовыми и субдукционными формациями пояса имеются различные заключения. В субпровинции Вава, толеит-коматиитовый комплекс сочленяется с субдукционным по зоне тектонического меланжа (Polat et al, 1999). В районах Тисдейл и Кидд отмечается непрерывность разреза, где нижележащий толеит-коматиитовый комплекс без видимого несогласия сменяется низко-Ti базальтами (Kerrich et al, 1998). В блоке Малартик описываются взаимные секущие контакты между толеит-коматиитовым комплексом и подстилающим (2730 - 2725 млн. лет) и перекрывающим (< 2716 млн. лет) островодужными комплексами (Wyman, 1999). Временной разрыв между периодом островодужного вулканизма в Северной збне и воздействием мантийного плюма составляет - 8 - 9 млн. лет. Следующее событие - известково-щелочной вулканизм Южной зоны - произошло на ~ 10 млн лет позже плюмового события. Возраст же проявления бонинитового вулканизма остается точно не определенным, но есть основание полагать, что он был близок ко времени плюмового магматизма ~ 2716 - 2715 млн. лет. Таким образом, в интервале времени между

2725 и 2705 млн. лет здесь имели место три эпизода субдукции и, по крайней мере, один шпомового магматизма с миграцией зоны конвергенции к югу. Миграция системы дуга -желоб в геодинамике развития пояса Абитиби рассматривается в качестве доминирующего механизма корообразования и подтверждается прогрессивным омоложением возрастов гранитов с севера на юг (Jackson, Cruden, 1995).

Новая модель субдукционно-плюмового взаимодействия (Wyman 1999) предполагает воздействие плюма непосредственно в область зоны конвергенции, над которой генерировалась ювенильная кора с возрастом 2730 - 2725 млн. лет (известково-щелочного вулканизм группы Хантер Майн Северной зоны). Это событие привело к перестройке конвергентной границы, которая откатывается в тыл области воздействия мантийною плюма. Здесь инициируется новая зона поглощения океанической коры, где и происходит формирование пород бонинитовой серии, которая вблизи области господства мантийно-плюмового магматизма испытывала сильное смешение с продуктами последнего. Те части океанической плиты, которые по трансформным разломам были значительно смещены по отношению к области воздействия мантийного плюма, продолжали субдуцировать «нормальным» образом, продуцируя молодой островодужный комплекс Валь д'Ор Южной зоны. Валидность этой модели подтверждается и отчетливым присутствием мантийно-плюмовой компоненты в бонинитовой серии. На опубликованных дискриминационных диаграммах эта серия отчетливо демонстрирует ее принадлежность к субдукционному вулканизму. Анализ Nb-Zr-Y вариаций выявляет ее тотальную зараженность мантийно-плюмовой компонентой (рис. 3). На этой диаграмме вулканиты бонинитовой серии попадают в поле мантийно-плюмовой компоненты совместно с производными плюмового магматизма - коматиитами и коматиитовыми базальтами. В то же время, известково-щелочные вулканиты и базальты групп Хантер Майн и Валь д'Ор демонстрируют отсутствие влияния плюмового магматизма.

Тектоническая история пояса Абитиби демонстрирует, что эта композитная структура была сформирована за очень короткий (20 - 25 млн лет) промежуток времени в котором были заключены три эпизода субдукции и эпизод мощнейшего мантийно-плюмового вулканизм. С двумя из них было связано формирование островодужных известково-щелочных вулканитов, характерных для нормальных режимов субдукции. Образование бонинитовой серии, по-видимому, было связано с кратковременным эпизодом «пологой и теплой» субдукции, поскольку современные примеры генерации низко-Са бонинитов 2-го типа (Crawford et а!., 1989) ограничены проявлениями режима субдукции именно такого плана Однако этот эпизод субдукции не развился до нормальной островодужной системы и был, по-видимому, подавлен мантийно-плюмовым магматизмом С этим же эпизодом в субпровинции Вава связывается образование других комплексов-индикаторов полого типа субдукции - адакиты, высоко-Mg андезиты и высоко-Nb базальты (Polat, Kerrich, 2001), что свидетельствует о том, что субдукционная система Абитиби-Вава испытала сильное влияние от воздействия мантийно-плюмового события.

■I

Рис. 3. Вариации отношений Nb/Zr и Zr/Y для главных породных разностей Южной вулканической зоны Абитиби. Использованы данные (Fan. Kerrich, 1997, Doslal, Mueller, 1997, Kerrich et at., 1998, Wyman, 1999; Wyman et al, 1999). 1 - известково-щелочные вулканиты Хантер-Майн; 2 - известково-шелочные вулканиты Валь д'Ор; 3 - риолиты КиДД Крик; 4-бонинитовая серия; 5 - базальты 2-го типа; 6 -базальты 1-го типа; 7 - коматиитовые базальты; 8 - коматииты.

Zr'Y

3.2.3. Зсленокаменный поле Фротет-Эванс. Расположен в центре субпровинции Опатика и сложен в основном зеленосланцевыми вулканитами толеитовой и известково-щелочной серий, сформировавшихся между 2793 и 2755 млн лет (Boily, Dion, 2002) В качестве наиболее древних пород пояса рассматриваются известково-щелочные базальты и андезиты формации Ле Гардер. Со структурным несогласием на них залегает мощная толща толеитов группы Ассиника, в основании которой установлены вулканиты с геохимическими характеристиками высоко-Са бонинитов В восточном сегменте пояса бониниты обнаружены в основании толщи группы Труалю коррелируемой с группой Ассиника Она тектонически перекрывается пакетом чешуй, сложенных высоко-Fe и высоко-Mg толеитами и андезитами и дацитами адакитовой серии.

Бонинитовые метавулканиты пояса локально обнаруживают первичные магматические минералы характерные для неизмененных бонинитов - низко-Ti ортопироксен, клиноэнстатит, оливин и хромит с высоким отношением Сг/А1. В наименее измененных разностях примитивных высоко-Mg толеитах обнаруживаются скелетные и идиоморфные оливины заключенные в матриксе волокнисто-лучистого клинопироксена. Метаморфические преобразования приводят к замещению первичных магматических гемноцветов магнезиальными амфиболами актинолит-тремолитового ряда Примечательно, что не фиксируется заметных отличий в концентрациях малых элементов, определенных в наименее измененных разностях и разностях, где не сохраняются первичные минералы (Boily, Dion, 2002). Исключения составляют образцы, где визуально устанавливаются признаки поздних наложенных метасоматических процессов

Бонинитовая серия пояса находится в переслаивании с базальтами и базальтовыми андезитами 1АТ-типа Эта толща интерпретируется как комплекс вулканитов, сформировавшихся в результате рифтинга и последующего спрединга преддуговой области интра-океанической островной дуги Ле Гардер, и предполагается, что мафический бонинит-содержащий разрез изначально мог представлять собой супрасубдукционную офиолитовую последовательность (Boily, Dion, 2002). В пользу этого свидетельствует то, что в разрезе присутствуют тектонические фрагменты габбровых, пироксенитовых и перидотитовых тел, а среди метавулканитов обнаружены тела массивных сульфидов. Предполагается, что начало рифтинга преддуговой области было связано с изгибом при откате слэба погружающейся под дугу Ле Гардер океанической литосферы. Такой механизм инициации рифтинга в преддуговой обстановке связывается с возможным блокированием субдухции при коллизии подошедшей к зоне конвергенции океанической структуры положительной плавучести типа океанического плато (Saunders et ей., 1996). В качестве фрагментов океанического luiaiu в поясе Фротет-Эванс предполагаются магнезиальные и железистые толеиты некоторых формаций, находящихся в тектонических соотношениях с породами бонинитовой серии (Gosselin, 1996). Проведенный анализ основных вулканитов пояса на предмет идентификации мантийно-плюмового магматизма показывает, что не только Mg- и Fe-толеиты указанных формаций обладают геохимическими метками их плюмового происхождения. Положительными значениями ANb характеризуется и группа переходных толеитов. Отрицательные значения ANb свойственны бонинитам и связанным с ними низко-Ti толеитам, а также толеитам известково-щелочной серии островодужной формации Ле Гардер (рис. 4) Все типы метавулканитов с геохимическими метками плюмового источника характеризуются более высокими по сравнению с породами бонинитовой серии содержаниями РЗЭ. Кроме того, переходные толеиты имеют отчетливый фракционированный спектр легких редких земель, позволяющий предполагать гранат в качестве одного из компонентов реститовой фазы

Таким образом, как и в ранее рассмотренных примерах, в поясе Фротет-Эванс продукты магматизма, связанного с процессами плавления мантийио-плюмовых источников, играли заметную роль, «вклиниваясь» в вулканогенные образования, генерируемые частичным плавлением деплетированной тугоплавкой верхней мантии в надсубдукционной обстановке. Равным образом, геодинамическое взаимодействие мантийно-плюмовых и субдукционных

производных здесь привело к смене режима субдукции. Если, ранняя островодужная ассоциация Ле Гардер относится к «нормальной» известково-щелочной островодужной серии, то пост-плюмовая и пост-бонинитовая формация Сторм представляет собой адакитовую ассоциацию средне-кислых вулканитов.

Рис. 4. Вариации отношений Nb/Zr и Zr/Y для породных разностей пояса Фротет-Эванс. Использованы данные (Boily, Dion, 2002). 1 - известково-щелочные базальты Ле Гардер; 2 - бониниты; 3 - деплетированаые толситы; 4- Fe-толешы; 5 - Mg-толеиш; 6 -переходные толеиты.

Zr/Y

3.3. Гренландский щит, пояс Исуа. В поясе Исуа, юго-западная Гренландия в наиболее полном виде сохранились свидетельства древнейших корообразующих процессов на Земле датированных возрастом 3.8 - 3.7 млрд. лет (Moorbath et al., 1973). В современном структурном выражении он представляет собой дугообразный пакет супракрустальных пород шириной до 3 км, прослеженный на расстоянии 35 км, и залегающих среди обширных полей 111 гнейсов Итсок с изотопными возрастами от ~ 3850 до ~ 3570 млн. лет (Nutman et al, 1996). Метаморфизм в Исуа определяется как полифазный с главным метаморфическим событием в позднем архее. Оно отразилось в образовании изофациапьных минеральных парагенезисов эпидот-амфиболитовой фации повышенных давлений (Book, Dimek, 1982). Несмотря на полиметаморфические преобразования пород Исуа, локально сохраняются первичные вулканогенные текстуры, такие как подушечные лавы и гиалокластовые горизонты. Детальные наблюдения соотношений фрагментов с сохранившимися реликтами первичных текстур и сильно деформированных метаморфитов с полностью утраченными признаками первичного происхождения привели к кардинальному пересмотру «стратиграфической» последовательности Исуа (Rosing et al, 1996) Прежде всего, это касается оценки роли осадочных пород в разрезе пояса, где по ранним представлениям выделялись карбонатная известково-силикатная, пятнисто-сланцевая и фельзитовая вулканогенно-осадочная формации. Было усыновлено, что эти формации являются генетически связанными с ультрамафитовыми, мафитовыми и кислыми вулканогенными протолитами, соответственно. Из всей совокупности пород, для которых предполагался осадочный генезис, только железисто-кремнистая формация, которая образует маломощные пласты среди амфиболитов, не вызывает сомнений в хемогенно-осадочном происхождении Несмотря на значительное влияние наложенных метаморфических и сопряженных с ними метасоматических процессов на различные изотопные системы, интегральная картина отчетливо указывает на изотопные метки экстракции породных ассоциаций пояса и его обрамления из дсплетированной мантии Наилучшими оценками изотопных характеристик мантийного протолита для пород Исуа считаются eNd [3.85] ~ +2 ± 2 и el If [3.85] ~ +6 ± 2 (Blichert-Tofi et al., 1999) или ENd [3.85] ~ +2 ± 0.6 для Sm-Nd изохроны по 60 валовым пробам 3776 ± 52 млн лет {Moorbath et al, 1997). Таким образом, разрез Исуа представляется как имеющий эпсиматическое происхождение.

Данные изотопной геохимии хорошо соотносятся с результатами, полученными другими методами. Исследования газово-жидких включений в кварцевых глобулах подушечных метабазальтов возраста > 3.75 млрд. лет показал, что их состав аналогичен современным

гидротермально-флюидным системам, воздействующим на пиллоу-лавы современных океанов (Appel et ей, 2001). Наиболее смелой работой в попытке отождествления стиля развития пояса Исуа с процессами современной геодинамики является публикация группы японских исследователей, которые на основе картирования северо-восточной части пояса распознают 8 дуплексов палеоакреционной системы, аранжированных в единый надвигово-складчагый ансамбль (Komiya et al, 1999). Несмотря на сложность внутренней структуры пояса, литолого-тектонически он может быть расчленен на три домена - внешний, центральный и внутренний (Myers, 2001; Nutman et al., 2002).

Центральный домен сложен метавулканитами формации Garbenschiefer, геохимическое исследование которых открыло их схожесть с бонинитовыми сериями фанерозоя (Polat et al.,

2002). Было показано, что вариации малых некогерентных (Ti, Nb, Zr, Hf, Y, Th) элементов, индикативных для реконструкции обстановок магмогенерации, как и РЗЭ подчиняются строгой коррелятивности, что не могло произойти, если бы они были подвижны при наложенных мегасоматических и метаморфических процессах. Концентрации элементов группы высокозарядных ионов и редких земель в амфиболитах Garbenschiefer оказались настолько низкими (xl-8 уровней хондрита), что исключается возможность их коровой контаминации

В опробованных разрезах доминируют примитивные низко-Ti толеиты и островодужные пикриты. Как и в фанерозойских зонах интра-океанической субдукции, эти метавулканиты характеризуются отчетливыми отрицательными аномалиями Nb (Та) и, наоборот, положительными аномалиями Zr (Hf). На нормализованных к N-MORB диаграммах картина распределения их РЗЭ имеет отчетливый U-образный вид, отражая субдукционную компоненту обогащения легкими РЗЭ Хотя только два анализа амфиболитов Garbenschiefer отвечают критериям определения бонинитов, вся совокупность аналитических данных позволяет отнести эту формацию к бонинитовой серии схожей с типом 2 низко-Са бонинитов (Polat et al., 2002).

По геохимическим данным амфиболитовые формации внешнею и внутреннего доменов пояса относятся к типичным островодужным толеитовым сериям (IAT-тил) (Polat, Hofmarm,

2003). Подобная картина отмечается как отчетливая закономерность и для супрасубдукционных офиолитовых разрезов фанерозоя, где «добонинитовый» вулканизм определяется как островодужный толеитовый, а «пост-бонинитовый» как толеитовый задуговых бассейнов (Shervais, 2001). Таким образом, можно говорить о преемственности формации Garbenschiefer, как продукте эволюции единой древнейшей энсиматической субдукционной системы Исуа.

Современные проявления низко-Са бонинитовых пород 2-го типа ограничены двумя областями «теплой и пологой» субдукции - островом Шодо-Шима, юго-западная Япония, и юго-западом Калифорнийского полуострова. Здесь обнаруживаются примитивные андезито-базальты и андезиты, получившие собственные названия «санукитоидов» (Tatчипа, Ishizaka, 1982) и «баджаитов» (Saunders et al, 1987), соответственно. Несмотря на то, что эти породы имеют примитивный состав (Mg# > 0.7), содержания ТЮг в них больше 0.5 вес% и концентрации некогерентных элементов, ЛЗРЭ и щелочей в них в несколько раз выше, чем в бонинитах других типов. Кроме того, санукитоиды и баджаиты являются самой высокоглиноземистой группой среди всех типов бонинитов Но, содержания АЬОэ в бонинитовой серии Исуа оказывается на 2 - 3 % большим, чем в санукитоидах и баджаитах. Анализ парных вариационных диаграмм отношений AljOj, ТЮ? и СаО в бонинитовой серии Исуа показал, что закономерности распределения этих окислов скорее унаследованы от магматических процессов, нежели являются результатом наложенных преобразований. Это позволяет использовать экспериментальные данные по генерации примитивных андезитов для оценки возможных петрогенетических условий генерации бонинитовой серии Исуа. Для температурной оценки формирования расплавов формации Garbenschiefer использованы данные экспериментов по частичному плавлению водонасьпценного перидотита KLB-1 при давлении 1 Gpa и температурах 1000 - 1200°С (Hirose, Kawamoto, 1995; Hirose, 1997).

Фигуративные точки составов амфиболитов Garbenschiefcr нанесены на треугольную проекцию тетраэдра в плоскости оливин - плагиоклаз - кварц, где нанесены также композиционные тренды составов, полученных при водонасыщенном плавлении перидотита (рис. 5). При температурах 1200°С и выше и содержаниях воды < 2.5 всс% формировались базальтовые составы (Hirose, Kawamoto, 1995), тогда как при увеличении содержания НгО (> 3%) и уменьшении температуры ( до 1050°С) были получены андезит-базальтовые и андезитовые расплавы с необычайно высоким (до 21.7 вес. %) содержанием AI2O3 (Hirose,

Рис. 5. Нормативные составы амфиболитов формации Garbenschiefer на треугольной проекции оливин-плагиоклаз-кварц из вершины диопснда (Walker et al, 1979) Также нанесены тренды расплавов «мокрого» плавлении лерцолнга (Hirose, 1997) Цифрами указаны температуры экспериментального плавления (°С) Для сравнения показан тренд «сухого» плавления (dry) перидотита при давлении 1 ГПа (Hirose, Kushiro, 1993) Пунктирными линиями показаны составы расплавов при 10%, 20% и 30% плавлении. Серая область - поле нормативных составов высоки-Mg андезитов Шодо-Шима (Tatsumi, Ishaaka, 1982). Квадраты - нормативные составы андезито-базальта 85-44 (черный цвет) и высоко-AI оливиновых толеитов Маунт-Шаста (Grove et al, 2002) Жирными стрелками показаны композиционные изменения при мокром плавлении авдезито-базальта 85-OI Qu 44, цифрами показаны весовые содержания воды в

расплавах по данным (Mvmtener et al, 2001)

Большинство фигуративных точек амфиболитов Garbenschiefer, имеющих базальтовые и более примитивные (пикритовые) составы отвечают составам, возникающим при частичном плавлении водонасыщенного перидотита при температурах 1200 - 1350°С. Часть более дифференцированных базальтовых и андезито-базальтовых (бонинитовых) составов Исуа занимают область менее высокотемпературных расплавов (1200 - 1100°С), попадая в поле санукитоидов Для сравнения нанесены фигуративные точки толеитов и примитивных андезито-базапьтов района Маунт Шаста, юго-запад Калифорнии, где содержания АЬОз достигают 17-18 вес. %. Экспериментальными исследованиями этих вулканитов показано сильное влияние даже незначительных вариаций степени концентрации НгО в источнике на состав конечных фаз. Увеличение концентрации НгО в расплаве изменяет последовательность его кристаллизации. Низкие концентрации Н2О в расплаве стабилизируют плагиоклаз, который появляется на ликвидусе раньше, чем гранат и амфибол. Высокое же содержание Н20 (> 3 %) подавляет плагиоклаз, что ведет к более ранней кристаллизации амфибола и граната, а, следовательно, и к генерации островодужных расплавов с нормативным корундом, т.е. высокоглиноземистым выплавкам. (Miintener et al, 2001) Сравнительные характеристики составов формации Garbenschiefcr и экспериментальных данных по их современным аналогам дают основание полагать, что первичные расплавы могли формироваться в условиях низких давлений (~ 10 кбар) и температур, вряд ли превышавших 1350°С. Содержание воды, как и степень частичншо плавления верхней мантии, могли быть довольно значительными, достигая 10 вес% Н20 и 20 - 30%, соответственно. Это, в свою очередь, может указывать на то, что температурные условия в мантийном клине над зоной эоархейской интра-океанической субдукции не превышали 100°С по сравнению с таковыми современных обстановок.

Еще одним подтверждением процессам плавления мантийного клина при формировании ранней континентальной коры Исуа являются обнаруженные свидетельства присутствия среди «серых гнейсов» Итсок гетерогенных по геохимическим характеристикам ТТГ комплексов. Кроме широко распространенных в южном обрамлении пояса тоналит-трондьемитовых комплексов с адакитовыми характеристиками отмечены и разности с

ММ»

характеристиками АДР-серий, которые оказываются несколько более древними по сравнению с адакитами - 3810 и 2795 млн. лет, соответственно (Шгтап е/ а1„ 1999). Поразительным фактом составов метавулканитов Исуа является их сильная деплстация по сравнению с составами не только >1-М(ЖВ, но и гораздо более молодых аналогов СевероКарельского пояса. Эта особенность метавулканитов и метатурбидитов Исуа ярко выражена в Ьи-Ш и Бт-Ш изотопных системах, интегрированные на возраст значения которых показывают изотопное сходство верхней мантии эоархея с современной деплетированной верхней мантией (МоогЬаЛ ег а/., 1997\ УепооП, ВНсЪеП-ТоА, 1999). Однако часть образцов из пояса Исуа демонстрирует надхондритовые изотопные отношения, показывая присутствие изотопных меток мантийно-плюмового происхождения (ВЬскеП-ТоА е/ а1, 1999) Использование диаграммы вариаций отношений №/У - Ъх!\ для опубликованных составов формации ОагЬетсЫеГег подтверждает этот вывод (рис. 6).

3.4. Таким образом, все рассмотренные архейские области объединяются общей закономерностью. Каждая из них демонстрирует процессы роста ювенильной континентальной коры в зонах интра-океанической конвергенции при активном взаимодействии с производными мантийно-плюмового магматизма. В тоже время, ни один из рассмотренных примеров не дает оснований для выводов о прямой связи мантийно-плюмового магматизма с процессами формирования ювенильной коры. Воздействие мантийно-плюмовых производных на генерацию ранней континентальной коры скорее было опосредованным при активном их взаимодействии с зонами интра-океанической конвергенции. С процессами такого взаимодействия, по-видимому, было связано формирование вулканитов бонинитовой серии, а также происходила резкая смена характера островодужного магматизма, что требует реализации механизма быстрой смены геометрии погружения слэба и переключения источников генерирующих контрастные островодужные вулкано-плутонические серии - адакитовые и андезит-дацит-риолитовые.

ГЛАВА IV. Геодинамические режимы субдукции и проблемы генезиса бонинитов.

4.1. Материал, изложенный в главе 3, обусловливает необходимость рассмотрения вопросов субдукционной геодинамики и локализации бонинитового магматизма, что представляется важным для понимания возможных режимов субдукции в архее и взаимодействия зон конвергенции архейских океанических плит с мантийно-плюмовыми образованиями. В последние годы принято различать два главных типа субдукционных зон - «холодной и крутой» и «теплой и пологой» субдукции, что призвано отразить существование конечных, крайних траекторий блнзповерхностного погружения слэбов. Сами же процессы развития субдукционных зон представляются неравновесными и сильно зависящими от фактора времени. Наблюдаемые сейчас траектории погружения слэбов являются только «моментальным фото» эволюционного процесса плитовых конвергенции (King, 2001).

Рис. 6. Вариации ЫЬ/& и ЪхП отношений для амфиболитов северо-восточной ветви пояса Исуа. Использованы данные (Коттуа е! а!., 2004). Сокращения: РМ - примитивная мантия; И-МСЖВ -базальт срединно-океанических хребтов.

1)01

Zr/Y

Поскольку крайние случаи субдукции на относительно длительных интервалах времени (десятки млн. лет) обнаруживают устойчивые характеристики геодинамических режимов, то для некоторого упрощения можно их определять как стационарные режимы субдукции. Важно также отметить, что на современной тектоносфере Земли зоны с разными типами субдукции разнесены в пространстве. В отдельных сегментах конвергентных границ «работает» либо один тип субдукции, либо другой.

4.2. Геодинамика юн «холодной и крутой» субдукции. На современных конвергентных границах эти зоны имеют господствующее распространение, и превалирующий в литературе «геодинамический образ» субдукции построен именно на общих закономерностях их строения Расчетные траектории геотермических градиентов вдоль погружающихся холодных и древних (> 50 млн. лег) слэбов показывают, что они до глубин ~ 100 км составляют < 20°С/ км (Dumitru, 1991) Эти параметры обеспечивают метаморфизм фации голубых сланцев, маркирующих конвергентные плитовые палеограницы (Emst, 1971, Добрецов, 1980). Подавляющий объем островодужного магматизма в таких условиях должен генерироваться за счет частичного плавления мантийного клина, вещество которого было инфильтрировано водными флюидами слэба (напр., Gill, 1981) Единственно возможным источником водного флюида для начала частичного плавления считается реализация в слэбе метаморфических реакций дегидратации, которые происходят при давлениях соответствующих ~ 30 кбар, главным образом, субсолидусный распад амфибола, являющегося до глубин 70 - 90 км главным породообразующим минералом погружающейся океанической коры. Начало процессов частичного плавления в мантийном клине вызывает появление конвективной нестабильности, что провоцирует его растяжение, декомпрессию и, как следствие, возможность извержения на поверхность не только андезитовых, но и толеитовых вулканитов (Pearce, Parkinson, 1991) Глубинный путь реакций дегидратации мафической коры холодных океанических слэбов следует метаморфическим реакциям сопровождаемым последовательным преобразованиям с увеличением давления водонасьпценного (~ 6 вес% Н20) базальта в голубые сланцы (5 4 вес% Н20), за1ем в лавсонитовый амфиболовый эклогит (~ 3 вес% Н2О) и на глубинах > 100 км в эклогит (0.1 вес% НзО) (Peacock, 1996;Hacker et al, 2003). При субдукции древней океанической плиты с очень низкой траекторией геотермического градиента (2- 3°С/км) окончательная ее дегидратация должна происходить на глубинах > 300 км (Okamoto et al, 1997). При более высоких геотермах путь фазовой трансформации базальт - эклогит смещается в сторону формирования амфиболовых эклогитов, а глубины полной трансформации базальт - сухой эклогит уменьшаются до ~ 100 км (рис 7).

Различные траектории погружения океанических плит и соответственно разные пути фазовых трансформаций базальта в эклогит имеют важнейшее значение для геодинамики субдукционных зон. Если дегидратация амфибола и хлорита до глубин ~ 100 км общеприняты в качестве основного источника для водного флюида и генерации известково-щелочных магм на фронте островодужного вулканизма, то реакции дегидратации лавсонита на глубинах до 300 км могут инициировать процессы частичного плавления в 1ылу островодужных систем (Okamoto, Maruyama, 1999). Реакции дегидратации в лавсонитовых эклогитах слэба и флогопита в перекрывающем мантийном клине «холодных и крутых» субдукционных зон в этом случае рассматриваются в качестве спускового крючка для начала частичного плавления в мантийном клине на глубинах от 150 до 300 км Эти процессы в начале, вероятно, формируют отдельные мантийные диапиры, которые выше канализируются в магматическую колонну на манер механизма сегрегации магм в мантийном клине под фронтом островодужною вулканизма (Tatsumi, 1989). В области мантийной декомпрессии такая колонна должна испытывать усиление частичного плавления, которое уже охватывает и верхние деплетированные горизонты мантии, что приводит к генерации задугового спрединга и раскрытию бассейнов типа Японского моря (Nishimura, 2002). Такой механизм, по-видимому, характерен только для зон, где происходи! поглощение древних океанических плит с низкими геотермами вдоль поверхности

погружения слэбов. Смещение геотермы вправо (средняя геотерма на рис.7) будет способствовать более быстрым и менее глубинным процессам полной дегидратации, что теоретически должно приводить к смещению области задугового растяжения ближе к области фронта островодужного магматизма.

Температура (*С)

Рис. Р-Т диаграмма, иллюстрирующая метаморфические фазовые трансформации океанической коры в зонах Беньоффа различной траектории и имеющиеся оценки содержания в ней мольной доли воды в весовых процентах (цифры в кружках) Модифицировано из (Okamoto, Maruyama, 1999). Поля минеральных фаций по (Hacker et al, 2003 b). Кривые солидуса водонасыщенного и сухого амфиболита по {Wyllie et al, 1997) Аббревиатура метаморфических фаций: ze - цеолитовая, рг -пренит-пумпеллиитовая, gr - зеленосланцевая; lb - лавсониг-голубосланцевая, jib - жадеит-лавсонит-голубосланцевая, eb - эпидот-голубосланцевая, amp - амфиболитовая, еа - эпидотовых амфиболитов, ega - эпидотовых гранатовых амфиболитов, ga - гранатовых амфиболитов, g - гранулитовая, gg -гранатовых амфиболитов, ее - эклогятовая, laec - лавсонитовых эклогитов, таес - цоизт1-амфиболовых эклогитов, аес - амфиболовых эклогитов, zee - цоизитовых эклогитов, сее -коэситовых эклогитов, dec - алмазоносных эклогитов.

В рассмотренных в главе 3 архейских структурах наряду с адакитами присутствуют и АДР вулкано-плутонические серии, сравнение которых с составами андезитов современных зон «холодной и крутой» субдукции демонстрируется на рис. 8 Спектры распределения малых элементов архейских андезитов и их плутонических аналогов почти аналогичны спектрам распределения андезитов современных островодужных систем. Важно, что выдерживаются критические соотношения между поведением крупно-ионных литофилов, редкоземельными и высокозарядными некогерентными элементами, которые отражают вклад субдукционной компоненты. Однако архейские андезиты демонстрируют систематически более высокие значения (LafYb)N, что может быть обусловлено присутствием в магматической смеси и меток частичного плавления эклогитового материала океанических слэбов, где основными

ликвидусными фазами представляются гранат и амфибол (Martin, 1986) О подобном сценарии петрогенезиса архейских АДР серий свидетельствует и сравнительный анализ их геохимических особенностей с таковыми из островодужных серий современных зон «теплой и пологой» субдукции (рис ), в которых известны свидетельства взаимодействия адакитовых расплавов с расплавами метасоматизированного мантийного клина (Kepezhinskai et al, 1995, Kilian, Stern, 2002).

--©-- 3806 млн пет Итсак Ю-3 Гренландия —2800 млн лет, Северо-Кзрельский пояс -в - 2800 млн лет Ле Гардер Олатика - * •• 2705 млн лет Валь д'Ор Абитиби

Рис. 8. Сравнение составов андезитов архейских зеленокаменных поясов и андезитов современных конвергентных окраин на графиках распределения малых элементов нормированных к примитивной мантии. СК - субдукционная компонента. Составы современных андезитов из данных Geokem (www geokem. com). Составы архейских андезитов: Итсак (Nutman et al, 1999), Северо-Карельский пояс (Shchipansky et al, 2004), Ле Гардер (Boily, Dion, 2002), Валь д'Ор (Wyman et al, 1999). Примитивная мантия no (Hofmann, 1988).

Таким образом, архейские АДР серии, по-видимому, генерировались в условиях близких к условиям некоторых современных зон «теплой и пологой» субдукции, таких как южные Анды или Филиппины (средняя геотерма на рис.7). Очень вероятно, что в архее не существовало термальных условий соответствующих наиболее холодному iрадиенту погружения слэбов, когда осуществляется фазовый переход базальта в лавсонитовый экяогит Отсюда следует, что в архейских относительно холодных зонах конвергенции не должно было существовать благоприятных условий для формирования хорошо развитых задуговых бассейнов, и, если в это время и формировались задуговые зоны спрединга, то они должны были быть смещены в сторону фронта островных дуг.

4.3. Геодинамика зон «теплой и пологой» субдукции. Такой стиль субдукции рассматривается в качестве типичного для архейских обстановок, кида в силу более высокого геотермического градиента погружение океанических плит должно было происходить по сценарию пологой субдукции. В современных обстановках с этими зонами ассоциируют лишь ~ 10% конвергентных границ литосферных плит Общими для всех зон «теплой и пологой» субдукции является следующее (Kirby et al, 1996) (1) глубины гипоцентров внутрислэбовых землетрясений здесь меньше, нежели для зон «холодной и крутой» субдукции и составляют от < 100 км до 125 км; (2) небольшие глубины зон Беньоффа, (3) слабо выраженные или отсутствующие морфологические выражения островодужных построек; (4) нередкое присутствие адакитовых лав, происхождение которых связывается с частичным плавлением эклошшзированного слэба. Многие зоны «теплой и пологой» субдукции характеризуются также как связанные с поглощением молодых океанических плит, для которых свойственны низкие (< 5 см/год) скорости конвергенции. Из

разнообразных моделей, предложенных для объяснения причин возникновения пологих зон субдукции, наиболее универсальной представляется, как и в случае с зонами «холодной и крутой» субдукции, модель дегидратации океанических слэбов и те метаморфические реакции, которые происходят при фазовой трансформации базальта в эклогит. Подавляющее большинство эпицентров землетрясений здесь прослеживаются до глубин порядка 70 - 80 км, что находится в соответствии с расчетами численного моделирования термального поля пологих субдукционных зон, согласно которым на данных глубинах должна происходить полная трансформация водосодержащих фаз океанического слэба в сухой эклогит (Peacock et al, 2002; Hacker et al, 2003) Хотя численные модели ограничивают возможность начала частичного плавления слэба случаями погружения экстремально молодых (< 5 млн. лет) порций океанической коры (Peacock et al, 1994), подавляющее большинство примеров адакитового магматизма приурочено к конвергентным границам, где субдуцируют океанические плиты с возрастами от 10 до 45 млн. лет (Gutcher et al., 2000) Важнейшим свойством «теплой и пологой» субдукции является огромная дистанция (до 700 - 800 км), которую проходит слэб по пологой, а зачастую и по субгоризонтальной, траектории от желоба до начала его крутого погружения. Центры вулканической деятельности над такими зонами рассредоточены и располагаются как в 300 км, так и в 600 км от желоба. Вулканизм имеет не полимодальный, а бимодальный характер, средне-кислая часть которого представлена адакитовыми лавами. Толеитовый вулканизм проявляется спорадически, а составы базальтов в значительной мере контролируются степенью метасоматической инфильтрации мантийного клина, что, в свою очередь зависит от возраста субдуцирующей плиты (Harry, Green, 1999).

В отличие от зон «холодной и крутой» субдукции, системы, связанные с процессами «теплой и пологой» субдукции, не характеризуются формированием задуговых бассейнов. Напротив, некоторые области «теплых и пологих» субдукционных зон показывают, что в тылу вулканических дуг здесь формируются не зоны концентрированных растяжений, а зоны компрессионного сжатия (Wells et al, 2002). Отличительной особенностью таких обстановок являются хорошо выраженные обширные преддуговые бассейны, формирование которьг' связывается с тем, что процессы дегидратации слэбов здесь происходят до начала их частичного плавления, т.е. приходятся на преддуговой регион (Rogers, 2002). В преддуговых регионах зон «теплой и пологой» субдукции формируются мощные толщи турбидитовых осадков, которые в последствие образуют аккреционные призмы орогенных сооружений. Имеющиеся геофизические и геохимические данные показывают, что этот осадочный материал постоянно аккретируется к континентальной окраине, вызывая орогенез форланда, тогда как подстилающая его океаническая литосфера практически полностью субдуцирует (Brandon, 2003). Высокие температуры в надсубдукционной области, плавучесть погружающегося слэба, интенсивное нагнетание на фронте погружения турбидитовых осадков и «соскобленных» фрагментов океанической коры, приводят к формированию на средних уровнях орогенической коры метаморфических комплексов повышенных давлений. Среди них известны сильно фрагментированные офиолитовые комплексы, которые испытали метаморфическую рекристаллизацию на глубинах от 15 до 35 км (Ernst, 2001). Индикаторными вулканитами для зон «теплой и пологой» субдукции являются адакиты -породы средне-кислого состава, которые отвечают следующим критическим параметрам: Si02 > 56%, AI2O3 > 15%, Sr/Y > 40, La/Yb > 20, что моделируется процессами частичного плавления погружающегося слэба (Defant, Drummond, 1990). На рис. 9 приведено сравнение геохимических характеристик средне-кислых вулканно-плутонических пород, рассмотренных в главе 3 архейских областей, и среднего адакита из мезо-кайнозойских зон «теплой и пологой» субдукции. Все архейские образцы попадают под определение «адакита». Архейские образцы по спектрам распределения близки между собой и обнаруживают заметную аналогию с распределением малых элементов в современном адаките, но в отличие от современного адакита в них систематически фиксируются повышенные Zr/Sm отношения. Высокие отношения этих элементов объясняются

несовместимостью '¿т с реститовым амфиболом, а, следовательно, эта фаза в контроле составов расплавов из архейских субдуцируемых слэбах должна была играть существенное значение (Пгиттопс1 е1 а!, 1996). Это может свидетельствовать о большем влиянии водосодержащих фаз в петрогенезисе архейских адакитов, нежели в их современных аналогах.

Рис 9. Сравнение составов адакитов архейских зеленокаменных поясов и адакитов современных «теплых и пологих» конвергентных окраин на графиках распределения малых элементов нормированных к примитивной мантии. СК -субдукционная компонента; ПпС - плавление слэба, Средний состав мезо-кайнозойских адакитов по 140 анализам по (Drummond et al, ¡996). Составы архейских адакитов. Итсак (Nutman el al, 1999), Северо-Карельский пояс (Shchipamky et al, 2004), формация Сторм, Опатика (Boily, Dion, 2002), формация Хелмон-Блэк Ривер, Вава, Супсриор (Polat, Kemch, 2001). Примитивная мантия по (Hofmann, 1988).

4.4. Возможные причины изменения геометрии субдукции. Как было показано, два типа субдукционных зон характеризуются отчетливо разнящейся геодинамикой, что должно приводить также к проявлению отчетливо выраженных структурно-формационных особенностей строения коровых сегментов, возникших в результате того или иного стиля развития конвергентных границ Но, как происходит или как могла происходить смена геодинамических режимов субдукции?

Самой популярной гипотезой изменения геометрии субдукции является модель постепенного изгиба слэба с его откатом в сторону океана (slab roll-back). В ее основе леясит простой постулат, согласно которому суммарный вектор движения слэба при нарастании гравитационной составляющей (эклогитизация) должен бьпь направлен в сторону обратную направлению конвергенции, т.е. в сторону океана В качестве наиболее яркого доказательства этого механизма приводится факт миграции желобов в сторону океана по мере развития островодужных систем. Однако, анализ глобальных данных по субдукционным системам, где установлена миграция желобов, показывает, что не существует корреляции между углами погружения слэбов и расстоянием, на которое смещаются желоба (King, 2001). К тому же, следуя этой модели, полагая субдукция со временем должна сменяться крутой, но гораздо более распространенным случаем изменения геометрии субдукции была смена «холодного и крутого» типа на «теплый и пологий». Так, «теплая и пологая» субдукционная зона Каскадии, происхождение которой связывается с косым погружением молодой и горячей плиты Хуан де Фука, развивается с конца мела. До этого периода, судя по распространенности лавсонитовых эклогитов, геометрия зоны субдукции в палеоконвергентной Сьерра-Невадской окраине относилась к типу «холодной и крутой» (МсКеппа, Blacwell, 2002).

Другим примером недавней смены геодинамических режимов субдукции является субдукция молодой плиты Южно-Китайского моря под систему островной дуги Северною Тайваня и острова Лусон, Филиппины Время начала субдукции плиты в желобе Манила относится к раннему миоцену, что маркируется формированием островной дуги Западного Вулканического Пояса с «нормальным» андезитовым вулканизмом и известково-щелочных плагиогранитных батолитов, массовое внедрение которых относится к среднему и позднему миоцену (см. рис. 13). Это свидетельствует о процессах магмогенерации и формирования вулканического фронта над зоной «холодной и крутой» субдукции, которая «работала», примерно, до 5 млн. лет тому назад. Первые свидетельства о новом этапе вулканической

деятельности, фронт которой сместился на восток, относятся ко времени 5.50 - 5.94 млн. лет тому назад (Yumul et al, 2003). В это время начинает формироваться Восточный Вулканический Пояс, «визитной карточкой» которого является адакитовый вулканизм (Sajona et al, 1993, 2003) Таким образом, субдукция плиты Южно-Китайского моря демонстрирует, что одного лишь фактора молодости и разогрегости океанической литосферы не достаточно для формирования зон «теплой и пологой» субдукции Начало формирования Восточного Вулканического пояса приходится на то время, когда к трогу Манила подошла цепь подводных гор Скарбору, которая интерпретируется как асейсмический хребет Южно-Китайского моря (Yang et al, 1996). Это событие радикально изменило план и вещественное наполнение надсубдукционного магматизма. Его фронт сместился на 50 км к востоку, образовав цепь адакитовых конусных вулканов. Современный сейсмический образ глубинного строения северной части Лусона показывает, что пологий стиль субдукции плиты Южно-Китайского моря прослеживается почти вдоль всего трога Манила (Bautista et al., 2001).

Вдоль активной окраины Южно-Американской плиты обнаруживаются только пять сегментов пологой субдукции, сопровождаемой адакиговым вулканизмом. Данные сейсмологической томографии в совокупности с палинспастическими реконструкциями развития Пацифики позволили выявить, что во всех этих случаях происходило поглощение областей с утолщенной океанической корой, т.е. океанических плато, асейсмических хребтов и океанических островов (Gutscher et al., 2000). В некоторых сегментах захороненные под активной окраиной обширные области с утолщенной океанической корой поддерживают погружающуюся плиту в субгоризонтальном положении на огромной дистанции (до 800 -900 км).

Однако геометрия зон субдукции оказывается очень чувствительной даже к относительно небольшим по площади возвышенностям океанического ложа. «Теплая и пологая» субдукция плиты Филиппинского моря вдоль желоба Нанкаи и адакитовый вулканизм на острове Сикоку, юго-западная Япония связаны с началом поглощения в зоне конвергенции небольшой по размерам океанической возвышенности (Kaneda et al, 2002). Таким образом, необходимым, и, по-видимому, обязательным фактором для возникновения режима «теплой и почогой» субдукции является процесс поглощения в зонах конвергенции плавучих масс океанических возвышенностей, т е областей с утолщенной мощностью океанической коры. Этот вывод находит подтверждение в результатах численного моделирования процессов пологой субдукции океанических плато (van Hünen et al, 2002). Экспериментально было продемонстрировано, что субдукция океанических плато в зависимости от температурных условий имеет бимодальный характер. Либо она имеет хорошо развитую полотую геометрию при температурах фазового перехода базальта в эклогит около 700°С, либо при меньших температурах быстро развивается крутое noi ружение океанического слэба. Важно, что при лом не возникает устойчивой картины промежуточной геометрии субдукции. Отсюда следует, что такие, казалось бы, разные параметры, как температурный режим слэба и необходимость того, чтобы в поглощение вовлекались области с утолщенной океанической корой в не зависимости от ее возраста, по-видимому, могут быть связанными. 4.5. Геодинамические проблемы генезиса бонинитав. Петрологическая уникальность пород бонинитовой серии состоит в том, что для их генезиса требуется сочетание различных факторов, которое может реализовываться только в определенных, и очень ограниченных по месту локализации, геодинамических обстановках. Среди прочих важнейшими являются: (I) интра-океаническая зона субдукции, (2) мантийный клин, вещество которого подверглось предварительной и, как правило, неоднократной деплстации, (3) аномально высокие температуры и (4) малоглубинные и водонасьпценные условия плавления этого тугоплавкого мантийного клина.

Тектоническое положение локализации вулканитов бонинитовой серии в структуре складчатых поясов континентов также уникально. Практически все известные находки бонинитовых вулканитов и связанных с ними пород ограничены офиолитовыми

комплексами (Cameron et al., 1979). Среди таковых самые известные разрезы с полной офиолитовой последовательностью - Троодос, Кипр (Sun, Nesbitt, 1978; Cameron, 1985), Оман (Umino, 1990; Ishikawa, 2002), Восточно- и Западно-Албанские офиолитовые покровы (Bortollotti et al, 1996, 2002), офиолиты Берегового хребта (Shervais, 2001) и Жозефины ((Harper, 1984, 2003), Беттс Коув, Ньюфаундленд (Coish et al, 1982; Bédard et al, 1998); офиолиты Восточных Саян и других областей Центрально-Азиатского складчатого (Zonemhain, Kuzmin, 1978;Добрецое и dp, 1986; Симонов и dp, 1994) и др. Бонинитовые серии нигде не образуют обособленных формаций и всегда встречаются в переслаивании с подводными лавами толеитовых и известково-щелочных серий (Shervais, 2001; Шараськин, 2003). Тем не менее, многие офиолитовые разрезы демонстрируют вертикальную зональность распределения вулканитов разного типа. Если в низах разрезов доминируют вулкано-плутонические образования близкие по составу базальтам СОХ, то в верхних частях разрезов - толеиты 1АТ-типа, низко-Ti толеиты и собственно бониниты. Наиболее яркий пример такой вертикальной зональности демонстрирует офиолитовый разрез 'Гроодоса, где нижняя часть разреза, известная под названием нижних пиллоу-лав, сложена толеитами N-MORB типа, тогда как верхняя часть разреза - низко-Ti лавами и вулканитами собственно бонинитового ряда (Cameron, 1985) Сходное распределение типов вулканитов установлено и в офиолитах Омана. Их нижняя часть разреза VI (Emewein et al, 1988) сложена вулкано-плутонической ассоциацией N-MORB типа, а верхняя часть разреза V2 объединяет вулканиты IAT-типа, характеризующиеся отчетливыми отрицательными аномалиями Nb (Та), фракционированным спектром РЗЭ и положительными аномалиями Sr и Pb (Godard et al, 2003). С этими вулканитами ассоциируют высоко-Са бониниты (Ishikawa, 2002).

Вертикальная смена типов вулканитов во многих супрасубдукционных офиолитах Мира является основой для популярных тектонических моделей и геодинамических интерпретаций, согласно которым офиолиты такого рода являются производными взаимодействия срединно-океанического хребта и зон субдукции (напр. Ishikawa, 2002, Bortollotti et al., 2002). В основе подобных представлений находится ставшая классической модель генезиса бонинитов, предложенная Кроуфордом с соавторами (1989) для объяснения локализации бонинитов как в преддуговой области Изу-Бонин-Марианской дуги (ИБМ), так и для офиолитовых палеоаналогов.

Преддуговые или задуговые структуры ИБМ, уже давно привлекает к себе внимание как современный аналог супрасубдукционных офиолитов (Bloomer, Hawkins, 1983). На островах дуги обнажаются верхние уровни преддуговой океанической литосферы, где и распространены хорошо изученные вулканиты бонинитовой серии Программами глубоководного бурения 70-х и 80-х в этом районе было установлено, что обнажающиеся на островах бониниты и толеиты наращивают перидотит-габбро-метавулканический разрез склонов ИБМ желоба. Узкие задуговые бассейны, такие как Марианский трог или бассейн Лау, демонстрируют полосовые магнитные аномалии, свидетельствующие об активном спрединге океанического ложа (напр. Stern et al, 1989).

Исторически так сложилось, что главным объектом для построения моделей генерации бонинитов стало место их первого открытия - ИБМ островодужная система В работе критически рассмотрен ряд наиболее известных моделей такого рода- модель субдукции активного срединно-океанического хребта (Crawford et al, /989), модель начальной стадии развития субдукционной зоны (Stem, Bloomer, 1992), «плюмовая» модель (Macpherson, Hall. 2001), модель пересечения спрединговых центров задуговых бассейнов с дугой (Deschamps, Lallemand, 2003) и модель ролл-бэка слэба (Bryant et al, 2003). Анализ этих моделей показывает, что ни одна из них не может считаться универсальной, позволяющей адекватно учесть то или иное ограничение на условия генезиса ИБМ бонинитов в частности и супрасубдукционных офиолитов в целом.

Единственное положение, по которому имеется консенсус, заключается в том, что уникальные условия проявления бонинитового магматизма связаны с необычными и

кратковременными режимами субдукции на интра-океанических конвергентных границах. Именно в области гаких современных границ, как по-видимому, в подобных областях взаимодействия океанических литосферных плит геологического прошлого, время от времени создавались необходимые геодинамические предпосылки для возникновения условий формирования супрасубдукционных офиолитов, разрезы которых включают вулкано-плутонические последовательности с признаками их генерации в обстановках растяжения океанической литосферы над зонами субдукции.

Нерешенными вопросами геодинамических условий генезиса бонинитов представляются следующие. (1) Почему наиболее значимые проявления современною бонинитового магматизма (ИБМ, Фиджи - Тоша) локализованы в преддуговых областях? (2) С какими изменениями в режиме субдукции на границе океанических плит могут быть связаны условия благоприятные для реализации бонинитового магматизма? (3) В чем может быть причина литосферного разрыва преддуговой области, необходимого для реализации мапоглубинного плавления верхней мантии и образования зон растяжения, сопровождаемого бонинитовый магматизм? (4) Какой процесс может обеспечить аномально высокий (до 1450° - 1480°С) приток тепла, необходимого для начала плавления тугоплавкой мантии над зонами субдукции.

Ответы на эти вопросы мы попытаемся дать в следующей главе, показав, что сочетание выше перечисленных условий реализуется в современной субдукционной геодинамике Земли. Центральным понятием такой необычной обстановки является понятие «нестационарной субдукции», рассмотрению геодинамических аспектов которой и посвящена следующая глава.

ГЛАВА V. Нестационарные режимы субдукции.

5.1. Под нестационарными режимами субдукции понимаются такие временные режимы ее развития, когда резко меняются характеристики основных кинематических, сейсмических и термальных процессов, протекающих как в погружающейся, так и в перекрывающей литосферных плитах.

Давно обнаружено, что кинематика субдукции и связанные с ней магматические процессы могут сильно меняться при подходе к зоне конвергенции плит асейсмических хребтов, микроконтиненгов и других плавучих масс (Vogt et al., 1979). Скорость погружения плиты при этом сильно замедляется, и создавалось впечатление, что субдукция блокируется. Развитие сейсмической томографии привело к получению повой информации о глубинной структуре конвергентных границ. Установлено, что в глубоких горизонтах верхней мантии присутствуют оторванные части слэбов, которые сразу стали предметом для анализа возможных геодинамических следствий Было показано, что обрыв слэба должен влиять на распределение напряженного состояния литосферы над зонами субдукции и провоцировать кардинальные изменения вертикальных и горизонтальных составляющих движения тектонических потоков в верхней мантии, возможно приводящих к миграции фронта островных дуг (Meijer, Worte!, 1996) Отрыв слэба также должен открывать окно для проникновения горячего астеносферного материала в кровлю верхней мантии. Впервые на это явление обратили внимание Дж. Дэвис и Ф вон Бланкенбург (1995), показавшие, что отрыв слэба во время коллизии и возникновения Альпийского орогена мог быть ответственен за целый ряд магматических и метаморфических процессов, а также эксгумацию глубинных уровней коры орогена

5.2. Модели развития нестационарной субдукции. Валидность этих представлений была подтверждена результатами численного моделирования термальной эволюции отрыва слэба на малых глубинах (van de Zedde, Wortel, 2001), главные выводы которых имеют непосредственное значение для целей настоящей работы и приведены ниже.

(1) Важнейшим фактором, влияющим на перспективы разрыва слэба на малых глубинах, является плотностной контраст на границе «нормальной» океанической литосферы и «горячей» прицепленной к ней утолщенной части.

(2) Глубина отрыва слэба, прежде всего, определяется термальной структурой утолщенной части погружающейся плиты. В рассматриваемой модели подразумевалась утоненная (25 км) и горячая континентальная кора, которая субдуцировала при очень малых скоростях конвергенции (~1 см/год). В этом случае, слэб мог разрываться на минимальной вертикальной глубине 35 км.

(3) Более высокие значения скорости конвергенции, сопряженные с большей прочностью слэба и его более холодным состоянием, приводят к его разрыву слэба на больших глубинах В этом случае, подток горячего астеносферного материала из более глубокой мантии оценивается как незначительный.

(4) Время разрыва слэба от момента начала погружения утолщенной коры варьирует от 2 до 25 млн. лет.

(5) Важнейшее геодинамическое следствие моделирования малоглубинною отрыва слэба заключается в возникновении кратковременного сильного термального возмущения над узко локализованной зоной «окна» слэба. В небольшой промежуток времени (несколько млн лет) подъем температуры в близповерхностном надсубдукционном уровне (35-40 км) мог достигать 750-800°С.

Еще одно важнейшее следствие отрыва слэба заключается в быстром аплифте надсубдукционной области, сопровождаемым ее значительной поверхностной деформацией. Возможное влияние такого отрыва на динамику развития поверхностной топографии надсубдукционного региона было исследовано методами численного моделирования (Butler et al, 2001, 2002). Показано, что, во-первых, амплитуда аплифта прямо зависит от глубины, на которой происходит разрыв слэба; чем ближе к поверхности происходит разрыв слэба, тем больше амплитуда аплифта. Во-вторых, амплитуда аплифта сильно зависит от того, происходит ли откат слэба или субдукция продолжается далее без миграции ее фронта. В последнем случае максимальный аплифт составляет 2-6 км, а в комбинации отрыва слэба с последующим его откатом эти значения увеличиваются на 1 - 4 км.

Суммируя результаты численных экспериментов, отметим, что модель детачмента слэба на малых глубинах может разрешить некоторые проблемы геодинамики интра-океанических конвергентных границ, включая проблемы генезиса бонинитов, которые не вполне адекватно описываются рядом других моделей. Очевидно, что малоглубинный отрыв слэба должен осуществляться в преддуговой области, обеспечивая появление литосферного разрыва, ориентированного субпараллельно желобу. Как следствие, должно происходить катастрофическое деком прессионное плавление верхней мантии над зоной влияния разорванной сплошности слэба. Чем ближе к поверхности происходит детачмента слэб, тем будет больший приток горячего астеносферного материала мантии, необходимого для начала плавления ее верхней наиболее деплетированной части. Более холодный слэб испытывает разрыв на больших глубинах, и тогда декомпрессионное плавление не должно быть настолько интенсивным, чтобы привести к генерации высокотемпературных магм, таких как магмы бонинитовой серии.

Следующий раздел демонстрирует геодинамику таких процессов на интра-океанических конвергентных границах там, где в зону поглощения вступают области с утолщенной океанической корой разной термальной структуры

5.3. Современная геодинамика нестационарных субдукционных процессов. Геодинамика Тонга-Новогебридского региона зоны конвергенции Тихоокеанской и Индо-Австралийской литосферных плит давно привлекала внимание исследователей по ряду причин (1) Распределения гипоцентров землетрясений здесь не согласуется с теоретическими моделями стационарных сейсмофокальных зон (Fischer, Jordan, 1991) (2) Различные сегменты зон конвергенции характеризуются сильными вариациями скоростей и незакономерной изменчивостью углов наклона зон субдукции (Isacks et al, 1977, Bevis et al., 1995). (3)

Задуговые бассейны региона отличаются необычайно сложным строением, обусловленным развитием многочисленных спрединговых центров, скорость растяжения которых варьирует от 2 см/год до 8.2 см/год. Некоторые активные спрединговые хребты ориентированы не параллельно субдукционным границам, а перпендикулярно. Уникальность этой системы спрединговых хребтов выражается также в их кумулятивной длине - более 2500 км на площади около 106 км2, что в 20 раз превышает этот показатель для Тихого океана (Lagabrielle et al, 1997). (4) Северо-Фиджийский бассейн региона отличается аномально высоким тепловым потоком, который в 1.5 раза выше показателей теплового потока в других окраинных бассейнах с такой же глубиной океанического ложа (Sclater et al, 1976) (5) 30-35 млн. летняя история развития региона включала генерацию разнообразных эффузивных и интрузивных ювенильных пород от примитивных и экстремально деплетированных базальтов до трондьемитов, изотопно-геохимические характеристики которых указывают на вовлечение в процесс их петрогенезиса, как минимум, четырех различных источников (Gill, 1987, Turner, Hawkesworth, 1997).

Дуга Тонга-Фиджи. Наиболее древними породами в этом регионе являются позднеэоценовые - раннеолигоценовые вулканиты Фиджи. Они представлены бонинитами, деплетированными островодужными толеитами и ацдезито-базальтами (Gill, 1987). Выше залегающие вулканиты ранней островодужной стадии включают широкий спектр пород от островодужных толеитов до высококремнистых дацитов, образующих тренд дифференциации островодужной толеитовой серии. На протяжении ~ 10 - 15 млн лет, с позднего эоцена до раннего миоцена, вулканизм происходил счет частичного плавления одного и того же малоглубинного источника - сильно деплетированной верхней мантии и/или субокеанической мантийной литосферы (Gill, 1984, 1987) Считается, что этот эпизод вулканизма произошел вскоре после начала субдукции Тихоокеанской плиты под Австралийскую вдоль отмершего желоба Витязь, где в среднем миоцене с севера на юг располагались островные дуги Вануату, Фиджи и Тонга-JIay. Этот субдукционный режим характеризовался, скорее всего, очень малыми скоростями характерными для «теплой и пологой» субдукции, поскольку происхождение ранних островодужных вулкано-плутонических ассоциаций связывается с процессами плавления амфиболита либо в низах фиджийской коры, либо в непосредственно ее подстилающей океанической коре (Gill, Stork, 1979) Кроме того, эти породы на острове Вити-Леву, метаморфизованы в условиях цеолитовой - нижней зеленосланцевой фации, что подразумевает значительный прогрев раннефиджийской ювенильной коры, источник которого должен был находиться на небольших глубинах и охватывать значительную площадь.

Начиная с верхнего миоцена, характер вулканизма на островах Фиджи резко меняется. На породах ранней островодужной стадии с несогласием залегают вулканиты зрелой островодужной стадии, время формирования которых оценивается в интервале между 6 и 3 млн. лет тому назад. Их основной объем составляют пироксеновые андезиты, которые отличаются от предшествующих вулканитов известково-щелочным трендом дифференциации и обогащенным распределением редких земель (Gill, 1987). По данным экспериментальных исследований происхождение этих андезитов связывается с высокими температурами частичного плавления верхней мантии (до 1100°С), которое осуществлялось в малоглубинных условиях (менее 33 км) при высоком содержании водного флюида (2-4 вес% Н20) (Green, 1972) С этим же возрастным интервалом (верхний миоцен) связывается внедрение на Фиджи трондьемитов группы Толо, петрогенезис которых описывается малоглубинным частичным плавлением амфиболитизированной и обогащенной ЛРЗЭ океанической коры (Gill, Stork, 1979) Таким образом, в позднем миоцене на островах Фиджи происходили сближенные во времени и пространстве процессы частичного и малоглубинного плавления, как океанической коры, так и верхней мантии. Смена характера вулканизма Фиджи была связана с перестройкой тектонического плана региона. В это время (~ 12 млн. лет назад) началось заметное раскрытие Северо-Фиджнйского бассейна (Hall, 2002), что сопровождалось вращением плато Фиджи по

часовой стрелке (Inokushi et al, 1992) Наиболее сильное и противоположное по знаку вращение (около 100°) происходило позже, в конце миоцена - начале плиоцена (Musgrave, Firth, 1999). Последний эпизод был сопряжен с расколом дуги Тонга и формированием задугового бассейна Лау (Taylor et al, 1996). Как и более древний Северо-Фиджийский, так и более молодой (~ 6 млн. лет) бассейн Лау характеризуются необычным для типичных задуговых бассейнов строением. Большая суммарная длинна спрединговых центров, их резко меняющееся пространственное расположение, а также высокая степень тепловою потока послужила основанием для использования этого региона в качестве аюуалистической модели развития архейских океанических бассейнов (Lagabrielle et al, 1997). Кроме того, в базальтах бассейнов фиксируется присутствие как субдукционной флюидной компоненты (Danushevsky et al., 1993), так и компоненты глубинной мантии (Nohara et al, 1994). На севере бассейна Лау изотопные исследования базальтов (He3/He4, Nd/Pb) обнаружили отчетливые метки горячей точки (Volpe et al, 1988; Poreda, Craig, 1992). Поскольку горячие точки, расположены в пределах плиты Пацифики, то возможность их проникновения в задуговой бассейн дуги Тонга должна была бы блокироваться субдуцируемой в западном направлении океанической литосферой. Для преодоления этого противоречия было высказано предположение о существовании литосферного разрыва вдоль палеожелоба Витязь (Turner, Hawkesworth, 1998). Однако такая картина трудно согласуется с направлением раскрытия бассейна Лау и палеомагнитными данными о значительном вращении Фиджи плиоцене-плейстоцене.

Отмеченные выше, как и другие рассмотренные в работе, противоречия могут быть разрешены при помощи результатов недавних сейсмотомографических исследований, продемонстрировавших уникальные образы детачмента слэба в малоглубинных условиях (рис.10). В районе Тонга выявлена уникальная картина двойной субдукции, где над современной зоной субдукции ясно просматривается фрагмент раннего и более полого ориентированного слэба океанической литосферы (Chen, Brudzinski, 2001). Палеослэб Тонга связывается с более ранним эпизодом субдукции Тихоокеанской плиты вдоль палеожелоба Витязь между 5 и 8 млн. лет т.н., т.е. начало детачмента слэба должно было происходить - 5 млн. лет т.н. и корреспондировать с раскрытием задугового бассейна Лау. Нахождение оборванного слэба под бассейном Лау на глубинах от 250 до 400 км позволяет также объяснить особенности геохимии его вулканизма, предоставляя за счет его дегидратации источник субдукционной компоненты, который мог смешиваться через литосферные разрывы с обогащенным источником нижней мантии.

Важнейшее следствие открытия детачмента слэба связано с проблемой формирования бонинитов. Бониниты, обнаруженные в преддуговой области Тонга (Sharaskin et al, 1983, Falloon, Crawford, 1991), являются уникальным примером современных обстаяовок формирования этих индикаторных пород Их возраст не превышает 2 млн. лет (Danyushevsky et al, 1995), а петрогенетические условия генерации требуют необычайно высоких (-1450 -1480°С) температур плавления экстремально деплетированной и тугоплавкой мантии на очень малых глубинах (< 45 км) (Sobolev, Danyushevsky, 1994). Такие высокие температуры могут быть обеспечены подъемом глубинного мантийного вещества горячих точек (Falloon, Danyushevsky, 2000), однако механизм подачи высоких температур в близповерхностную надсубдукционную область мантийного клина, где генерировались бониниговые расплавы, оставался неясным.

Имеющиеся палеотектонические реконструкции позволяют связать процессы детачмента палеослэба желоба Северного Тонга с началом субдукции хребта Луизивильской горячей точки около 4 млн. лет тому назад (рис. 11). В это время хребет оказывается непосредственно у местоположения палеотрога, после чего происходили события, связанные с отходом местоположения зоны конвергенции на расстояние около 500 км в сторону Тихого океана и сопровождавшиеся формированием бонинитов При такой латеральной миграции желоба скорость спрединга над образовавшимся литосферным окном должна была составлять около 10 см/год. Одновременно с началом детачмента палеослэба дуги Тонга началось раскрытие

троговою бассейна Лау, который расчленил дугу на две ветви, что привело к кардинальной смене тектонической зональности перекрывающей литосферной плиты. Из категории преддугового бассейна палеодуги Тонга - Лау, существовавшего, примерно, до 5 - 4 млн лет тому назад, он в результате детачмента слэба перешел в категорию современного задугового бассейна с активным осевым спрсдинговым центром.

Рис. 10 Схема строения верхней мантии региона Тонга - Фиджи. Положение слэбов изображено по данным (Chen. Brudzinski, 2001) и (Колобов и др., 2003).

Рис 11 Палеотектоническая реконструкция желоба Тонга на время 4 млн лет тому назад, по Дюпону и Херзеру (Dupont, Herzer, 1985) Местоположение участков драгирования бонинитов Северного онга, по (Sharaskin et al, 1983; Falloon. Green, 1991)

Эпизоды детачментов двух других слэбов, фрагменты которых обнаружены в верхней мантии под Северо-Фиджийском бассейном, произошли в конце олигоцена - начале миоцена и в конце миоцена (Колобов и др., 2003). Анализ опубликованного по региону материала дает основания полагать, что и эти явления привели к раскрытию задуговых бассейнов - Южно-Фиджийского и Северо-Фиджийекого, соответственно. Во всех случаях обрыва слэбов происходит быстрая смена характера вулканизма. Если на ранних стадиях были задействованы сильно деплетированные источники океанической коры и верхней мантии, то для поздних стадий фиксируется появление обогащенных субдукционной компонентой источников. Также можно предполагать, что малоглубинный детачмент этих палеослэбов, сопровождаемый крупномасштабными сдвиговыми вращениями, был провоцирован подходом со стороны Пацифики производных горячих точек.

Дуга Вануату. Эта дуга протяженностью около ~ 700 км формируется над зоной субдукции Индо-Австралийской плиты под плиту Пацифики и бассейн Северного Фиджи. Ее строение дополняет геодинамическую картину нестационарной субдукции, поскольку здесь непосредственно в настоящее время происходят

процессы взаимодействия океанических поднятий с зоной конвергенции океанических плит. Особенности структуры, сейсмичности и вулканизма дуги Вануату позволяют выделить три главных составляющих ее сегмента - Центральный и Южный вулканический сегменты (ЦВС и ЮВС), а также вулканический сешент высомах незиальных вулканитов (ВСВМА) (Мопнег ег а!, 1997) Отчетливая сегментация дуги определяется подходом к зоне конвергенции нескольких областей Австралийской плиты с аномальным (утолщенным) «роением (рис 12)

Рис 12 Объемная модель строения зоны конвергенции желоба Вануату. При гюырисиии использованы данные распределения гипоцентров мало1лубинных землетрясений региона, суммированных в работе М. Монзье и др. (Monzier et al, 1997).

Только ЮВС может быть охарактеризован как типичный сегмент ранних стадий развития интра-океанических вулканических дуг. Он состоит из крупных вулканических построек, расстояние между центрами которых составляет ~ 90 км, что косвенно указывает на область магмогенерации вулканов располагающуюся на одной и той же глубине порядка 90 - 100 км (Greene et al, 1994). Вдоль этого сегмента скорость конвергенции наибольшая — 12 см/год, а островодужная кора имеет также наибольшую мощность (~ 25-30 км) (Coudert et al, 1984) Составы вулканитов ЮВС отвечают низко-К островодужным базальтам и андезито-базальтам незрелой островной дуги.

В ЦВС вулканы центрального типа расположены ~ в 30 км от зоны субдукции, toi да как дня стационарных субдукционных обстановок этот параметр составляет 125 - 150 км (Meffre, Crawford, 2001) Мощность островодужной коры ЦВС равна - 15 км (Monzier et al, 1997) ЦВС представляет собой наиболее продуктивную вулканическую область дуги, генерирующую только основные и пикритовые лавы (Turner et al, 1999). В сейсмофокальной зоне этой области установлен пробел гипоцентров землетрясений на глубинах от ~ 100 до ~ 200 км, что было интерпретировано как окно, возникшее в результате малоглубинного

детачмента погружающегося слэба, произошедшего за последний миллион лет (Chatelam et al, 1992, 1993). Это было подтверждено изотопно-геохимическими исследованиями вулканизма в зоне хребта Д'Антркасто и дуги Вануата. Именно в данном месте было зафиксировано проникновение вещества с изотопно-геохимическими метками обогащенной мантии Индо-Австралийского типа в область деплетированной мантии Тихоокеанского типа (Crawfordet al, 1995; Peate et al, 1997).

Южное окончание дуги трассируется цепочкой малых вулканических построек, сложенных высокомагнезиальными андезитами. ВСВМА расположен напротив подошедшего к зоне субдукции хребтового поднятия Лоялти и отчленяется от ЮВС сегмента мощной зоной трансформного разлома Скорость конвергенции здесь падает на порядок по сравнению с остальными сегментами дуги Гипоцентры землетрясений в этом сегменте концентрируются на глубинах от 40 до 150 км, что указывает на то, что вулканизм ВСВМА связан с пологой зоной субдукции ориентированной в крест простирания доминирующему направлению субдукции желоба Вануату Изотопно-геохимические исследования высокомагнезиальных андезитов последних лет показали, что они являются не продуктами дифференциации бонинитовых расплавов, как это предполагалось ранее (Sigurdsson, 1993), а относятся к производным адакитового вулканизма (Bourdon, 2003).

Таким образом, дуга Вануату представляет собой ярчайший пример проявления процессов нестационарной субдукции настоящего времени Если ее ЮВС характеризуются нормальным, стационарным типом крутой субдукции, то ЦВС и ВСВМА демонстрируют резкую смсну геометрии субдукции, что связано с вступлением в зону конвергенции плавучих океанических возвышенностей - хребта Д'Антракасто, массива Вест-Торрес и хребта Лоялти В отличие от региона Северного Тонга, обрыв слэба здесь фиксируется на больших глубинах и, вероятно, не приводит к формированию бонинитовых серий. Это обстоятельство может быть связано с природой хребта Д'Антракасто, который, по-видимому, не относится к мантийно-шпомовым производным, т е имеет более холодную литосферу. Возникновение сегмента ВСВМА с «теплым и пологим» стилем субдукции, где в настоящее время происходят извержения вулканитов адакитовой серии, связано с современным вступлением в зону конвер!енции хребта Лоялти.

5.4. Морфотектоника юн нестационарной субдукции. Традиционно области взаимодействия океанических возвышенностей с зонами конвергенции рассматриваются в рамках концепции коллизии типа хребет - дуга или плато - дуга. Такой сценарий априорно и предполагается для ЦВС дуги Вануату, с желобом которого происходит торцевое сочленение деформационной зоны, или асейсмического хребта, Д'Антркасто и массива Вест Торрес Хотя коллизия типа хребет - дуга, казалось бы, явление известное и предполагается во многих геодинамических построениях, обзор батиметрических карт современных мест сочленения хребтов и желобов показывает не слишком очевидные выражения этого, по идее, значительного события.

Морфологическая аномалия зоны сочленения хребта Д'Антркасто с желобом Вануату выражается в малоглубинной батиметрии трога (от 2.5 до 4 км) и высоком, участками субаэральном, стоянии преддуговой области. Сравнительный анализ морфотекгонических профилей через дугу Вануату в «коллизионном» (ЦВС) и «неколлизионном» (ЮВС) ее сегментах показал, что в зоне сочленения с хребтом преддуговая область оказывается поднятой по отношению к профилю «нормального» сегмента на ~ 6 км (Meffre, Crawford, 2001) В этой области расположен узкий (~ 50 - 70 км) и глубокий (~ 2 км плюс 4 км вулканогенно-осадочного чехла) интра-дуговой бассейн Аоба. Возраст начала его формирования по данным глубоководного бурения составляет ~ 400 000 лет (Greene et al, 1994) В это время произошла резкая смена условий седиментации - от раннего накопления пелагических осадков и пепловых 1уфов до некомпенсированного заполнения бассейна мощной толщей вулканокластических песчаников и алевролитов. Скорость седиментации до 0 4 млн. лет оценивается в 25 м/ млн. лет, тогда как после этого рубежа она возрастала до 450 м/млн. лет (Staerker, 1994). Учитывая среднюю ширину современного трога Аоба ~ 50 км,

получаем, что скорость растяжения при его морфологическом оформлении составляла не менее 10 см/год. По данным измерений GPS скорость субдукции зоны Д'Антркасто в желобе Вануату не превышает 3.6 см/год (Calmant et al, 1995). Таким образом, здесь наличествует явный эксцесс сил растяжения по сравнению с силами сжатия, что и выражается в широком развитии современного мафического вулканизма вдоль оси трогового бассейна Аоба. Значительный аплифт преддуговой области сочленения Д'Антркасто и желоба Вануату не сопровождается проявлениями складчатости и разломообразования (Meffre, Crawford, 2001). Противоречия коллизионной модели исчезают, если обратиться к модели аплифта надсубдукционной области, вызываемого детачментом слэба на малых глубинах. Результаты численного моделирования такой ситуации показывают, что отрыв слэба должен неизбежно приводить к ее аплифту амплитудой до б км. (Buiter et al., 2002). Центральный вулканический сегмент дуги Вануату демонстрирует амплитуду аплифта именно такого порядка, а «литосферное окно», возникшее при отрыве слэба и питающее базальт -пикритовый вулканизм, находится на глубинах от - 70 до ~ 200 км.

Как было показано, в районе северной части дуги Тонга - на 5 млн. лет ранее происходили процессы детачмента слэба Опубликованные морфотектонические профили через этот регион показывают ту же амплитуду аплифта преддуговой области 6 км), которую демонстрирует зона сочленения Д'Антркасто и желоба Вануату.

Аплифт преддуговой области установлен не только для современных зон нестационарной субдукции, но и реставрирован для среднего эоцена Изу-Бонииской дуги и среднего миоцена Марианской дуги. Это может служить косвенным признаком, что ИБМ островодужная система, испытала, как минимум, два эпизода детачмента слэба, связанных с вступлением в зону конвергенции океанических возвышенностей мантийно- плюмовой природы. 5.5. Решение многих проблем геодинамики интра-океанических зон конвергенции может быть найдено в механизме кратковременных эпизодов резкого изменения режима субдукции, который был определен как «нестационарная субдукция». Подобные обстановки возникали и имеют место в настоящее время там и тогда, где и когда к зонам конвергенции океанических плит подходят плавучие и теплые возвышенности океанического ложа, т.е. преимущественно мантийно-плюмовые образования такие, как цепи океанических остров («горячие точки») или океанические плато. Вступление в зону конвергенции таких плавучих масс может провоцировать детачмент слэба, что приводит к радикальным изменениям не только в субдуцирующей, но и в перекрывающей (надсубдукционной) плите Решающее значение для возникновения растягивающих усилий, достаточных для разрыва субдуцирующей плиты, имеет композиционная, т.е плотностная, разность на границе разнородных сред, каковыми и являются литосферы нормальной океанической и мантийно-плюмовой природы (van de Zedde, Wortel, 2001, Niu et al, 2003). В условиях стационарной субдукции нормальной океанической литосферы не происходит возмущения термального поля. Но положение резко меняется при вступлении в зону субдукции утолщенной и разогретой литосферы мантийно-плюмового происхождения, что также сопряжено с падением скорости конвергенции. Происходит обрыв слэба на сублитосферных глубинах, что вызывает декомпрессионное плавление верхней мантии и быструю аккомодацию продуктами частичного плавления верхней мантии литосферного окна, возникшего над местом обрыва слэба в преддуговой области

Тектоническое выражение этого процесса - короткоживущий и высокоскоростной спрединговый центр, где формируются супрасубдукционные офиолиты, включая бонинитовые серии. Необходимые температурные условия и флюидный режим для реализации малоглубшпюго плавления тугоплавкой океанической литосферы «несут» мантийно-плюмовые образования с потенциальными мантийными температурами 1450 -1500°С и фрагмент слэба, находящийся в приповерхностных условиях. В это же время происходит инверсия плотности: горячая молодая литосфера, родившаяся в спрединговом преддуговом центре, становится менее плотной, чем подошедшая к зоне конвергенции мантийно-плюмовая литосфера Инициируется новая субдукция, фронт которой мигрирует в

сторону океанического пространства. За детачментом слэба и инициацией новой зоны субдукции происходит аплифт преддуговой области амплитудой в несколько километров и начинает формироваться новая дуга. Продолжающееся погружение оторванного фрагмента палеослэба провоцирует раскрытие узкого задугового бассейна, расчленяя предшествующее пространство дуги и r некоторых случаях преддуговой области. Процесс рифтинга предшествующей дуги сопровождается сдвиговыми вращениями, вызываемыми неравномерным погружением оторванного слэба. Такой механизм также может быть ответственен за быструю смену геодинамических режимов субдукции.

ГЛАВА VI. Формирование ювенильной континентальной коры в ракурсе модели нестационарной субдукции.

6.1. Центральным звеном нестационарной субдукции является разрыв погружающейся плиты на границе между мантийно-плюмовой литосферой и несущей океанической литосферой при вступлении ее в зону конвергенции, что приводит к смене геодинамических процессов в перекрывающей плите В общепринятых терминах геодинамики подобный процесс описывается рифтингом островодужных систем Казалось бы, он имеет деструктивную направленность, приводя к расчленению ранее созданной островодужной коры и формированию на расколотых пространствах новых порций надсубдукционной океанической коры Однако в ракурсе проблемы генерации ювенильной континентальной коры эпизоды нестационарной субдукции могут иметь решающее значение Сравнительные характеристики двух наиболее изученных островодужных систем Мира -Изу-Бопин-Марианской и Алеутской - показывают их разительную структурно-вещественную контрастность, несмотря на одинаковый возраст. Алеутская дуга имеет мощность ~ 30 км, тогда как ИБМ — 20 км Тем не менее, по составу Алеутская дуга является базальтовой, а средняя кора ИБМ сложена тоналитовым комплексом (Holbrook et al, 1999; SuyeMro et al, 1996). Очевидно, что эти различия не могут быть связанными с фактором их во ipacra Было замечено, что ИБМ и Алеутская островодужные системы имеют различные истории рифтинга (Bouteller et al, 2003). Если ИБМ испытала, как минимум, два эпизода раскола и последовавшего за этим задугового спрединга, то Алеутская дуга никогда не подвергалась таким перестройкам. Из модели нестационарной субдукции вытекает, что малоглубинный детачмент слэба приводит не только к рифтингу, но является и естественным механизмом для реализации декомпрессионного плавления в надсубдукционной обстановке, которое должно приводить к импульсам высокой продуктивности известково-щелочного островодужного вулканизма и магматизма. Ниже это положение будет протестировано на примере двух интра-океанических островодужных систем, Филиппинской и Соломоновых островов, которые демонстрируют механизмы формирования современной ювенильной континентальной коры. Затем, на основе таких закономерностей будет рассмотрены вопросы формирования архейской континентальной коры восточной части Балтийского щита.

6.2. Нестационарная субдукция и формирование ювенильной континентальной коры в современных островодужных системах.

Филиппинская дуга. Филиппины представляет собой островную дугу, которая с юго-запада имеет торцевое сочленение с микроконтинентальным блоком Палаван, являющимся фрагментом рифтогенной окраины юго-востока Евразийской континентальной плиты (рис 13) (Karig, 1983). Коллизия этого блока с центральной частью Филиппинской дуги произошла в раннем - среднем миоцене. Начиная с эоцена и до настоящего времени, развитие Филиппин происходило в энсиматическом режиме, что следует из геологических и изотопно-геохимических данных Во-первых, в основании всех вулканогенно-осадочных разрезов Филиппин залегают офиолитовые комплексы. Во-вторых, изотопно-геохимические исследования древних и действующих вулканических центров показывают

отсутствие признаков контаминации древним континентальным веществом (Mukosa et al, 1987).

Рис. 13. Тектоническая схема Филиппин, иллюстрирующая размещение некоторых офиолитовых комплексов, вулканических центров адакитовых и АДР-серий и цепей диорит-плагиогранитных интрузий Составлена на основе данных (Prouteau et а!, 2000, Yumul et al, 2000, Yumul, 2003, Yang et al, ¡996, Encarnación, 2004). Обозначены следующие выходы офиолитов А - Лагоной, Б -Калагасских островов, В - залива Дибют, Г - Касигуран, Д - Монтаблан, Е - Замбайль, Ж - Итогон, 3 - бассейн Мариндюк, И - Миндоро, К - Бохол ZA - метаморфический комплекс Замбоанга

За исключением среднеюрского комплекса Лагоной все офиолиты Филиппин бычи сформированы в течение последних 100 млн лет (Encarnación, 2004а) Многие офиолитовые комплексы являются метаморфизованными Степень метаморфических преобразований не зависит от возраста Метаморфизм во всех случаях определяется как региональный, не связанный с такими явлениями как метаморфический цоколь офиолитовых покровов или температурной зональностью вокруг близлежащих интрузий. В результате амфиболитового

метаморфизма повышенных давлений (Калагасские о-ва, о. Палаван) базальты, дайки и габброиды превращены в амфиболиты с сильно варьирующими простираниями сланцеватости, что интерпретируется как следствие полифазных несоосных деформаций Другие офиолитовые разрезы метаморфизованы в условиях зеленосланцевой фации, хотя известны и синхронные неметаморфизованные офиолиты.

Офиолиты Филиппин обладают полными разрезами «пенроузской псевдостратификации», но при этом все разрезы, демонстрируют различной степени тектоническую расчлененность Метаморфизованные офиолиты обнаруживают более сильную расчлененность разрезов, а отдельные их члены разнесены в пространстве на многие километры

Все офиолиты Филиппин относятся к типу супрасубдукционных офиолитов, формировавшихся в связи с образованием новых порций океанической литосферы в преддуговых или задуговых областях нескольких эпизодов субдукции (Encarnación, 2004а). Имеющиеся палеомагнитные данные не показывают значимых перемещений отдельных блоков Филиппин по широте Это свидетельствует о том, что основной коровый объем дуги сформировался не как композитный коллаж экзотических террейпов, а как единая островодужная система на краю Филиппинского моря.

С петрографической точки зрения, офиолитовый фундамент Филиппин можно определить как зеленокаменный комплекс, который в пространстве и времени ассоциирует с диорит-тоналитовыми интрузиями и когенетичными им островодужными вулканитами и вулканокластитами, что типично для архейских гранит-зеленокаменных областей (Encarnación, 2004b). С увеличением степени метаморфических преобразований региональный структурный образ этой ассоциации становиться полностью аналогичным таковому в архейских зеленокамснных поясах Так, метаморфизованные и тектонически фрагментированные офиолиты Калагасских островов находятся в ассоциации с тоналито-гнейсами Паракайль имеющими очертания гранито-гнейсовых куполов. История роста коры Филиппин разделяется на два главных периода, граница между которыми приходится на ранний миоцен В это время происходит инициация субдукции литосферы Южно-Китайского моря вдоль Манильского желоба (Yumul et al, 2003) До этого происходила субдукция с востока по Восточно-Лусонскому протожелобу, с которой было связано внедрение тоналитов Берегового хребта о. Лусон (49 - 27 млн. лет). С началом субдукции вдоль Манильского желоба связывается внедрение батолита Палали (25 - 17 млн. лет) и кварцевых диоритов Анго (18 млн лет) в Центральных Кордильерах. Тем не менее, судя по распространению пост-раннемиоценовых диоритовых комплексов на востоке Филиппин (Scott, 2000) субдукция плиты Филиппинского моря также продолжалась, и в настоящее время Филиппинская дуга представляет собой островодужное сооружение над зоной оппозитных субдукционных процессов (см. рис. 13) (Dimalanta, Yumul, 2004) Несмотря на сложное устройство зоны конвергенции с западной стороны Филиппинской дуги, традиционно считается, что основную роль в ее развитии должна была играть коллизия с блоком Палаван (Yumul et al, 2000, Hall, 2002). Однако и в этом случае результаты коллизии оказываются не вполне ожидаемыми В этой области интенсивным образом были проявлены процессы растяжения, вплоть до формирования интра-дугового океанического бассейна Мариндюк, который был сформирован ~ 5 млн. лет т н. (Sarewitz, Lewis, 1991). Процессы растяжения во фронтальной зоне коллизии блока Палаван сопровождались разнонаправленными вращениями блоков: к северу от нее - левосторонние, к югу -правосторонние. Согласно кинематическим реконструкциям предполагается существование здесь в миоцене короткоживущих и оппозитно направленных субдукционных зон, сопряженных со сдвигами (Yumul et al, 2000). По-видимому, эта область представляет еще одну разновидность нестационарной субдукции, когда при вступлении в зону конвергенции микроконтинентального блока несущая его океаническая литосфера начинает перманентно обрываться, а ее оторванные части погружаться в разные стороны При этом происходят противоположные по знаку геодинамические процессы: с одной стороны формируются интра-дуговые спрединговые бассейны, а с другой стороны происходит аплифт по

механизму, описанному в предшествующей главе. Кроме того, такой сценарий определяет и причину вращений отдельных блоков.

Свидетельства коллизионных процессов в месте сочленения блока Палаван с Филиппинской дугой известны только на островах Миндоро и Ромблон, где обнаружен метаморфический комплекс, включающий офиолиты (Ранге е! а!, 1989). Однако другие метаморфические комплексы Филиппин невозможно связать с коллизией Часть офиолитов (Лагоной, Бохол) имеет до-раннемиоцеоновый возраст метаморфизма Другая же часть (Калагасские острова, Дибют), хотя и имеют ранне-миоценовый возраст метаморфизма, расположены далеко от места коллизии (рис 13). Но, самым загадочным метаморфическим комплексом является Замбоанга на острове Минданао, который представляет особый интерес как современный аналог высокобарических метаморфических комплексов докембрия В этот комплекс шириной ~ 50 км и протяженностью - 300 км входят огнейсованные гранитоиды, рассланцованные, а местами и мигматизированные, амфиболиты, амфиболизироваиные габбро и кианит-содержащие кварц-слюдяные сланцы Пиковая температура метаморфизма комплекса оценена в 700 - 740°С, минимально возможная температура - в 550°С Для этого диапазона температур интервал давлений составляет от 9 до 5 кбар, соответственно. К-Аг изотопный возраст метаморфизма по амфиболам показал ранний миоцен (24.6 +14 21.1 ± 1 2 млн. лет) (Татауо е! а1, 2000). Анализ опубликованных данных позволяет заключить, что протолитами амфиболитов Замбоанга являются низко-"П примитивные островодужные базальты Ассоциирующие с ними кварц-слюдяные сланцы по составу соответствуют продуктам риодацитового вулканизма.

Единственным событием, с которым можно связать формирование юной дуги Замбоанга и метаморфизм, слагавших ее комплексов, является инициация субдукции вдоль желоба Сулу, произошедшая в начале миоцена (Уиты1 е/ а!, 2003). Процессы инициации субдукции и процессы нестационарной субдукции по физической сути являются близкими. В обоих случаях должен происходить разрыв литосферы и возникать новая зона субдукции. Численное моделирование процессов инициации субдукции показывает, что установлению стационарного режима субдукции должно предшествовать интенсивное растяжение в перекрывающей плите. В первые 1.4 млн. лет после начала трансформации литосферного разлома в субдукционную зону скорость растяжения в перекрывающей плите достигает 10 см/год, а желоб откатывается в сторону океана ~ на 140 км (НаН ег а1, 2003). В таком режиме начала компрессии со стороны подстилающей плиты на фоне растяжения в перекрывающей плите нет недостатка в притоке тепла, достаточного не только для метаморфизма, но и для начала частичного плавления нижних частей островодужной коры и/или погружающегося слэба, давая начало возникновению тоналит-трондьемитовых серий.

Наиболее широко гранитоидный магматизм проявлен на о. Лусон. Пик его приходится на ранний миоцен, когда предполагается смена полярности субдукции с востока со стороны Восточно-Лусонского протожелоба на запад со стороны Манильского желоба. Интересно заметить, что мощность островодужной коры Лусона составляет от 30 до 65 км , т.е сопоставима с мощностью зрелых орогенных сооружений, возникших в результате коллизионных процессов. Это обстоятельство является причиной попыток объяснить гранитоидный магматизм Лусона коллизией микроконтинентального блока Палаван с центральной частью Филиппинской дуги, что привело к «отмиранию» предшествующей субдукции в западном направлении (Уити1 е/ а!, 2003). Однако область столкновения Палавана с Филиппинской дугой находится гораздо южнее Лусона, и по ряду других причин она не может быть ответственной за мощность коры этого острова.

Альтернативой такому сценарию может быть процесс нестационарной субдукции, которая проявилась в раннем миоцене в результате подхода к Прото-Филиппинскому желобу плавучих масс мангийно-плюмового происхождения - плато Бенхем и расположенного восточнее плато Урданета. Данные их драгарования плаю показывают, что они сложены мантийно-плюмовыми производными - базальтами 01В и Е-МОКВ, которые, возможно, являются фрагментами средне-позднеэоценовой горячей точки Манус (ЗЫпуо е! а\, 2004)

Можно предполагать, что вступление в зону конвергенции этих плавучих масс в раннем миоцене должны были привести к крупномасштабному обрыву слэба плиты Филиппинского моря и затем к возобновлению зоны субдукции на расстоянии более 200 км к востоку от местоположения протожелоба Пауза, связанная с обрывом слэба плиты Филиппинского моря, была заполнена началом встречного движения со стороны плиты Южно-Китайского моря, что привело к развитию пост-ранне-миоценовой структуры Филиппин как островодужной системы над зонами оппозитной субдукции. Подобный сценарий согласуются с опубликованными реконструкциями палеогеодинамических разрезов Филиппинской дуги, показывающих положение четырех палеослэбов - двух со стороны плиты Филиппинского моря и двух со стороны плиты Южно-Китайского моря (Yumul et al, 2003) Если это так, то можно предполагать, что история становления ювенильной коры Филиппин насчитывала, как минимум, четыре эпизода нестационарной субдукции с интра-дуговым рифтингом. Это означает, что современная Филиппинская дуга является не результатом прогрессивной однонаправленной аккреции, а интегральным результатом серии эпизодов сжатия (стационарный режим субдукции) и более кратковременных эпизодов растяжения (нестационарный режим субдукции). Такому типу островодужной аккреции можно дать определение аккреции аккордеонного типа, что отражает геодинамическую сущность процесса роста Филиппин, представлявшего собой серию периодов субдукционного сжатия, чередовавшихся с эпизодами рифтинга.

Изложенные данные по истории развития Филиппин подтверждают и дополняют тезис о рифтинговых процессах в островодужных системах как конструктивном факторе формирования ювенильной коры. От дру1их энсиматических дуг на интра-океанических конвергентных границах Филиппины отличаются большим количеством эпизодов интра-дугового рифтинга и смен субдукционных режимов. В соответствие с этой тенденцией на Филиппинах сформировался гораздо больший объем ювенильной континентальной коры, чем это произошло в примерно одновозрастных энсиматических дугах, таких как, Тонга-Фиджи или Изу-Бонин-Марианская Вместе с тем, конвергентные зоны, обрамляющие Филиппины, показывают также большую насыщенность плавучими океаническими возвышенностями, включая мантийно-плюмовые производные. Несомненным представляется определяющая роль поглощения хребта Скарбору в смене режимов субдукции с «холодного и крутого» на «теплый и пологий» и вулканизма с АДР-типа на адакитовый (см. гл. IV)

Островодужная система Соломоновых островов. Геодинамическое развитие этой островодужной системы демонстрируют закономерности взаимодействия зон интра-океанической конвергенции с крупнейшими мантийно-плюмовыми постройками -океаническими плато, которые часто принимаются в качестве современных аналогов производных плюмовой геодинамики архея. В структуре юго-западной Пацифики Соломоновые острова располагаются в зоне конвергенции Тихоокеанской и Индо-Австралийской плит в том месте, где в зону конвергенции вступает наиболее крупное современное океаническое плато - Онтонг-Джава.

Плато Онтонг-Джава, мощность коры которого достигает 40 км (Hussong et al, 1979), ранее рассматривалось как яркий пример мантийно-плюмовых структур положительной плавучести, неспособных к субдукции. Однако высказанные в конце 90-х годов предположения о возможной субдукции этого плато (Petterwn et al, 1997, 1999), получили подтверждения результатами сейсмопрофилирования. Согласно этим данным обнаруживаются две оппозитно направленные сейсмофокальные зоны, связанные с погружением как плато Онтонг-Джава со стороны Тихоокеанской плиты, так и литосферы Австралийской плиты (Taira et al, 2004). Субдуцирующая в настоящее время юго-западная часть плато имеет наибольшую мощность - 38 км, а под самим плато обнаруживается присутствие мантийного киля до глубин около 300 км (Richardson et al, 2000). Это свидетельствуют в пользу высказанного в главе 1 предположения о балансирующем эффекте роста средней плотности океанической коры с повышением ее мощности, что

должно приводить к возникновению гравитационной нестабильности плавучих масс океанических плато мощностью более 20 км.

Процессы оппозитного субдукционного взаимодействия Тихоокеанской и Индо-Австралийской плит в островодужной системе Соломоновых островов находят свое отражение в пространственном распределении островных сооружений и их вещественном наполнении (Coleman, ¡966, 1970) В тектоническом плане островодужная система Соломоновых островов разделяется на три провинции (рис 14)

Вулканическая провинция маркируется цепью плиоцен-плейстоценовых вулканов, активность которых обусловлена субдукцией литосферы океаническою бассейна Вудларк. Раскрытие и спрединг этого бассейна начался только около 5 6 млн. лет тому назад (Johnson et at, 1987). Драгированные из ложа этого бассейна образцы показали необычные

составы; здесь обнаружены высоко-Ti и высоко-Nb базальты, вероятно, представляющие собой производные мантийио-плюмового плавления (Perfit et al., 1987). Субдукция молодой и горячей литосферы бассейна Вудларк под островодужную систему Соломоновых островов результировалась в следующих явлениях- (1) тектоническом аплифте блока Соломоновых островов; (2) пикритовом вулканизме (3) экстремально малом (~ 30 - 50 км) расстоянии между желобом и фронтом дуги (Petterson et al.. 1999). Геодинамические причины раскрытия бассейна Вудларк, как и причины необычного строения субдукционной системы западной полосы островодужной системы Соломоновых островов, оставались не ясными. Однако, рассмотренные в предшествующей главе основные черты строения современных зон нестационарной субдукции, обнаруживают те же самые закономерности, которые описываются процессами малоглубинного обрыва слэба.

Отличие or ранее рассмотренных примеров состоит здесь в том, что, вероятно, после обрыва слэба Тихоокеанской плиты, возможно, с частью плато Онтонг-Джава, и последующего за этим быстрого раскрытия задугового бассейна Вудларк, субдукция началась в противоположном направлении. Раскрытие бассейна Вудларк по модели нестационарной субдукции подтверждается синхронностью начала спрединга в бассейне и обдукцией западного фрагмента плато Онтош -Джава (блок Малаита) на островную дугу произошедшей ~ 5 - 6 млн т н. (Hughes, Turner, 1977). Срыв верхекоровых уровней плато, по-видимому, был сопряжен с крупномасштабным детачментом несущего слэба. Обдуцированный фрагмент плато обнажается на острове Малаита Здесь вулканиты и габброиды мелового возраста образуют фундамент Тихоокеанской провинции, который перекрыт миоцен-

плиоценовым осадочным чехлом. Плоскости сместителей надвигов, маркирующих эпизод обдуцирования плато, направлены в сторону океана (Репепоп е1 а!, 1999). Центральная провинция включает группу островов, где обнаруживаются свидетельства непосредственного взаимодействия оппозитно направленных субдукционных зон Наиболее изученным является крупнейший остров Гуадалканал В его строении выделяются базит-ультрабазитовый комплекс основания позднемелового возраста, олигоцен-миоценовый комплекс вулканитов андезит-базальтового и андезитового составов и когенетичные им интрузии диоритов с АДР характеристиками, и плиоцен-плейстоценовый комплекс вулканитов адакитовой серии с когенетичными им диорит-плагиогранитными интрузиями Таким образом, на острове Гуадалканал оказываются совмещенными в пространстве надсубдукционные комплексы различного происхождения - Тихоокеанского («нормальные» островодужные АДР вулкано-плутонические комплексы позднемиоценового возраста) и Индо-Австралийского (пост-миоценового возраста), которые представлены адакитовыми вулкано-плутонические комплексами, возникшими за счет плавления молодой и горячей коры бассейна Вудларк Эти комплексы ассоциируют в пространстве с зеленокаменным комплексом основания, который по имеющимся данным относится к формациям океанического плато.

Рассмотренный случай взаимодействия плато Онтонг-Джава с зоной конвергенции Тихоокеанской и Индо-Австралийской плит, как и пример Карибского плато, показывают, что субдукция этих маитийно-плюмовых образований происходит порционно По-видимому, периоды медленного поглощения этих мощных океанических построек сменяются детачментом литосферы, обдукцией их верхних уровней коры на островную дугу (Онтонг-Джава) или на континент (Карибское плато) и «откатом» зоны субдукции в сторону океана. При этом происходит быстрое изменение режимов субдукции с образованием островодужных сооружений на коре океанического плато.

6.3. Нестационарная субдукция в архее и формирование ранней континентальной коры. Рассмотренные в главе 3 данные по архейским зеленокаменным поясам показывают, что не существует объективных свидетельств кардинальных различий в геодинамических условиях их формирования от обстановок подобных тем, которые имеют место на конвергентной границе Тихоокеанской и Индо-Австралийской литосферных плит. Различия в тектонической истории и изотопно-геохимических характеристиках подстилающей мантии позволяют полагать, что эти плиты принадлежат к изначально разным элементам глобальной диссимметрии Земли - ее Тихоокеанскому и Индо-Атлантическому тектоническим сегментам (Пущароеский, 1997, 2002; Пущароеский и др, 1999). В такой постановке вопроса зона интра-океанической конвергенции плит представляет собой сложную конструкцию, включающую системы островных дуг и связанных с ними короткоживущих океанических бассейнов, образующих взаимодействующие между собой микроплиты (Моссаковский и др, 2001). И именно на границах Тихоокеанского и Индо-Атлантического сегментов происходит формирование новых порций ювенильной континентальной коры. На тектонический феномен Тихого океана было обращено внимание давно (Пущароеский, 1972). В этом сегменте Земли на протяжении, вероятно, всего обозримого геологического времени происходило структурное саморазвитие симатической коры, а современный Тихий океан представляет часть Мирового Океана - Панталассы, история которой должна охватывать интервал времени не меньший, чем возраст древнейшей континентальной коры (Пущароеский, 1997; 2002; Хаин, 2003). Можно полагать, что архейская Панталасса также обладала диссимметрией, маркируемой зонами 1Добальной плитовой конвергенции, а ее литосфера подвергалась рециклннгу. Это положение служит концептуальной основой предлагаемой модели формирования континентальной коры Беломорско-Карельского сегмента Балтийского щита, возникновение и развитие которого связывается с геодинамическими процессами, протекавшими на конвергентной границе такого рода (рис. 15). В эмпирической основе модели лежит сводка данных по геологии, геохронологии и

тектоники этого региона, подготовленной для печати большим коллективом авторов (Спабунов и др, 2005).

островодужная систем*

В: 2.8 - 2.75 млрд. лет Г: 2.73 - 2.65 млрд. лет

Рис. 15. Геодинамическая модель формирования архейской коры Беломорско-Карельского сегмента Балтийского щита Стрелками обозначены предполагаемые кинематические направления На рис. 1 показаны контуры зеленокаменных поясов; крестиками обозначен ареал распространения композитного батолита. Аббревиатура: ТТ - террейн Тойотгаманселькя, ЦКБ - Центрально-Карельский бассейн.

К древнейшим породам Балтийского щита относятся небольшие ареалы ТТГ гнейсов, слагающие Водлозерский блок на юго-востоке Карельской ГЗО (3.21 - 3.15 млрд лет, Lobach-Zhuchenko et a!, 1993), блок Тойотгаманселькя на севере Финляндии (3.25 - 3 11 млрд. лет, Kroner, Compston, 1990) и террейн Иисалми на западе Финляндии (-3 14 млрд

лет, Paavola, 1986) Вероятно, эти блоки представляли осколки древних континентальных масс, подвергшихся рифтингу. В дальнейшем они играли роль микроконтинентальных блоков, подходивших к зоне интра-океанической конвергенции. Заметим, что эта микротеррейны в силу своего малого объема не могли оказывать влияние на интегральные свойства плавучести несущих их плит, определяющие направления конвергенции. Как показывает пример Филиппинской дуги, блок Палаван, обладая несравненно большим объемом континентальной массы, входит в состав погружающейся плиты. Начальная стадия (А) связана с инициацией зоны субдукции к западу от Водлозерского блока, который находился на плите испытывавшей погружение (рис. ) Это предположение связано с тем, что формации Ведлозерско-Сегозерского пояса обнаруживают изотопные свидетельства неравномерно проявленной контаминации древним коровым веществом (Овчинникова и др, 1994, Samsonav et al, 1997, Коваленко, Ризванова, 1999; Светов, 2005). Его источником быть Водпозерский блок, поставлявший терригенный материал в желоб, где он мог разноситься на значительные расстояния. Предполагается, что этот желоб простирался далеко на север, поскольку в чупинской серии северной части Беломорья обнаруживаются детритовые цирконы с возрастом ~ 3.0 млрд. лет (Бибикова и др, 2004). Ведлозерско-Сегозерская система зеленокаменных поясов обнаруживает свидетельства наиболее древних (~ 3.0 млрд. лет) на Балтийском щите вулканогенных надсубдукционных комплексов (Светов и др, 2002, Светов и др., 2005). К ним относится базальт-андсзит-дацитовая и коматиит-базальтовая ассоциации (Лобач-Жученко и др, 1978; Рыбаков и др, 1981, Светова, 1988 и др). Средне-кислые вулканиты и их комагматы по петро- и геохимическим характеристикам имеют сходство с фанерозойскими островодужными сериями над зонами «холодной и крутой субдукции», но в поясе обнаружены также и субвулканические тела с адакитовыми характеристиками (Светов и др, 2005). Коматиит-базальтовая формация пояса, представленная в основном базальтовыми коматиитами и толеитами, связывается с мантийно-плюмовым магматизмом (Светов, 2004; Арестова, 2004). Однако обращает внимание большой объем пирокластики, достигающий в некоторых структурах 15% (Светов, 1997), что свидетельствует о газо- и водо-насыщенности расплавов нетипичной для «сухих» глубинных мантийно-плюмовых коматиитов (Arndt et а!, 1998). Кроме того, анализ опубликованных данных по этой формации (табл. 19, Рыбаков и др, 1981) обнаруживает вероятное присутствие в разрезе вулканитов бонинитовой серии -низко-Ti базальтов и бонинитов. Собственно коматииты в поясе редки, они известны в Палосельгинской и Совдозерской структурах и характеризуются содержаниями MgO в спинифекс-зоне потоков от ~ 26.7 до ~ 29 вес.% (Светова, 1988). Такая магнезиальность расплавов соответствует Тр от 1760 до 1810°С, указывая на начало процессов мантийного плавления на глубинах от 300 до 452 км. Отсюда следует, что коматииты этих структур относятся к мантийно-плюмовым образованиям, которые формировали океаническое плато с мощностью коры до 60 км. Возможно, что сценарий развития взаимодействия мантийно-плюмовой структуры с зоной конвергенции был аналогичным тому, что реставрируется в поясе Абитиби.

Период 2.9 - 2.85 млрд. лет (стадия Б) ознаменовался подходом к зоне конвергенции Каменноозерского океанического плато, образовавшегося по данным Sm-Nd изохронного датирования несколько ранее, между 2960 и 2920 млн. лет (Сочеванов и др., 1991; Fuchtel et al, 1999). Вполне вероятно, что взаимодействие плавучих масс «теплой» литосферы океанического плато с зоной интра-океанической конвергенции, как это показывает пост-олигоценовая история плато Онтонг-Джава, привела к существенной перестройке геодинамического плана. Одним из возможных вариантов развития событий могла быть инициация новых зон субдукции. Ранее существовавший Ведлозерско-Сегозерский желоб «мигрировал» к западу, продуцируя известково-щелочные вулкашггы возраста 2854 - 2862 млн. лет, известные в Койкарской и Хаутаваарской структурах пояса (Сергеев, 1989; Овчинникова и др., 1994; Samsonov et al, 1996). Возможно, что в это время произошла реверсия направления субдукции, и в течение некоторого времени «работал» механизм

оппозитной субдукции. Нельзя не отметить возрастную синхронизацию островодужного вулканизма в Каменноозерской структуре Карельской ГЗО (~ 2875 млн. лет) с ранним островодужным магматизмом Беломорского мобильного пояса. Имеющиеся изотопно-геохронологические данные показывают, что до этого этапа ощутимых процессов корового роста в Беломорском поясе не было. U-Pb изотопные возраста -2877 и -2850 млн. лет островодужных ассоциаций Керетьского пояса (Бибикова и др, 1999) и Центральной Беломорской мафической зоны (ЦБМЗ) (Borisova et al, 1997), в сочетании со значениями eNd = +27- +2.8, представляются очевидными доказательствами данного положения. К этому времени относятся и реликты офиолитовой ассоциации ЦБМЗ, представленной сильно фрагментированными телами гарцбургитов, дунитов, пироксенитов и толеитов (Слабунов, 2005)

Период 2 8 2 75 млрд. лет (стадия В) отражен в формировании террейна Киану (Слабунов и др, 2005), где сохранились фрагменты Контоккского океанического плато (Пухтелъ и др., 1996, Fuchtel et al, 1997, 1998). Аналогичные коматиит-содержащие мантийно-плюмовые формации синхронного возраста распространены в поясс Кухмо-Суомуссалми и структуре Типасъярви (Biais et al., 1987, Vaasjoh et al., 1999) Латеральная зональность в распределении ТМ'-серий обрамления Костомукшского пояса хорошо описывается эпизодом нестационарной субдукции, когда несущая плато океаническая литосфера испытала детачмент. Схема развития здесь могла быть очень сходной с тем, что происходит в островодужной системе Соломоновых островов, где в течение одного - двух миллионов лет произошла смена островодужного вулканизма с «нормального» островодужного типа на адакитовый, связанный с субдукцией новообразованного бассейна Вудларк. В палеогеодинамической реконструкции такой бассейн располагался между папеоостроводужной Ведлозерско-Сегозерской системой и «работающей» островодужной системой Киану, испытывавший коллизию как с Коитоккским плато, так и микроконтинентальным террейном Иисалми. В современной структуре эта область выделяется как Центрально-Карельский террейн, Sm-Nd модельные возраста которого не превышают 2.7 - 2.8 млрд. лет (Лобач-Жученко и др, 2000, 2004).

С началом взаимодействия Контоккского плато с западным желобом, по-видимому, произошло усложнение строения зоны конвергенции океанических пшт. В это же время происходит инициация новой зоны субдукции, ориентированной в современных координатах ортогонально к главной субдукционной зоне. Подобный тип сочленения зон конвергенции демонстрирует современная геодинамика развития субдукции вдоль желобов Манила и Сулу (см. рис. ). С этой зоной связывается формирование Ссвсро-Карельского пояса и части ювенильной тоналитовой коры Беломорского пояса возраста 2.8 - 2.75 млрд. лет (Глебовищий, 1999). В начале этого этапа происходило формирование боиинитовой серии СКЗП, которое было провоцировано разрывом океанической литосферы при ее взаимодействии с горячей точкой, которая, как и в современной мантийно-плюмовой геодинамике, могла быть связана с плюмом, генерировавшим океаническое плато. Этот эпизод нестационарной субдукции, вероятно, и был ответственен за изменение геометрии субдукции со сменой характера островодужного вулканизма с известково-щелочною на адакитовый Последовавший за обрывом слэба аплифт предцуювой области привел к тектоническому сочленению Ириногорского офиолитового разреза с разрезом склона зрелой островной дуги Последующий рифтинг островодужной постройки, связанный с миграцией желоба отразился в формировании «верхних» толеитов, которые «запечатали» предшествующий эпизод, таким образом, сохранив его от последующих деформационных преобразований

Полное поглощение короткоживущего океанического бассейна, ответственного за формирование ювенильной островодужной системы возраста 2.8 - 2.75 млрд. лет, по-видимому, произошло в интервале времени 2 74 - 2.75 млрд лет, что следует из датировки возраста метаморфизма 2744+14 млн. лет {Бибикова и др, 1995).

Близкую аналогию геодинамики этого этапа можно найти в пост-миоценовой истории Филиппинской дуги, в модели аккреции аккордеонного типа. Эта модель позволяет объяснить ту череду дискретных термальных событий при формировании ювенильных коровых комплексов Беломорского пояса, которая отразилась в полицикличности его структурно-метаморфических преобразований. В такой модели растяжение литосферы и ее последующий разрыв представляют собой причину притока тепла и флюида, необходимого для начала метаморфических реакций. Последующее за этим сжатие должно приводить к скучиванию коровых комплексов, и, как следствие, метаморфизму повышенных давлений. Аплифт, следующий за обрывом слэба, будет приводить к быстрой эксгумации метаморфических комплексов повышенных давлений, как это наблюдается для комплекса Замбоанга на острове Минданао

Последняя стадия амальгамации ранее сформированных коровых сегментов Карельско-Беломорской области относится к периоду ~ 2.73 - 2.62 млрд лет (стадия Г)- К началу этого периода был сформирован основной коровый объем этой области, который уже можно определить микроконтинентом - крупным островом, сопоставимым по площади с Филиппинами. Тектоническая активность этого времени разделяется на две событийные группы. Первая связана с режимом внутрикорового растяжения, сопровождаемого формированием комплекса композитного гранитоидного батолита, протягивающегося с юга от района поясов Илломантси до Пяозера на севере. Вторая группа событий охватывала периферические части Карельско-Беломорского микроконтинента, где были активными оппозитные конвергентные зоны.

Композитный батолит выделяется по цепи синхронных санукитоидных интрузий, возраст которых составляет ~ 2.72 млрд. лет (Чекулаев и др., 1994, 1997, 2003, Бибикова и др, 1997, Самсонов и др, 2001) Кроме санукитоидов в строении композитного батолита принимают участие сиениты, плагио-микроклиновые граниты и дайковые тела лампрофиров возраста 2694±10 млн. лет (Самсонов и др, 2001). Режим становления этого батолита был сопряжен с процессами корового растяжения, сопровождавшегося мощной сдвиговой компонентой. С начальными этапами внедрения интрузивов связывается Еулканизм поясов Илломанси -Гимольско-Большеозерской группы, возраст которого оценивается в интервале от 2740 до 2720 млн. лет (Vaasjoki et al, 1993; Самсонов и др, 2001). Сами же пояса по характеру внутренней структуры и их формационного наполнения сходны с присдвиговыми бассейнами типа «pull-apart» (Самсонов, 2004). Кроме того, в Таваярвинском батолите нами наблюдались минглинг-структуры, возникающие при механическом смешении контрастных по составу мантийных (базиты) и корово-мантийных магм (санукитоиды и сиениты), которые общепринято рассматриваются в качестве индикаторов машатизма корового растяжения (напр., Wilcox, 1999).

События возраста 2.73 - 2.62 млрд. лет фиксируются также по периферии Карельско-Беломорской области. На западе это накопление и последующий метаморфизм парагнейсового комплекса Нурмес, возраст которого оценивается 2720 - 2680 млн. лет (Kontinen, 1991) Отсутствие свидетельств островодужного магматизма этого возраста на западе служит признаком отмирания субдукции с западной стороны Напротив, с восточной стороны Карельско-Беломорского микроконтинента продолжались аккреционные процессы роста коры. Эклогит-содержащий меланж Гридинской зоны восточного Беломорья, происхождение которого связывается с субдукционными процессами, имеет возраст около 2.72 млрд. лет (Володичев и др, 2004, Бибикова и др, 2003) Кроме того, опубликовано множество изотопных датировок тоналитов и эндербитов, обнажающихся вдоль западного побережья Белого моря, фиксирующих интервал возрастов от 2.62 до 2.73 млрд. лет (Баянова и др., 2002).

выводы

1. В ряде архейских зеленокаменных поясов обнаружены вулканиты бонинитовой серии, которые для современной геодинамики традиционно рассматриваются в качес1ве наиболее ярких, индикативных показателей процессов «мокрого» и малоглубинного плавления мантийного клина над зонами интра-океаяической субдукции. Как и в многочисленных примерах фанерозойских областей развития бонинитового вулканизма, в архее установлены свидетельства генерации вулканитов бонинитовой серии в обстановке спредшиа океанического ложа над зоной субдукции (Ириногорские офиолиты Ссверо-Карельскою пояса). Температурные условия, при которых происходило частичное плавление верхней мантии над зонами субдукции, заметно не отличались от таковых в современных обстановках. Напротив, температурные условия в глубинных уровнях архейской мантии, питавшие коматиитовый плюмовый вулканизм, превышали температуры фанерозойских мантийных плюмов на 250 - 300°С

2 В геодинамике формирования энсиматических зеленокаменных поясов архея важнейшую роль играли процессы активного воздействия мантийно-плюмовых производных (океанические плато, структуры горячих точек) на зоны субдукции Взаимодействие такого рода приводило к быстрому и резкому изменению характера субдукционных процессов, выражавшегося в изменении геометрии погружающихся слэбов, рифтингу надсубдукционной океанической или островодужной литосферы и миграции желобов. 3. В современной геодинамике вступление в зоны плитовой конвергенции машийно-плюмовых структур приводит к изменению режимов субдукции, что маркируется эпизодами нестационарной субдукции. Нестационарность субдукции выражается в детачменте погружающегося слэба, место локализации которого определяется композиционной (плотностной) неоднородностью между нормальной океанической литосферой и мантийно-плюмовой литосферой. Важнейшими элементами геодинамики этого процесса являются, кратковременный эпизод спрединга в преддуговой области над зонами малоглубшшого детачмента слэба, последующий крупноамплитудный аплифт этой области, ишра- или задуговой рифтинг, сопровождаемые вращениями литосферы формирующихся тыловодужных океанических бассейнов. Место инициации новых зон субдукции смещается либо в сторону океана (миграция желоба), либо происходит реверсия направления субдукции и возникают системы оппозитной субдукции. Эпизоды нестационарной субдукции представляются наиболее благоприятными обстановками для формирования боншшовых серий и супрасубдукционных офиолитов.

5. Главные эпизоды роста ювенильной континентальной коры, как в архее, так и, по-видимому, в последующие геологические эпохи были связаны с эпизодами перестроек субдукционных режимов в зонах инхра-океанической конвергенции тесно связанными с процессами активного воздействия на эти зоны мантийно-плюмовых струюур Механизм приращения новых порций ювенильной континентальной коры определяется как аккреция аккордеонного типа, что подразумевает смену доминирующих режимов растяжения в эпизоды нестационарной субдукции на сжатие в эпизоды стационарной субдукции

ОСНОВНЫЕ ПУБЛИКАЦИИ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

Щипанский А.А., Подладчиков ЮЮ "Стадные батолиты" как индикаторы мощной раннеархейской коры океанического типа//ДАН СССР 1991 Т. 320 №5 С. 1212-1216

Новикова А С, Штрейс НА, Щипанский АЛ. Гранит-зеленокаменные области и проблема архейской океанической коры//Геотектоника 1991 №4 Р 376-380.

Щипанский А.А., Новикова А С. Океанические плато как модель архейской океанической коры // Геологические исследования. 1994. № 1 С 6.

Shchipansky АЛ., Bogdanova S V The Sannatian crastal segment: Precambnan correlation between the Voronezh Massif and the Ukrainian Shield across the Dmepr-Donets Aulacogcn // Tectonophysics. 1996. V 268. P. 109-125.

Puchtel IS, HofmannA W, Mezger K, Shchipansky A.A., Kuhkov VS, Kulikova VV Petrology of a 2 41 Ga remarkably fresh lcomatiitic basalt lava lake in Lion Hills, central Vetreny Belt, Baltic Shield // Contrib Mineral. Petrol. 1996. V 124 P 273 - 290.

Samsonov A V, Bibikova E V Puchtel IS, Shchipansky A.A., Zhuravlev DZ Isotope and geochemical variations of the acid volcanics of the Karelian greenstone belts and their geotectonic significance // Abstr. 1 -st Iner. Symp. "Fennoscandian Geological Correlation". St.-Petersburg, 1996, C. 74 - 75. Пухтель И С, Самсонов А В, Щипанский А.А., Фурман В Н Аккреционная тектоника в Карельской грашт-зеленокаменной области. Костомукшский зеленокамештый пояс как пример террейновой структуры // Корреляция геологических комплексов Фенноскаидии. Тез. докладов. С.- Петербург. ИГГД РАН, 1996. С. 163 - 165.

Пухтель И С, Богатиков OA, Куликов ВС, Щипанский А. Петрология палеопротерозойского лавового озера в районе г. Большая Левгора, Центральная часть Ветренного пояса, Балтийский щит // Петрология 1997. №5. С. 339 361.

Puchtel IS, Shchipansky A.A., Samsonov А V, Zhuravlev DZ The Karelian granite-greenstone terrain in Russia / M de Wit L.D., Ashwal (Eds). Greenstone Belts // Oxford Monograpths on Geology and Geophysics 1997. V. 35. P. 699 - 706.

Puchtel IS, Hofmann A W, Jochum К P, Mezger К, Shchipansky A.A., Samsonov A V The Kostomuksha greenstone belt, NW Baltic Shield: A remnant of a late Archean oceanic plateau? И Terra Nova. 1997. V. 9. P. 87 - 90.

Puchtel IS, Hofmann A W, Mezger К, Shchipansky A.A., Samsonov A V Oceanic plateau for continental crustal growth in the Archean' a case study from the Kostomuksha greenstone belt, Nw Baltic Shield // Earth Planet. Sci. Lett. 1998. V. 155. P. 57-74.

Shchipansky AA, Samsonov A V, Bogma MM, Slabunov AI, Bibikova E V 2.8 Ga supra-subduction zone ophiolites of the Khizovaara structure, North Karelia' The first known occurrence of Archaean rocks having boninitic affinities // Abstr Зл EUROPROBE-SVEKALAPKO Workshop, 26-29 11 199S, Repino, Russia. P 58-59

Щипанский A.A., Самсонов А В, Богина MM, Спабунов А В, Бибикова Е В. Супрасубдукционный офиолитовый комплекс Хизоваарского зеленокаменного пояса северной Карелии: первая находка метабонинитов в архее // Материалы XXXII Тектонического совещания «Тектоника, геодинамика и процессы магматизма и метаморфизма», Москва, ГЕОС, 1999. С. 314-317.

Щипанский А.А., Самсонов А В, Богина ММ, Слабунов А В, Бибикова Е В Высокомагнезиальные, низкотитанистые кварцевые амфиболиты Хизоваарского зеленокаменного пояса Северной Карелии -архейские мегаморфшованные аналоги бонинитов?// Доклады РАН, 1999. Т. 365. №6. С. 817-820. Puchtel IS, Hofmann A W, Amelin Yu V, Garbe-SchOnberg С-D, Samsonov A V, Shchipansky A.A. Combined mantle plume-island arc model for the formation of the 2.9 Ga Sumozero-Kenozero greenstone belt, SE Baltic Shield: Isotope and trace element constraints. Geoch. Cosmoch. Acta 1999. V. 63. P. 35793595.

Shchipansky A.A., Samsonov A V, Puchtel IS, Bibikova EV 2 8 Ga bomnite series from the Khizovaara greenstone belt, North Karelia- Evidence for a modern style subduction in the late Archaean H Abstr. Int. Conf. "Early Precambrian: genesis and evolution of the continental crust (Geodynamics, Petrology, Geochronology, Regional Geology). Moscow, GIN RAS 9-11 September, 1999. Moscow GEOS, 1999 P. 163 - 167.

Samsonov A V, Puchtel IS, Shchipansky AA., Amelin Yu V, Bibikova E V 2.88 Ga island-arc magmatism of the Kamennoozero greenstone belt, Eastern Karelia, Russia // Abstr. Int. Conf. "Early Precambrian: genesis and evolution of the continental crust (Geodynamics, Petrology, Geochronology, Regional Geology) Moscow, GIN RAS 9-11 September, 1999. Moscow: GEOS, 1999. P. 150 - 152.

Щипанский АЛ., Пухтель И С, Самсонов А В Высокомагнезиальные породы зеленокаменных поясов Карелии как индикаторы различных геодинамических обстановох Н Материалы совещания МТК «Общие вопросы тектоники. Тектоника России». М.' Геос, 2000 С. 621 - 624. Shchipansky АЛ., Babanna II, Krylov К.А, Samsonov А V, Bogina MM, Slabunov A I., Bibikova E V The 2 8 Ga supra-subduction zone ophiolite of the Iringora structure, North Karelian greenstone belt: field and preliminary geochemical data// Abstr 5" EUROPROBE-SVEKALAPKO Workshop, 2-2.11 2000, Lammi, Finland. Univ. Oulu, Depart. Geoph., Rep. No. 23, p. 67.

Самсонов А В, Бибикова E. В, Грачева T В, Макаров В А, Щипанский АА., Богина М М Геохронология и петрология Хизоваарской структуры, Северокарельский зеленокаменный пояс: стадийность формирования и геодинамические режимы II Тез. докладов 1 Российской конференции по изотопной геохронологии, 15-17 ноября, 2000 г, Москва. М.: Геос 2000. С. 326 - 329.

Щипанский АЛ., Бабарина И И, Крылов К А , Самсонов А В, Богини ММ, БибиковаЕВ, СлабуновА И Древнейшие офиолиты на Земле- Позднеарейский супрасубдукционный комплекс Ириногорсхой структуры Северокарельского зеленокаменного пояса// Доклады РАН, 2001 Т 377 №З.С. 376-380

Shchipansky А.А., Bibikova Е V, Samsonov А V, Babarma 11. Komlov AN 2 8 Ga boninite series of a suprasubduction zone ophiolite from the North Karelian greenstone belt, NF- Baltic Shield, Russia // EUROPROBE, Precambnan Time-Slice Symp. 'Archean and Proterozoic Plate Tectonics: Geological and Geophysical Records. VSEGEI, St. Petersburg, 2001 P. 54-55.

Самсонов AB, Берзин РГ, Заможняя 11 Г, Щипанский А.А., Бибикова Е.В, Кирнозова ТИ, Конилов А И Процессы формирования раннедокембрийской коры северо-запада Карелии, Балтийский щит результаты геологических, петрологических и 1лубшшых сейсмических (профиль 4В) исследований / В кн Глубинное строение и эволюция земной коры восточной части Фенноскандинавского щита- профиль Кемь - Калевана Петрозаводск Карельский научный центр РАН, 2001. С.109-143.

Самсонов А В, Пухтель И С, Щипанский А.А., Бибикова Е В, Бовина ММ Геохимическая зональность вулкано-плутонических серий зеленокаменных поясов как отражение тектонического режима конвергентных границ плит в архее // Тез I палеовулканологического симпозиума Петрозаводск. Из-во КарНЦ РАН, 2001. С. 41 - 42.

Komlov A.N, Shchipansky A A Metamomhism of bommtes- a case study from the Khizovaara structure, North Karelian greenstone belt // Abstr. 6 Workshop of Svekalapko Project. Lammi, Finland, 29 11 -2 12 2001. P. 29

Щипанский A.A. Формирование коры аномальной мощности в пределах современных океанов и палеоокеанок / Отв. Ред. М.Г. Леонов. Вертикальная аккреция земной коры, факторы и механизмы М • Наука, 2002. С 68-95

Божко НА , Постников А В, Щипанский А.А. Геодинамическая модель формирования фундамсны Восточно-Европейской платформы//ДАН РАН 2002 Т 386 №5 С 651-655 Щипанский А.А., Самсонов А В, Бибикова Е В, Бабарина Е В, Конилов А Н Позднеархейский (2 8 млрд лет) надсубдукшонный офиолитовый комплекс Северокарельского зеленокаменного пояса, СВ Балтийского щита // Тез Сов. «Геология, геохимия и геофизика на рубеже XX и XXI веков» Т 1 М ООО «Связь-принта, 2002. С. 118 - 119.

Самсонов АВ, Пухтель НС, Щипанский А.А., Бибикова ЕВ, Бовина ММ Геохимическая зональность вулкано-плутонических серий зеленокаменных поясов как отражение тектонического режима конвергентных границ плит в архее // Тез. I палеовулканологического симпозиума. Петрозаводск: Из-во КарНЦ РАН, 2001 С. 41-42.

Бибикова ЕВ, Самсонов АВ, Щипанский А. А., Богина ММ, Грачева ТВ, Макаров В А Хизоваарская структура Северо-Карельского зеленокаменного пояса как аккрегированная островная дуга позднего архея' ичотппно-геохронологические и петрологические данные " Петрология 2003 Г 11.№З.С 289-320

Shchipansky А.А, Samsonov А V, Bibikova Е V, Babarma II, Krylov К А , Komlov А N, Slabunov А1 Bogma MM 2.8 Ga boninite-hosting partial suprasubduction zone ophiolite sequences from the North Karelian greenstone belt, NE Baltic Shield, Russia // T Kusky (Ed), Precambnan ophiolites and related rocks. Amsterdam, Elsevier, 2004. P. 425 - 486.

Samsonov A V, Bogma MM, Bibikova E V, Petrova A Yu, Shchipansky A.A. The relationship between adakitic, calc-alcaline volcanic rocks and TTGs. implications for the tectonic settings of the Karelian greenstone belts, Baltic Shield // Lithos. 2005. V.79. P. 83 - 106.

Щипанский AA, Конилов АН, Минц MB. Докукина KA, Сокопикови СЮ Геодинамика формирования ранней континентальной коры в свете открытия архейских эклогитов в Беломорском подвижном поясе, Кольский полуостров И Тез. XXXVIII Тектонического совещания «Тектоника земной коры и мантии». Т 2., М.- ГЕОС, 2005, с. 389 - 392

Спабунов А И, Лобач-Жученко СБ, Бибикова ЕВ, Соръонен-Вард П, Балаганский В В, Воюдичев ОН, Щипанский А.А., Чекулаев ВП, Светов С А, Арестова НА, Степанов ВС Архей Балтийского щита Геология, геохронология, тектоническое развитие // Геотектоника, 2005 (сдана в печать).

Подписано в печать 5.10.2005 г. Формат 60x90, 1/16. Объем 4,0 п.л. Тираж 100 экз. Заказ №690

Отпечатано в ООО "Фирма Блок" 107140, г. Москва, ул. Краснопрудная, вл.13. т. 264-30-73 \vww.blok01 centre.narod.ru Изготовление брошюр, авторефератов, печать и переплет диссертаций.

»18850

РНБ Русский фонд

2006-4 21605

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Щипанский, Андрей Анатольевич

Общая характеристика работы.

Введение.

Глава 1. Проблемы геодинамики архея.

1.1. Тепловой поток ранней Земли и проблема стабилизации архейской литосферы.

1.2. Океаническая кора в архее.

1.2.1. Мантийные температуры и генерация

• океанической коры.

1.2.2. Проблема архейских офиолитов.

1.3. Была ли возможной субдукция в архее?.

1.4. Мантийные плюмы в архее.

1.5. Резюме.:.

Глава 2. Критерии для идентификации формаций связанных с субдукционной и мантийно-плюмовой геодинамикой.

2.1. Введение.

2.2. Критерии для идентификации вулканогенных формаций субдукционного (надсубдукционного) генезиса.

2.3. Критерии для идентификации вулканогенных формаций мантийно-плюмового генезиса.

2.4. Мантийно-плюмовая компонента.

2.5. Резюме.

Глава 3. Архейские области взаимодействия мантийно-плюмовых и субдукционных процессов корообразования.

Введение.

3.1. Балтийский щит.

3.1.1. Северо-Карельский зеленокаменный пояс.

Хизоваарская структура.

Ириногорская структура.

Изотопно-геохимическая характеристика петрогенезис ассоциаций пояса.

3.1.2. Костомукшская структура.

3.1.3. Каменноозерская структура.

3.2. Канадский щит.

3.2.1. Общая характеристика.

3.2.2. Зеленокаменный пояс Абитиби.

3.2.3. Зеленокаменный пояс Фротет-Эванс.

3.3. Гренландский щит, пояс Исуа.

- 3.4. Резюме.

Глава 4. Геодинамические режимы субдукции и проблемы генезиса бонинитов.

4.1. Введение.

4.2. Геодинамика зон «холодной и крутой» субдукции.

4.3. Геодинамика зон «теплой и пологой» субдукции.

4.4. Возможные причины изменения геометрии субдукции.

4.5. Геодинамические проблемы генезиса бонинитов.

4.6. Резюме.

Глава 5. Нестационарные режимы субдукции.

5.1. Введение.

5.2. Модели развития нестационарной субдукции.

5.3. Современная геодинамика нестационарных субдукционных процессов.

Дуга Тонга - Фиджи.

Дуга Вануату (Южные Новые Гебриды).

5.4. Морфотектоника зон нестационарной субдукции.

5.5. Резюме.

Глава 6. Формирование ювенильной континентальной коры в ракурсе модели нестационарной субдукции.

6.1. Введение.

Филиппинская дуга.

Островодужная система Соломоновых островов.

6.3. Нестационарная субдукция в архее и формирование ранней континентальной коры.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Субдукционные и мантийно-плюмовые процессы в геодинамике формирования архейских зеленокаменных поясов"

Актуальность работы. Несмотря на широкий спектр мнений по вопросам тектонической эволюции ранней Земли - от представлений близких униформистским до полного отрицания процессов тектоники плит, существует общая убежденность в том, что на тектоническую активность не могла не влиять степень теплогенерации планеты. В качестве свидетельства высоких температур архейской мантии рассматривается широкое распространение высокомагнезиальных вулканитов в архейских зеленокаменных поясах. Как правило, эти вулканиты отождествляются с коматиитами, происхождение которых связывается с мантийными плюмами. Из этого вытекает предположение о важной роли производных плюмового магматизма в процессах формирования ювенильной архейской континентальной коры (напр., Abbott, Моопеу, 1995; Abbott, 1996; Smithies et al, 2003). Вместе с тем, многие зеленокаменные пояса демонстрируют структурно-вещественные и метаморфические характеристики конвергентных плитовых границ (de Wit, Ashwal, 1997). Соотношение мантийно-плюмовых и субдукционных процессов в геодинамике образования зеленокаменных поясов и формирования ранней континентальной коры относится к малоизученным вопросам архейской тектоники, и данная работа является новым вкладом в их решение.

Цели и задачи работы. Целью настоящей работы является определение роли субдукционных и мантийно-плюмовых процессов в геодинамике формирования энсиматических зеленокаменных поясов архея. Формулировка цели исследования в данном контексте требует решения обширного круга задач, затрагивающих вопросы не только архейской геодинамики, но и обращения к вопросам современной геодинамики, поскольку без понимания процессов, происходящих в зонах конвергенции океанических плит, невозможно найти адекватного решения рассматриваемой проблемы. Для этого представляется необходимым: во-первых, раскрыть основные проблемы архейской геодинамики в ракурсе общепринятого представления о том, что тепловой поток архейской Земли был более высоким по сравнению с современным. Это обстоятельство не могло не оказывать влияния на стиль геодинамических процессов ранней Земли, связанных с предполагаемыми более высокими температурами мантии; во-вторых, определить критерии для разграничения формаций субдукционного и мантийно-плюмового генезиса, учитывая то обстоятельство, что архейские вулкано-плутонические ассоциации, как правило, являются тектонически фрагментированными, метаморфизованными и сильно деформированными; в-третьих, рассмотреть геодинамические закономерности развития архейских зеленокаменных поясов, где установлены веские доказательства участия в их тектогенезе субдукционных и мантийно-плюмовых процессов; в-четвертых, раскрыть геодинамические закономерности современных процессов взаимодействия мантийно-плюмовых структур с зонами интра-океанической конвергенции с тем, чтобы определить элементы их сходства или различия с возможными аналогами архейского возраста; в-пятых, используя сравнительно-тектонический метод исследования синтезировать известные данные по тектонике архейских зеленокаменных поясов, определив роль в их геодинамическом развитии субдукционных и мантийно-плюмовых процессов.

Фактический материал и методы исследований. Работа выполнена в лаборатории раннего докембрия Геологического Института РАН, г. Москва. В ее основу положены материалы, собранные автором за период с 1985 г. по настоящее время. Исследования проводились в рамках плановых тем ГИН РАН, по проектам РФФИ №№ 96-05-65283, 99-05-65607, Отделения Наук о Земле РАН, Министерства природных ресурсов России и международного проекта БУЕКАЬАРКО. Решение поставленных в работе задач проводилось с привлечением комплекса различных методов изучения, которые базировались, прежде всего, на данных детальных полевых исследований, проводившихся автором в зеленокаменных поясах Балтийского щита. Эти . исследования сопровождались отбором проб для петрологических, геохимических и изотопно-геохимических исследований, необходимых для реставрации условий генерации вулкано-плутонических и связанных с ними ассоциаций зеленокаменных поясов, их возраста и возможной геодинамической принадлежности. Для всего объема собранных коллекций пород из изученных зеленокаменных поясов были проведены: петрографическое изучение около 500 шлифов, петрохимические исследования на основе около 400 анализов валовых проб, геохимические исследования валовых проб по данным метода индукционно-связанной плазмы (около 200 проб). Кроме того, в необходимом объеме были использованы изотопно-геохимические методы исследований (и-РЬ, Бт-Ш) для определения возраста пород и оценки изотопных параметров их источников. При обобщении материала использованы многочисленные аналитические данные по другим зеленокаменным поясам Мира и современным областям проявления мантийно-плюмовых и субдукционных процессов с привлечением результатов, полученных методами экспериментальной петрологии. Подобный комплексный подход с использованием геофизических данных, результатов численного моделирования геологических процессов и экспериментальной петрологии представляется единственно возможным для решения задач геодинамики архея, поскольку он позволяет: 1) расчленять визуально и петрографически схожие толщи на различные и, порой, генетически разнородные группы пород; 2) проводить сравнительный анализ полученного материала с опубликованными данными по другим зеленокаменным поясам Мира; 3) использовать критерии для идентификации генезиса породных ассоциаций, разработанных для тектонотипических геодинамических обстановок; 4) применять формационный анализ и историко-геологический, или сравнительно-тектонический, (.Шатский, 1960) методы исследований в применении к сильно деформированным и метаморфизованным комплексам.

2) Установлено, что петрогенетические условия формирования бонинитовых серий на протяжении всего архейского периода заметно не отличались от фанерозойских, свидетельствуя о том, что степень векового охлаждения верхних горизонтов мантии на протяжении ее геологической истории не превышала 30°С/ млрд. лет. В то же время, глубокие горизонты архейской мантии, питавшие коматиитовые мантийные плюмы, были существенно более горячими, превышая современные значения на 250 - 300°С.

3) Показано, что в соответствии с различиями температурного состояния верхней мантии, субдукционные процессы в архее отличались в целом более пологими траекториями погружения плит, которые, тем не менее, локально проявляются и в современных конвергентных границах.

4) На основе закономерностей, вытекающих из современной геодинамики взаимодействия мантийно-плюмовых и субдукционных процессов на границе Тихоокеанского и Индо-Атлантического сегментов Земли, разработана модель, описывающая механизмы и следствия взаимодействия такого рода, которая по-новому позволяет рассматривать процессы формирования архейских гранит-зеленокаменных областей.

Личный вклад автора. В постановке проблематики данного исследования лежит многолетний опыт работ в докембрийских областях, которые автор проводил с многими коллегами из ГИН РАН, ИГЕМ РАН, ИГ Карельского НЦ РАН и других организаций, что нашло отражение в совместных публикациях. Основные результаты и выводы этих публикаций являются составной частью работы, которая, тем не менее, по рассматриваемым проблемам далеко выходит за рамки региональных исследований и является авторской.

Основные положения диссертационной работы представлялись и докладывались на всероссийских и международных совещаниях и конференциях, в частности, на международных симпозиумах MAEGS (С.Петербург, 1995) и «Докембрий Европы» (С.-Петербург, 1995, 1996); на Гольдшмидтовских конференциях (1996, 1998); на международной конференции «Ранний докембрий: генезис и эволюция континентальной коры» (Москва, 1999); на XXXII, XXXIII, XXXVIII (Москва, 1999, 2000, 2005) и XXXVII (Новосибирск, 2004) тектонических совещаниях; на I Российской конференции по изотопной геохронологии «Изотопное датирование геологических процессов: новые методы и результаты» (Москва, 2000); на международном совещании по проекту EUROPROBE «Архейская -протерозойская плейт-тектоника» (ВСЕГЕИ, С.-Петербург, 2001); на ежегодном съезде Американского Геофизического Союза (AGU 2000 Fall Meeting, Сан-Франциско, 2001); на международной конференции «Проблемы геодинамики и минерагении Восточно-Европейской платформы» (Воронеж, 2002); 9,10 и 11 международных симпозиумах Европейского союза (Страсбург, 1997, 1999; Ницца, 2001), 2 - 6 рабочих совещаниях по международному проекту SVEKALAPKO-EUROPROBE (Ламми, Финляндия, 1997, 1999, 2000, 2001; Репино, Россия, 1998); 4-м международном совещании по архею (Перт, Австралия, 2001); Всероссийской научной конференции «Геология, геохимия, геофизика на рубеже XX и XXI веков» (Москва, 2002); на симпозиуме Международной Метаморфической Ассоциации IMA (Эдинбург, 2002); IX Чтениях А.Н. Заварицкого «Эволюция внутриконтинентальных подвижных поясов: тектоника, магматизм, метаморфизм, седиметогенез, полезные ископаемые» (Екатеринбург, 2003); 32-м Международном геологическом конгрессе (Флоренция, 2004).

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, 6-ти глав и, заключения. Текст изложен на 350 машинописных страницах, сопровождается 176 рисунками и 18 таблицами. Список литературы включает 1031 наименования.

Заключение Диссертация по теме "Геотектоника и геодинамика", Щипанский, Андрей Анатольевич

ЗАКЛЮЧЕНИЕ И ВЫВОДЫ

Цель настоящей работы была сформулирована в ее названии, что подразумевало необходимость получить ответы на ряд вопросов, поставленных во Введении. Эти вопросы были следующими:

1. Являются ли формационные характеристики архейских зеленокаменных поясов, включающие частые пространственные и временные ассоциации субдукционных и мантийно-плюмовых образований прерогативой архейских геодинамических обстановок, или же можно найти аналогию в современных геодинамических обстановках?

2. С какими режимами субдукции могли быть связаны эпизоды взаимодействия мантийно-плюмовых производных и собственно надсубдукционных формаций?

3. Какое значение может иметь взаимодействие мантийно-плюмовых и субдукционных мотивов геодинамики в генезисе ювенильной континентальной коры?

Попытке получить ответы на эти вопросы и было посвящено это исследование, результаты изложения которого отражены в шести главах, охватывающих рассмотрение вопросов мантийно-плюмовой и субдукционной геодинамики, как архея, так и современных обстановок.

Ответы на первый вопрос обозначены в главах 1 и 3, где были рассмотрены главные проблемы геодинамики архея и дано описание архейских областей, обнаруживающих веские доказательства взаимодействия мантийно-плюмовых и субдукционных процессов ювенильного корообразования. В главе 2 были затронуты важные вопросы определения принадлежности мафит-ультрамафитовых вулканитов к мантийно-плюмовым или надсубдукционным образованиям. В частности, особое внимание было уделено критериям распознаваемости коматиитов и связанных с ними мафических вулканитов, мантийно-плюмовое происхождение которых является практически общепринятым. Необходимость рассмотрения этих вопросов была вызвана тем обстоятельством, что в литературе существует множество примеров, когда в качестве коматиитов описываются ультрамафические породы без основополагающего для настоящих коматиитов признака, а именно, наличия структур оливинового спинифекса. Вероятно, это стало причиной широко распространенных представлений о коматиитовом вулканизме как непременном атрибуте архея, а геодинамика архейского периода часто трактуется как мантийно-плюмовая. Рассмотренные нами примеры архейских зеленокаменных поясов (Северо-Карельский, Фротет-Эванс, Исуа) демонстрируют, что их мафит-ультрамафитовые разрезы не являются чистыми продуктами мантийно-плюмового происхождения, а представляют собой метаморфизованные формации субдукционного генезиса, обнаруживающие наиболее показательные и яркие его свидетельства — вулканиты бонинитовой серии. В самое последнее время появилось сообщение и об открытии вулканитов высоко-Са бонинитовой серии неоархейского возраста в зеленокаменном поясе Гадвал, Индия (МаткуатЪа е/ а1, 2005). Детально изученные нами структуры Северо-Карельского пояса включают не только метавулканиты бонинитовой серии, но и прямые свидетельства их генерации в условиях надсубдукционного спрединга океанического ложа (Ириногорский офиолитовый разрез). Крайне важным для интерпретации reo динамических режимов в архее, является то, что бонинитовая серия Северо-Карельского пояса генерировалась практически в тех же условиях, что и бонинитовая серия верхних пилоу-лав офиолитов Троодоса, общепринято рассматриваемых в качестве эталона для высоко-Са бонинитов. На уровне современных методов магматической петрологии не проявляются никаких свидетельств, позволяющих говорить о заметно более высоких температурах генерации неоархейской бонинитовой серии Северо-Карельского пояса и позднемеловых бонинитовых лав Троодоса. Не обнаруживают заметных отличий в сравнении с фанерозойскими аналогами и неоархейские бониниты пояса Фротет-Эванс, провинция Опатика, Канадский щит. Вулканиты бонинитовой серии обнаружены и древнейшем (~ 3.8 млрд. лет) поясе Земли - Исуа, юго-западная Гренландия. Исследования вероятных условий их генерации показали, что эти низко-Са бониниты 2-ой группы образовывались при частичном плавлении мантийного клина, который испытывал сильную проработку водным флюидом (> 3 вес. % H20). Крайне важно, что максимальные температуры в мантийном клине Исуа возраста, вероятно, не должны были превышать 100°С по сравнению с современными аналогами. Эти данные позволяют думать, что в отличие от существенно более горячих (на 200 - 250°С) архейских мантийных плюмов по сравнению с современными, верхние горизонты верхней мантии Земли не были существенно более горячими по сравнению с современной мантией.

Совокупность данных, изложенных в первых трех главах позволяет сделать следующий вывод:

1. В архейских зеленокаменных поясах обнаруживаются вулканиты бонинитовой серии, которые для современной геодинамики традиционно рассматриваются в качестве наиболее ярких, индикативных показателей процессов «мокрого» и малоглубинного плавления мантийного клина над зонами интра-океанической субдукции. Как и в многочисленных примерах фанерозойских областей развития бонинитового вулканизма, в архее обнаруживаются свидетельства генерации вулканитов бонинитовой серии в обстановке спрединга океанического ложа над зоной субдукции (Ириногорские офиолиты Северо-Карельского пояса). Температурные условия, при которых происходило частичное плавление верхней мантии над зонами субдукции, заметно не отличались от таковых в современных обстйновках. Отсюда следует, что скорость векового охлаждения верхней мантии за, примерно, 4 млрд. лет ее геологически задокументированной истории составляла не более 25-3(f С/млрд. лет.

В главе 3 существенное внимание также было уделено тому, что среди преимущественно развитых в архейских зеленокаменных поясах формаций надсубдукционного генезиса имеются как прямые, так и косвенные свидетельства вовлеченности в reo динамические процессы формирования ювенильной континентальной коры и в петрогенезис мафит-ультрамафитовых вулканитов производных мантийно-плюмового магматизма. Прямые свидетельства такого процесса запечатлены в зеленокаменном поясе Абитиби Канадского щита и Костомукшской и Каменноозерской зеленокаменных структурах Балтийского щита, где устанавливаются фрагменты верхнекоровых уровней архейских океанических плато среди ювенильных вулкано-плутонических ассоциаций субдукционного происхождения. Кроме того, вулканиты 01В типа мантийно-плюмового происхождения обнаружены в Северо-Карельском поясе, где они находятся в тесной пространственной и временной ассоциации с вулканитами бонинитовой серии. Также обнаружены косвенные признаки в виде геохимических меток, которые свидетельствуют о вовлеченности в петрогенезис вулканитов бонинитовой серии всех рассмотренных примеров зеленокаменных поясов, включая экстремально деплетированные бониниты пояса Исуа, материала глубинного мантийного происхождения. Это свидетельствует об активном взаимодействии мантийно-плюмовых производных с зонами интра-океанической конвергенции, а не пассивном их аккретировании к островодужным системам. Об активном влиянии мантийно-плюмовых производных на процессы тектогенеза, происходивших в архейских субдукционных системах, свидетельствует также быстрое и резкое изменение характера средне-кислого вулканизма, среди которого обнаруживаются как «нормальные» известково-щелочные андезит-дацит-риолитовые, так и адакитовые серии. В рамках существующих представлений о геодинамике происхождения таких серий, необходимым условием является резкая смена режимов субдукции с «холодного и крутого» на «теплый и пологий» типы. Совокупность этих данных позволяет сделать второй вывод:

2. В геодинамике формирования энсиматических зеленокаменных поясов архея, происходившего на интра-океанических конвергентных границах, важнейшую роль играли процессы активного воздействия мантийно-плюмовых производных (океанические плато, структуры горячих точек) на зоны субдукции. Взаимодействие такого рода приводило к быстрому и резкому изменению характера субдукционных процессов, выражавшегося в изменении геометрии погружающихся слэбов, рифтингу надсубдукционной океанической или островодужной литосферы и миграции желобов.

Очевидно, что понять геодинамику взаимодействия мантийно-плюмовых структур с зонами интра-океанической конвергенции на основе данных по сильно деформированным и метаморфизованным комплексам архея не представляется возможным. Поэтому возникла необходимость обратиться к проблемам современной геодинамики субдукционных зон, чему были посвящены главы 4 и 5 настоящей работы. В этих главах были рассмотрены вопросы геодинамики главных типов стационарной субдукции - зон «холодной и крутой» субдукции и зон «теплой и пологой» субдукции. Последний тип часто в литературе рассматривается как господствующий стиль субдукции архейских обстановок. Сравнительный анализ современного островодужного вулканизма с рассмотренными в главе 3 архейскими известково-щелочными формациями ранней континентальной коры показывает, что в архее реализовывались два основных типа механизмов магмогенерации островодужных серий. Это механизм частичного плавления мафической коры погружающихся слэбов с генерацией адакитовых расплавов и механизм частичного плавления метасоматизированного водными флюидами мантийного клина, дающего началу «нормальных» андезит-дацит-риолитовых серий. Однако геотермические градиенты вдоль архейских слэбов, по-видимому, должны были быть несколько более высокими по сравнению с экстремально холодными градиентами современных зон поглощения древних сегментов океанической коры. В этом видится причина отсутствия архейских формаций высокобарического - низкотемпературного метаморфизма. В архее, как и на современной тектоносфере Земли, в разных конвергентных зонах, или даже в разных сегментах одной конвергентной зоны, могли реализовываться как режимы «холодной и крутой», так и «теплой и пологой» субдукции. Можно полагать, что в силу более высоких геотермических градиентов в архее должны были доминировать конвергентные границы со стилем «теплой и пологой» субдукции. Однако определение пропорций между разными субдукционными стилями в архейской геодинамике остается предметом будущих исследований. Современные области «теплой и пологой» субдукции с генерацией адакитовых расплавов не ограничены только сегментами поглощения экстремально молодой и «горячей» океанической коры. Во многих случаях такие обстановки возникают при конвергентном поглощении океанических возвышенностей мантийно-плюмового происхождения. Геометрия погружения океанических плит оказывается очень чувствительной к наличию даже незначительных по объему структур мантийно-плюмового происхождения, что, вероятно, определяется наличием плотностного и температурного контраста, влияющего на свойства плавучести. И, наконец, в главе 4 были рассмотрены геодинамические проблемы генезиса бонинитов, где было показано, что уникальные условия проявления бонинитового магматизма связаны с необычными и достаточно кратковременными режимами субдукции на интра-океанических конвергентных границах. Именно в области таких современных границ, как по-видимому, в подобных областях взаимодействия океанических литосферных плит геологического прошлого, время от времени создавались необходимые геодинамические предпосылки для возникновения условий формирования супрасубдукционных офиолитов, разрезы которых включают вулкано-плутонические последовательности с признаками их генерации в обстановках растяжения океанической литосферы над зонами субдукции. Однако во всех известных геодинамических моделях генерации бонинитов остаются нерешенные проблемы, связанные с определением причин разрыва литосферы в надсубдукционной области и температурного эксцесса, требуемого для реализации условий для частичного плавления экстремально деплетированной верхней мантии. Глава 5 была посвящена попытке разрешить эти проблемы в рамках предложенной модели нестационарной субдукции, основные положения которой отражены в следующих выводах:

3. Вступление в зоны плитовой конвергенции мантийно-плюмовых структур приводит к изменению режимов субдукции, что маркируется эпизодами нестационарной субдукции. Под нестационарными режимами субдукции понимаются такие временные режимы ее развития, когда резко меняются характеристики основных кинематических, сейсмических и термальных процессов, протекающих как в погружающейся, так и в перекрывающей литосферных плитах. Нестационарность субдукции выражается в отрыве погружающегося слэба, место локализации которого определяется композиционной (плотностной) неоднородностью между нормальной океанической литосферой и мантийно-плюмовой литосферой.

4. Важнейшими элементами геодинамики процесса нестационарной субдукции являются: кратковременный эпизод спрединга в преддуговой области над зонами малоглубинного детачмента слэба, неизбежный последующий крупномасштабный аплифт этой области, интра- или задуговой рифтинг, сопровождаемые сильными вращениями литосферы формирующихся тыловодужных океанических бассейнов. Место инициации новых зон субдукции смещается либо в сторону океана (миграция желоба), либо происходит реверсия направления субдукции и возникают системы оппозитной субдукции. Эпизоды нестационарной субдукции представляются наиболее благоприятными обстановками для формирования бонинитовых серий и супрасубдукционных офиолитов.

Заключительная глава настоящей работы была посвящена вопросам формирования ювенильной континентальной коры в свете изложенной в предыдущих главах концепции нестационарной субдукции. Ранее было замечено, что кора современных островодужных систем, непрерывно развивавшихся в режиме стационарной субдукции, по своему составу является базальтовой, а островодужные гранитоидные формации, если и имеют место, то распространены в крайне незначительном объеме. Напротив, островодужные системы, испытавшие эпизоды рифтинга, демонстрируют широкое развитие ювенильных средне-кислых вулкано-плутонических комплексов. Очевидно, такая закономерность хорошо вписывается в концепцию нестационарной субдукции, что и было протестировано на примерах Филиппинской дуги и островодужной системы Соломоновых островов. Филиппинская дуга представляет собой уникальный пример энсиматической островодужной системы, где процессы роста ювенильной континентальной коры протекали с экстремально высокой скоростью. Геология Филиппинской дуги показывает, что здесь получают широкое развитие комплексы, которые считаются «каноническими» для архейской геологии, включая такие как метаморфические комплексы эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фации повышенных давлений и тоналитовые гранит-гнейсовые купольные структуры. Кроме того, Филиппины известны как область наиболее широко проявленного современного адакитового вулканизма. Островодужная система Соломоновых островов демонстрирует геодинамику взаимодействия крупнейшего в Мире океанического плато Онтонг-Джава с зоной конвергенции Тихоокеанского и Индо-Атлантического океанических сегментов Земли. Удивительно, но это плато субдуцирует, несмотря на экстремальную его коровую мощность, достигающую - 40 км. Однако этот процесс протекает в нестационарном режиме, демонстрируя эпизоды обдукции его верхнекоровых частей на островодужную постройку, сопряженную с раскрытием задугового бассейна Вудларк. При этом возникает обстановка оппозитной субдукции с быстрой сменой характера островодужного вулканизма, маркируемой появлением плагиогранитоидов и вулканитов адакитовой серии.

Модель нестационарной субдукции была протестирована на известных данных о мезо- и неоархейском развитии Карело-Беломорского сегмента Балтийского щита. Было показано, что главные эпизоды корового роста этой территории были обусловлены активным воздействием на зону интра-океанической конвергенции мантийно-плюмовых структур. Использование закономерностей геодинамического развития современной области взаимодействия

Тихоокеанского и Индо-Атлантического океанических сегментов Земли в анализе возможных геодинамических обстановок формирования ранней континентальной коры позволяет по-новому подходить к решению проблем геологии архея Балтийского щита. Совокупность изложенных в главе 6 данных позволяет сделать последний, пятый вывод настоящего исследования:

5. Главные эпизоды роста ювенильной континентальной коры, как в архее, так и, по-видимому, в последующие геологические эпохи были связаны с эпизодами перестроек субдущионных режимов в зонах интра-океанической конвергенции, что часто вызывалось процессами активного воздействия на эти зоны мантийно-плюмовых структур. Механизм приращения новых порций ювенильной континентальной коры определяется как аккреция аккордеонного типа, что подразумевает смену доминирующих режимов растяжения в эпизоды нестационарной субдукции на сжатие в эпизоды стационарной субдукции.

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Щипанский, Андрей Анатольевич, Москва

1. Арестова H.A. Эволюция базит-ультрабазитового магматизма Балтийского щита интервала 3.4 2.4 млрд. лет. Автореф. дисс. докт. геол.-мин. наук. СПб., ИГТД РАН,. 2004.45 с.

2. Бабарина И.И. Структурная эволюция Кукасозерского сегмента Северокарельской коллизионной зоны.// Геотектоника, 1998, № 3, С. 80-96.

3. Балаганский В.В., Глазнев В.Н. Осипенко Л.Г. Равннепротерозойская эволюция Балтийского щита: результаты террейнового анализа // Геотектоника. 1998. № 2. С. 16 -28.

4. Баянова Т.Б., Пожиленко В.И., Смолькин В.Ф., Кудряшов Н.М., Каулина Т.В., Ветрин В.Р. Каталог геохронологических данных по северо-восточной части Балтийского щита. Апатиты: Изд. Кольского научного центра РАН, 2002. 53 с.

5. Бибикова Е.В., Богданова C.B., Глебовицкий В.А., Клайссон С., Шельд Г. Этапы эволюции Беломорского подвижного пояса по данным U-Pb цирконовой геохронологии (ионный микрозонд NORDSIM) // Петрология. 2004. Т. 12. № 3. С. 227 -244.

6. Бибикова Е.В., Слабунов А.И., Богданова C.B., Шельд Т., Степанов B.C., Борисова Е.Ю. Ранний магматизм Беломорского подвижного пояса, .Балтийский щит: латеральная зональность и изотопный возраст.// Петрология. 1999. т. 7. № 2, С. 115140.

7. Бибикова Е.В., Слабунов А.И., Кирнозова Т.Н., Макаров В.А., Борисова Е. Ю., Кевлич В.И. U-Pb геохронология и петрохимия диорит-плагиогранитного батолита Северной Карелии//Геохимия, 1997, 11, с. 1-7.

8. Бибикова Е.В., Слабунов А.И., Кирнозова Т.Н., и др. U-Pb возраст цирконов из пород Керетской гранит-зеленокаменной системы в зоне сочленения Карельской и Беломорской структур Балтийского щита.// Доклады РАН. 1995. Т. 343. №4. С. 517521.

9. Богатиков O.A. (отв. ред) Коматииты и высокомагнезиальные вулканиты раннего докембрия Балтийского щита.Л.: Наука, 1988.192 с.

10. Борукаев Ч.Б. Структура докембрия и тектоника плит. Новосибирск: Наука, 1985. 190 с.

11. Борукаев Ч.Б. Тектоника литосферных плит в архее. Новосибирск: СО РАН, 1996. 59 с.

12. Вернадский В.И. Философские мысли натуралиста. М.: Наука. 1988.520 с.

13. Володичев О.И. Беломорский комплекс Карелии (Геология и петрология). Ленинград: Наука, 1990.245 с. •

14. Володичев О.И., Слабуиов А.И., Бибикова Е.В., Конилов А.Н., Кузенко Т.И. Архейские эклогиты Беломорского подвижного пояса (Балтийский щит) // Петрология. 2004. №6. 609-631.

15. Вревский А.Б. Петрология и геодинамические режимы развития архейской литосферы, JI.: Наука, 1989, 143 с.

16. Геология Карелии / Ред. В.А. Соколов. JL: Наука, 1987.231 с.

17. Глебовицкий В.А. Тектоники и региональный метаморфизм раннего докембрия восточной части Балтийского щита // Региональная геология и металлогения. 1993. № 1.С. 7-24.

18. Глебовицкий В.А. Коллизионные орогены архея и палеопротеозоя и эволюция их метаморфизма // Материалы XXXII Тектонического совещания «Тектоника, геодинамика и процессы магматизма и метаморфизма», Москва, ГЕОС, 1999. С. 188190.

19. Глебовицкий В.А., Миллер Ю.В., Другова Г.М. и др. Структура и метаморфизм Беломорско-Лапландской коллизионной зоны // Геотектоника. 1996. № 1. С. 63-75.

20. Глуховский М.З., Моралев В.М., Кузьмин М.И. Горячий пояс ранней Земли и его эволюция //Геотектоника. 1994. № 5. С. 3 15.

21. Горьковец В.Я., Раевская М.Б. Железные руды Карелии (железисто-кремнистые формации). Петрозаводск: Карельский филиал АН СССР, 1986. 55 с.

22. Добрецов H.JI., Конников Э.Г., Скляров Е.В., Медведев В.Н. Марианит-бонинитовая серия и эволюция офиолитового магматизма Восточного Саяна // Геология и геофизика. 1986. № 12. С. 29 35.

23. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И. Палеогеодинамика. М.: Наука, 1992. 192 с.

24. Жариков В.А., Ходоревская Л.И. Плавление амфиболитов: Т-Р-зависимость состава парциальных расплавов // Докл. РАН. 1993. Т. 330. № 2. С. 249 251.

25. Карпенко С.Ф., Шараськин А.Я., Балашов Ю.А., Ляликов А.В., Спиридонов В.Г. Изотопные и геохимические критерии происхождения бонинитов // Геохимия. 1984. № 7. С. 958-970.

26. Книппер А.Л. Геологические ограничения при реконструкции океанов // Тезисы. Докл. Тектон. Совещ. «Тектоника и магматизм современных и древних океанов». М.: ГИН РАН. 1992. С. 15-17.

27. Книппер А.Л., Савельева Г.Н., Шараськин А.Я. Проблемы классификации офиолитов / Ю.М. Пущаровский (Ред.) Фундаментальные проблемы общей тектоники. М.: Научный Мир, 2001. С. 250 283.

28. Книппер А.Л., Шараськин А.Я. ., Савельева Г.Н. Геодинамические обстановки формирования офиолитовых разрезов разного типа // Геотектоника. 2001. № 4. С. 3 -21.

29. Коваленко A.B., Ризванова Н.Г. Остерский Плутон древнейший массив двуполевошпатовых гранитов на Балтийском щите // ДАН РАН. 2000. Т. 373. № 1, С. 210-214.

30. Коваленко A.B., Ризванова Н.Г. Новые геохронологические и изотопные данные по гранитному магматизму центральной Карелии // Геология и минеральные ресурсы северо-западной и центральной частей России. Апатиты, 1999. С. 61-66

31. Коваленко В.И., Гирнис A.B., Дорофеева В.А., Наумов В.Б. Ярмолюк В.В. Источники магм океанических островов // ДАН РАН. 2004. Т. 398. № 3. С. 379 384.

32. Кожевников В.Н. Условия формирования структурно-метаморфических парагенезисов вдокембрийских комплексах. //Л.: Наука, 1982. 183 с.

33. Кожевников В.Н. Геология и геохимия архейских северокарельских зеленокаменных структур. Петрозаводск: Карельский научный центр РАН. 1992. 199 с.

34. Кожевников В.Н. Архейские зеленокаменные пояса Карельского кратона как аккреционные орогены. Петрозаводск: Карельский научный центр РАН. 2000.223 с.

35. Колобов В.Ю., Кулаков И.Ю., Тикунов Ю.В. Глубинное строение и геодинамическая эволюция Тонга-Новогибридского региона по данным сейсмической томографии//Геотектоника. 2003. №2. С. 87-97.

36. Кулешевич JI.B. Метаморфизм и рудоносность архейских зеленокаменных поясов юго-восточной окраины Балтийского щита. Петрозаводск: Карельский научный центр РАН. 1992.-267 с.

37. Кулешевич JI.B. Кислый магматизм и золотое оруденение Костомукшской структуры. // Геология и полезные ископаемые Карелии. 2002. Вып. 5. С. 59-72.

38. Куликов B.C., Куликова В.В. К выделению Сумозерско-Кенозерского зеленокаменного пояса архея на Ветреном поясе // Геология раннего докембрия Карелии. Петрозаводск: Карельский филиал АН СССР, 1979. С. 70-76.

39. Куренков С.А. Сложные дайковые комплексы мезозойских траппов в бассейне р. Нижняя Тунгуска// ДАН СССР. 1984. Т. 279. № 6. С. 1436 1440.

40. Куренков С.А. Меймечитовые комплексы типа "дайка в дайке" в составе Тулинского плутона // ДАН СССР. 1986. Т.290. № 2. С. 421 424.

41. Куренков С.А. Роль силлов в процессе рассеивания зон магмовыведения при формировании траппов Тунгусской синеклизы//ДАН СССР. 1987. Т. 296. № 1. С. 189 192.

42. Куренков С.А. Трапповый вулканизм и его роль в формировании корового слоя континентов / Отв. Ред. М.Г. Леонов. Вертикальная аккреция земной коры: факторы и механизмы. М.: Наука, 2002. С. 95 124.

43. Куренков С.А., Диденко А.Н., Симонов В.А. Геодинамика палеоспрединга. М.: ГЕОС, 2002.-294 с.

44. Лобач-Жученко С.Б., Арестова H.A., Крылов И.Н. и др. Геология и перология архейского гранито-зеленокаменного комплекса Центральной Карелии. Ленинград: Наука, 1978.-262 с.

45. Лобач-Жученко С.Б., Арестова H.A., Чекулаев В.П., Левченков O.A., Крылов И.Н., Левский Л.К, Богомолов Е.С., Коваленко A.B. Эволюция Южно-Выгозерского зеленокаменного пояса // Петрология. 1999. Т. 7. № 2. С. 160-176.

46. Лобач-Жученко С.Б., Чекулаев В.П., Степанов B.C., Слабунов А.И., Арестова H.A. Беломорский пояс позднеархейская аккреционно-коллизионная зона Балтийского щита // Докл. РАН. 1998. Т. 358. № 2. С.226-229.

47. Лобач-Жученко С.Б., Арестова H.A., Чекулаев В.П., Левченков O.A., Крылов И.Н., Левский Л.К, Богомолов Е.С., Коваленко A.B. Эволюция Южно-Выгозерского зеленокаменного пояса // Петрология. 1999. Т. 7. № 2. С. 160-176.

48. Лобач-Жученко С.Б., Чекулаев В.П., Арестова H.A., Левский Л.К., Коваленко A.B. Архейские террейны Карелии; их геологическое и изотопно-геохимическое обоснование // Геотектоника. 2000. № 6. С. 26-42.

49. Лобковский Л.И., Никишин A.M., Хаин В.Е. Современные проблемы геотектоники и геодинамики. М.: Научный мир, 2004. 612 с.

50. Ломизе М.Г. Базальтовые дайки и разрастание земной коры в Восточной Исландии // Геотектоника. 1976. № 2. С. 57 72.

51. Лутц Б.Г. Магматизм подвижных поясов ранней Земли // М.: Наука, 1985.216 с. Металлогения Карелии / С.И. Рыбаков, А.И. Голубев (Ред.). Петрозаводск: Карельский научный центр РАН, 1999. 340 с.

52. Миллер Ю.В. 1988. Структура архейских зеленокаменных поясов. JI., Наука, 143 с.

53. Миллер Ю.В. Тектоника области сочленения Беломорского подвижного пояса и Карельского кратона // Геотектоника. 2002. № 4. С. 14-25.

54. Миллер Ю.В., Милькевич Р.И. Покровно-складчатая структура Беломорской зоны и ее соотношение с Карельской гранит-зеленокаменной областью // Геотектоника. 1995. № 4. С. 14-25.

55. Милькевич Р.И., Мыскова ТА. Позднеархейские метатерригенные породы западной Карелии (литология, геохимия, источники сноса) // Литология и полезные ископаемые. 1998. № 2. С. 177-194.

56. Минц М.В. Архейская тектоника миниплит // Геотектоника. 1998. № 6. Р. 3 22.

57. Минц М.В. Параметры состояния литосферы и тектоника плит в архее // Геотектоника. 1999. № 6. Р. 45 58.

58. Моралев В.М., Глуховский М.З. Архейская и раннепротерозойская тектоника / Ю.М. Пущаровский (Ред.) Фундаментальные проблемы общей тектоники. М.: Научный Мир, 2001. С. 50-90.

59. Московченко Н.И., Турченко С.И. Метаморфизм кианит-силлиманитового типа и сульфидное оруденение (Северная Карелия). Ленинград: Наука, 1975. 137 с.

60. Моссаковский A.A., Пущарвский Ю.М., Руженцев C.B. Индо-Атлантический сегмент Земли: тектоно-геодинамические реконструкции // Докл. РАН. 2001. Т. 378. №1.С. 74-77.

61. Некрасов Г.Е., Заборовская Н.Б., Ляпунов С.М. Позднепалеозойские офиолиты запада Корякского нагорья фрагменты океанического плато // Геотектоника. 2001. №2. С. 41-63.

62. Ненахов В.М. Геодинамические особенности раннего архея // Геотектоника. 2001. № 1.С. 3-15.

63. Нестеренко Г.В. Океанические аналоги континентальных базальтов// Геохимия. 1984. №7. С. 997- 1001.

64. Новикова A.C. Тектоника основания Восточно-Европейской платформы. М.: Наука, 1971.-83 с.

65. Новикова A.C. Зоны метабазитов в фундаменте Восточно-Европейской платформы. M.: Наука, 1975.- 152 с.

66. Новикова A.C., Штрейс H.A., Щипанский A.A. Гранит-зеленокаменные области и проблема архейской океанической коры // Геотектоника. 1991. № 4. Р. 376 380.

67. Перчук Л.Л. Интеркорреляция Fe-Mg геотермометров с использованием закона Нерста.// Геохимия, 1989, № 5, С. 611-622.

68. Перфильев A.C., Ахметьев М.А., Гептнер А.Р., Дмитриев Ю.И., Золотарев Б.П., Самыгин С.Г. Третичные базальты Исландии и проблема спрединга//Твердая кора океанов ( проект "Литое" ) / Отв. ред. Ю.М. Пущаровский, A.A. Пейве М.: Наука. 1987. С. 102-113.

69. Попов М.Г., Сухолетова Г.Н., Морозов С.А. Геология Каменноозерского района // Геология раннего докембрия Карелии. Петрозаводск: Карельский филиал АН СССР. 1979. С. 76 95.

70. Портнягин М.В., Макагян Р., Шминке Х.-У. Геохимическое разнообразие бонинитовых магм по данным изучения магматических включений в высокомагнезиальном оливине из лав юго-западного Кипра// Петрология. 1996. Т. 4. № 3. С. 250-265.

71. Пущаровский Ю.М. Введение в тектонику Тихоокеанского сегмента Земли. М.: Наука, 1972.-222 с.

72. Пущаровский Ю.М. Главная тектоническая асимметрия Земли: Тихоокеанский и Атлантический сегменты и взаимоотношения между ними // Тектонические и геодинамические феномены. М.: Наука, 1997. С. 8 24.

73. Пущаровский Ю.М. Планетарная экспансия тектоно-геодинамических процессов Индо-Атлантического сегмента Земли в пределы Тихоокеанского сегмента // Геотектоника. 2002. № 1. С. 3 12.

74. Пущаровский Ю.М., Моссаковский A.A., Руженцев C.B. Тихоокеанский и Индо-Атлантический тектонические сегменты Земли // Докл. РАН. 1999. Т. 364. № 1. С. 8891.

75. Раевкая М.Б., Горьковец В.Я., Светова А.И., Володичев О.И. Стратиграфия докембрия Карелии // Петрозаводск. Карельский научный центр РАН. 1992. 190 с.

76. Розен О.М., Аббясов A.A. Количественный минеральный состав осадочных пород: расчет по петрохимическим данным, анализ достоверности результатов (компьютерная программа MINLITH) // Литология и полезные ископаемые. 2003. № 3. С. 299-312.

77. Розен О.М., Аббясов A.A., Мигдисов A.A., Ярошевский A.A. Программа MINLITH для расчета минерального состава осадочных пород: достоверность результатов в применении к отложениям древних платформ// Геохимия. 2000. № 4.

78. Розен О.М., Аббясов A.A., Мигдисов A.A., Бреданова Я.Л. Минеральный состав осадочных пород: расчет по петрохимическим данным (программа MINLITH)// Изв.вузов. Геология и разведка. 1999. № 1.

79. Романько А.Е., Шилов В.Н., Савочкина E.H., Ефремова Л.Б., Савичев А.Т. Сумий-Сариолийские изверженные породы повышенной магнезиальности востока Балтийского щита // ДАН РАН. 1995. Т. 345. № 6. С. 802 804.

80. Рыбаков С.И. Метаморфизм осадочно-вулканогенных формаций раннего докембрия Карелии. Петрозаводск: Карельский филиал АН СССР, 1980. 136.

81. Рыбаков С.И., Светов А.И., Куликов B.C., Робонен В.И. и др. Вулканизм архейских зеленокаменных поясов Карелии. Ленинград: Наука, 1981. 154 с. •

82. Самсонов A.B. Эволюция магматизма гранит-зеленокаменных областей ВосточноЕвропейского кратона. Автор, дисс. дгмн., М.: ИГЕМ РАН, 2004.48 с.

83. Самсонов A.B., Пухтель КС., Журавлев Д.З., Чернышев И.В. Геохронология архейского аульского гнейсового комплекса и проблема фундамента зеленокаменных поясов Украинского щита// Петрология. 1993. Т. 1. № 1. С. 29 49.

84. Светова А.И. Архейский вулканизм Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса Карелии. Петрозаводск: Карельский филиал АН СССР, 1988.148 с.

85. Светов С.А. Магматические системы зоны перехода океан континент в архее восточной части Фенноскандинавкого щита. Институт Геологии КарНЦ РАН. Петрозаводск, 2005. - 230 с.

86. Светов С.А. Коматиит-толеитовые ассоциации Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса Центральной Карелии. Петрозаводск: Карельский НЦ РАН, 1997.-172 с.

87. Светов С.А. Архейская эволюция магматических систем в переходной зоне океан-континент восточной части Фенноскандинавского щита. Автореф. дисс. докт. геол.-мин. наук. СПб., СПбГУ. 2004.43 с.

88. Светов С.А., Хухма X., Светова AM., Назарова Т.Н. Древнейшие адакиты Фенноскандинавского щита // ДАН РАН. 2004. Т. 397. № 6. С. 810 814.

89. Сергеев С.А. Геология и изотопная геология гранит-зеленокаменных комплексов архея Центральной и Юго-Восточной Карелии. Автореф. дисс. канд. геол.-мин. наук. Л., ИГГД АН СССР. 1989. 24 с.

90. Симонов В.А., Добрецов Н.Л., Буслов М.М. Бонинитовые серии в структурах Палеоазиатского океана // Геология и геофизика. 1994. № 7/8. С. 182 189.

91. ИЗ. Симонов В. А. Кузнецов П.П. Бониниты в венд-кембрийских офиолитах Горного Алтая //ДАН СССР. 1991. Т. 316, № 2. С. 448 451.

92. Слабунов А.И. 1993. Верхнеархейская Керетская гранит-зеленокаменная система Карелии // Геотектоника. 1993. № 5. С. 61-74.

93. Соболев A.B., Портнягин М.В., Дмитриев Л.В., Цамерян О.П., Данюшевский Л.В., Кононкова H.H., Шимизу Н., Робинсон П.Т. Петрология ультрамафических лав и связанных с ними пород массива Троодос, Кипр.// Петрология. 1993. №1, С. 331-361:

94. Соколов В.А. (ред). Стратиграфия докембрия Карельской АССР (архей, нижний протерозой) // Петрозаводск. 1984, Карельский филиал АН СССР, 115 с.

95. Сорохтин О.Г., Ушаков С.А. Глобальная эволюция Земли. М.: Изд-во МГУ. 1991. -446 с.

96. Сочеванов H.H., Арестова H.A., Матреничев В.А., Лобач-Жученко С.Б., Гусева В.Ф. Первые данные о Sm-Nd возрасте архейских базальтов в Карельской гранит-зеленокаменной области//Докл. АН СССР. 1991.Т.318.№ 1.С. 175-180.

97. Тейлор С.Р., Мак-Леннан С.М. Континентальная кора: ее состав и эволюция. М.: Мир, 1988.-384 с.

98. Трубицин В.П. Роль плавающих континентов в глобальной тектонике Земли // Физика Земли. 1998. № 1. С. 3 10.

99. Трубицин В.П. Основы тектоники плавающих континентов // Физика Земли. 2000. №9. С. 3-40.

100. Туркина ОМ. Модельные геохимические типы тоналит-трондьемитовых расплавов и их природные эквиваленты // Геохимия. 2000. № 7. С. 704 717.

101. Туркина О.М. Петрология докембрийских тоналит-трондьемитовых комплексов юго-западной окраины Сибирского кратона. Автреф. дисс. д. г.-м. н. ОИГГМ СО РАН. Новосибирск, 2002, 39 с.

102. Хаин В.Е. Основные проблемы современной геологии. М.: Научный мир, 2003. -348 с.

103. Хаин В.Е. Божко H.A. Историческая геотектоника: Докембрий. М.: Недраб 1988. 382 с.

104. Федькин В.В. Ставролиты. Москва: Наука, 1975,465 с.

105. Чекулаев В.П., Левченков O.A., Лобач-Жученко С.Б., Сергеев С.А. Новые данные по определению возрастных рубежей формирования архейских комплексов Карелии // Общие вопросы и принципы расчленения докембрия. СПб.: Наука, 1994. С. 69-86.

106. Чекулаев В.П., Лобач-Жученко С.Б., Левский Л.К. Архейские граниты Карелии как показатели состава и возрата континентальной коры // Геохимия. 1997. № 8. С. 805-816.

107. Чернов В.М. Стратиграфия и условия осадконакопления вулканогенных (лептитовых) железисто-кремнистых формаций Карелии. M.-JL, 1964. 104 с.

108. Шарасъкин А.Я. Тектоника и магматизм окраинных морей в связи с проблемами эволюции коры и мантии. М.: Наука, 1992. 161 с.

109. Шарасъкин А.Я. Геодинамические аспекты бонинитового магматизма // Вулканизм и геодинамика: Материалы II Всероссийского симпозиума по вулканологии и плаеовулканологии. Екатеринбург: Ин-т геологии и геохимии УрО РАН, 2003. С. 191-193.

110. Шарков Е.В., Богатиков O.A., Красивская И.С. Роль мантийных плюмов в тектонике раннего докембрия восточной части Балтийского щита // Геотектоника. 2000. №2. С. 3-25.

111. Шарков Е.В., Смолькин В.Ф., Красивская И.С. Раннепротерозойская магматическая провинция высокомагнезиальных бонинитоподобных пород в восточной части Балтийского щита//Петрология. 1997. Т.5. № 5. С. 503-522.

112. Шатский Н.С. Принципы стратиграфии позднего докембрия и объем рифейской группы // Международный Геологический Конгресс, XXI сессия, 1960 г. Доклады советских геологов. М.: Наука, 1960. С. 5 15.

113. Щипанский A.A. Формирование коры аномальной мощности в пределах современных океанов и палеоокеанов / Отв. Ред. М.Г. Леонов. Вертикальная аккреция земной коры: факторы и механизмы. М.: Наука, 2002. С. 68 95.

114. Щипанский A.A., Новикова A.C. Океанические плато как модель архейской океанической коры // Геологические исследования. 1994. № 1. С. 6.

115. Щипанский A.A., Подладчиков Ю.Ю. "Стадные батолиты" как индикаторы мощной раннеархейской коры океанического типа II ДАН СССР. 1991. Т. 320. № 5. С. 1212-1216.

116. Abbott D.H. Plumes and hotspots as sources of greenstone belts // Lithos. 1996. V. 37. P. 113-127.

117. Abbott D.H., Burgess L., Longhi J., Smith W.H.F. An empirical thermal history of the Earth's upper mantle II J. Geophys. Res. 1994 (a). V. 99. P. 13835 13850.

118. Abbott D.H., Drury R, Mooney W.D. Continents as lithological icebergs: the importance of buoyant lithospheric roots // Earth Planet. Sci. Lett. 1997. V. 149. P. 15 27.

119. Abbott D.H., Drury R., Smith W.H. Flat to steep transition in subduction style // Geology, 1994 (b). V. 22. P. 937 940.

120. Abbott D.H., Hoffman S.E. Archean plate tectonic revisited 1: Heat flow, spreading rate, and the age of subducting oceanic lithosphere and their effects on the origin and evolution of continenets // Tectonics. 1984. V. 3. P. 429 448.

121. Abbott D„ Mooney W. The structural and geochemical evolution of the continental crust: Support for the oceanic plateau model of continental growth // Reviews Geophys. Suppl. 1995. P. 231-242.

122. Abers GA. Hydrated subducted crust at 100 260 km // Earth Planet. Sci. Lett. 2000. V. 176. P. 323-330.

123. Aitken B.G., Echeverria L.M. Petrology and geochemistry of komatiites and tholeiites from Gorgona Island, Colombia // Contrib. Mineral. Petrol. 1984. V. 86. P. 94 105.9. 155. Albarede F. How deep do common basaltic magmas form and differentiate? // J.

124. Geophys. Res. 1992. V. 97. P. 10997- 11009.

125. Albarede F. The growth of continental crust // Tectonophysics. 1998. V. 296. P. 1 14.

126. Albarede F., van der Hilst R.D. Zoned mantle convection II Phil. Trans. R. Soc. Lond. 2002. V. 360. P. 2569-2592.

127. Alvarado G.E., Denyer P., Sinton C.W. The 89 Ga Tortugal komatiitic suite, Costa Rica: Implications for a common geological origin of the Caribbean and Eastern Pacific region from a mantle plume // Geology. 1997. V. 25. P. 439 442.

128. Amelin Yu.V., Heaman L.M., Semenov V.S. 1995. U-Pb geochronology of layered mafic intrusions in the eastern Baltic Shield: implication for the timing and duration of Paleoproterozoic continental rifting // Precamb. Res. 1995. V. 75. P. 31-46.

129. Andrews D.J., Sleep N.H. Numerical modeling of tectonic flow behind island arcs // Geophys. J. Astr. Soc. 1974. V. 38. P. 53-59.

130. Anonymous. Penrose field conference on ophiolites // Geotimes. 1972. V. 12. P. 24 -25.

131. Appel P.W.U., Rollinson H.R, Touret J.L.R Remnants of an Early Archaean (> 3.75 Ga) sea-floor, hydrothermal system in the Isua Greenstone belt // Precambrian Res. 2001. V.112. P. 27-49.

132. Arculus R.J., Pearce J.A., Murton B.J., van der Laan S.R Igneuos stratigraphy and major-element geochemistry of holes 786A and 786B // Proc. Ocean Drill. Prog. Sci. Res. 1992. V. 125. P. 143-169.

133. Armstrong RLt. Radiogenic isotopes: the case for crustal recycling on a near-state no-continental-growth earth //Phil. Trans. R. Soc. Lond. 1981. V. A- 301. P. 443-472.

134. Arndt N.T. Ultrabasic magmas and high-degree melting of the mantle // Contrib. Miner. Petrol. 1977. V. 64. P. 205 224.

135. Arndt N.T. Role of a thin, komatiite-rich oceanic crust in the Archaean plate-tectonic processes //Geology. 1983. V.l 1. P. 372 375.

136. Arndt N. Magma mixing in komatiitic lavas from Munro Township, Ontario / A. Kroner, G.N. Hanson, A.M. Goodwin (Eds). Archaean geochemistry // Berlin: SpringerVerlag. 1984. P. 99 115.

137. Arndt N.T., Albarede F., Nisbet E.G. Mafic and Ultramafic Magmatism / / M. de Wit. L.D., Ashwal (Eds). Greenstone Belts // Oxford Monograpths on Geology and Geophysics.1997 a. V. 35. P. 233-254.

138. Arndt N., Ginibre C., Chauvel C., Albarede F., Cheadle M., Herzberg C., Jermer G., Lahciye Y. Were komatiites wet?// Geology. 1998. V. 26. P. 739-742. • 171. Arndt N. T., Kerr A. C., Tarney J. Dynamic melting in plume heads: the formation of

139. Gorgona komatiites and basalts // Earth Planet. Sri. Lett. 1997 6. V. 146 . P. 289-301.

140. Arndt N. T., Nisbet E. G. What is a komatiite? / N.T. Arndt, E.G. Nisbet (Eds) Komatiites // London: George Allen and Unwin. 1982. P. 19 27.

141. Arndt N.T., Nisbet E.G. Magma mixing in komatiitic lavas from the Munro Township, Ontario /A. Kroner et al. (Eds), Archaean Geochemistry. Springer-Verlag: Berlin, Helderberg, 1984. P. 99 114.

142. Arnold J., Powell R., Sandiford M. Amphibolites with staurolite and other aluminous minerals: calculated mineral equilibria in NCFMASH // Jour. Metamorphic Geol. 2000. V. 18,23-40.

143. Baadsgaard H., Nutman A.P., Bridgwater D. Geochronology and isotope geochemistry of the early Archaean Amitsok gneisses, southern West Greenland // Geochem. Cosmoch. Acta. 1986. V. 50. P. 2173-2183.

144. Andesites. John Wiley, New York. 1982. P. 11 23.

145. Baker P.E., Coltorti M., BriqueuL., Hasenaka T., Condliffe E., Crawford A J. Petrology and composition of the volcanic basement of Bougainville Guyot, Site 381 // Proc. Ocean. Drill. Prog., Scientific Results. 1994. V. 134. P. 363-373.

146. Baksi A.K. Search for a deep-mantle component in mafic lavas using a Nb-Y-Zr plot // Can. J. Earth Sci. 2001. V. 38. P. 813-824.

147. Barker F. Trondhjemites: Definitions, environment and hypothesis of origin / F. Barker (Ed), Trondhjemites, dacites and related rocks. Amsterdam: Elsevier. 1979. P. 1-12.

148. Barker F., Arth J.G. Generation of trondhjemitic-tonalitic liquids and Archean bimodal trondhjemite-basalt suites // Geology. 1976. V. 4. P. 596 600.

149. Bartels K.S., Kinzler R.J., Grove T.L. High pressure phase relations of primitive high-alumina basalts from Medicine Lake, Northern California// Conrib. Mineral. Petrol 1991. V. 108. P. 253-270.

150. Beard J.S. Experimental, geological and geochemical constraints on the origin of low-K silicic magmas in oceanic arcs // J. Geophys. Res. 1995. V. 100. P. 15593-15600.

151. Beard J.S.,Lofgren G.E. Dehydration melting and water-saturated melting of basaltic and andesitic greenstones and amphibolites at 1, 3 and 6.9 kb // J. Petrol. 1991. V. 32. P. 365-401.

152. Bebout G.F., Barton M.D. Metasomatism during subduction: products and possible paths in the Catalina Schist, California // Chem. Geol. 1993. V. 108. P. 61 92.

153. Beccaluva L., Coltorti M., Guinta G., Siena F. Tethyan vs. Cordilleran ophiolites: a reappraisal of distinctive tectono-magmatic features of supra-subduction complexes in relation to the subduction mode // Tectonophisics. 2004. V. 393. P. 163 174.

154. Beccaluva L., Serri G. Boninitic and low-Ti subduction-related lavas from intraoceanic arc-backarc systems and low-Ti ophiolites: a reappraisal of their petrogenesis and original tectonic setting //Tectonophisics. 1988. V. 146. P. 291-315.

155. Becker T.W., Faccenna C., O'Connell R.J., Giardini D. The development of slabs in the upper mantle: insight from numerical and laboratory experiments // J. Geophys. Res. 1999. V. 104. P. 15207-15226.

156. Becker T.W., Kellogg J., O'Connell RJ. Thermal constraints on the survival of primitive blobs in the lower mantle // Earth. Planet. Sci. Lett. 1999. V. 171. P. 351 365.

157. Bedard J.H. Petrogenesis of boninites from the Betts Cove Ophiolite, Newfounland, Canada: Identification of subducted Source components // J. Petrology. 1999. V. 40. P. 1853 1889.

158. Bedard J.H., Lanziere K„ Tremblay K„ Sangster A. Evidence for forearc sea-floor spreading from the Betts Cove ophiolite, Newfoundland: oceanic crust of boninitic affinity // Tectonophysics. 1998. V. 284. P. 233-245.

159. Beets D.J., Maresh W.V., Klaver G.Th., Mottana A., Bocchio R, Beunk F.F., Monen

160. H.P. Magmatic rock series and high pressure metamorphism as constraints on the tectonic history of the southern Caribbean // Geol. Soc. Am. Mem. 1984. V. 162. P. 95 130.

161. Ben-Avraham Z, Nur A., Jones £>., Cox A. Continental accretion: from oceanic plateaus to allochthonous terranes//Science. 1981. V. 213. P. 47-54.

162. Bevis M., Taylor F.M., Schutz B.E., Recy J., Isacks B.L., Helu S„ Singh R, Kendrick E„ Stow ell J., Taylor B., Calmant S. Geodetic measurements of very rapid convergence and back- arc extention at the Tonga arc // Nature. 1995. V. 374. P. 249 251.

163. Bibee L.D., Shor Jr. G.C., Lu S.R Inter-arc spreading in the Mariana Trough // Mar. Geol. 1980. V. 35. P. 183-197.

164. Bickle M.J. Implication of melting for stabilisation of the lithosphere and heat loss in * , the Archaean // Earth Planet. Sci. Lett. 1986.V. 80. P. 314 324.

165. Bickle M.J. Heat loss from the Earth: a constraint on Archaean tectonics from the relation between geothermal gradients and the rate of plate production // Earth Planet. Sci. Lett. 1978. V. 40. P. 301-315.

166. Bickle M.J., Ford C.E., Nisbet EG. The petrogenesis of peridotitic komatiites: evidence from high-pressure melting experements // Earth Planet. Sci. Lett. 1977. V. 37. P. 97 106.

167. Bickle M.J., McKenzie D. The transport of heat and matter by fluids during metamorphism // Contrib. Mineral. Petrol. 1987. V. 95. P. 384 392.

168. Bickle M.J., Nisbet E.G., Martin A. Archean greenstone belts are not oceanic crust // J. Geology. 1994. V. 102. P. 121 138.

169. Billen M., Gurnis M. Comparison of dynamic flow models for the Central Aleutian and Tonga-Kermadec subduction zones // Geochem. Geophys. Geosyst. 2003. V. 4. No. 4. P. 2001GC000295.

170. Billen M., Gurnis M. A low viscosity wedge in subduction zones // Earth Planet. Sci. Lett. 2001. V. 193. P. 227-236.

171. Bird P. Formation of the rocky mountains, Western United States: a continuum computer model. Science. 1988. V. 239. P. 1501 1507.

172. Black L.P., Williams I.S., Compston W. Four zircon ages from one rock: the history of a 3930 Ma-old granulite from Mount Sones, Enderby Land, Antarctica // Contrib. Mineral.

173. Petrol. 1986. V. 94. P. 427-437.

174. Blanco M.J., Spakman W. The P-wave velocity structure of the mantle below the Iberian Penunsula: Evidence for subducted lithosphere below southern Spain // Tectonophysics. 1993. V. 221. P. 13-34.

175. Blichert-Toft J., Frei R Complex Sm-Nd and Lu-Hf isotope systematics in metamorphic garnets from the Isua supracrustal belt, West Greenland // Geochim.

176. Cosmochim. Acta. 2001. V. 65. P. 3177 3187.

177. Bloomer S.H., Stern J.R, Smoot N.C. Physical volcanology of the submarine Mariana and Volcano arcs // Bull. Volcanol. 1989. V. 51. P. 210-214.

178. Boak J.L., Dymek RF. Metamorphism of the ca. 3800 Ma supracrustal rocks at Isua, West Greenland: implications for early Archaean crustal evolution // Earth Planet. Sci. Lett. 1982. V. 59. P. 155-176.

179. Bogdanova S.V., Bibikova E.V. The "Saamian" of the Belomorian Mobile Belt: new geochronological constrains //Precamb. Res. 1993. V. 64. P. 131-152.

180. Boily M., Dion C. Geochemistry of boninite-type volcanic rocks in the Frotet-Evand greenstone belt, Opatica subprovince, Quebec: implications for the evolution of Archaeangreenstone belts // Precambrian Res. 2002. V. 115. P. 349-371.

181. Borisova E. Yu., Bibikova E.V., Lvov A. B„ Miller Yu. V. U-Pb age and nature of magmatic complex of Seryak mafic zone (the Belomorian Mobile Belt) Baltic Shield // Terra Nova. 1997. vol. 9. Abstr. Suppl. 1. P. 132.

182. Bortollotti V., Kodra A., Marroni M., Mustafa F„ Pandolfi L.,Principi G., Saccani E. Geology and petrology of ophiolitic sequences in the Mirdita region (Northern Albania) // Ophioliti. 1996. V. 21. P. 3-20.

183. Bortollotti V., Marroni M., Pandolfi L., Principi G., Saccani E. Interaction between mid-ocean ridge and subduction magmatism in Albanian ophiolites // J. Geol. 2002. V. 110. P. 561-576.

184. Bostock M.G., Hyndman RD., Rondenay S„ Peacock S.M. An inverted continental Moho and serpentinization of the forearc mantle //Nature. 2002. V. 417/P. 536 538.

185. Bottolotti V., Marroni M., Pandolfi L., Saccani E. Interaction between Mid-Ocean Ridge and Subduction Magmatism in Albanian Ophiolites // Jour. Geology. 2002. V. 110. P. 561-576.

186. Bowring S.A., Williams I.S., Compston W. 3.96 Ga gneisses from the Slave Province, NWT. Geology. 1989. V. 17. P. 971-975.

187. Botelier D., Chemenda A., Burg J.-P. Subduction versus accretion of intra-oceanic volcanic arcs: insight from thermo-mechanical analogue experiments // Earth Planet. Sci. Lett. 2003. V. 212. P. 31-45.

188. Bott M.H.P. Deep structure, evolution and origin of the Icelandic transverse ridge / L. Kristjansson (Ed). Geodynamics of Iceland and the North Atlantic Area // Dordrecht: Riedel, 1974. P. 33-48.

189. Boyd F.R., Gurney J.J., Richardson S.H. Evidence for a 150-200 km thick Archean Iithosphere iron diamond inclusion thermobarometry // Nature. 1985. V. 315. P. 387 389.

190. Brandon M.T. The Cascadia subduction wedge: the role of accretion, uplift, and erosion // B.A. van der Pluijm, S. Marshak (Eds). Earth Structure: An Introduction to Structural Geology and Tectonics. WGB/McGraw Hill Press, 2004. P. 566 574. .

191. Brandon M.T., Calderwood A.R. High-pressure metamorphism and uplift of the Olimpic subduction complex // Geology. 1990. V. 18. P. 1252 1255.

192. S.A., Alexeyev N.L., Daly J.S. Age and provenance of Early Precambrian metasedimentary rocks in the Lapland-Kola Belt, Russia: evidence from Pb and Nd isotopic data // Terra Nova. 2001. vol. 13. P.32-37.

193. Brown A. V., Jenner G.A. Geological setting, petrology and geochemistry of Cambrian boninite and low-Ti tholeiite lavas in Western Tasmania / A.J. Crawford (Ed). Boninites and related rocks // London: Unwin Human, 1989. P. 232 263.

194. Bryant C.J., Arculus R.J., Eggins S.M. The geochemical evolution of the Izu-Bonin arc system: A perspective from tephras recovered by deep-sea drilling // Geochem. Geophys. Geosystems. 2003. V. 4. n. 11. doi: 10.1029/2002GC000427.

195. Builter S.J.H., Govers R., Wortel M.J.R. Two-dimentional simulations of surface deformation caused by slab detachment // Tectonophysics. 2002. V. 354. P. 195-210.

196. Builter S.J.H., Govers R, Wortel M.J.R. A modeling study of vertical surface displacements at convergent plate margins // Geophys. J. Int. 2001. V. 147. P. 415-427.

197. Burke K. Tectonic evolution of the Caribbean // Ann. Rev. Earth Planet. Sci. Lett. 1988. V. 16. P. 201-230.

198. Burke K., Dewey J.F., Kidd W.S.W. Dominance of horizontal movements, arc and microcontinental collisions during the later permobile rigime // B. F.- Windley (Ed), The Early History of the Earth. Wiley, New York. 1976. P. 113 129.

199. Burke K., Fox P.J., Sengor A.M.C. Buoyant ocean floor and the evolution of the Caribbean // J. Geophys. Res. 1978. V. 83. P. 3949 3954.

200. Calmant S., Lebellegard P., Taylor F„ Bevis M„ Maillard D., Recy J., Bonneau J. Geodetic measurements of convergence across the New Hebrides subduction zone // Geophys. Res. Lett. 1995. V. 22. P. 2573-2576.

201. Calvert A J., Ludden J.N. Archean continental assembly in the southeastern Superior province of Canada//Tectonics. 1999. V. 18. P. 412-429.

202. Calvert A.J., Sawyer E. W., Davis W.J., Ludden J.N. Arhaean subduction inferred fron seismic images of a mantle suture in the Superior Province // Nature. 1995. V. 375. P. 670674.

203. Cameron W.E. Petrology and origin of primitive lavas from the Troodos ophiolite, Cyprus // Contrib. Mineral. Petrol. 1985. V. 89. P. 239-255.

204. Cameron W.E., McCulloch M.T., Walker D.A. Boninite pedogenesis: Chemical and Nd-Sr isotopic constrains // Earth Planet. Sci. Lett. 1983. V. 65. P. 75 89.

205. Cameron W.E., Nisbet E.G., Dietrich V.J. Boninites, komatiites and ophiolitic basalts // Nature, 1979. V. 280. P. 550-553.

206. Campbell I.H. Constraints on continenental growth models from Nb/U ratios in the 3.5 Ga Barberton and other Archaean basalt-komatiite suites // Am. J. Sci. 2003. V. 303. P. 319 -351.

207. Campbell I.H., Griffiths R W. Implications of mantle plume structure for the evolution of flood basalts // Earth Planet. Sci. Lett. 1990. V. 99. P. 79-93.

208. Campbell I.H., Griffiths R.W. The changing nature of mantle hotspots through time: implications for chemical evolution of the mantle // J. Geology. 1992. V. 92. P. 497 523.

209. Campbell I.H., Griffiths R. W„ Hill R.I. Melting in the Archean mantle plume: heads it's basalts, tails it's komatiites // Nature. 1989. V. 339. P. 697 699.

210. Cande S.C., Haxby W.F. Eocene propagating rifts in the southwest Pacific and their conjugate features on the Nasca Plate // J. Geophys. Res. 1991. V. 96. P. 12061 12084.

211. Card K.D. A review of the Superior Province of the Canadian Shield; a product of Archaean accretion // Precamb. Res. 1990. V. 48. P. 99-156.

212. Carlson R.L., Christensen N.I., Moore RP. Anomalous crustal structures in oceanic basins: continental fragments and oceanic plateaus// Earth Planet. Sci. Lett. 1980. V. 51. P.171 -180.

213. Carmichael I.S.E. The petrology of Thinmuli, a Tertiary volcano in eastern Iceland // J. Petrology. 1964. V. 5. P. 435-460.

214. Caro G., Bourdon B., Birck J.-L., Moorbath S. 146Sm 142Nd evidence from Isua metamorphosed sediments for early differentiation of the Earth's mantle // Nature. 2003. V. 423. P. 428-431.

215. Cawthorn RG„ Brown P. A. A model for the formation and crystallization of corundum-normative calc-alkaline magmas through amphibole crystallization // J. Geol. 1976. V. 84. P. 467-476.

216. Chase C.G., Patchett P.J. Stored/mafic ultramafic crust and early Archean mantle depletion // Earth. Planet. Sci. Lett. 1988. V. 91. P. 66 72.

217. Chatelain J.-L., Guiller B., Gratier J.P. Unfolding the subducting plate in the central New Hebrides island arc: geometrical argument for detachment of part of the downgoing slab // Geophys. Res. Lett. 1993. V. 20. P. 655-658.

218. Chatelain J., Molnar P., Prevot P., Isacks B. Detachment of part of the downgoing slab and uplift of the New Hebrides (Vanuatu) islands // Geophys. Res. Lett. 1992. V. 19. P. 1507-1510.

219. Chauvel C., Dupré B., Jenner G.A. The Sm-Nd age of Kambalda volcanics is 500 Ma too old! // Earth Planet. Sci. Lett. 1985. V. 74. P. 315 324.

220. Chen W.-P., Brudzinski M. Evidence for a large-scale remnant of subducted lithosphere beneath Fiji // Science. 2001. V. 292. P. 2475-2479.

221. Chivas A.R. Geochemical evidence for magmatic fluids in porphyry copper mineralization, Part 1. Mafic silicates from the Koloula Igneous Complex. Contrib. Mineral. Petrol. 1981. V. 78. P. 389-403.

222. Chown E.H., Daigneault R, Mueller W., Mortensen J. Tectonic evolution of the Northern Volcanic Zone, Abitibi belt, Quebec. Can. J. Earth Sci. 1992. V. 29. P. 2211• 2225.

223. Christensen N.I., Salisbury M.H. Structure and composition of the lower oceanic crust // Rev. Geophys. 1975. V. 13. P 57 86.

224. Christensen N.I., SmewingJ.D. Geology and seismic structure of the northern section of the Oman ophiolite // J. Geophys. Res. 1981. V. 86. P. 2545 2555.

225. Cloos M. Lithospheric buoyncy and collisional orogenesis: Subduction of oceanic plateaus, continental margins, island arcs, spreading ridges, and seamounts // Geol. Soc. Am. Bull. 1993. V. 105. P. 715-737.

226. Clouard V., Bonneville A. How many Pacific hotspots are fed by deep-mantle plumes? // Geology. 2001. V. 29. P. 695 698.

227. Cluzel D., Aitchison J.C., Picard C. Tectonic accretion and underplating of mafic terranes in the Late Eocene intraoceanic fore-arc of New Caledonia (Southwest Pacific): geodynamic implications //Tectonophysics. 2001. V. 340. P. 23 59.

228. Coffin M.F., Eldhom O. Large igneous provinces: crustal structure, dimentions, and external consequences // Review Geophys. 1994. V. 32. P. 1 -36.

229. Cohen R.S., O'Nions R.K. The lead, neodymium and strontium isotopic structure of ocean ridge basalts // J. Petrology. 1982. V. 23. P. 299 324.

230. Coish R.A., Hickey R., Frey F.A. Rare earth element geochemistry of the Betts Cove ophiolite, Newfoundland: Complexities in ophiolite formation // Geochim. Cosmochim.m Acta. 1982. V. 46. P. 2117-2134.

231. Coleman P.J. The Solomon Islands as an island arc // Nature. 1966. V. 211. P. 249251.

232. Coleman P.J. Geology of the Solomon and New Hebrides Islands, as part of the Melanesian Re-entrant, SW Pacific // Pac. Sci. 1970. V. 24. P. 289-314.

233. Coleman R.G. The diversity of ophiolites // Geol. Mijnbouw. 1984. V. 63. P. 141 150.

234. Collerson K.D., Campbell L.M., Weaver B.L., Palasz Z.A. Evidence for extreme mantke fractionation in early Archaean ultramafic rocks from northern Labrador // Nature. 1991. V. 349. P. 209-214.

235. Collerson K.D., Hapugoda S., Kamber B.S., Williams Q. Rocks from the mantle transition zone: Majorite-bearing xenoliths from the Malaita, Southern Pacific // Science. 2000. V. 19. P. 1215-1223.

236. Collerson K.D., Kamber B.S. Evolution of the Continenets and the Atmosphere inferred from Th-U-Nb systematics of the depleted mantle // Science. 1999. V. 283. P. 1519 1522.

237. Collins W.J. Hot orogens, tectonic switching, and creations of continental crust // Geology. V. 30. P. 535 538.

238. Collot J.-Y., Daniel J., Burne R V. Recent tectonics associated with the subduction / colliosion of the d'Entrecasteaux Zone in the central New Hebrides//Tectonophysics. 1985.• V. 112. P. 325-356.

239. Coltorti M, Hasenaka T., Briqueu L., Baker P.E., Siena F. Petrology and magmatic affinity of the North d'Entrecasteaux Ridge, Central New Hebrides Trench, Site 282 // Proc. Ocean Drilling Prog. Scientific Results. 1994. V. 134. P. 353-362.

240. Compston W„ Kinny P.D., Williams I.S., Foster J.J. The age and lead loss behavior of zircons fron the Isua supracrustal belt as determined by ion microprobe // Earth Planet. Sci. Lett. 1986. V. 80. P. 155-171.

241. Condie K.C. Geochemical changes in basalts and andesites across the Archean-Proterozoic boundary: Identification and significance // Lithos. 1989. V. 23. P. 1 18.

242. Condie K.C. (ed). Archaean Crustal Evolution. Amstedam: Elsevier, 1994.

243. Condie K.C. Greenstones through time / K.C. Condie (ed). Archean Crustal Evolution. Elsevier, Amsterdam, 1994. P. 85 120.

244. Condie K.C. Episodic continental growth and supercontinents: a mantle avalanche connection? // Earth Planet. Sci. Lett. 1998. V. 163. P. 97 108.

245. Condie K.C. Episodic continental growth models: after-thoughts and extensions // Tectonophysics. 2000. V. 322. P. 153 r 162.

246. Condie K. Incompatible element ratios in oceanic basalts and komatiites: Tracking deep mantle sources and continental growth rates with time // Geochem. Geophys. Geosyst. 2003. V. 4 (1). 2002GC000333.

247. Condie K.C., Des Marais D.J., Abbott D. Precambrian superplumes and supercontinents: a record in black shales, carbon isotopes and paleoclimates? // Precamb. Res. 2001. V. 106. P. 239 260.

248. Condie K.C., Viljoen M.J., Kabl, E.D.J. Effects of alteration on element distributions in Archean tholeiites from the Barberton greenstone belt, South Africa. Contrib. Mineral. Petrol. 1977. V. 64 P. 75-89.

249. Conrad C.P., Lithgow-Bertelloni C. How mantle slabs drive plate tectonics // Science. 2002. V. 298. P. 207-209.

250. Conrad C.P., Hager B.H. The thermal evolution of an Earth with strong subduction zones // Geophys. Res. Lett. 1999. V. 26. P. 3041 3044.

251. Cook F. A. Fine structure of the continental reflection Moho // GAS Bull. 2002. V. 114. P. 64-79.

252. Cook F. A., van der Velden A., Hall K., Roberts B.J. Frozen subduction in Canada's f j Northwest Territories: Lithoprobe deep reflection profiling of the western Canadian Shield //

253. Tectonics. 1999. V. 18. P. 1 24.

254. Corfu F. The evolution of the southern Abitibi greenstone belt in light of precise U-Pb geochronoly//Econom. Geol. 1993. V. 88. P. 1323 1340.

255. Corfu F„ Krogh T.E., Kwork Y.Y., Jensen L.S. U-Pb zircon geochronology in the southeastern Abitibi greenstone belt, Superior province // Can. J. Earth Sci. 1989. V. 26. P. 1747-1763.

256. Cosca M.A., Arculus R.J., Pearce J.A., Mitchell J.G. 40Ar/39Ar and K/Ar age constraints for the inception and early evolution of the Izu Bonin Mariana arc system // The Island Arc. 1998. V. 7. P. 579-595.

257. Coudert E., Cardwell R.K., Isacks B.L., Chatelain J.-L. P-wave velocity of the uppermost mantle and crustal thickness in the central Vanuatu islands (New Hebrides island arc)//Bull. Seismol. Am. Soc. 1984. V. 74. P. 913-924.

258. Cousens B.L. Geochemistry of the Archean Kam Group, Yellowknife gre4enstone belt, Slave Province? Canada // J. Geology. 2000. V. 108. P. 181 197.

259. Crawford A.J., Beccaluva L., Serri G. Tectono-magmatic evolution of the west Phillipine-Mariana region and the origin of boninites // Earth Planet. Sci. Lett. 1981. V. 54. P. 346-356.

260. Crawford A.J., Beccaluva L., Serri G., Dostal J. Petrology, geochemistry and tectonicimplications of volcanics dredged from intersection of the Yap and Mariana trenches // Earth Planet. Sci. Lett. 1986. V. 80. P. 265-280.

261. Crawford A. J., Cameron W.E. Petrology and geochemistry of Cambrian boninites and low-Ti andesites fron Heathcote, Victoria // Contrib. Mineral. Petrol. 1985. V. 91. P. 93 -104.

262. Crawford A. J„ Fallon T.J., Green D.H. Classification, petrogenesis and tectonic setting of boninites // A.J. Crawford (Ed), Boninites. Unwin Hyman, London, 1989. P. 2-44.

263. Cristensen U. Thermal evolution models for the Earth//J. Geophys. Res. 1985. V. 90. P. 2995-3007.

264. Crook K.A.W., Taylor B. Structural and Quaternary tectonic history of the Woodlark triple junction region, Solomon Islands // Mar. Geophys. Res. 1994. V. 16. P. 65-89.

265. Cross T.A., Pilger R.H. Controls of subduction geometry, location of magmatic arcs, m and tectonics of arc and back-arc regions // Geol. Soc. Am. Bull. 1982. V. 93. P. 545 562.

266. DannJ.C. Early Proterozoic ophiolite, central Arizona//Geology. 1991. V. 19. P. 590593.

267. Dann J.C. Tectonostratigraphies of the 1.7 Ga Payson ophiolite and the 3.5 Ga komatiite-bearing Jamestown ophiolite complex: accretion of magamtic arcs // Northeastern Section of GSA Ann. Meeting. Abstr. 2002.

268. Danushevsky L.V., Fallon T.J., Sobolev A.V., Crawford A. J., Carroll M., Price R.C. The H20 content of basalt glasses from southwest Pacific back-arc basins // Earth Planet. Sci. Lett. 1993. V. 117. P. 347-362.

269. Danyushevsky L.V., Sobolev A.V., Falloon T.J. North Tongan high-Ca boninite petrogenesis: the role of Samoan plume and subduction zone-transform fault transition // Jour. Geodynamics. 1995. V. 20. P. 219-241.

270. Darbishire F.A., Bjarnason I.T., White R.S., Flovenz O.G. Crustal structure above the Iceland mantle plume imaged by the ICEMELT refraction profile // Geophys. J. Int. 1998. V. 135. P. 1131-1149.

271. Darbishire F.A., White R.S., Priestly K.F. Structure of the crust and uppermost mantle of Iceland from a combined seismic and gravity study // Earth Planet. Sci. Lett. 2000. V. 181. P. 409-428.

272. Davaille A., Jaupart C. Transient high-Rayleigh-number thermal convection wth large viscosity variations // J. Fluid. Mech. 1993. V. 253. P. 141 166.

273. Davies G. Mantle plumes, mantle stirring and hotspot chemistry // Earth Planet. Sci. Lett. 1990. V. 99. P. 94-109.

274. Davies G.F. On the emergence of plate tectonics // Geology. 1992. V. 20. P. 963 966.

275. Davies G.F. Conjectures on the thermal and tectonic evolution of the Earth // Lithos. 1993. V. 30. P. 281-289.

276. Davies G., Cawthorn R.G., Barton J.M., Morton M. Parental magmas to the Bushveld Complex // Nature. 1980. V. 287. P. 33 35.

277. Davies G.F., Richards MA. Mantle convection // J. Geology. 1992. V. 100. P. 151 — 206.

278. Davies J.H. Simple analytic solution for subduction zone thermal structure // Geophys. Jour. Inter. 1999. V. 139. P. 823 828.

279. Davies J.H., Stevenson D.J. Phisical model of source region of subduction zone volcanics // J. Geophys. Res. 1992. V.,97. P. 2037 2070.

280. Davies J.H., von Blanckenburg F. Slab breakoff: A model of lithosphere detachment and its test in the magmatism and deformation of collisional orogens // Earth Planet Sci. Lett. 1995. V. 129. P. 85-102.'

281. Defant M.J., Drummond M.S. Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere // Nature. 1990. V. 347. P. 662 665.

282. Defant M.J., Drummond M.S. Mount St. Helens: Potential example of the partial melting of the subducted lithosphere in a volcanic arc // Geology. 1993. V. 21. P. 547 550.

283. DeMets C., Gordon R.G., Argus D.F., Stein S. Current plate motions // Geophys. Jour. Inter. 1990. V. 101. P. 425-478.

284. DeBari S. M., Sleep N.H. High-Mg, low-Al bulk composition of the Talkeetna island arc, Alaska: implications for primary magmas and the nature of arc crust // Geol. Soc. Bull. Am. 1991. V. 103. P. 37-47.

285. DePaolo D.J. The mean life of continents: estimates of continental recycling rates from Nd and Hf isotopic data and implications for mantle structure // Geophys. Res. Lett. 1983. V. 10. P. 705-708.

286. DePaolo D.J. Neodymium isotope geochemistry. Springer, Berlin Heidelberg NY, 1981.187 p.

287. Desroches J.-P., Hubert C„ Ludden J.H., Pilote P. Accretion of Archean oceanic plateau fragments in the Abitibi greenstone belt, Canada // Geology. 1993. V. 21. P. 451454.

288. Detrick R.S., Buhl E„ Vera J., Mutter J., Orcutt J., Madsen J., Brocher T. Multi-channel seismic imagining of a crustal magma chamber along the East Pacific Rise // Nature. 1987. V. 326 P. 35-41.

289. Detrick R.S., Mutter J., Buhl E., Kim II. No evidence from multi-channel reflection data for a crustal magma chamber in the MARK area on the Mid-Atlantic ridge // Nature. 1990. V. 347. P. 61-64.

290. Dewey J.F. Plate tectonics / J.T. Wilson (Ed). Continents Adrift and Continents Aground. New York: Scientific American, 1976, P. 56 65.

291. Dick H.J.B., Lin J., Schouten H. An ultraslow-spreading class of ocean ridge // Nature. 2003. V. 426. P. 405-412.

292. Dickinson W.R, Suczek C.A. Plate tectonics and sandstone compositions // AAPG Bull. 1979. V. 63. P. 222-235.

293. Dickinson W„ Snyder W. Plate tectonics of the Laramide orogeny // Geol. Soc. Am. Mem. 1978. V. 151. P. 355-366.

294. Dimalanta C., Yumul Jr. G. The role of crustal thickness in the formation of adakitic rocks // Asia Oceania Geol. Soc, AOGS 2004. Abstr. 57 OSE - A1662.

295. Dimalanta C., Yumul Jr. G., Crustal thickening in an active margin setting (Philippinnes): The whys and the hows // Episodes. 2004. V. 27. P. 260 264.

296. Dilek Y., Moores E.M. A Tibetan model for the early Tertiary western United States // Jour. Geol. Soc. London. 1999. v. 156. P. 929 941.

297. Dumitru T.A. Effects of subduction parameters on geothermal gradients in forearcs, with an application to Franciscan subduction in California // J. Geophys. Res. 1991. V. 96. P. 621-6421.

298. Dostal J., Mueller W. Komatiite flooding of a rifted Archean complex: geochemical signature and tectonic significance of the Stoughton-Roquemaure Group, Abitibi greenstone• belt, Canada // J. Geology. 1997. V. 105. P. 545 563.

299. Drummond M.S., Defant M.J. A model for tronhjemite-tonalite-dacite genesis and crustal growth via slab melting: Arhean to modern comparison // Jour. Geophys. Res. 1990. V. 95. P. 21503-21521.

300. Drummond M.S., Defant M.J., Kepezhinskas P.K. Pedogenesis of slab derived tonalite-dacite adakite magmas // Trans. Roy. Soc. Edinburgh. 1996. V. 58. P. 205 215.

301. Duncan RA., Green D.H. Role of multistage melting in the formation of oceanic crust // Geology. 1980. V. 8. P. 22 26.

302. Duncan RA., Green D.H. The genesis of refractory melts in the formation of oceanic crust // Contrib. Mineral. Petrol. 1987. V. 96. P. 326 342.

303. Dymek RF., Brothers S.C., Schiffries C.M. Petrogenesis of ultramafic metamorphic rocks from the 3800 Ma Isua supracrustal belt, West Greenland // J. Petrology. 1988. V. 29.m P. 1353- 1397.

304. Dymek RF., Klein C. Chemistry, petrology and origin of banded iron-formation lithologies from the 3800 Ma Isua supracrustal belt, West Greenland // Precambrian Res., 1988. V. 39. P. 247-302.

305. Echeverría L.M. Tertiary or Mesozoic komatiites from Gorgona Island, Colombia: field relations and geochemistry // Contrib. Miner. Petrol. 1980. V. 73. P. 253 266.

306. Elliott T.R, Hawkesworth C.J., Gronvold K. Dynamic melting of the Iceland plume // Nature. 1991. V. 351. P. 201-206.

307. Elton D. Pressure of origin of primary mid-ocean-ridge basalts / A.D. Saunders and M.J. Norry (eds), Magmatism in the Ocean Basins // Geol. Soc. Lond. Spec. Publ. 1989. V. 42 P. 125-136.

308. Encarnación J. Multiple ophiolite generation preserved in the northern Philippines and the growth of an island arc complex // Tectonophysics. 2004. V. 392. P. 103 130.

309. Encarnación J. Northern Philippine ophiolites: Modern analogues to Precambrian Ophiolites // In: T. Kusky (ed) Precambrian ophiolites and related rocks. Elseveir, Amsterdam. 2005. P. 615 626.

310. Encarnación J.P., Essene E.J., Mukasa S.B., Hall C. High pressure and temperaturesubophioliyic kyanite garnet amphibolites generated during initiation of mid-Tertiarysubduction, Palawan, Philippines // J. Petrol. 1995. V. 36. P. 1481 1503.

311. Encarnación J.P., Mukasa S.B., Evans S.A. Subduction components and the generation of arc-like melts in the Zambales ophiolite, Philippines: Pb, Sr and Nd isotopic constraints // Chem. Geol. 1999. V. 156. P. 343-357.

312. Engdahl E.R, van der Hilst R, Buland R Global teleseismic earthquake relocation with improved travel times and procedures for depth determination // Bull. Seismol. Soc. Am. 1998. V. 88. P. 722-743.

313. England P., Bickle M. Continental thermal and tectonic regimes during the Archean // J. Geol. 1984. V. 92. P. 353 367.

314. England P., Wortel R Some consequences of subduction of young slabs // Earth Planet. Sci. Lett. 1980. V. 47. P. 403-415.

315. Ernst RE., Buchan KL. Maximum size and distribution in time and space of mantle plumes: evidence from large igneous province // J. Geodynam. 2002. V. 34. P. 309 342.

316. Ernst W.G. Do mineral paragenesis reflect unusually high pressure conditions of Franciscan metamorphism // Am. Jour. Science. 1971. V. 71. P. 81 108.•J

317. Ernst W.G. Evolution of thought concerning high- and ultrahigh-pressure metamorphicbelts: subduction, recrystallization, and exhumation // GSA Ann. Meet. 2001. Absr. No• 14541.t •

318. Ewart A., Collerson K.D., Regelous M„ Wendt J.I., Niu Y. Geochemical evolution withinthe Tonga-Kermadec-Lau Arc-Backarc system: The role of varying mantle wedge composition in space and time // J. Petrology. 1998. V. 39. P. 331-368.

319. Ewart A., Hawkesworth C.J. The Pleistocene-Recent Tonga-Kermadec arc lavas: Interpretation of new isotopic and rare element data in terms of a depleted mantle source model // J. Petrol. 1987. V. 28. P. 495-530.

320. Fallon T.J., Crawford A J. The pedogenesis of high-calcium boninite lavas dredged from the northern Tonga ridge // Earth Planet. Sci. Lett. 1991. V. 102. P. 375-394.

321. Fallon T.J. Malahoff A., Zonenshain L.P., Bogdanov Y. Petrology and geochemistry of back-arc basin basalts from Lau Basin spreading ridges at 15°, 18° and 19°S // Mineral. Petrol. 1992. V. 47. P. 1-35.

322. Farnetani C.G., Legras B., Tackley P.J. Mixing and deformations in mantle plumes // Earth Planet. Sci. Lett. 2002. V. 196. P. 1 15.

323. Farnetani C.G., Richards M.A., Ghiorso M.S. Penological models of magma evolution and deep crustal structure beneath hotspots and flood basalt provinces // Earth Planet. Sci. Lett. 1996. V. 143. P. 81-94.

324. Faure M., Marchadier Y., Rangin C. Pre-Eocene synmetamorphic structure in the Mindoro-Romblon-Palawan area, Western Philippines and implications for the history of SoutheastAsia//Tectonics. 1989. V. 8. P. 963-979.

325. Ferry J.M., Gerdes M.L. Chemically reactive fluid flow during metamorphism // Ann. Rev. Earth Planet. Sci. 1998. V. 26. P. 255 258.

326. Fischer K.M., Jordan T.H. Seismic strain rate and deep slab deformation in Tonga // J. Geophys. Res. 1991. V. 96. P. 14429-14444.

327. Fitton J.G., Saunders A.D., Norry M.J., Hardarson B.S., Taylor R.N. Thermal and chemical structure of the Island plume // Earth Planet. Sci. Lett. 1997. V. 153. P. 197-208.

328. Flower M.F.J. Spreading-rate parameters in ocean crust: analogue for ophiolites? / I.G. Gass, S.J. Lippard, Shelton A.W. (Eds), Ophiolites and Oceanic Lithosphere. Blackwell: London, 1984. P. 25-40.

329. Flower M.F.L., Levine H.M. Petrogenesis of a tholeiite-boninite sequence from Ayios Mamas, Troodos ophiolite: evidence for splitting of a volcanic arc // Contrib. Mineral. Petrol. 1987. V. 97. P. 509-524.

330. Foulger G.R. Plumes, or plate tectonic processes // Astron. Geophys. 2002. V. 43. P. 619-683.

331. Francis D. The implications of picritic lavas for ,the mantle sources of terrestrial volcanism // Lithos. 1995. V. 34. P. 89 105.

332. Francis D., Ludden J., Johnstone R, Davis W. Picrite evidence for more Fe in Archean mantle reservoirs // Earth Planet. Sci. Lett. 1999. V. 167. P. 197 213.

333. Fujiwara T., Tamura C., Nishizawa A., Fujioka K., Kobayashi K., Iwabuchi Y. + Morphology and tectonics of the Yap Trench // Marin. Geophys. Res. 2000. V. 21. P. 69-86.

334. Furukawa Y., Tatsumi Y. Melting of a subducting slab and production of high-Mg andesite magmas: unusual magmatism in SW Japan at 13 15 Ma // Geophys. Res. Lett. 1999. V. 26. P. 2271-2274.

335. Gaál G„ Gorbatschev R An outline of the Precambrian evolution of the Baltic Shield // Precambrian Research. 1987. V. 35. P. 15-52.

336. Galer S.J.G. Interrelationships between continental freeboard, tectonics and mantle temperature//Earth Planet. Sci. Lett. 1991. V. 105. P.214-228.

337. Galer S.J.G., Goldstein S.L. Early mantle differentiation and its thermal consequences // Geochem. Cosmoch. Acta. 1991. V. 55. P. 227 239.

338. Galer S.J.G., Goldstein S.L., O'Nions RK. Limits on chemical and convective isolation in the earth's interior // Chem. Geology. 1989. V. 75. P. 257 290.

339. Garbe-Schónberg C.-D. Simultaneous determination of thirty-seven trace elements in twenty-eight international rock standarts by ICP-MS. Geostand. Newslett. 1993.V. 17. P. 8197.

340. Garland F., Turner S., Hawkesworth C.J. Shifts in the source of the Parana basalts through time // Lithos. 1996. V. 37. P. 223 243.

341. Geary E.E., Kay RW. Identification of an Early Cretaceous ophiolite in the Camarines

342. Norte-Calaguas Islands basement complex, eastern Luzon, Philippines // Tectonophysics.1989. V. 168. P. 109-126.

343. Gibson S.A. Major element heterogeneity in Archean to Recent mantle plume starting-heads // Earth Planet. Sci. Lett. 2002. V. 195. P. 59 74.

344. Giardini D., Woodhouse J.H. Horizontal sher flow in the mantle beneath the Tonga arc //Nature. 1986. V. 319. P. 551-555.

345. Giardini D., Woodhouse J.H. Deep seismicity and modes of deformation in the Tonga subduction zone // Nature. 1984. V. 307. P. 505-509.

346. Gill J.B. Orogenic andesites and plate tectonics. Berlin. Springer-Verlag. 1981. 389 p.

347. Gill J.B. Early geochemical evolution of an oceanic island arc and backarc: Fiji and South Fiji Basin // Jour. Geol. 1987. V. 95. P. 589-615.

348. Gill J.B., Whelan P. Postsubduction ocean island alkali basalts in Fiji // J. Geophys. Res. 1989. V. 94. P. 4579 4588.

349. Gill RC.O., Bridgwater D., Allaart J.H. The geochemistry of the earliest known basic volcanic rocks, West Greenland: a preliminary investigation // Spec. Publ. Geol. Soc. Australia. 1981. V. 7. P. 313-325.

350. Gladczenko T. P., Coffin M. F„ and Eldholm O. Crustal structure of the Ontong Java Plateau: modeling of new gravity and existing seismic data. J. Geophys. Res. 1997. V. 102.•) P. 22711-22729.

351. Godard M, Dautria J.-M., Perrin M. Geochemical variability of the Oman ophiolite lavas: Relationship with special distribution and paleomagnetic direction // Geochem. Geophys. Geosyst. 2003. V. 4. doi: 10.1029/2002GC000452.

352. Goodwin A.M. Precambrian geology. The dynamic evolution of the continental crust. Academic Pess, London, 1991.666 p.

353. Gorbatschev R, Bogdanova S. V. Frontiers in the Baltic Shield // Precamb. Res. 1993. V. 63. P. 3 -21.

354. Gorbatschev R, Gaâl G. The Precambrian of the Baltic Shield / A. KrSner (Ed). Proterozoic Lithospheric Evolution // AGU Geod. Ser. 1987. V. 17. P. 149 159.

355. Gosselin C. Synthèse géologique de la region de Frotet-Troilus. Ministère des Ressources Naturelles du Québec. 1996. ET-96-02. 21 p.

356. Gradstein F.M., OggJ.G., Smith A.G, Bleeker W., Lourens L.J. A new geological time scale, with special reference to Precambrian and Neogene // Episodes 2004. vol. 27. № 2. P. 83-100.

357. Green D.H. Crystallization of calcalcaline andesite under controlled high-pressure hydrous conditions // Contrib. Mineral. Petrol. 1972. V. 34. P. 150 166.

358. Green T.H. Anatexis of mafic crust and high pressure crystallization of andesite / R.S. Thorpe (Ed). Andesites. John Wiley, New York. 1982. P. 465-487.

359. Green D.H., Falloon T.J., Taylor W.R. Mantle-derived magmas role of variable source peridotite and variable C-H-0 fluid compositions / B.O. Myson (Ed) Magmatic processes: physio-chemical principles // Geochem. Soc. Spec. Publ. V.l. P.139-154.

360. Greene H.G., Collot J.-Y. Ridge arc collision: timing and deformation determined by Leg 134 drilling, central New Hebrides Island arc // Proc. ODP. Sci. Results. 1994. V. 134. P. 609-621.

361. Greene H.G., Collot J.-Y., Fisher M.A., Crawford A.J. Neogene tectonic evolution of the New Hebrides island arc: a review incorporating ODP drilling results // Proc. Ocean Drilling Prog. Scientific Results. 1994. V. 134. P. 19-46.

362. Green M.G., Sylvester P.J., Buick R Growth and recycling of early Archaean continental crust: geochemical evidence from the Coonterunah and Warrawoona Groups, Pilbara Craton, Australia // Tectonophysics. 2000. V. 322. P. 69-88.

363. Green T.H., Blundy, J.D., Adam, J., Yaxley G.M. SIMS determination of trace element partition coefficients between garnet, clinopyroxene and hydros basaltic liquids at 2-7.5 Gpa and 1080-1200°C // Lithos 2000. V. 53. V. 165 187.

364. Green N.L., Harry D.L. On the relationship betwwen slab age and arc basalt petrogenesis, Cascadia subduction system, North America // Earth Planet. Sci. Lett. 1999. V. 171. P. 367-381.

365. Gregoire M., Mattie IIIN., Nicollet C., Cottin J. Y., Leyrit H., Wels D„ Shimizu N„ Giret A. Oceanic mafic granulite xeniliths from the Kergelen archipelago // Nature. 1994. V. 367. P. 360 -363.

366. Griffiths R W„ Campbell I.H. Stirring and structure in mantle starring plumes // Earth Planet. Sci. Lett. 1990. V. 99. P. 66 78.

367. Grove T.L., Baker M.B. Phase equilibrium controls on the tholeiitic versus calc-alkaline differentiation trends // J. Geophys. Res. 1984. V. 89. P. 3253 3274.

368. Grove T.L., Kinzler ftJ. Petrogenesis of andesites // Ann. Rev. Earth Planet. Sci. 1986. V. 14. P. 417-454.

369. Gudmundsson A. Emplacement of dikes, sills and crustal magma chambers at divergent plate boundaries // Tectonophysics. 1990. V. 176. P. 257 275.

370. Gurnis M. A reassessment of the heat transport by variable viscosity convection with plates and lids // Geophys. Res. Lett. 1989. V. 16. P. 179 182.

371. Gurnis M., Hager B.H. Controls on the structure of subducted slabs and the viscosity of the lower mantle // Nature. 1988. V. 335. P. 317 321.

372. Gutscher M.-A., Bourdon E.,., Eissen J.-P.,., Maury R Can slab melting be caused by flat subduction? // Geology. 2000a. V. 28. P. 535 538. • 442. Gutscher M.-A.,Olivet J.-L., Aslanian £>., Maury R, Eissen J.-P. The 'lost Inca Plateau':

373. Cause of flat subduction beneath Peru? // Earth Planet. Sei. Lett. 1999. V. 171. P. 335 341.

374. Gutscher M.-A., Spakman W., Bijwaard H., Engdahl E. Geodynamics of flat subduction: seismicity and tomographic constraints from the Andean margin // Tectonics. 2000b. V. 19. P. 814-833.

375. Gvirtzman Z., Nur A. Plate detachment, asthenosphere upwelling, and topography across subduction zones // Geology. 1999. V. 27. P. 563-566.

376. Hacker B.R, Abers G.A., Peacock S.M. Subduction factory 1. Theoretical mineralogy, densities, seismic wave speeds, and H20 contents // J. Geophys. Res. 2003 a. V. 107. doi: 10.1029/2001B001127.

377. Hacker B.R, Peacock S.M., Abers G.A., Holloway S.D. Subduction factory 2. Are intermediate-depth earthquakes in sunducted slabs linked to metamorphic dehydration reactions? // J. Geophys. Res. 2003 b. V. 107. doi: 1029/2001JB001129.

378. Hackman B.D. The geology of Guadalcanal, Solomon Islands // Overseas Memoir of the Institute of Geological Sciences. 1980. V. 6, -115 pp.

379. Hager B.H. Subducted slabs and the geoid: constraints on mantle rheology and flow // J. m Geophys. Res. 1984. V. 84. P. 6003 6015.

380. Hager B.H., O'Cornell R.J. Subduction zone dip angles and flow driven by plate motion // Tectonophysics. 1978. V. 50. P. 111 133.

381. Hall C.E'., Gurnis M., Sdrolias M., Lavier L.L., Müller D.R Catastrophic initiation of subduction following forced convergence across fracture zones // Earth Planet. Sei. Lett. 2003. V. 212. P. 15-30.

382. Hall R Reconstructing Cenozoic SE Asia / R. Hall, D.J. Blundell (Eds.). Tectonic Evolution of Southeast Asia//Geol. Soc. Spec.Publ. 1996. V. 106. P. 153 184.

383. Hall R Cenozoic geological and plate tectonic evolution of SE Asia and SW Pacific: computer-based reconstructions, model and animations // Jour. Asian Earth Sei. 2002. V. 20. P. 353-431.

384. Hall R, Ali JR., Anderson C.D., Baker S.J. Origin and motion history of the Philippine Sea Plate // Tectonophysics. 1995. V. 251. P. 229 250.

385. Hall RP„ Hughes D.J. Noritic dykes of southern West Greenland: early Proterozoic boninitic magmatism // Contrib. Mineral. Petrol. 1987. V. 97. P. 169 182.

386. Hall R.P., Hughes D.J. Early Precambrian crustal development: changing styles of mafic magmatism // Jour. Geol. Soc. London. 1993. V 150. P. 625 -635.

387. Hamilton W.B. Archean magmatism and deformation were not products of plate ® tectonics // Precambrian Research. 1998. V. 91. P. 143-179.

388. Hamilton W.B. An alternative Earth // GSA Today. 2003. No 13. P. .4 12.

389. Harper G.D. The Josephine Ophiolite, northwestern California // Geol. Soc Am. Bull. 1984. V. 95. P. 1009-1026.

390. Harper G.D. Dismembered Archean ophiolite, Wind River Mountains, Wyoming (USA) // Ophioiti. 1985. V. 10. P. 297 306.

391. Harper G.D. Fe-Ti basalts and propagating-rift tectonics in the Josephine Ophiolite // Geol. Soc. Am. Bull. 2003. V. 115. P. 771-787.

392. Harry D.L., Green N.L. Slab dehydration and basalt pedogenesis in subduction systems involving very young oceanic lithosphere // Chem. Geol. 1999. V. 160. P. 309 333.

393. Hawkesworth C.J., Gallagher K., Herght J.M., McDermott F. Mantle and slab contribution in arc magmas//Ann. Rev. Earth Planet. Sci. 1993. V.21.P. 175-204.

394. Hawkins J. W. The geology of the Lau Basin / B. Taylor (Ed). Back-arc basins: Tectonic and magmatism // Plenium press. New York. 1995. P. 63-138.

395. Hawkins J.W., Batiza R Metamorphic rocks of the Yap arc-trench system // Earth Planet. Sci. Lett. 1977. V. 37. P. 216-229.

396. Hawkins J. W„ Bloomer S.H., Evans C.A., Melchior J. T. Evolution of intra-oceanic arc-trench systems//Tectonophysics. 1984. V. 102. P. 175-205.

397. Helffrich G. Subducted lithosphere slab velocity structure: Observations and mineralogical inferences / G.E. Bebout et al. (Eds), Subduction: Top to Bottom // AGU Geophys. Monograph. 1996. V. 96. P. 215 222.

398. Helffrich G.R, Wood B.J. The Earth's mantle //Nature. 2001. V. 412. P. 501 507.

399. Hemond C., Arndt N. Lichtenstein U., Hofmann A.W., Oskarsson N. Steinthorsson S. The heterogeneous Iceland plume: Nd-Sr-0 isotopes and trace element constraints // J.m Geophys. Res. 1993. V. 98. P. 15833 15850.

400. Herzberg C.T. Depth and degree of of melting of komatiites // J. Geophys. Res. 1992. V. 97. P. 4521-4540.

401. Herzberg C. Generation of plume magmas through time: an experimental perspective // Chem. Geology. 1995. V. 126. P. 1 16.

402. Herzberg C., O'Hara M.J. Phase equilibrium on the origin of basalts, picrites, and komatiites // Earth-Sci. Rev. 1998. V. 44. P. 39 79.

403. Herzberg C„ O'Hara M.J. Plume-associated ultramafic magmas of Phanerozoic age // J. Petrology. 2002. V. 43. P. 1857 1883.

404. Hewitt J.M, McKenzie D.P., Weiss N.O. Dissipative heating in convective flows // J. Fluid. Mech. 1975. V.68. P. 721 738.

405. Hickey-Vargas R Origin of the Indian Ocean-type isotopic signature in basalts from the Philippine Sea plate spreading centres: an assessment of the local versus large-scale processes // J. Geophys. Res. 1998. V. 103. P. 20963 20979.

406. Hickey RL„ Frey F.A. Geochemical characteristics of boninite series volcanics: Implications for their source // Geoch. Cosmoch. Acta 1982. V.46. P. 2099-2115.

407. Hickey-Vargas R, Regan M.K. Temporal variations oisotope and rare earth element abundances from Guam: Implicatons for the evolution of the Mariana arc // Contrib. Mineral.• Petrol. 1987. V. 97. P. 497 508.

408. Hippolyte J.-C., Angelier J., Roure F. A major geodynamic change revealed by Quaternary stress patterns in the Southern Appennines (Italy) // Tectonophysics. 1994. V. 230. P. 199-210.

409. Hirose K. Melting experiments on lherzolithe KLB-1 under hydros conditions and generating of high-magnesian andesite melts // Geology. 1997. V. 25. P. 42 44.

410. Hirose K., Kawamoto I. Hydrous partial melting of lherzolite at 1 Gpa: The effect of H20 on the genesis of basaltic magmas // Earth Planet. Sci. Lett. 1995. V. 133. P. 463 473.

411. Hirose K., Kushiro I. Partial melting of dry peridotites at high pressures: determeination of compositions of melts segregated from peridotite using aggregates of diamond. Earth Planet. Sci. Lett. 1993. V. 102. P. 477-489.

412. Hirth G„ Kohlstedt D.L. Water in the oceanic mantle mantle: Implications for reology, melt extraction, and the evolution of the lithosphere // Earth Planet. Sci. Lett. 1996. V. 144. P. 93- 108.

413. Holbrook W.S., Lizzarralde D., McGeary S., Bangs N. Deibold J. Structure and composition of the Aleutian island arc and implication for continental crustal growth // Geology. 1999. V. 27. P. 31-34.

414. Holland T., Blundy J. Non-ideal interactions in calcic amphiboles and their bearing on amphibole-plagioclase thermometry // Contrib. Mineral. Petrol. 1994. V. 116. P. 433-447.

415. Hollings P., Wyman D. Trace element and Sm-Nd systematics of volcanic and intrusive rocks from the 3 Ga Lumby Lake Greenstone belt, Superior Province: evidence for Archean• plume-arc interaction // Lithos. 1999. V. 46. P. 189-213.

416. Hoffman P.L., Ranalli G. Archean oceanic flake tectonics// Geophys. Res. Lett. 1988. V. 15. P. 1077- 1080.

417. HofinannA. W. Geochemical mantle models // Terra Cognita. 1984. V. 4. P. 157 165. A9\. Hofmann A. W. Early evolution of continents // Science. 1997. V. 275. P. 498-499.

418. Hofmann A.W. Mantle geochemistry: the message from oceanic volcanism // Nature. 1997. V. 385. P. 219-229.

419. Hofmann A.W. Chemical differentiation of the Earth: The relationship between mantle continental crust and oceanic crust // Earth Planet. Sci. Lett. 1988. V. 90. P. 297-314.

420. Hofmann A.W., Jochum K.P., Seufert M., White W.M. Nb and Pb in oceanic basalts: new constraints on mantle evolution // Earth Planet. Sci. Lett. 1986. V. 79. P. 33 45.

421. Hofmann A.W., White W.M. Mantle plumes from ancient oceanic crust // Earth Planet. Sci. Lett. 1982. V. 57. P. 421 436.

422. Hofmeister A.M. Mantle values of thermal conductivity and the geotherm from fonon lifetimes // Scince. 1999. V. 283. P. 1699 1706.

423. Hofmeister A.M. Thermal conductivity of spinels and olivines from vibrational tl spectroscopy at ambient conditions // Am. Mineral. 2001. V. 86. P. 1188- 1208.

424. Holt W.E. Flow fields within the Tonga slab determined from the movement tensors of deep earthquakes // Geophys. Res. Lett. 1995. V. 22. P. 989-992.

425. Hooper P.R, Hawkesworth C.J. Isotopic and geochemical constraints on the origin and evolution of the Columbia River basalt//Jour. Petrol. 1993. V. 34. P. 1203 12406.

426. Houseman G.A., Gubbins D. Deformation of subducted lithosphere // Geophys. J. Int. 1997. V. 131. P. 535-551.

427. Huchon P., Gracia E., Ruellan E., Joshima M., Auzende J.M. Kinematics of active spreading in the central North Fiji Basin // Mar. Geol. 1994. V. 116. P. 69 88.

428. Hughes G.W., Turner C.C. Upraised Pacific Ocean floor, southern Malaita, Solomon Islands// Geol. Soc. Am. Bull. 1977. V. 66. P. 412 424.

429. Huhma, H., Kontinen, A., Laajoki, K. Age of the metavolcanic-sedimentary units of the Central Puolanka Group, Kainuu schist belt, Finland // E. Eide(Ed.), Abstr. 24th Nordic Geol. Winter Meet., Trondheim, Norway, 2000. P. 87.

430. Humler E, Langmuir Ch., Dawc V. Depth versus age: new perspectives from the chemical compositions of ancient crust// Earth Planet. Sci. Lett. 1999. V. 173. P. 7 23.

431. Hunter D.R, Stowe C.W. A historical review of the origin, composition, and setting of Archean greenstone belts (Pre-1980) / M. de Wit, L.D. Ashwal (eds), Greenstone belts //

432. Oxford Monograpths on Geology and Geophysics. 1997. V. 35. P. 5-29.

433. Huson R, Kusky T. Geochemical and petrographical characteristics of the Archean Dongwanzi ophiolite complex and related rocks // Abstr. GSA Ann. Meet. 2002. Pap. No. 163-6.

434. Hussong D.M., Wipperman L.K., Kroenke L. W. The crustal structure of the Ontong Java and Manihiki oceanic plateau // J. Geophys. Res. 1979. V. 84. P. 6003 6010.

435. Hussong D.M., Ueda S. Tectonic processes and the history of the Mariana arc a synthesis of the results of DSDP Leg 60 // Init. Report DSDP. V. 60. P. 909-929.

436. Huw Davies J., Von Blankenburg F. Slab breakoff: a model of lithosphere detachment and its test in the mafmatism and deformation of collisional orogens // Earth Planet. Sci. Lett. 1995. V. 129. P. 85-102.

437. Inokushi H., Yaskawa K., Rodda P. Clockwise and anticlockwise rotation of Viti Levu, Fiji in relation of the North and South Fiji Basin // Geoph. Jour. Inter. 1992. V. 110. P. 225 -237.

438. Isachsen C.E., Bowring S.A. The Bell Lake Group and Anton Complex: a basement-cover sequence beneath the Archean Yellowknife greenstone belt revealed and implicated in

439. W greenstone belt formation // Can. J. Earth Sci. 1997. V. 34. P. 169 189.

440. Ishikawa T„ Nagaishi K., Umino S. Boninitic volcanism in the Oman ophiolite: Implications for thermal condition during transition from spreading ridge to arc // Geology. 2002. V. 30. P. 899-902.

441. Isley A.E'., Abbott D.H. Implications of the temporal distribution of high-Mg magmas for mantle plume volcanism through time // J. Geology. 2002. V. 110. P. 141 151.

442. Ivamory H. Compression melting in subduction zones // Terra Nova. 1997. V. 9. P. 913.

443. Jackson S.L., Cruden A.R. Formation of the Abitibi greenstone belt by arc-trench migration // Geology. 1995. V. 23. P. 471 474.

444. Jacob D., Jagoutz E„ Lowry D., Mattey D., Kudrjavtseva G. Diamondiferous eclogites from Siberia: remnants of Archean oceanic crust // Geochim Cosmochim. Acta. 1994. V. 58. P. 5191 -5207.

445. Jacobsen S.B. Isotopic and chemical constraints on mantle-crust evolution // Geochim. Cosmochim. Acta. 1988. V. 52. P. 1341 1350.

446. John B.M., Auvray B., Blais S., Capdevila R, Cornishet J., Vidal F., Hameurt J. Trace element gochemistry and petrogenesis of Finnish Greenstone belt // J. Petrology. 1980. V. 21. P. 201-244.

447. Jakes P., Gill J.B. Rare earth elements and the island arc tholeiite series // Earth Planet. Sci. Lett. 1970. V. 9. P. 17-28.

448. Jarrará R.D. Relations among subduction parameters // Reviews of Geophysics. 1986. V. 24. P. 217-284.

449. Jarvis G.T., McKenzie D. Convection in a compressible fluid with infinite Prandtl number // J. Fluid. Mech. 1980. V.96. P. 515 583.

450. Jenner G.A., Cawood P.A., Rautenschlein M., White W.M. Composition of back-arc basin volcanics, Valu Fa Ridge, Lau Basin: evidence for a slab-derived component in their mantle source // Jour. Volcanol. Geothermal Res. 1987. V. 32. P. 209-222.

451. Jochum K.P., Arndt N.T., Hofmann A.W. Nb-Th-La in komatiites and basalts: constraints on komatiite petrogenesis and mantle evolution. Earth Planet. Sci. Lett., 1991. V. 107. P. 272-289.

452. Jochum K.P., Hofmann A.W., Ito E„ Seufert H.M, White W.M. K, U and Th in mid-ocean-ridge glasses and heat production K/U and K/Rb in the mantle // Nature. 1983. V. 306. P. 431-436.

453. Jochum K.P., Seufert H.M., Spettel B., Palme H. The solar-system abundances of Nb, * Ta, Y, and the relative abundances of refractory lithophile elements in differentiatedplanetary bodies//Geochim. Cosmoch. Acta. 1986. V. 50.P. 1173- 1183.

454. Johnson S.T., Thorkelson D.J. Cocos-Nazca slab window beneath Central America // Earth Planet. Sci. Lett. 1997. V. 146. P. 465 474.

455. Jónasen K., Holm P.M., Pedersen A.K. Petrogenesis of silicic rocks fron the KróksfjOrdur central volcano, NW Iceland // J. Petrology. 1992. V. 33. P. 1345 1369.

456. Jordan T.H. Composition and development of the continental tectosphere // Nature. 1978. V. 274. P. 544 548.

457. Kamei A. An adakitic pluton on Kyushu Island, southwest Japan arc // Jour. Asian Earth Sci. 2004. V. 24. P. 43-58.

458. Karato S. Does partial melting reduce the strength of the upper mantle // Nature. 1986. V. 319. P. 309-310.

459. Karig D.E. Origin and development of marginal basins in the western Pacific // Jour. Geophys. Res. 1971. V. 76. P. 2542-2561.

460. Karig D.E. Accreted terranes in the northern part of the Philippine archipelago // Tectonics. 1983. V. 2. P. 211-232.

461. Katz H.R. Offshore geology of Vanuatu: previous work / H.G. Greene, F.-L. Wong (Eds) Geology and Offshore Resources of Pacific Island Arcs; Vanuatu Region // Circum Pacific Council for Energy and Mineral Resources. Houston, USA. 1988. P. 93-122.

462. Kay R.W. Aleutian magnesian andesites: melt from subducted Pacific ocean crust // J. Vole. Geotherm. Res. 1978. V. 4. P. 117 132.

463. Kay S.M., Kay R. W. Aleutian magmas in space and time / Plafker G., Berg H.C. (Eds), The geology of North America. V.G-1. The geology of Alaska. Geol. Soc. Am. Boulder, Colorado, 1994. P. 687 722.

464. Kawate S., Arima M. Petrogenesis of the Tanzawa plutonic complex, central Japan: Exposed felsic crust of the Izu-Bonin-Mariana arc 11 Ialand Arcs. 1998. V. 7. P. 342 358.

465. Kelemen P.B. Genesis of high-Mg# andesites and the continental crust // Contrib. Mineral. Petrol. 1995. V. 120. P. 1 19.

466. Kellogg L.H., Hager B.H., van der Hilst R.D. Compositional stratification in the deep mantle// Science. 1999. V. 283. P. 1881 1884.

467. Kemp A.I.S., Hawkesworth C.J. Generation and Secular Evolution of the Continental Crust // H. Holland, K. Turekian (eds). Treatise on Geochemistry. V. 3. Elsevier: Amsterdam, 2003. P. 349 409.

468. Kent R.W., Hardarson B.S., Saunders A.D., Storey M. Plateaux ancient and modern: geochemical and sedimentalogical perspectives on Archaean oceanic magmatism 11 Lithos. 1996. V. 37. P. 120-142.

469. Kepezhinskas P.K, Defant M.J., Drummond MS. Na metasomatism in the island-arc mantle by slab melt-peridotite interaction: Evidence from mantle xenoliths in the north Kamchatka Arc // J. Petrology. 1995. V. 36. P. 1505 1527.

470. Kerr A.C. Oceanic Plateaus / H. Holland, K. Turekian (eds). Treatise on Geochemistry. V. 3. Elsevier: Amsterdam, 2003. P. 537 565.

471. Kerr A.C., AmdtN.T. A note on the IUGS Reclassification of the high-Mg and picritic volcanic rocks // J. Petrology. 2001. V. 42. P. 2169 2171.

472. Pervasive mantle plume head heterogeneity: Evidence from the late Cretaceous Caribbean-Colombian oceanic plateau // J. Geophys. Res. 2002. V. 107. DOI: 10.1029/2001 JB000790.

473. Kerrich R, Polat A., Wyman D., Hollings P. Trace element systematics of Mg-, to Fe-tholeiitic basalt suites of the Superior Province: implications for Archean mantle reservoirs and greenstone belt genesis // Lithos. 1999. V. 46. P. 163 187.

474. Kerrich R, Wyman D., Bleeker W. Boninite series: low Ti-tholeiite associations from the 2.7 Ga Abitibi greenstone belt // Earth Planet. Sci. Lett. 1998. V. 164. P. 303 316.

475. Kerrick D.M., Connolly J.A.D. Metamorphic devolatization of subducted oceanic metabasalts: implications for seismiciry, arc magmatism and volatile recycling // Earthm Planet. Sci. Lett. 2001. V. 189. P. 19 29.

476. King J., Helmstaed H. The Slave Province, North-West Territories, Canada / M. de Wit, L.D. Ashwal (eds), Greenstone belts // Oxford Monograpths on Geology and Geophysics. 1997. V. 35. P.459-479.

477. King S.D. Subduction zones: Observations and geodynamic models // Phys. Earth Planet. Inter. 2001. V. 127. P. 9-24.

478. Kirby S.H., Stein S., Okal E.A., Rubie D.C. Metastable mantle phase transformations and deep earthquakes in subducting oceanic lithosphere // Rev. Geophys. 1996 b. V. 34. P. 261-306.

479. Klein E.M., Langmuir C.H. Global correlations of ocean ridge basalt chemistry with axial depth and crustal thickness//J. Geophys. Res. 1987. V. 92. P. 8089 8115.

480. Klein E.M., Langmuir C.H. Local versus global variations in ocean ridge basalt composition: a reply//J. Geophys. Res. 1989. V. 94. P. 4241 4252.

481. Knittel U„ DefantMJ., Raszekl. Recent enrichment in the source region of arc magmas from Luzon island, Philippines: Sr and Nd isotopic evidence // Geology/1989. V. 17. P. 73 -76.

482. Koch-Mûller M. Experimentally determined Fe-Mg exchange between synthetic staurolite and garnet in the system Mg0-Fe0-Al203-Si02-H20 // Lithos. 1997. V. 41. P. 185212.

483. Kodaira S., Takahashi N. Park J., Mochizuki K., Shinohara M., Kimura S. The western Nankai Trough seismogenic zone: results from wide-angle oceanic-bottom seismogenicsurvey // J. Geophys. Res. 1999. V. 105. P. 5887-5905.

484. Komiya T., Maruyama S., Masuda T., Nohda S., Hayashi M, Okamoto K. Plate tectonics at 3.8 3.7 Ga: field evidence from the Isua accretionary complex, Southern West Greenland // J. Geology. 1999. V. 107. P. 515 - 554.

485. Konilov A.N., Shchipansky A.A. Metamorphism of boninites: a case study from the Khizovaara structure, North Karelian greenstone belt // Abstr. 6th Workshop of Svekalapko Project. Lammi, Finland, 29.11.-2.12.2001. P. 29.

486. Konilov A.N., Shchipansky A.A., Mints M.V., Volodichev O.I. Petrology of eclogites of m the Belomorian Province //32nd IGC Florence 2004, Abstr. Part.l. P. 108.

487. Kontinen A.T. An Early Proterozoic ophiolite The Jormua ophiolite mafic-ultramafic complex // Precamb. Res. 1987. V. 35. P.313-341.

488. Kontinen A. Evidence for a significant paragneiss component within the late Archean Nurmes gneiss complex, eastern Finland // Geol. Surv. Finland, Spec. Pap. 1991. V. 12. P. 17-19.

489. Korenaga J. Energetics of mantle convection and the fate of fossil heat // Geophys. Res. Lett. 2003. Vol. 30. P. 1437- 1440.

490. Koziol A.M., Newton R.C. Grossular activity-composition relationship in ternary garnets determined by reversed displaced-equilibrium experiments. Contrib. Mineral. Petrol., 1989. V.103. P. 423-433.

491. Kramers J. D. Tolstikhin I. N. Two major terrestrial Pb isotope paradoxes, forward transport modeling, core formation and the history of the continental crust // Chem. Geol. 1997. 139,75-110.

492. Kretz R. Symbols for rock-forming minerals // Am. Mineral. 1983. V. 68. P. 277-279.

493. Krogh T. A low contamination method for hydrothermal decomposition of zircon and extraction of U and Pb for isotopic age determination // Geoch. Cosmoch. Acta 1973. V.37. P. 485-494.

494. Krogh T.E'., Mozer D. U-Pb zircon and monazite ages from the Kapuskasing uplift: Ageconstraints on deformation within the Ivanhoe Lake fault zone // Can. J. Earth Sci. 1994. V. 31. P. 1906-2103.

495. Kroner A. Changes in plate tectonic styles and continental growth during the Precambrian // Bull. Soc. Geol. France. 1984. V. 26. No. 2. P. 297 319.

496. Kroner A. Evolution of the Archean continental crust // Ann. Rev. Earth Planet. Sci. 1985. V. 13. P. 49-77.

497. Kroner A., Compston, W. Archaean tonalitic gneiss of Finnish Lapland revised: zircon ion-microprobe ages // Contrib. Mineral. Petrol. 1990. vol. 104. P. 348-352.

498. Kuehner, S.M. Petrology and geochemistry of early Proterozoic high-Mg dykes from the Vestfold Hills, Antarctica //A.J. Crawford (Ed). Boninites and Related Rocks. Unwin Hyman: London, 1989. C. 208-231.

499. Kushiro I. Partial melting of nantle wedge and evolution of island arc crust // J. Geophys. Res. 1984. V. 95. P. 15929 15939.

500. Kushiro I. The system forsterite-diopside-silica with or without water at high pressures // Am. J. Sci. 1969. V. 267A. P. 269 294.

501. Kushiro I., Yoder H.S. Origin of calc-alkalic peraluminous andesite and dacite // Carnegie Inst. Washington. Yearbook. 1972. V. 71. P. 411 -413.

502. Kusky T.M. Evidence for Archean ocean opening and closure in the Slave Province // Tectonics. 1990. V. 9. P. 820 841. ■

503. Kusky T.M. Collapse of Archaean orogens and the generation of late- to postkinematic granitoids // Geology. 1993. V. 21. P. 925-928.

504. Kusky T.M., Li J.H., Tucker R.D. The Archean Dongwanzi ophiolite complex, North China Craton: 2.505-Billion-Year-Old oceanic crust and mantle. Science. 2001. V. 292. P. 1142-1145.

505. Kusky, T.M., Li, J.H. Is the Dongwanzi Complex an Archean Ophiolite? Reply // Science. 2002. V. 295. P. 923a.

506. Kusky T.M., Polat A. Growth of granite-greenstone terranes at convergent margins, and stabilisation of Archean cratons // Tectonophysics. 1999. V. 305. P. 43 73.

507. Lahaye Y., Arndt N. Byerly G., Chauvel C., Fourcade S., Gruau G. The influence of alteration on the traceelement and Nd isotopic compositions of komatiites. // Chem. Geol. 1995. V. 126. P. 43-64.

508. Lagabrielle Y., Bideau D„ Cannat M., Karson J.A., Mével C. Ultramafic-mafic plutonic rock suites exposed along the mid-Atlantic ridge (10°N 30°N) / W.R. Buck, P.T. Delaney,

509. J.A. Karson, Y. Lagabrielle (eds). Faulting and magmatism in midocean ridges // Amer.

510. Geophys. Union. Geophys. Mongr. V. 106. P. 153 176.

511. Lagabrielle Y., Goslin J., Martin H., Thirot J.-L., Auzende J.M. Multiple active spreading centers in the hot North Fiji Basin (Southern Pacific): a possible model for Archaean seafloor dynamics? // Earth Planet. Sci. Lett. 1997. V. 149. P. 1-13.

512. Lambert I.B., Wyllie P.J. Melting of gabbro (quartz eclogite) with excess water to 35 kbar, with geological implications // J. Geol., 1972. V. 80. P. 693 720.

513. Larson R L. Geological consequences of superplumes // Geology. 1991. V. 19. P. 963 -966.

514. Laurent R., Hébert R. The volcanic and intrusive rocks of the Québbec Appalachian ophiolites (Canada) and their island-arc setting II Chem. Geol. 1989. V. 77. P. 287 302.

515. Lee T.Y., Lawyer L.A. Cenozoic reconstruction of southern Asia II Tectonophysics. 1995. V. 251. P. 85 139.

516. Le Bas M. J. IUGS reclassification of the high-Mg and picritic volcanic rocks. J. Petrol. ® 2000. V. 41. P. 1467-1470.

517. Le Maitre RfV. A proposal by the IUGS Subcomission on the Systematics of Igneous Rocks for a chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram // Austral. J. Earth Sci. 1984. V. 31. P. 243 256.

518. Levin V., Park J., Brandon M.T., Menke PF. Thinning of the upper mantle during late Paleozoic Appalacian orogenesis // Geology. 2000. V. 28. P. 239-242.

519. Li J., Kusky T.M., Huang X. Archean podiform chromites and mantle tectonites in ophiolitic mélange, North China Craton IIGSA Today. 2002. V. 12. No 7. P. 4 11.

520. Lithgow-Bertelloni C, Richards M.A. Cenozoic plate driving forces // Geophys. Res. Lett. 1995. V. 22. P. 1317-1320.

521. Lithgow-Bertelloni C, Richards M.A. The dynamics of Cenozoic and Mesozoic plate motions // Rev. Geophys. 1998. V. 36. P. 27-78.

522. X.Loper D.E. Mantle plumes // Tectonophysics. 1991. V. 187. P. 373 384.

523. Lowe D.R Accretionary history of the Archean Barberton Greenstone Belt (3.55-3.22 Ga), southern Africa // Geology 1994. V. 22. P. 1099-1102. # 613. Lobach-Zhuchenko S.B., Arestova N.A., Chekulaev V.P., Levsky L.K., Bogomolov E.S.,

524. Krylov IN. Geochemisry and petrology of 2.40 2.45 Ga magmatic rocks in the northwestern Belomorian Belt, Fennoscandian Shield, Russia // Precamb. Res. 1998. V. 92. P. 223 -250.

525. Lobach-Zhuchenko S.B., Chekulaev V.P., Sergeyev S.A., Levchenkov O. A., Krylov IN. Archaean rocks from southeastern Karelia (Karelian granite-greenstone terrain) // Precamrian Res. 1993. V. 62. P. 375-388.

526. Lubimova E.A. Thermal history of the earth with consideration of the variable thermal conductivity of the mantle // Geophys. J.R. Astron. Soc. 1956. V. 1. P. 115 134.

527. Ludden J., Gelienas L. and Trudel P. 1982. Archean metavolcanics from the Rouyn-Noranda distinct, Abitibi greenstone belt, Quebec: 2. Mobility of trace elements and petrogenetic constraints // Can. J. Earth Sci. 1982. V. 19. P. 2276-2287.

528. Luukkonen, E. Late Archaean and Early Proterozoic Structural Evolution in the Kuhmo-Suomussalmi Terrain, Eastern Finland // Annales Universitatis Turkuensis Series. 1992. V. 78. P. 37.

529. Mac Donald G.J.F. Calculations on the thermal history of the earth // J. Geophys. Res. 1959. V. 64. P. 1967-2000.

530. Maehara K., Maeda J. Evidence for high-Ca boninite magmatism from Paleogene primitive low-K tholeiite, Mikoojima, Hahajima Island groou, southern Bonin (Ogasawara) forearc, Japan// Island Arcs. 2004. V. 13. P. 452 465.

531. Mahoney J. J., Jones W. B., Frey F. A., Salters V. J. M., Pyle D. G. Geochemical characteristics of lavas from Broken Ridge, the Naturaliste Plateau and southernmost

532. Kerguelen Plateau: cretaceous plateau volcanism in the Southeast Southeast Indian Ocean //

533. Chem. Geol. 1995. V.120. P. 315-345.

534. Maillet P., Monzier M, Lefevre C. Petrology of Matthew and Hunter volcanoes, south New Hebrides island arc (Southwest Pacific) // J. Volcanol. Geother. Res. 1986. V. 30. P. 127.

535. Mann A.C. Trace element geochemistry of high alumina basalt-andesite-dacite-rhyodacite lavas of the Main Volcanic Series of Santorini Volcano, Greece // Contrib. Mineral. Petrol. 1983. V. 84. P. 43-57.

536. Marchadier Y., Rangin C. Polyphase tectonics at the southern tip of the Manila trench: Mindoro-Tablas islands, Philippines // Tectonophysics. 1990. V. 183. P. 273 288.

537. Marquart G., Schmeling H. Modelling crustal accretion above the Iceland plume // EGS. Geophys. Res. Abst. 2003. V. 5.06772.

538. Martin H. Effect of steeper Archean geothermal gradient on geochemistry of subduction-zone magmas // Geology. 1986. V. 14. P. 753 756.

539. Martin H. The mechanisms of pedogenesis of the Archaean continental crust, comparison with modern processes // Lithos. 1993. V. 30. P. 373 388.

540. Martin H. The Archaean grey gneisses and the genesis of continental crust / K. Condie (Ed). The Archaean Crustal Evolution. Amsterdam: Elsevier, 1995. P. 205 259.

541. Martin H. Adakitic magmas: modern analogues of Archaean granitoids // Lithos 1999. V. 46. P. 411-429.

542. Martin H., Moyen J.-F. Secular changes in tonalite-trondhjemite-granodiorite composition as markers of the progressive cooling of Earth // Geology 2002. V. 30. P. 319322.

543. Mauffret A., Leroy S. Seismic stratigraphy and structure of the Caribbean igneous province // Tectonophysics. 1997. V. 283. P. 61—104.

544. McCabe R., Almasco J., Diegor W. Geologic and paleomagnetic evidence for a possible Miocene collision in western Panay, central Philippines // Geology. 1982. V. 10. P. 325 -329.

545. McCabe R., Ueda S. Hypotetical model for the bending of the Mariana arc / D.E. Hayes (Ed), Tectonic and Geologic Evolution of SE Asian Seas and Islands, Part 2 // AGU Geophys. Monog. Ser. 1983. V. 293. P. 281 293

546. McCulloch M.T. The role of subducted slabs in an evolving Earth // Earth Planet. Sci. Lett. 1993. V.l 15. P. 89-100.

547. McCulloch M.T., Cameron W.E. Nd-Sr isotopic study of primitive lavas from the Troodos ophiolite, Cyprus: Evidence for a subduction-related setting // Geology. 1983. V. 11. P. 727-731.

548. McCulloch M.T., Gamble J.A. Geochemical and geodynamical constraints on subduction zone magmatism // Earth Planet. Sci. Lett. 1991. V. 102. P. 358 374.

549. McDermott F., Defant M.J., Hawkesworth C.J., Maury R.C., Joron J.L. Isotope and trace element evidence for three component mixing in the genesis of the north Luzon arc lavas (Philippines) // Contrib. Miner. Petrol. 1993. V. 113. P. 9 23.

550. McDonough W.F., Danyushevsky L.V. Water and sulfur contents of melt inclusionsfrom Archean komatiites // Eos (Transactions, Am. Geophys. Un.), 1995. V. 76. P. 266.

551. McDonough W.F., Sun S.-s. The composition of the Earth // Chem. Geol. 1995. V. 120. P. 223 253.

552. McKenzie D. P. Speculations on the consequences and causes of plate motions // Geophys. J. Roy. Astron. Soc. 1969. V. 18. P. 1 32.

553. McKenzie D.P. The generation and compaction of partially molten rock // J. Petrology. 1984. V. 25. P. 713-765.

554. McKenzie D., Bickle M.J. The volume and composition of melt generated by extention of the lithosphere // J. Petrology. 1988. V. 29. P. 625 629.

555. McKenzie D., O 'Nions R.K. Partial melt distributions from inversion of rare earth elements Hi. Petrology. 1991. V. 32. P. 1021-1091.

556. McKenzie D., O 'Nions R.K The source regions of ocean island basalts // Jour. Petrology. 1995. V. 36. P. 133-159.

557. McKenzie D., Richter F.M. Parametrized thermal convection in a layered region and the thermal history of the Earth //J. Geophys.Res. 1981. V. 86. P. 11667-11680.

558. McKenzie D.P., Weiss N.O. Speculation on the thermal and tectonic history of the earth // Geophys. J. R. Astron. Soc. 1975. V. 42. P. 131 174.

559. Meffre S., Aitchison J.C., Crawford A. J. Geochemical evolution and tectonic significance of boninites and tholeiites from the Koh ophiolite, New Caledonia // Tectonics 1996. V. 15. P. 67-83.

560. Meffre S., Crawford A. Collision tectonics in the New Hebrides arc (Vanuatu) // Island Arc. 2001. V. 10. P. 33-50.

561. McNamara A.K., van Keken P.E. Cooling of the Earth: a parameterized convection study of whole versus layered models // Geochem. Geopys. Geosyst. 2000. V.l. Pap. 2000GC000045.

562. Meijer P.Th., Wortel M.J.R. Temporal variations in the stress field of the Eugean region // Geophys. Res. Lett. 1996. V. 23. P. 439-442.

563. Menke W. Crustal isostasy indicate anomalous densities beneath .Iceland // Geophys. Res. Lett. 1999. V. 26. P. 1215 1218.

564. Meschede M. A method of discriminating between different types of mid-ocean ridge basalts and continental tholeiites with the Nb-Zr-Y diagram // Chem. Geol. 1986. V. 56. P. 207-218.

565. Miyshiro A. Volcanic rock series in island arcs and active continental margins // Am. J. Sci. 1974. V. 274. P. 321 -325.

566. Moizsis S.J. Harrison T.M., Pidgeon R. T. Oxygen-isotope evidence from ancient zircons for liquid water at the Earth's surface 4,300 MYR ago // Nature. 2001. V. 409. P. 179-181.

567. Molina J.F., Poli S. Carbonate stability and fluid composition in subducted oceanic crust: an experimental study on H20-C02-bearing basalts // Earth Planet. Sci. Lett. 2000. V. 176. P. 295-310.

568. Molnar P., England Ph. Temperatures in zones of steady-state underthrusting of young oceanic lithosphere // Earth Planet. Sci. Lett. 1995. V. 1995. P. 57-70.

569. Molnar P., Gray D. Subduction of continental lithosphere: Some constraints and uncertainties//Geology. 1979. V. 7. P. 58-62.

570. Monzier M., Danyushevsky L.V., Crawford A. J., BellonH., Gotten J. High-Mg andesites from the southern termination of the New Hebrides island arc (SW Pacific) // Jour. Volcan. Geothermal Res. 1993. V. 57. P. 193-217.

571. Monzier M, Robin C., Eissen J.-Ph., CottenJ. Geochemistry vs. Seismo-tectonics along the volcanic New Hebrides Central Chain (Southwest Pacific) // Jour. Volcan. Geothermal Res. 1997. V. 78. P. 1-29.

572. Moorbath S. Age and isotope evidence for the evolution of continental crust // Phil. Trans. Roy. Soc. London. 1978. V. A288. P. 401-413.

573. Moorbath S., AllaartJ.H., Bridgwater D., McGregor V.R. Rb-Sr ages of early Archaean supracrustal rocks and Amitsok gneisses at Isua // Nature. 1977. V. 270. P. 43-45.

574. Moorbath S„ O'Nions R.K., Pankust R.J. Early Archaean age for the Isua Iron Formation, West Greenland//Nature. 1973. V. 245. P. 138-139.

575. Moorbath S., Whitehouse M.J., Kamber B.S. Extreme Nd-isotope heterogeneity in the early Archaean fact or fiction? Case histories from northern Canada and West Greenland // Chem. Geol. 1997. V. 135. P. 213 -231.

576. Morgan W.J. Convective plumes in the lower mantle // Nature. 1971. V. 230. P. 42 -43.

577. Morris P.A. Slab melting as an explanation of Quaternary volcanism and aseismicity in southwest Japan // Geology. 1995. V. 23. P. 395 398.

578. Morris S., Canright D. A boundary-layer analysis of Benard convection in a fluid of strongly temperature-dependent convection // Phys. Earth Planet. Inter. 1984. V. 36. P. 355 -373.

579. Moores E.M. Origin and emplacement of ophiolites // Rev. Geophys. Space Phys. 1982. V. 20. P. 735-760.

580. Moores E.M. Pre-1 Ga (pre-Rodinian) ophiolites: Their tectonic and environmental implications // Geol. Soc, Am. Bull. 2002. V. 114. P. 80 95.

581. Moores E.M. Twiss, RJ. Tectonics. W.H. Freeman and Co, NY, 1995. 414 p.

582. Moser D. The geology and structure of mid-crustal Wawa gneiss domain A key to understanding tectonic variation with depth and with time in an Arhean orogen // Can. J. Earth Sci. 1994. V. 31. P. 1064 - 1080.

583. Mueller W.U., Daigneault R, Mortensen J.K., Chown E.H. Archean terrane docking: upper crust collision tectonics, Abitibi greenstone belt, Quebec, Canada // Tectonophysics. 1996. V. 265. P. 127-150.

584. Mukasa S.B., McCabe R, Gill J.B. Pb-isotopic compositions of volcanic rocks in the West and East Philippines island arcs: presence of the Dupal isotopic anomaly // Earth Planet. Sci. Lett. 1987. V. 84. P. 153 164.

585. Miintener O., Kelemen P.B., Grove T.L. The role of H2O during cristallisation of q primitive arc magmas under uppemost mantle conditions and genesis of igneous pyroxenites:an experimental study // Contrib. Mineral. Petrol. 2001. V. 141. P. 643 658.

586. Musgrave RJ., Firth J. V. Magnitude and timing of New Hebrides Arc rotation: paleomagnetic evidence from Nendo, Solomon Islands // Jour. Geophys. Res. 1999. V. 104. P. 2841-2853.

587. Mutter J. C., Karson J.A. Structural processes at slow-spreading ridges // Sciences. 1992. V. 257. P. 627-634.

588. Mutter C.Z., Mutter J.C. Variations in thickness of layer 3 dominate oceanic crustal structure // Earth Planet. Sci. Lett. 1993. V. 117. P. 295 317.

589. Myers J.S. Protoliths of the 3.8 3.7 Ga Isua greenstone belt, West Greenland // Precamb. Res. 2001. V. 105. P. 129-141.

590. Mysen B.O., Boettcher A.L. Melting of a hydros mantle. I. Phase relations of natural periditite at high pressures and temperatures with controlled activities of water, carbon dioxide and hydrogen // J. Petrol. 1975. V. 16. P. 520 548.

591. Nataf H.-C. Mantle convection, plates, andhotspots //Tectonophysics. 1991. V. 187. P. 361-371.

592. Natland J.H. Crystal morphologies and pyroxene compositions in boninites and tholeiitic basalts from Deep Sea Drilling Project Holes 458 and 459B in the Mariana fore-arcm region // Init. Peps. DSDP. 1981. V. 60. P. 681 707.

593. Nelson D.R Granite-greenstone crust formation on the Archaean Earth: a consequence of two superimposed processes // Earth Planet. Sci. Lett. 1998. V. 158. P. 109 119.

594. Nelson D.R, Trendall A.F., Altermann W. Chronological correlations between the Pilbara and Kaapvaal cratons // Preacamb. Res. 1999. V. 97. P. 165 189.

595. Nelson D.R, Trendall A.F., de Laeter J.R, Grobler N.J., Fletcher I.R A comparative study of the geochemical and isotopic systematics of Late Archaean flood basalts from the Pilbara and Kaapvaal cratons // Precamb. Res. 1992. V. 54. P. 231 256.

596. Newton RC„ Haselton H.T. Thermodynamics of the gamet-plagioclase-Al2Si05-quartz geobarometer // In: R.C. Newton, A. Navrotsky, and B.J. Wood (Eds). -Thermodynamics of Minerals and Melts. Springer, NY, 1981.131-147.

597. Nicholson H., Latin D. Olivine tholeiites from Krafla, Iceland: evidence for variations in melt fraction within a plume// J. Petrology. 1992. V. 33. P. 1105 1124.

598. Nesbitt RW„ John B.M., Purvis A.C. Komatiites: an early Precambrian phenomenon // •: J. Vole. Geotherm. Res. 1982, V. 14. P. 31 45.

599. Nisbet (Eds) Komatiites // London: Allen and Unwin, 1981. P. 501 520.

600. Nisbet E.G., Cheadle M.J., Arndt N.T., Bickle M.J. Contrasting the potential temperature of the Archaean mantle: A review of the evidence from komatiites // Lithos. 1993. V. 30. P. 291-307.

601. Nisbet EG., Fowler C.M.R. Model for Archaean plate tectonics // Geology. 1983. V. 11. P. 376-379.

602. Nishimura S. Why are there no back-arc basins around the eastern Pacific margin? // Revista Mex. Cien. Geol. 2002. V. 19. N. 3. P. 170-174.

603. Niu Y., O'Hara M.J., Pearce J.A. Initiation of subduction zones as a consequence of lateral compositional buoyancy contrast within the lithosphere: A penological perspective // J. Petrol. 2003. V. 44. P. 851 866.

604. Nivia A. The Bolivar mafic-ultramafic complex, S.W. Colombia: the base of an obducted oceanic plateau // J. South Am. Earth Sci. 1996. V. 9. P. 59 68.

605. Nohara M., Hirose K., Eissen J.-P., Urabe T., Joshima M. The North Fiji Basin and their magma sources: Part II. Sr-Nd isotopic and trace element constraints // Mar. Geol.m 1994. V. 116. P. 179-195.

606. Nutman A. The Greenland sector of the Noth Atlantic Craton / M. de Wit and L.D. Ashwal (eds). Greenstone belts // Oxford Monograpths on Geology and Geophysics. 1997. V. 35. P. 665-674.

607. Nutman A.P., Bennett V.C., Friend C.R.L. .RosingM.T. ~ 3710 and > 3790 Ma volcanic sequences in the Isua (Greenland) supracrustal belt; structural and Nd isotope implications // Chem. Geol. 1997. V. 141. P. 271 -287.

608. Nutman A.P., Friend C.R.L., Bennett V.C. Evidence for 3650-3600 Ma assembly of the northern end of the Itsak Gneiss Complex, Greenland: implication for early Archean tectonics // Tectonics. 2002. DOI: 10.1029/2000TC001203.

609. Nutman A.P., Friend C.R.L., Kinny P.D., McGregor V.R. Anatomy of an early ® Archaean gneiss complex: 3900 to 3600 Ma crustal evolution in southern West Greenland //

610. Geology. 1993. V. 21. P, 415-418.

611. Nutman A.P., McGregor V.R., Friend C.R.L., Bennett V.C., Kinny P.D. The Itsak Gneiss Complex of southern West Greenland; the world's most extensive record of early crustal evolution (3900-3600 Ma) // Precambrian Res. 1996. V. 78. P. 1 39.

612. O'Brien H.E'., Huhma H., Sorjonen-Ward P. Petrogenesis of the late Archaean Hattu schist belt, Ilomantsi, eastern Finland: geochemistry and Sr, Nd-isotopic composition // Geol. Surv. Finland. Spec. Pap. 1993. vol. 17. P. 137-184.

613. Okamoto K, Maruyama S. The high-pressure syntesys of lawsonite in the M0RB+H20 system // Am. Mineral. 1999. V. 84. P. 362 373.

614. Okamoto K, Schmidt M., Maruyama S. Sea-water is brought into mantle // Science, "Journal Kagaku". 1997. V. 67. P. 478 479.

615. Oncescu M.C., Burlacu V., Smalbergher V. Three-dimensional P-way velocity under the Carpathian arc // Tectonophysics. 1987. V. 106. P. 305-319.

616. Ohta H., Maruyama S., Takahashi E, Watanabe Y., Kato Y. Field occurrence, geochemistry and petrogenesis of the Archean Mid-Oceanic Ridge Basalts (AMORBs) of the•> ' Clearverville area, Pilbara Craton, Western Australia // Lithos. V. 37. P. 199 221.

617. Ohtani E. Majorite fractionation and genesis of komatiites in the deep mantle // Prcamb. Res. 1990. V. 48. P. 195 ,-202.

618. O'Nions R.K., McKenzie D.P. Melting and continent generation // Earth Planet. Sci. Lett. 1988. V. 90. P. 449-456.

619. Oxburg E.R., Parmentier EM. Compositional density stratification in oceanic lithosphere causes and consequences // J. Geol. Soc. London. 1977. V. 133. P. 343 - 355.

620. Paavola J. A communication of the U-Pb and K-Ar age relation of the Lapinlahti-Varpaisjarvi area, central Finland // Geol. Surv. Finland. Bull. 1986. vol. 339. P. 7-15.

621. Parsons B.A. Causes and consequences of the relations between area and age of the ocean floor// J. Geophys. Res. 1982. V. 87. P. 289 302.

622. Parsons B.A., Sclater J.G. An analysis of the variation of ocean floor bathymetry and heat flow with age // J. Geophys. Res. 1977. V. 82. P. 803 827.

623. Patchett P.J., Chase C.G. Stored mafic-ultramafic crust and early Archean mantle depletion // EOS. 1988. V. 68. P. 516.

624. Patchett P.J., White W.M., Feldman H., Kielinczuk S., Hofmann A. W. Hafnium / rare-earth fractionation in the sedimentary system and crustal recycling inti the earth's mantle // Earth Planet. Sci. Lett. 1984. V. 69. P. 365 378.

625. Peacock S.M. Thermal and perological structure of subduction zones / G.E. Bebout et al. (Eds), Subduction: Top to Bottom'// AGU Geophys. Monograph. 1996. V. 96. P. 119 -133.

626. Peacock S.M. Thermal structure and metamorphic evolution of subducting slabs / J.M. Eiler, G. Abers (Eds.). The Subduction Factory, AGU Geophysical Monograph, American Geophysical Union, Washington/DC, 2003.

627. Peacock S.M., Rushmer 71, Thompson A.B. Partial melting of subducting oceanic crust // Earth Planet Sci. Lett. 1994. V. 121. P. 227-244.

628. Peacocks., Wang K. Seismic consequences of warm versus cool subduction: examples from Southwest and Northeast Japan // Science. 1999. V. 286. P. 937-939.

629. Peacocks., WangK., McMahon A.M. Thermal structure and metamorphic evolution of subducting oceanic crust: Insight into Cascadia intraslab earthquakes // S. Kyrby, K. Wang,

630. S. Dunlop (Eds). The Cascadia subduction zone and related subduction systems Seismic

631. Structure, Interslab Earthquakes and Processes, and Earthquake Hasards // US. Geol. Surv. Open-File Report, 2002. P. 123 126.

632. Pearce J.A. Trace element characteristics of lavas from distinctive plate boundaries / J. Thorpe (ed). Andesites // John Wiley, New York, 1982. P. 525 548.

633. Pearce J.A. Role of the subcontinental lithosphere in magma genesis at active continental margins / C.J. Hawkesworth, M.J. Norry (Eds), Continental Basalts and Mantle Xenoliths. // Shiva, Nantwich, 1983. P. 231 249.

634. Pearce J.A. Subduction zone ophiolites / Y. Dylek, S. Newcomb (Eds), Ophiolite concept and the Evolution of Geological Thought // GSA. Spec. Pap. 2003. V. 373. P. 269 -294.

635. Pearce J.A., Cann J.R. Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analyses // Earth Planet. Sci. Lett. 1973. V. 19. P. 290 300.

636. Pearce J.A., Norry M.J. Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y, and Nd variations in volcanic rocks // Contrib'. Mineral. Petrol. 1979. V. 69. P. 33 47.

637. Pearce J.A., Kempton P.D., Nowell G.M., Noble S.R Hf-Nd element and isotope perspective on the nature and provenance of mantle and subduction components in Western Pacific arc-basin systems//Jour. Petrol. 1999. V. 40, P. 1579-1611.

638. Pearce J.A., Lippard S.J., Roberts S. Characteristics and tectonic significance of supra-subduction zone ophiolites / B.P. Kokelaar and M.F. Howells (Eds). // Geol. Soc. Lond. Spec. Publ. 1984. V. 16. P. 77-94.

639. Pearce J.A., Parkinson I. J. Trace element models for mantle melting: Application to volcanic arc petrogenesis / H.M. Prichard et al. (Eds), Magmatic processes and plate tectonics // Geol. Soc. London. Spec. Publ. 1993. V. 76. P. 373-403.

640. Pearson D.G., Snyder G.A., Shirey S.B., Taylor L.A., Carlson RW., Sobolev N.V. Archean Re-Os age for Siberian eclogites and constraints on Archean tectonics // Nature. 1995. V. 374. P. 711-713.

641. Peate D.W., Pearce J.A., Hawkesworth C.J., Colley H., Edwards C.M.H., Hirose K. Geochemical variations in Vanatu arc lavas: The role of subducted material and a variable mantle wedge composition//Jour. Petrology. 1997. V. 38. P. 1331-1358.

642. Pelletier B., Calmant S., Pillet R Current tectonics of the Tonga-New Hebrides region // Earth Planet. Sci. Lett. 1998. V. 164. P. 263-276.

643. Pelletier B., Maschede M., Cabernaud T., Roperch P., Zhao X. Tectonics of the central New Hebrides arc, North Aoba Basin // Proc. Ocean Drill. Program, Scientific Results. 1994. V. 134. P. 431-444.

644. Peltonen P., Kontinen A., Huhma H. Petrology and geochemistry of metabasalts from the 1.95 Ga Jormua ophiolite, northeastern Finland // J. Petrology. 1996. V. 37. P. 359 381.

645. Peltonen P., Manttari I., Huhma H., Kontinen A. Archean zircons from the mantle: The Jormua ophiolite revised // Geology. 2003. V. 31. P. 645 648.

646. Pennington W.D. The effect of oceanic crustal structure on phase changes and subduction // Tectonophysics. 1984. V. 102. P. 377 398.

647. Percival J.A., Stern RA., Skulski T„ Card K.D., Mortensen J.K., Begin N.J. Minto Block, Superior province: Missink link in deciphering assembly of the Craton at 2.7 Ga // Geology. 1994. V. 22. P. 839 842.

648. Percival J.A., West G.F. The Kapuskasing uplift: A geological and geophysical syntesis // Can. J. Earth Sci. 1994. V. 31. P. 1256 1286.

649. Perfit M.R, Gust D.A., Bence A.E., Arculus RJ., Taylor S.R Chemical characteristics of island arc basalts: implications for mantle sources // Chem. Geol. 1980. V. 30. P. 227 -256.

650. Phinney K, Mann P., Coffin M.F., Shipley T.H. Sequence stratigraphy, structural style, and age of deformation of the Malaite accretionary prism (Solomon arc Ontong Java Plateau convergent zone) // Tectonophysics. 2004. V. 389. P. 221 - 246.

651. Pilger R.H. Cenozoic plate kinematics, subduction and magmatism: South American ^ndes U J, Geol. Soc. London. 1984. V. 141. P. 793 802.

652. Plpnk T„ Langmuir C.H. An evaluation of the global variations in the major element" chemistry o^arci basalts II Earth rtanet. Sci. Lett. 19^8. V. §0. P. ^49*-'370. ' ' ' r

653. Poideven J.-L. Boninite-like rocks from the Palaeoproterozoic greenstone belt of Bogoin, Central African Republic: Geochemistry and petrogenesis. Prec. Res. 1994. V. 68. P. 97-113.

654. Pollack H.N. Thermal characteristics of the Archaean / M. de Wit and L.D. Ashwal (Eds). Greenstone Belts // Oxford Monograph on Geology and Geophysics. 1997. No. 35. P. 223-232.

655. Polat A., Hofmann A. W. ■ Alteration and geochemical patterns in the 3.7 3.8 Ga Isua• greenstone belt // Precamb. Res. 2003. V. 126. P. 197 218.

656. Polat A;, Hofmann A.W., Rosing M.T. Boninite-like volcanic rocks in the 3.7-3.8 Ga Isua greenstone belt, West Greenland: geochemical evidence for intra-oceanic subduction zone processes in the early Earth // Chemic. Geol. 2002. V. 184. P. 231-254.

657. Polat A., Kerrich R Geodynamic processes, continental growth, and mantle evolution recorded in late Archean greenstone belts, of the Southern Superior Province, Canada // Precamb. Res. 2001a. V. 112. P. 5-25.

658. Pontoise B., Charvis Ph., Gerard M. Sedimentary and crustal structure of the North Aoba Basin from seismic refraction data // Proc. Ocean Drilling Prog. Scientific Results. 1994. V. 134. P. 549-563.

659. Poreda R, Craig H. He and Sr isopes in the Lau Basin mantle: Depleted and primitive• mantle components // Earth Planet. Sci. Lett. 1992. V. 73. P. 487-493.

660. Prevot R, Chatelain J.-L., Roecker S.W., Grasso J.-R A shallow double seismic zone beneath the central New Hebrides (Vanuatu): evidence for fragmentation and accretion of the descending plate? // Geophys. Res. Lett. 1994. V. 21. P. 2159-2162.

661. Price R.C., Johnson L.E., Crawford A.J. Basalts of the North Fiji Basin: the generation of back arc basin magmas by mixing of depleted and enriched mantle sources // Contrib. Mineral. Petrol. 1990. V. 105. P. 106 121.

662. Prouteau G., Maury RC„ Sajona F.G., Cotton J., Joron J. Behavior of Niobium, Tantalum and other high field strength elements in adakites and related lavas from the Philippines // Island Arcs. 2000. V. 9. P. 487 498.

663. Prouteau G., Scaillet B., Pichavant M., Maury RC. Fluid-present melting of oceanic crust in subduction zones // Geology. 1999. V. 27. P. 1111-1114.

664. Puchtel I.S. 3.0 Ga Olondo greenstone belt in the Aldan Shield, E. Siberia // T. Kusky (Ed), Precambrian ophiolites and related rocks. Amsterdam, Elsevier, 2004. P. 405 423.

665. Puchtel I.S., Brtigmann G.E., Hofinann A.W. I870s-enriched domain in an Archean mantle plume: evidence from 2.8 Ga komatiites of the Kostomuksha greenstone belt, NW Baltic Shield//Earth Planet. Sci. Lett. 2001. V. 186. P. 513-526.

666. Puchtel I.S., Haase KM., Hofinann A.W., Chauvel C., Kulikov V.S., Garbe-Schonberg

667. Puchtel I.S., Hofmann A. W., Jochum K.P., Mezger K, Shchipansky A.A., Samsonov A. V. The Kostomuksha greenstone belt, NW Baltic Shield: A remnant of a late Archaean oceanic plateau? // Terra Nova. 1997 a. V. 9. P.87 90.

668. Puchtel I.S., Hofmann A.W., Mezger K, Shchipansky A.A., Samsonov A.V. Oceanic ^ plateau for continental crustal growth in the Archean: a case study from the Kostomukshagreenstone belt, Nw Baltic Shield. Earth Planet. Sci. Lett. 1998. V. 155. P. 57-74.

669. Puchtel I.S., Humayun M. Platinum group elements in Kostomuksha komatiites and basalts: Implications for oceanic crust recycling and core-mantle interaction // Geoch. Coschim. Acta. 2000. V. 64. P. 4227 4242.

670. Puchtel I.S., Shchipansky A.A., Samsonov A.V., Zhuravlev D.Z. The Karelian granite-greenstone terrain in Russia / M. de Wit. L.D., Ashwal (Eds). Greenstone Belts // Oxford Monograpths on Geology and Geophysics. 1997 6. V. 35. P. 699 706.

671. Quinn T.M., Taylor F. W„ Halliday A.N. Strontium-isotopic dating of neritic carbonates at Boungainville Guyot (Site 381), New Hebrides island arc // Proc. Ocean. Drill. Prog., Scientific Results. 1994. V. 134. P. 89-95.

672. Rangin C. The Sulu Sea, a back-arc basin setting within a Neogene collision zone // Tectonophysics. 1989. V. 161. P. 119-141.

673. Rapp RP. Heterogeneous source regions for Archaean granitoids: experimental and geochemical evidence / M. de Wit. L.D., Ashwal (Eds). Greenstone Belts // Oxford Monograpths on Geology and Geophysics. 1997. V. 35. P. 267 279.

674. Rapp RP., Shimizu N., Norman M.D. Growth of early continental crust by partial melting of eclogite // Nature. 2003. V. 425. P. 605 609.

675. Rapp RP., Watson E.B. Dehydration melting of metabasalt at 8-32 kbar: implicationsfor continental growth and crust-mantle recycling // J. Petrol. 1995. V. 36. P. 891-931.

676. Rapp RP., Watson E.B., Miller C.F. Partial melting of amphibolite/eclogite and the origin of Archean trodhjemites and tonalites // Precambrian Res. 1991. V. 51. P. 1-25.

677. Reiners P.W., Ehlers T.D., Garver J.I., Mitchell S.G., Montgomery D.R, Vance J.A., Nicolescu S. Late Miocene exumation and uplift of the Washington Cascade range // Geology. 2002. V. 30. P. 767 770.

678. Rey P., Vanderhaeghe 0., Teyssier C. Gravitational collapse of the continental crust: definition, regimes and modes // Tectonophysics. 2001. V. 342. P. 435-449.

679. Reymer A., Schubert G. Phanerozoic addition rates to the continental crust and crustal growth // Tectonics. 1984. V. 3, p. 63-77.

680. Richards MA., Jones D.A., Duncan RA., De Paolo D.J. A mantle plume initiation model for the Wrangellia flood basalts and other oceanic plateaus// Science. 1991. V. 254. P. 263 267.

681. Richards D., Marty B„ Chaussidon M„ Amdt N. Helium isotopic evidence for a lower mantle component in depleted Archean komatiite // Science. 1996. V. 273. P. 93 95.

682. Richards M.A., Duncan RA., Courtillot V.E. Flood basalts and hot-spot tracks: plume heads and tails // Science. 1989. V. 246. P. 103 107.

683. Richardson S.H., Gurney J.J., Erlank A.J., Harris J.W. Origin of diamonds in old enriched mantle // Nature. 1984. V. 310. P. 198 202.• 795. Richardson W.P., Okal E.A., Van der Lee S. Reyleigh-wave tomography of the Ontong

684. Java Plateau // Phys. Earth Planet. Interiour. 2000. V. 118. P. 29 51.

685. Richter F.M. Models for the Archean thermal regime// Earth Planet. Sci. 1985. V. 73. P. 350-360.

686. Riganti A., Wilson A.H. Geochemistry of the mafic/ultramafic volcanic associations of the Nondweni greenstone belt, South Africa, and constraints on their pedogenesis // Lithos 1995. V. 34. P. 235-252.

687. Ringwood A.E. The petrological evolution of island arc system // J. Geol. Soc. London. 1974. V. 130. P. 183-294.

688. Ringwood A.E Origin of the Earth and Moon. Springer, New York, 1979.295pp .

689. Ringwood A.E. Phase transformations and their bearing on the constitution anddynamics of the mantle // Geochim. Cosmochim. Acta. 1991. V. 55. P. 2083-2110.

690. Ringwood A.E., Irifune T. Nature of the 650-km seismic discontinuity: implications for mantle dynamics and differentiation II Nature 1988. V. 331. P. 131- 136.

691. Robertson A.H.F. Overview of the genesis and emplacement of Mesozoic ophiolites in the Eastern Mediterranean Tethyan region // Lithos. 2002. V. 65. P. 1-67.

692. Robinson P.T., Malpas J., Flower M.F.J. The origin and significance of ophiolites // EOS. Trans. AGU. 2001. 82(47), Fall Meet, Suppl. Abstr. T52D-02.

693. Rosing M.T., Rose N.M., Bridgwater D., Thomsen H.S. Earliest part of Earth's stratigraphic record: A reappraisal of the > 3.7 Ga Isua (Greenland) supracrustal sequence // Geology. 1996. V. 24. P. 43 46.

694. Rudnick RL., Gao S. Composition of continental crust / H. Holland, K. Turekian (eds). Treatise on Geochemistry. V. 3. Elsevier: Amsterdam, 2003. P. 1 64.

695. Rudnick RL., Fountain D.M. Nature and composition of continental crust: a lower m crustal perspective // Reviews of Geophys. 1995. V. 33, no. 3. P. 267 309.

696. Ryerson F.J., Watson E.B. Rutile saturation in magmas: implications for Ti-Nb-Ta depletion in island-arc basalts // Earth Planet Sci. Lett., 1987. V. 86. P. 225 239.

697. Sacks I.S. The subduction of young lithosphere // J. Geophys. Res. 1983. V. 88. P. 3355 -3366.

698. Sajona F.G., Bellon H., Maury RC. et al. Tertiary and Quaternary magmatism in Mindanaoand Leyte (Philippines): Geochronology, geochemistry and tectonic setting // Jour. Asian Earth Sci. 1997. V. 15. P. 121-53.

699. Sajona F.G., Maury RC., Bellon H., Cotten J., Defant M.J., Pubellier M. Initiation of subduction and the generation of slab melts in western and eastern Mindanao, Philippines // Geology. 1993. V. 21. P. 1007- 1010.

700. Sajona F.G., Maury RC., Prouteu G„ Cotten J., Schiano P., Bellon H., Fountaine L. Slab melt metasomatic agent in island arc magma mantle sources, Negros and Batan• ' (Philippine)//Island Arcs. 2000. V. 9.P. 472-486.

701. Salters V. J. M., Storey M, Sevigny J. H., Whitechurch H. Trace element and isotopic characteristics of Kerguelen-Heard Plateau basalts / J. S. W.Wise, A. P. Julson, R. Schlich,• E. Thomas (Eds), Proc.ODP, Sci. Res. 1992. V. 120. P. 55-62.

702. Samowitz I.R, Forsyth D.W. Double seismic zone beneath the Mariana Island arc // J. Geophys. Res. 1981. V. 86. P. 7013-7021.

703. Samsonov A. V., Chernyshev I. V., Nutman A.P., Compston W. Evolution of the Arhaean Aulian gneiss complex, Middle Dnieper gneiss-greenstone terrain, Ukrainian Shield: SHRIMP U-Pb zircon evidence // Precambrian Research. 1996. V. 78. P. 65 78.

704. Sarewitz D.R, Lewis S.D. The Marinduque intra-arc basin, Philippines: basin genesis and in situ ophiolite development in a strike-slip setting // Geol. Surv. Am. Bull. 1993. V. 103. P. 187-203.

705. Saunders A., Fitton J.G., Kerr A., Norry M.J., Kent RW. The North Atlantic Igneous Province / J.J. Mahoney, M.F. Coffin (Eds), Large igneous provinces: continental, oceanic and planetary volcanism // AGU Monograph. Wasington D.C., 1997. P. 45 94.

706. Saunders A.D., Rogers G., Marriner G.F., Terrell D.J., Verma S.P. Geochemistry of Cenozoic rocks, Baja California, Mexico: implications for the petrogenesis of postsubduction magmas // J. Volcanol. Geotherm. Res. 1987. V. 32. P. 223 245.

707. Saunders A.D., Tarney J. Geochemical characteristics of basaltic volcanism within back-arc basins/ B.P. Kokelaar, M.F, Howells (Eds). Marginal Basin Geology: Volcanic and

708. Associated Sedimentary and Tectonic Processes in Modern and Ancient Marginal Basins //

709. Geol. Soc. London. Spec. Publ. 1984. V. 16. P. 59-76.

710. Saunders A.D., Tarney J. The geochemistry of basalts from a back-arc spreading center in the East Scotia Sea // Geochim. Cosmochim. Acta. 1979. V. 43. P. 555-572.

711. Saunders A.D., Tarney J„ Kerr A.C., Kent RW. The formation and fate of large oceanic igneous provinces // Lithos. 1996. V. 37. P. 81-95.

712. Sawyer E. W. Formation and evolution of granite magmas during crustal reworking: significance of diatexites // J. Petrology. 1998. V. 39. P. 1147-1167.

713. Sawyer EW., Benn K. Structure of high-grade Opatica belt and adjacent low-grade Abitibi subprovince, Canada: an Archaean mountain front // J. Struct. Geol. 1993. V. 15. P. 1443-1458.

714. Scarrow J.H., Pease V., Fleutelot C., Dushin V. The late Neoproterozoic Enganepe ophiolite, Polar Urals, Russia: An extension of the Cadomian arc? // Precam. Res. 2001. V. 110. P. 255-275.

715. SchaltzJ.F., Simmons G. Thermal conductivity of earth materials at high temperatures // J. Geophys. Res. 1972. V. 77. P. 6966 6983.

716. Schiano P., Clocchiatti R, Shimizu N., Jochum K.P., Hofmann A. W. Hydrous, silica-rich melts in the sub-arc mantle and their relationship with erupted arc lavas // Nature. 1995.• V. 377. P. 595-600.

717. SclaterJ.G., Crowe J., Anderson R.N. On the reliability of oceanic heat flow analyses // J. Geophys. Res. 1976. V. 81. P. 2997.

718. Sclater J., Jaupart C., Galson D. The heat flow through oceanic and continental crust and heat loss of the Earth // Rev. Geophys. 1980. V. 18. P. 269 311.

719. Sherlock R.L., Barrett T.J. Geology and volcanic stratigraphy of the Canatuan and Malusok volcanogenic massive sulfide deposits, southwestern Mindanao, Philippines // Mineralium Deposita. 2004. V. 39. P. 1 20.

720. Shervais J.W. Birth, death, and ressurection: The life cycle of of suprasubduction zone ophiolites // Geoch. Geophys. Geosystems 2001. V. 2, pap. n. 2000GS000080.

721. Shervais J.W. Ti-V plots and petrogenesis of modern and ophiolitic lavas. Earth Planet. Sci. Lett. 1982. V. 59. V. 101-118.

722. Schubert G„ Stevensen D„ Cassen P. Whole planet cooling and the radiogenic heat source contents of the earth and the moon // J. Geophys. Res. 1980. V. 85. P. 2531 2538.

723. Schmidt M. W, Poli S. Experimentally based water budgets for dehydrating slabs and consequences for arc magma generation // Earth Planet. Sci. Lett. 1998. V. 163. P. 361 — 379.

724. Schott B„ Schmeling H. Dealamination and detachment of a lithospheric root // Tectonophysics. 1998. V. 296. P. 225-247.

725. Schubert G„ Sandwell D. Crustal volumes of continents and of oceanic and continental submarine plateaus // Earth Planet. Sci. Lett. 1989. V.92. P. 234 246.

726. Scott D.J., Helmstaedt H., Bickle M.J. Purtunique ophiolite, Cape Smith belt, northern Quebec, Canada: A reconstructed section of Early Proterozoic oceanic crust // Geology.• 1992. V. 20. P. 173-176.

727. Scott D.J., St-Onge M.R. Lukas S.B., Helmstaedt H. The 2.00 Ga Purtiniq ophiolite, Cape Smith Belt, Canada: MORB-like crust intruded by OIB-like magmatism // Ophioliti. 1999. V. 24. P. 199-215.

728. Scott G.L. Heat source for Tongonan Geothermal Field // Island Arcs. 2000. V. 9. P. 513-526.

729. Skulski T., Percival J. A. Allochthonous 2.78 Ga oceanic plateau slivers in a 2.72 Ga continental arc sequence: Vizien greenstone belt, northeastern Superior Province, Canada // Lithos. 1996. V. 37. P. 163-179.

730. Sen C„ Dunn T. Dehydration melting of a basaltic composition amphibolite at 1.5 to 2.0 Gpa: Implications for the origin of adakites // Contrib. Mineral. Petrol. 1994. V. 117. P. 394 -409.

731. Seno T. Was there a North New Guinea plate? // Rep. Geol. Surv. Japan. 1884. V. 263. P. 29-42.

732. Depart. Geoph., Rep. No. 23, p. 67.•

733. Shimizu K.T., Komia S., Maruyama S., Hirose K. Water content of melt inclusion in Cr-spinel of 2.7 Ga komatiite from Belingwe Greenstone Belt, Zimbabwe // Eos (Transactions, Am. Geophys. Un.), 1997. V. 78. P. 750.

734. Shinohara M„ Suyhiro K, Muruyama T. Microearthquake seismisity in relation to double convergence around the Solomon Islands Arc by ocean-bottom seismometer observation // Geophys. Jour. Inter. 2003. V. 153. P. 691 698.

735. Sigurdsson H., Shilling J.-G., Meyer P.S. Skagi and Langjokull volcanic zones in Iceland: petrology and structure // J. Geophys. Res. 1978. V. 83. P. 3971 3982.

736. Sigurdsson H. Generation of Icelandic rhyolites by melting of plagiogranites in the oceanic layer // Nature. 1977. V. 269. P. 25 28.

737. Sigmarsson O., Martin H„ Knowles J. Melting of a subducting oceanic crust from U-Th disequilibria in austral Andean lavas // Nature. 1998. V. 394. P. 566-569.

738. Sisson T.W., Grove T.L. Experimental investigations of the role of H2O in calc-alkaline differentiation and subduction zone magamtism // Contrib. Miner. Petrol. 1993. V. 113. P. 143-166.

739. Sisson T.W., Grove T.L. Temperatures and H20 contents of low-MgO high-alumina basalts // Conrib. Miner. Petrol. 1993. V. 113. P. 167 184.

740. Slabunov A.I., Stepanov V.S. Late Archean ophiolites in the Belomorian mobile belt of the Fennoscandian/Baltic Shield: Why not? // Abstr. Intern. Symp. Generation and Emplacement of Ophiolites through Time. Geol. Surv. Finland. Spec. Pap. 1998. V. 26.

741. Slater L., McKenzie D., Gronvold K, Shimizu N. Melt generation and movement • beneath Theistareykir, NE Iceland // J. Petrology. 2001. V. 42. P. 321 354.

742. Sleep N.H. Archean plate tectonics: what can be learned from continental geology? // Can. J. Earth Sci. 1992. V. 29. P. 2066-2071.• 873. Sleep N.H. Thermal history and degassing of the Earth: some simple calculations // J.

743. Geol. 1979. V. 87. P. 671-686.

744. Sleep N.H., Richards M.A., Hager B.H. Onset of mantle plumes in the preexisting convection // J. Geophys. Res. 1988. V. 93. P. 7672 7689.

745. Sleep N.H., Windley B.F. Archean plate tectonics: constraints and inferences // J. Geology. 1982. V. 90. P. 363 379.

746. Sftiellie J.L., Stone P., Evans J. Petrogenesis of boninites in the Ordovician Ballantrae Complex ophiolite, southwestern Scotland // Jour. Vole. Geotherm. Res. 1995. V.69. P. 323342.

747. Smith G.P., Wiens D.A., Fisher K.M., Dorman L.M., Webb S.C.,'Hilderbrand J.A. A complex pattern of mantle flow in the Lau Basin // Science. 2001. V. 292. P. 713-716.

748. Smithies R.H. The Archaean tonalite-trondhjemite-granodiorite (TTG) series is not an analogue of Cenozoic adakite // Earth Planet. Sci. Lett. V. 182. P. 115-125.

749. Smithies R.H., Champion D.C. The Archaean high-Mg diorite suite: Links to tonalite-trondhjemite-granodiorite magmatism and implications for early Archaean crustal growth. //m J. Petrol. 2000. V. 41. P. 1653-1671.

750. Smithies RH., Champion D.C., Cassidy K.F. Formation of Earth's early Arhaean continental crust // Precamb. Res. 2003. V. 127. P. 89 101.

751. Sobolev A.V., Danyushevsky L.V. Petrology and geochemistry of boninites from the north termination of the Tonga trench: constraints on the generation conditions of primary high-Ca boninite magmas // Jour. Petrol. 1994. V. 35. P. 1183-1211.

752. Solomatov V.S., Moresi L.-N. Scaling of time-dependent stagnant lid convection: Application to small-scale convection on Earth and other terrestrial planets // J. Geophys. Res. 2000. V. 105. P. 21795-21817.

753. Sorjonen-Ward P., Nironen M., Luukkonen E. Greenstone association in Finland / M. de Wit, L.D. Ashwal (eds), Greenstone belts // Oxford Monograpths on Geology and Geophysics. 1997. V. 35. P. 677-698.

754. Spakman W„ Wortel M.J.R, Vlaar N.J. The Hellenic subduction zone: A tomographic image and its geodynamic implications // Geophys. Res. Lett. 1988. V. 15. P. 60-63.

755. Sproule R.A., Lesher C.M., Ayers J.A., Thurston P.C., Herzberg C.T. Spatial and temporal variations in the geochemistry of komatiites and komatiitic basalts in the Abitibi greenstone belt // Precamb. Res. 2002. V. 2002. P. 153 186.

756. Staerker T.S. Calcareous nannofossil biostratigraphy; evidence for thrust faulting andsediment mixing in the accretionary complex of the Central New Hebrides island arc // Proc.

757. Ocean Drill. Program, Scientific Results. 1994. V. 134. P. 179-245.

758. Staudigel H., Park K.-H., Pringle M., Rubenstone J.L., Smith W.H.F., Zindler A. The longevity of the South of the South Pacific isotopic and thermal anomaly // Earth Planet. Sci. Lett. 1991. V. 102. P. 22-44.

759. Stein E, Dietl C. Hornblende thermobarometry of granitoids from the Central Odenwald (Germany) and their implications for the geotectonic development of the Odenwald // Conrib. Mineral. Petrol. 2001. V. 72, 185-207.

760. Stein M., Goldstein S.L. From plume head to continental lithosphere in the Arabian-Nubian Shield // Nature. 1996. V. 382. P. 773 778.

761. Stein M., Hofmann A. W. Mantle plumes and episodic crustal growth // Nature. 1994. V. 372. P. 63-68.

762. Stern RJ. Subduction initiation: spontaneous and induced // Earth Planet. Sci. Lett. 2004. V. 226. P. 275 -292.

763. Stern RJ., Bloomer S.H. Subduction zone infancy: examples from the Eocene Izu-Bonin-Mariana and Jurassic California // Geol. Soc. Am. Bull. 1992. V. 104. P. 1621 1636.

764. Stern RJ., Morris J., Bloomer S.H., Hawkins J.W. The source of the subduction component in convergent margin magmas: trace element and radiogenic evidence from

765. Eocene boninites, Mariana forearc // Geochim. Cosmochim. Acta. 1991. V. 55. P. 1467 -1481.

766. Staudigel H., McCulloch M., ZindlerA., Perfit M. Complex ridge subduction and island arc magmatism: an isotopic study of the New Georgia forearc and the Woodlark Basin /• Taylor B., Exon N.F. (Eds.), Marine Geology, Geophysics, and Geochemistry of the

767. Woodlark Basin-Solomon Islands // Circum-Pacific Council for Energy and Mineral Resources, Earth Sci. Ser. 1987. V. 7. P. 227-240.

768. Stevenson R, Henry P., Gariepy C. Assimilation-fractional crystallization origin of Archean Sanukitoid suites: Western Superior province, Canada. // Precamb. Res. 1999. V. 96. P. 83-99.

769. Stolper E. A phase diagram for mid-ocean ridge basalts: preliminary results and implications for petrogenesis // Contrib. Minerai. Petrol. 1980. V. 74. P. 13 27.

770. Stone W.E., Deloule E., Larson M.S., Lecher CM. Evidence for hydros high-MgO melts in the Precambrian // Geology. 1997. V. 25. P. 143 146.

771. Straub S.M. The evolution of the Izu Bonin Mariana volcanic arcs (NW Pacific) in terms of major element chemistry // Geochem. Geophys. Geosystems. 2003. V. 4. n. 11. doi: 10.1029/2002GC000357.

772. Sylvester P.J., Harper G.D., Byerly G.R, Thurston P.S. Volcanic aspects / M. de Wit, L.D. Ashwal (eds), Greenstone belts // Oxford Monograpths on Geology and Geophysics. 1997. V. 35. P. 55-90.

773. Sun S.-S. Lead isotopic study of young volcanic rocks from mid-ocean ridges, ocean islands and island arcs // Philos. Trans. R. Soc. Lond. Ser A., 1980. V. 297. P. 409 445.

774. Sun S.-S., McDonouch W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes / A.D. Saunders, M.J. Norry (eds), Magmatism in the Ocean Basins // Geol. Soc. Lond. Spec. Publ. 1989. V. 42. P. 313-345.

775. Sun S.-S., Nesbitt RW. Geochemical regularities and genetic significance of ophiolitic basalts // Geology. 1978. V. 6. P. 689-693.

776. Sun S.-S., Nesbitt RW., McCulloch, M.T. Geochemistry and petrogenesis of Archaean and early Proterozoic siliceous high-magnesium basalts / A.J. Crawford (ed), Boninites.m Unwin Hyman: London, 1989. 148-173.

777. Suyehiro K., Takahashi N., Ariie Y., Yokoi Y., Hino R, Shinohara M„ Kanazawa T., Hirata N. Tokuyama H., Taira A. Continental crust, crustal underplaiting, and low Q upper mantle beneath an oceanic arc // Science. 1996. V. 272. p. 390-392.

778. Tackley P.J. Mantle convection and plate tectonics: Toward an integrated physical and chemical theory // Science. 2002. V. 288. P. 2002 2007.

779. Tackley P. J., Stevenson D.J., Glatzmaier G.A., Schubert G. Effects of an endothermic transition at 670 km depth in a spherical model of convection in the Earth's mantle // Nature. 1993. V. 361. P. 699-704.

780. Taira A., Mann P., Rahardiawan R Incipient subduction of the Ontong Java Plateau along the North Solomon trench // Tectonophysics. 2004. V. 389. P. 247 266.

781. Takahashi E. Speculations on the Archean mantle: missing link between komatiite and depleted garnet peridotite // J. Geophys. Res. 1990. V. 95. P. 15941 15954;

782. Takahashi N., Suyeshiro K., Shonohara M. Implications from seismic crustal structureof the northern Izu-Bonin arc // Island Arc. 1998. V. 7. P. 383 394.

783. Tamaki K., Honza E. Global tectonics and formation of marginal basins: Role of Western Pacific//Episodes. 1991. V. 14. P.224-230.1. J <5

784. Tamctyo Jr. R.A., YumulJr. G.P., Maury R.C.; Bellon H„ Cotten J., Polve M., Juteau T., Qiierbin C. Complex origin for the south-western Zamboanga metamorphic basement m. complex, Western Mindao, Philippines // Island Arcs. 2000. V. 9. P. 638 652.

785. Tamey J., Dalziel I.W.D., de Wit M.J. Marginal basin "Rocas Verdes" complex from S. Chile: A model for Archean greenstone belt formation / B. Windley (Ed). The early history of the Earth. London: Willey, 1976. P. 131 146. f '

786. Tatsumi Y. Melting experiments on a high-magnesian andesite // Earth Planet. Sci. Lett. 1981. V. 54. P. 357-365.

787. Tatsumi Y. Formation of the volcanic front in subduction zones // Geophys. Res. Lett. 1986. V. 13. P. 717-720.

788. Tatsumi Y. Origin of high-magnesian andesites in the Setouchi volcanic belt, southwest Japan, II. Melting experiments at high pressures // Earth Planet. Sci. Lett. 1982. V. 60. P. 305 -317.

789. Tatsumi Y. Migration of fluid phases and genesis of basalt magmas in subduction zones m II J. Geophys. Res. 1989. V. 94. P. 4697 4707.

790. Tatsumi Y, Ishizaka K. High magnesian andesite and basalt flows from Shodo-shima island, southwest Japan, and their bearing on the calc-alkaline andesites // Lithos. 1982. V. 15. P. 161-172.

791. Tatsumi Y„ Ishikawa N. Anno K., Ishizaka K., Itaya T. Tectonic setting of high-Mg andesite magmatism in SW Japan: K-Ar chronology of the Setoch volcanic belt // Geophys. J. Inernational. 2001. V. 144. P. 625 631.

792. Tatsumi Y., Sakuyama M., Fukuyama H., Kushiro I. Generation of arc basalt magmas and thermal structure of the mantle wedge in subduction zones // J. Geophys. Res. V. 88. P. 5815-5825.

793. Taylor B. Rifting and volcanic-tectonic evolution of the Izu-Bonin-Mariana arc / B. Taylor, K. Fujioka et al. (Eds.), Proc. ODP // Sci. Results. 1992. V. 126. P. 627-651.

794. Taylor B., Goodliffe A.M. The West Philippine Basin and the initiation of subduction, revisited II Geophys. Res. Lett. 2004. V. 31. L(12602).

795. Taylor B„ Goodliffe AM., Martinez F., Hey R. Continental rifting and initial seafloor spreading in the Woodlark Basin II Nature. 1995. V. 374. P. 534 537.

796. Taylor B., Karner G.D. On the evolution of marginal basins // Rev. Geophys. 1983. V. 21. P. 1721-1727.m 928. Taylor B., Martinez F. Back-arc basin basalt systematics // Earth Planet. Sci. Lett. 2003.1. V. 210. P. 481-497.

797. Taylor B„ Zellmer K., Martinez F., Goodliffe A. Sea-floor spreading in the Lau back-arc-basin // Earth Planet. Sci. Lett. 1996. V. 144. P. 35 40.

798. Taylor G.K., Gascoyne J., Colley H. Rapid rotation of Fiji: paleomagnetic evidence and tectonic implications //Jour. Geophys. Res. 2000. V. 105. P. 5771-5781.

799. Taylor R.N., Nesbitt R.W. Isotopic characteristics of subduction fluids in an intra-oceanic setting, Izu-Bonin Arc, Japan // Eath Planet. Sci. Lett. 1998. V. 164. P. 79 98.

800. Taylor R.N., Nesbitt R.W., Vidal P., Harmon R.S., Auvray B., Croudace I.W. Mineralogy, and genesis of the boninite series volcanics, Chichijima, Bonin Island, Japan // J. Petrology. 1994. V.35.P. 577-617.

801. Taylor S.R. Early accretional history of the Earth and the Moon-forming events // Lithos. 1993. V. 30. P. 207 221.

802. Taylor S.R., McLennan S.M. The continental crust: its composition and evolution. « Oxford. Blackwell, 1985.312 p.

803. Tejada M. L. G., MahoneyJ.J., Duncan R. A., Hawkins M. P. Age and geochemistry of basement and alkalic rocks of Maliata and Santa Isabel, Solomon Islands, southern margin of Ontong Java Plateau // J. Petrol. 1996. V. 37. P. 361-394.

804. Thirlwall M.F., Smith T.E., Graham AM, Theodorou N. Hollings P., Davidson J.P., Arculus R.J. High Field strenght element anomalies in arc lavas: source or process? Hi. Petrol. 1994. V. 35. P. 819 838.

805. Thurston P.S. Archean geology of Ontario / P.S. Thurston (Ed), Geology of Ontario // Ontario Geol. Surv. Spec. Vol. 1991. Vol. 4. P. 73-78.

806. Thurston P.S., Kozhevnikov V.N. An Archean quartz arenite-andesite association in the eastern Baltic Shield, Russia: implications for assemblege types and shield history // Precamb. Res. 2000. V.101. P. 313-340.

807. Tredoux M, de Wit M.J., Hart R., Armstrong R.A., Lindsay MM, Sellshop J.P.T. Platinum group elements in a 3.5 Ga nickel-iron occurrence: Possible evidence of a deep mantle origin // J. Geophys. Res. 1989. V. 94. No. Bl. P. 795 -813.

808. Turcotte D.L., Oxburgh E.R. Finite amplitude convective cells and continental drift // J. m Fluid. Mech. 1967. V. 28. P. 29 42.

809. Turcotte D.L., Schubert G. Frictional heating of the descending lithosphere // J. Geophys. Res. 1973. V. 78. P. 5876 5886.

810. Turkina O.M., Nozhkin A.D. Genesis of Archean tonalite-trondhjemite suites: Plume or subduction related? // Russian Jour. Earth Sci. 2003. V. 5. № 2. P. 93 100.

811. Turner S., Hawkesworth C. Using geochemistry to map mantle flow beneath the Lau Basin//Geology. 1998. V. 26. P. 1019-1022.

812. Turner S., Hawkesworth C. Constraints on flux rates and mantle dynamics beneath island arcs from Tonga-Kermadec lava geochemistry //Nature. 1997. V. 389. P. 568-573.

813. Turner S.P., Peate D.W., Hawkesworth C. J., Eggins S.M., Crawford A. J. Two mantle domains and the time scale of fluids transfers beneath the Vanuatu arc // Geology. 1999. V. 27. P. 963-966.

814. Thurston P.C., Osmani I.A., Stone D. Northwestern Superior Province: Review and terrane analyses / P.C. Thurston, H.R. Williams, H.R. Sutcliffe, G.M. Stote (Eds), Geology of Ontario // Ont. Geol. Surv. Spec. Publ. 1991. V.4/1. P. 81 141.

815. Nicosia. Cyprus, Ministry of Agriculture and Natural Resources, Geol. Surv. Dept. 1990. P.375.384.

816. Underwood M.B., Hoke K.D. Composition and provenance of turbidite sand and hemipelagic mud in northwestern Cascadia Basin/ Fisher A., Davis E.E., Escutia C. (Eds) // Proceed. Ocean Drilling Prog, Sci. Res. 2000. V. 168. P. 51-65.

817. Uyeda S. Subduction zones: An introduction to comparative subductology // Tectonophysics. 1982. V. 81. P. 133-159.

818. Uyeda S., Kanamori H. Back arc opening and the mode of subduction // J. Geophys. Res. 1979. V. 84. P. 1049- 1061.

819. Vaasjoki M„ Sorjonen-Ward P., Lavikainen S. U-Pb age determinations and sulfide Pb-Pb characteristics from the late Archaean Hattu schist belt, Ilomantsi, eastern Finland // Geol. Surv. Finland. Spec. Pap. 1993. vol. 17. P. 103-131.

820. Vaasjoki M., Taipale K, Tuokko I. Radiometric ages and other isotopic data bearing on the evolution of Archaean crust and ores in the Kuhmo-Suomussalmi area, eastern Finland // Geol. Surv. Finland Bull., Esppo, 1999. V. 71. P.155-176.

821. Valley J. W„ Peck W.H., King EM., Wilde S.A. A cool early Earth // Geology. 2002. V. 30. P. 351 -354.

822. Vaughan A.P.M., Scarrow J.H. Ophiolite obduction pulses as a proxy indicator of superplume events?//EatrhPlanet. Sci. Lett. 2003. V. 213. P. 407 -416.

823. Veizer J., Jansen S.L. Basement and sedimentary recycling and continental evolution // J. Geology. 1979. V. 87. P. 341 -370.

824. Vervoort J.D., Blichert-Toft J. Evolution of the depleted mantle: Hf isotope evidence from juvenile rocks through time // Geochim. Cosmochim. Acta. 1999. V. 63. P. 533 556.

825. Vidale J.E., Schubert G„ Earle P.S. Unseccessful initial search for a midmantle chemical boundary with seismic arraya // Geophys. Res. Lett. 2001. V. 28. P. 859 862.

826. Viljoen M.J., Viljoen R.P. The geology and geochemistry of the Lower Ultramafic Unit of the Onverwaht Group and a proposed new class of igneous rocks // Upper mantle Project. Geol. Soc. South Africa, Spec. Publ. V. 2. P. 55 85.

827. Vlaar N.J. Thermal anomalies and magmatism due to lithospheric doubling and shifting // Earth Planet. Sci. Lett. 1983. V. 65. P. 322

828. Vlaar N.J. Archaean global dynamics // Geologie en Mijnbouw. 1986 a. V. 65. P. 91 -101.

829. Vlaar N.J. Geodynamic evolution since the Archaean // Geophysics. 1986 6. B 89. P. 387-406.

830. Vlaar N. J. Thermal anomalies and magmatism due to lithospheric doubling and shifting // Earth Planet. Sci. Lett. 1983. V. 65. P. 322 330.

831. Vlaar N.J., van den Berg A.P. Continental evolution and Archean sea-levels / R.Sabatini, K. Lambeck, E. Boshi (eds) // Glacial Isostasy, Sea-Level and Mantle Rheology. Kluwer, Dortrecht. 1991.

832. Vlaar N.J., van Keken P.E., van den Berg A.P. Cooling of the Earth in the Archaean: Consequences of pressure-release melting in a hotter mantle // Earth Planet. Sci. Lett. 1994. V. 121. P. 1-18.

833. Vogt P.R, Lowrie A., Bracey D.R. Subduction of aseismic oceanic ridges: Effects on shape, seismicity and other characteristics of consuming plate boundaries // Geol. Soc. Am. Spec. Publ. 1976. V. 172. 59 p.

834. Walker D., Shibata T. De Long, S.E. Abyssal tholleiites from the Oceanographic fracture zone II, phase equilibri and mixing // Contrib. Miner. Petrol. 1979. V. 70. P. 111•» 125.

835. Walker G.P.L. Acid volcanic rocks in Iceland // Bull. Volcanol. 1066. V. 29. P. 375 -406.

836. Wallin T.E., Metcalf R.V. Supra-subduction zone ophiolite formed in an extentional forearc: Trinity Terrane, Klamath Mountains, California // J. Geol. 1998. V. 106. P. 591 -608.

837. Walter M.J. Melting of garnet peridotite and the origin of komatiite and depleted lithosphere // J. Petrology. 1998. V. 39. P. 29 60.

838. Watson S., McKenzie D. Melt generation by plume: a study of Hawaiian volcanism // J. Petrology. 1991. V. 32. P. 501 537.

839. Weaver B.L. The origin of ocean island basalt end-member compositions: trace element and isotope constraints H Earth Planet." Sci. Lett. 1991. V. 104. P. 381 397.

840. Weeraratne D., Manga M. Transitions in the style of mantle convection at high Rayleigh numbers // Earth Planet. Sci. Lett. 1998. V. 160. P. 563 568.

841. Wei's D„ Bassias Y., Gautier I., Mennessier J.-P. Dupal anomaly in existence 115 Ma ago: Evidence from isotopic study of the Kergelen Plateau (Southern Indian Ocean) // Geoch. Cosmoch. Acta. 1991. V. 53. P. 2125-2131.

842. We is D„ Frey F.A., Saunders A., Gibson A. Ninetyeast Ridge (Indian Ocean): A 5000km record of a Dupal mantle plume // Geology. 1991. V. 19. P. 99 102.

843. Wells RE, Simpson RW. Microplate motions of the Cascadia forearc and implications for subduction deformation // Earth, Planet, Space. 2001. V. 53. P. 275 283.

844. WendtJ.I., Regelous M., Collerson K.D., EwartA. Evidence for a contribution from two mantle plumes to island-arc lavas from northern Tonga // Geology. 1997. V. 25. P. 611-614. Wharton et al., 1995

845. White R, McKenzie D. Magmatism at rift zones: The generation of volcanic continental margins and flood basalts // J. Geophys. Res. 1989. V. 94. P. 7685 7729.

846. White RS., McKenzie D., O'Nions RK. Oceanic crustal thikness from seismic measurements and rare earth element inversions // J. Geophys. Res. 1992. V. 97. P. 19683 -19715.

847. White RK, Tarney J., Kerr A.C., Saunders A.D., Kempton P.D., Pringle M.S., Klaver G.T. Modification of an oceanic plateau, Aruba, Dutch Carribbean: Implications for the generation of continental crust // Lithos. 1999. V. 46. P. 43 68.

848. White W.M. Sources of oceanic basalts: radiogenic isotopic evidence // Geology. 1985. V. 13. P. 115-118.

849. Wilcox RE. The idea of magama mixing: History of a struggle for acceptance // Jour. Geology. 1999. V. 107. P. 421-432.

850. Wilde S.A., Valley J. W., Peck W.H., Graham C.M. Evidence from detrital zircons for the existance of continental crust on the oceans on the Earth 4.4 gyr ago // Nature. 2001. V. 409. P. 175 178.

Информация о работе

Щипанский, Андрей Анатольевич
доктора геолого-минералогических наук
Москва, 2005
ВАК 25.00.03

Диссертация

Субдукционные и мантийно-плюмовые процессы в геодинамике формирования архейских зеленокаменных поясов - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы