CC BY
120
УДК 551.22:550.93:551.71(470.22)
Вестник СПбГУ. Сер. 7. 2013. Вып. 3
А. Б. Вревский
ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ РАННЕГО ДОКЕМБРИЯ ФЕННОСКАНДИНАВСКОГО ЩИТА: ПЕТРОЛОГИЧЕСКИЕ И ИЗОТОПНО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОГРАНИЧЕНИЯ
В настоящее время для фанерозойской стадии развития Земли установлено, что преобладающий объем продуктов магматической активности в виде огромных масс известково-щелочных вулкано-плутонических комплексов сосредоточен на активных границах литосферных плит в субдукционно-аккреционных конвергентных геодинамических обстановках. В то же время не менее 30% новой континентальной коры в фанерозое связано с формированием так называемых LIP («гигантских изверженных провинций», континентальных траппов и океанических плато) [1].
Для раннего докембрия геодинамические режимы аналогичные фанерозойским предполагаются с различного рода исключениями и особенностями, связанными со спецификой термического состояния мантии и геодинамического развития литосферы на ранних стадиях развития Земли. В последнее время появляется все больше геодинамических моделей, сочетающих в крайне небольших сегментах раннедокем-брийской литосферы «плюм» и «плейт-тектонические» режимы ее фомирования. Так, для Беломорско-Карельской области Фенноскандинавского щита в мезо- и па-леоархее предполагается «взаимодействие мантийно-плюмовых структур с субдук-ционными зонами, приведшее к эпизодам нестационарной субдукции с детачмен-том слэба, миграцией желоба, раскрытием короткоживущих океанических бассейнов и их последующим поглощением» [2].
За последние два десятилетия накопленный фактический материал по геологическому строению, составу и эволюции раннедокембрийских комплексов все чаще подвергается систематизации и осмыслению в рамках различного рода эволюционных моделей, причем большинство из них базируется на геодинамической парадигме тектоники литосферных плит. Однако существуют и не менее аргументированные модели, основанные на «плюмовой геодинамике» и постулирующие возникновение плитной литосферной тектоники лишь в протерозое [3-5].
Следует подчеркнуть, что проблема происхождения и эволюции древней коры в целом традиционно рассматривается на примере гранит-зеленокаменных областей древних кратонов, где эти образования занимают более 80% площади. Развитие зеленокаменных поясов, как одного из главных типов архейских кратогенов, охватывает огромный промежуток времени (3,55-2,65 млрд лет), равный четверти всей геологической истории Земли. За время изучения архейских гранит-зеленокамен-ных областей (ГЗО) представления об их тектонической и геодинамической природе эволюционировали от отрицания существования в архее слабо метаморфизованных вулканогенно-осадочных комплексов до реконструкции на их примере режимов
Вревский Александр Борисович — д-р геол.-минерал. наук, директор Института геологии и геохронологии докембрия РАН, профессор, Санкт-Петербургский государственный университет; e-mail: a.b.vrevsky@ipgg.ru
© А. Б. Вревский, 2013
пологой и горячей субдукции. За последнее десятилетие произошел лавинообразный скачок не только в количестве фактического материала, но и в разнообразии геодинамических моделей развития как отдельных зеленокаменных поясов (ЗКП), так и древних кратонов в целом, что нашло отражение в ряде обобщающих работ. Несмотря на несомненные успехи в изучении архейских ЗКП, расшифровка их природы будет находиться в области гипотез и геодинамических «спекуляций» до тех пор, пока не будет принципиально решен целый ряд теоретических проблем общей динамики Земли и сравнительной планетологии. К таким нерешенным вопросам можно отнести следующие:
— как отразились последствия метеоритной бомбардировки Земли на геосфер-ном взаимодействии в архее;
— когда и как возникло земное ядро;
— какой петролого-геодинамической моделью объяснить присутствие древнейших детритовых цирконов (4,4-4,2 млрд лет) с высокими содержаниями тяжелого изотопа кислорода Д 18О (7-8%о) в кварцевых конгломератах Джек Хиллс (Зап. Австралия), как и когда возникла первичная сиалическая кора;
— когда и как возникла нижняя кора древних кратонов и их мантийные «кили»,
— каким был окислительно-восстановительный потенциал мантии в архее и когда возникли кислородная атмосфера и океаническая гидросфера.
К фактам, имеющим принципиальное значение для понимания геодинамической природы архейских ЗКП, следует отнести высокий геотермический градиент в архее, связанный с большей скоростью теплогенерации на ранних стадиях развития Земли. Эти причины определили и высокую температуру архейской верхней мантии, превышающую современную на 200-300°С [6, 7], и как следствие этого — формирование мощной (более 30 км) океанической коры с высокой плавучестью, препятствующей ее субдукции. Одной из важнейших и нерешенных теоретических проблем, имеющих непосредственное отношение к модельным геодинамическим представлениям формирования континентальной коры в архее, является проблема природы и динамики термальной и химической мантийной конвекции в раннем докембрии (многоуровневой, зональной, ячеистой, турбулентной и т. д.).
Эти причины и целый ряд других особенностей строения и состава раннедо-кембрийских комплексов древних щитов вынуждают многих авторов [8, 9] при па-леодинамических реконструкциях архейской литосферы принимать особый стиль тектоники плит в архее, так называемую геодинамику тонких пластин («кожную», микроплитную, террейновую и пр.), что подразумевает значительно меньшие размеры и мощность литосферных плит в раннем докембрии по сравнению с фанерозоем.
В этом отношении Фенноскандинавский щит является характерным примером, на котором можно продемонстрировать, насколько несовершенны наши представления о геодинамических механизмах формирования континентальной литосферы в архее. В последнее десятилетие для этого региона появилось большое количество геодинамических моделей развития архейской литосферы как отдельных структур, так и более крупных ее сегментов (террейнов) и эпиархейского кратона в целом, основанных на плейт-тектонических (субдукционно-акреционно-коллизионных) механизмах формирования континентальной коры [2, 10-18].
В схематическом виде на рис. 1. показаны главные элементы этих моделей юве-нильного корообразования (от 3,0 до 2,6 млрд лет) Фенноскандинавского щита,
Рис. 1. а. Схема реконструкции архейских зеленокаменных поясов Фенноскан-динавского щита.
Цифры в кружках — архейские зеленокаменные пояса и структуры: 1-4 — Ведлозерско-Сегозерский пояс (1 — Хаутаваарская, 2 — Койкарская, 3 — Палаламбинская и 4 — Совдозерская структуры); 5 — Парандовская, 6 — Каменноозерская, 7 — Костамукшская, 8 — Ялонваарская, 9 — Кухмо-Суомисалминская, 10 — Хизоваарская, Керетская и Ириногорская структуры; 11-12 — Колмозеро-урагубский пояс (11 — Полмос-Поросозерская и 12 — Урагубская структуры), 13 — Корватундровская структура, 14-17 — Терско-Аллареченский пояс (14 — Каскамская, 15 — Оленегорская, 16 — Терская, 17 — Ингозерская, 18 — Маткалахтинская, 19 — Тулпио-Оярви структуры).
б. Схема пространственного расположения моделей палеогеодинамических режимов в архее Фенноскандинавского щита по различным авторам:
1-2 — палеоархейские микроконтиненты, > 3,2 млрд лет; 3 — океаническое плато, островная дуга, 2,9-2,87 млрд лет [16]; 4 — океаническая плита, энсиалическая дуга, задуговый бассейн, 3,0-2,9 млрд лет [12]; 5 — океаническая плита (2,9 млрд лет), островная дуга (2,8-2,75 млрд лет) [2, 13, 14]; 6 — энсиалическая островная дуга 2,85-2,76 млрд лет [20, 23]; 7 — океаническое плато, островная дуга, 2,85-2,76 млрд лет [14, 17, 20, 23]; 8 — континентальный рифт [20, 23]; 9 — океаническая плита, островная дуга, >2,8 млрд лет [11]; 10 — континентальный рифт, > 3,0 млрд лет [24].
Звездочки — местоположение архейских комплексов с детритовыми и протолитовыми цирконами возрастом 3,2-3,7 млрд лет.
связанных с формированием архейских зеленокаменных поясов. Следует подчеркнуть, что все исследователи этого региона признают существование на Фенноскан-динавском щите древней — 3,2-3,7 млрд лет («до зеленокаменной») сиалической континентальной коры (Водлозерский блок Юго-Восточной Карелии — 3,2-3,4 млрд лет, гнейсы Сиуруа — с 3,5-3,7 млрд лет, породы тоналит-трондьемит-гранодиоритовой (ТТГ) серии Койтелайнен и Варпайсъярви [19-23] в Финляндии — 3,1-3,2 млрд лет, и целый ряд определений мезо- и палеоархейского возраста детритовых и протоли-
товых цирконов из Южной Финляндии, Карелии и Кольского полуострова [23-26], принимаемых в этих моделях в качестве микроконтинентов.
Если рассмотреть вероятные масштабы реконструируемых микроконтинентов, микроплит и зоны их конвергенций в архее Фенноскандинавского щита в структуре суперконтинента Кенорленд и сопоставить линейные масштабы модельных архейских литосферных плит с современным строением литосферы, становится понятным появление термина «микроплитная геодинамика» (рис. 1-2). Однако такая архитектура коры в архее несомненно должна быть обусловлена особой геометрией и динамикой мантийной конвекции, в частности мелкоячеистой двухуровневой конвекцией. В свою очередь такая мантийная геодинамика не может обусловить той изотопно-геохимической гетерогенности, которая фиксируется по составу комати-ит-толеитовых серий архея [2, 27].
Рис. 2. Конфигурация литосферных плит Земли [1]: 1 — дивергентные границы плит (оси спрединга), 2 — конвергентные границы (зоны спрединга), 3 — трансформные разломы и прочие границы, 4 — векторы движений литосферных плит, 5 — архейские литосферные плиты Фенноскандинавского щита см. на рис. 1.
Таким образом, существующие несовершенные теоретические представления о термическом состоянии Земли в архее и «микроплитные» геодинамические представления об эволюции ювенильной континентальной коры древних щитов во многом ограничивают прямые аналогии архейской геодинамики и тектоники с субдук-ционно-акреционными режимами корообразования в фанерозое.
Огромное количество геологических, геохимических и изотопно-геохронологических данных для архейских ЗКП, в том числе и Фенноскандинавского щита, часто используется и интерпретируется авторами в зависимости от их геодинамического «вероисповедания». Например, постулируются такие утверждения, как «глобальное распространение коматиитов сильно преувеличено», «частотный минимум развития андезитов преуменьшен» или «архейские порфировые анортозиты формировались в океанических обстановках, так как ассоциируются с зеленокаменными поясами» [2, 13, 28].
К очевидным фактам, определяющим специфику геодинамического развития ЗКП и формирования континентальной литосферы древних кратонов, можно отнести следующие:
— пространственная и временная непрерывность развития ЗКП и ТТГ комплексов на огромном отрезке геологического времени (4,0-2,65 млрд лет);
— существование по крайней мере трех возрастных групп (периодов) формирования ЗКП (3,55-3,1, 3,0-2,85 и 2,8-2,65 млрд лет), при том что наиболее древняя возрастная группа развита преимущественно в кратонах Гондванских материков (Каапвальский, Пилбара, Дхарвар);
— примеры разновозрастного заложения ЗКП на сиалическом основании с конгломератами и корами химического выветривания в основании разреза;
— присутствие комплексов пород, более не повторяющихся в геологической истории («ультраосновные» коматииты, порфировидные автономные анортозиты, строматолиты, полосчатые железо- и марганцеворудные формации, баритовые эва-пориты);
— изотопно-геохимическая неоднородность мантийных источников архейских коматиит-толеитовых и ТТГ ассоциаций;
— мелководные (со строматолитами и эвапоритами) и глубоководные бассейны осадконакопления континентального и шельфового типа, осадконакопление речных и прибрежно-морских обстановок;
— вулканизм подводного, субаэрального и аэрального излияния трещинного и центрального типов, пирокластический вулканизм;
— металлогенический облик ЗКП определяется месторождениями, в том числе гигантскими — сульфидные Си-М (Со) руды коматиитов, Сг, Т1 (V) и PGE расслоенных интрузий, колчеданные месторождения Zn и Си, Fe и Мп джеспилиты, ме-зотермальное Аи, гиганты — Аи-и (проточехол Витватерсранд), сурьмяный гигант Мурчисон рейндж, Li и редкометальные пегматиты. Такая металлогеническая специализация архейских ЗКП, не только коренным образом отличается от рудоносно-сти островодужных и океанических комплексов фанерозоя, но и принципиально не повторяется в геологической истории, начиная с палеопротерозоя.
На фоне многообразных теоретических и модельных геодинамических представлений о ранних стадиях термической и изотопно-геохимической эволюции Земли, формировании первичной коры и ее дальнейшей эволюции большинство современных геодинамических моделей формирования архейской литосферы базируется на актуалистическом принципе, часто механистически перенесенном в область координат архейской геохимии и петрологии, и основанном на представлениях о прямой связи «индикаторных геохимических особенностей» магматических комплексов (коматиитов, базальтов, анортозитов и андезитоидов, ТТГ серий)
только с определенными надсубдукционными геодинамическими режимами фане-розоя.
В принципе субдукционно-аккреционные модели формирования архейской ювенильной континентальной коры базируются на трех главных актуалистических допущениях:
— коматиит-толеитовые ассоциации представляют собой фрагменты океанической коры (и/или океанических плато);
— базальт-андезитовые-дацитовые ассоциации с геохимическими признаками адакитов, бонинитов и т. п. являются продуктами магмагенерации в различного типа надсубдукционных обстановках, при этом в качестве источников подразумеваются в том числе коматиит-толеитовые комплексы;
— ТТГ серии — результат плавления полого субдуцирующих океанических ме-табазальтов, тождественных по составу толеитовым метабазальтам зеленокаменных поясов.
Такие прямые аналогии, связывающие особенности изотопно-геохимического состава архейских комплексов с фанерозойскими геодинамическими режимами, вызывают целый ряд возражений и альтернативных петрологических объяснений, кратко сформулированных ниже.
Толеитовые базальты (ТН) архейских ЗКП во многих геодинамических моделях рассматриваются в качестве аналогов N-MORB, которые по своему петрогенезису являются малоглубинными производными плавления деплетированной мантии фМ). Однако в большинстве ЗКП ТН представляют собой результат глубинной дифференциации первичных коматиитовых расплавов или плавления глубинного мантийного источника типа DM или FOZO [5, 29]. Коматииты являются продуктами разноглубинного плюмового плавления гетерогенной верхней мантии [30] и иногда несут признаки контаминации коровым веществом [31]. Присутствие в ряде ЗКП силлов порфировидных «автономных» анортозитов так же является весьма характерной чертой ряда ЗКП, что в петрологическом аспекте означает фракционирование основного плагиоклаза из базальтового расплава в условиях существования литосферы мощностью не менее 22-25 км.
При идентификации субдукционно-аккреционных конвергентных геодинамических режимов развития архейских ЗКП ключевыми признаками являются вулканогенные ассоциации с андезитоидами (в том числе адакитами, бонинитами, баяитами), обладающие некоторыми «индикаторными геохимическими метками» (ТаШЬ, Zr/Y, Мд и др.).
Главным и часто единственным критерием выделения адакитовых и бонинито-вых серий в архейских комплексах, в том числе и Фенноскандинавского эпиархей-ского кратона, являются низкие концентрации Та и Т1 и отрицательные аномалии этих элементов на спайдерграммах. Уже традиционно эти аномалии объясняются для первичных островодужных расплавов унаследованностью низких отношений ТаШЬ и из субдуцируемых океанических осадков или концентрацией № и Та
в реститовом рутиле или сфене при плавлении эклогитизированных (выше устойчивости плагиоклаза) пород «слэба» или «мантийного клина».
На фоне еще крайне бедной изотопно-геохимической ^ш-Ш, Re-Os) систематики архейских андезитов Фенноскандинавского щита, жесткая геодинамическая привязка их геохимических параметров к пологой горячей субдукции и/или
плавлению мантийного клина не может быть универсальной. Подобные геохимические особенности свойственны андезитам как из палео- и неоархейских интра-кратонных структур (Варавуна, кратон Пилбара) [4], Пангола, Южная Африка [32], так и палеопротерозойских внутрикратонных рифтов (сумийские вулканогенные комплексы Фенноскандинавского щита) [33] (рис. 3). Более того, такие индикаторные «субдукционные» геохимические «метки», как отрицательные аномалии № и Т1, характерны для пермо-триасовых трапповых базальтов Сибири (№ = 2-5 ррт, Т1 = 1000-2500 ррт) [35].
Рис. 3. Нормированные к хондриту [34] содержания редких и редкоземельных элементов в вулканогенных комплексах некоторых энсиалических раннедокембрийских структур:
а, б, в — группа Варавуна (3,5-3,4 млрд лет), кратон Пилбара, Западная Австралия (а — формация Кукал, б — формация Дуффер, в — формация Панорама [4]); г — супергруппа Пангола (2,98-2,95 млрд лет), кратон Каапваль, Южная Африка [32]; д — сумийские (2,45-2,4 млрд лет) андезибазальты Семчинской структуры, Фенноскандинавский щит [33], е — пермо-триасовые высокомагнезиальные базальты Надеждинской формации, норильские траппы [35].
«Идикаторный» критерий № и Та аномалий для идентификации надсубдук-ционного петрогенезиса магматических комплексов обладает конвергентностью, так как может свидетельствовать и о «плюмовом» происхождении расплавов при плавлении мантийного перидотита в условиях высоких давлений (Р~24 GPa). В этих условиях перовскит становится главной ликвидусной фазой и, обладая высокими
KD с Та, Zr, Ш и низкими KD с легкими лантаноидами, определяет обогащение расплавов (например, коматиитовых) лантаноидами и обеднение Та, Zr и Hf [36].
В петрологическом аспекте проблема происхождения андезитоидных расплавов достаточно тривиальна и определяется водным балансом верхней мантии и фу-гитивностью кислорода в источнике первичных расплавов. В настоящее время не вызывает сомнения изотопно-геохимическая гетерогенность мантии в архее, в том числе и в отношении газово-флюидной фазы как наиболее некогерентной составляющей мантийного вещества.
Свидетельствами относительно высокого содержания воды в плюмовых мантийных источниках, являются присутствие магматического амфибола в архейских коматиитах и палеопротерозойских пикритах, газово-водных микровключений в базальтах Исландии [37] и меймечитах Сибирской трапповой провинции [38]. Для раннего докембрия свидетельствами гидратированного характера верхней мантии и флюидонасыщенности мантийных расплавов являются находки магматического Fe-Ti-керсутита в архейских коматиитах пояса Абитиби [39] и палеопротерозойских пикритах Печенгской структуры [40], а также миндалекаменные структуры в геохимически неконтаминированных коматиитах и высокомагнезиальных базальтах архейских зеленокаменных структур Кухмо и Типасярви Восточной Финляндии [18] и Дарварских ЗКП кратона Карнатака Южной Индии [41].
Кроме того, в последние годы в связи с открытием присутствия ионов ОН" и молекул кристаллогидратной Н2О, различающихся по энергии водородной связи, в «нормативно безводных» минералах (01 = 140-1140 ррш, Срх = 85-870 ррш, Орх=40-1100 ррш, Grt = 200-400 ррш) из ксенолитов континентальной сублито-сферной мантии (гранатовые и шпинелевые лерцолиты) водный бюджет примитивной и деплетированной мантии оценивается в 1160 ррш и 250 ррш соответственно. Структурно связанная вода в этих минералах перидотитов сохраняется в интервале температур 550-1100 и давлений 32-53 Кбар (до 150-60 км). В высокобарических модификациях оливина (вадслеите и рингвудите) по экспериментальным данным содержание воды достигает 2,5-3,5 мас. %, а в ферроперовските от 2212 до 4000 ррш. Эти эксперименты предполагают, что в нижней мантии может содержаться до 2100 ррш Н20, что при интеграции на всю массу нижней мантии дает резервуар в 5 раз больший, чем все современные океаны [42, 43]. Таким образом, существует достаточное количество петрологических данных для магматических производных мантийных плюмов различного возраста и геодинамической принадлежности, свидетельствующих о гидратированном характере перидотитового вещества верхней мантии с содержанием воды в количестве, достаточном для петрогенезиса андезито-вых и генетически связанных с ними более кислых расплавов.
Обсуждая проблемы геодинамической эволюции архейской литосферы, нельзя не коснуться ее важнейшей составляющей — тоналит-трондьемит-гранодио-ритовых (ТТГ) ассоциаций, которые по геофизическим данным 90-100% слагают среднюю часть коры древних кратонов, в том числе и Фенноскандинавского щита, что определяет стабильность (плавучесть) континентальной литосферы [44]. К настоящему времени предложено несколько геодинамических моделей образования пород ТТГ серии. Наиболее популярной является модель плавления субдуцирую-щих океанических метабазальтов [45-47], причем их состав обычно отождествляется с толеитовыми метабазальтами зеленокаменных поясов. Варианты этой модели
связаны с представлениями о плавлении вещества мантийного клина благодаря флюидам, образующимся при дегидратации субдуцирующей океанической литос-ферной плиты, или смешением производных плавления слэба с расплавами, генерировавшимися из мантийного клина. В качестве аргументации таких моделей обычно приводятся данные о подобии ряда изотопно-геохимических характеристик ТТГ серий фанерозойским адакитовым, бонинитовым и баяитовым вулканическим сериям [45]. Если для известково-щелочных вулканических серий некоторых неоархейских зеленокаменных поясов такие геодинамические модели во многом геохимически допустимы, то для ТТГ ассоциаций надсубдукционные режимы петрогенезиса имеют ряд принципиальных ограничений. Прежде всего, таким ограничением является отсутствие временной взаимосвязи ТТГ ассоциаций с магматизмом зеленокаменных поясов, что подразумевает иной, нежели толеиты этих поясов, протолит первичных расплавов ТТГ.
Особенностями состава пород ТТГ серии являются: 1) преобладание тоналитов (60-70%) над трондьемитами, подчиненное количество гранодиоритов; 2) их лейко-
кратовость. Преобладание в со-
п о
ставе серии лейкократовых пород очевидно при сравнении с составами фанерозойских плагио-гранитов. Сравнение архейских ТТГ с вулканитами островных дуг и окраин континентов также показывает, что первые являются значительно более кремнеземистыми (рис. 4). Здесь видно их отличие по содержанию SiO2 от кайнозойских адакитов, которые некоторыми исследователями рассматриваются в качестве аналогов архейских ТТГ и привлекаются для подтверждения субдукци-онной природы тоналитов.
К настоящему времени накоплен большой объем новой информации об изотопном составе М в породах ТТГ серии, в том числе и для Фенноскандинавско-го щита. Анализ распределения модельных возрастов TDMNd позволяет отметить следующие особенности, изложенные нами в [48]. Значительный интервал между временем кристаллизации пород ТТГ ассоциаций и их Sm-Nd модельным возрастом (рис. 5) подразумевает выплавление зна-
% 60 г
50 -
40 -
30 -
20 -
10 -
%
35 30 25 20 15 10 5
50
Островные дуги + активные континентальные окраины
55
60
65
SiO,.
70
75
80
%
Рис. 4. Сравнение кремнекислотности архейских ТТГ серий (а) и составов фанерозойских вулканитов, образованных на конвергентных границах плит: островных дугах и активных окраинах (б), п — число использованных анализов [48]
4100
3900
3700 I 3500
к
3300
§
S зюо
Q
H 2900
2700
2500
2300*--1-1-1-1
2300 2800 3300 3800 4300
Возраст (U-Pb, циркон), млн лет
Рис. 5. Диаграмма TDMNd — возраст архейских пород ТТГ серии кратонов мира [48]
чительной части ТТГ из источника с длительной изотопной предысторией, что является существенным ограничением для применения модели их образования за счет плавления базальтов океанической коры в зонах «горячей» и пологой субдукции.
Кратко рассмотренные общие проблемы геодинамики архея и конвергентно-сти петролого-геодинамической интерпретации изотопно-геохимических особенностей состава породных ассоциаций архейских гранит-зеленокаменных областей, прежде всего, свидетельствуют о том, что современный уровень их изученности, в том числе на Фенноскандинавском щите, не позволяет обобщить существующие данные в виде каких-либо адекватных геодинамических моделей формирования континентальной литосферы на протяжении четверти геологической истории развития Земли. Однако, рассматривая ЗКП в целом, как геодинамическую системную единицу, можно констатировать, что она является интегрированным прообразом многих, значительно более дифференцированных, геодинамических режимов и об-становок протерозоя и фанерозоя.
Вероятно, для архейской стадии развития Земли не следует и противопоставлять механизмы плюм- и плейт-тектоники в формировании ювенильной континентальной коры, поскольку они являются своего рода «инь» и «янь» архейской геодинамики.
Литература
1. Foulger G. R. Plate vs plumes: a geological controversy. Oxford: Wiley-Blackwell, 2010. 328 p.
2. Щипанский А. А. Субдукционные и мантийно-плюмовые процессы в геодинамике формирования архейских зеленокаменных поясов. М.: Изд-во ЛКИ, 2008. 560 с.
Заключение
3. Van Kranendonk M. J. Two types of Archaean continental crust: plume and plate tectonics on early Earth // Amer. J. of Sci. 2010. Vol. 310. P. 1187-1209.
4. Van Kranendonk M. J., Smithies R. H., Hickman A. H., Champion D. C. Paleoarchean development of a continental nucleus: the East Pilbara terrane of the Pilbara craton, Western Australia // Development in Precambrian geology. 2007. Vol. 15. Earth's Oldest Rocks. P. 307-337.
5. Condie K. C. Mantle plumes and their record in the Earth History. Cambridge, 2001. 306 p.
6. Richter F. M. A major change in the thermal state of Earth at the Archaean-Proterozoic boundary: consequences for the nature and preservation of continental lithosphere // J. Petrol. 1988. Sp. Lithosphere Iss. P. 39-52.
7. Herzberg C. Generation of plume magmas through time: an experimental perspective //Chemical Geology. 1995. Vol. 126. P. 1-6.
8. Добрецов Н. Л., Кирдяшкин А. Г., Кирдяшкин А. А. Глубинная геодинамика // Новосибирск: СО РАН, 2001. 409 с.
9. Сорохтин О. Г., Ушаков С. А. Глобальная эволюция Земли. М.: Изд-во МГУ, 1991. 446 с.
10. Григорьева Л. В., Колесник Н. Н., Шинкарев Н. Ф. Тектоно-магматическая активизация на Балтийском щите // Металлогения докембрия. Л., 1975. С. 75-81.
11. Минц М. В., Глазнев В. Н., Конилов А. Н. и др. Ранний докембрий северо-востока Балтийского щита; палеогеодинамика, строение и эволюция континентальной коры. М.: Научный мир, 1996. 287 с.
12. Светов С. А. Магматические системы зон перехода океан-континент в архее восточной части Фенноскандинавского щита. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 2005. 230 с.
13. Слабунов А. И. Геология и геодинамика архейских подвижных поясов (на примере Беломорской провинции Фенноскандинавского щита). Петрозаводск: Кар НЦ РАН, 2008. 296 с.
14. Кожевников В. Н. Архейские зеленокаменные пояса Карельского кратона как аккреционные орогены. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 2000. 223 с.
15. Caal G., Gorbatschev R. An outline of Precambrian evolution of the Baltic shield // Precambrian Research. 1997. Vol. 35, N 1. P. 15-52.
16. Puchtel I. S., Hofman A. W., Amelin Yu.V. et al. 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 // Geochim. Cosmochim. Acta. 1999. Vol. 63. P. 3579-3595.
17. Puchtel I. S., Hofmann A. W., Mezger A. W. et al. Oceanic plateau model for continental crustal growth in the Archaean: A case study from the Kostomuksha greenstone belt, NW Baltic Shield // Earth Planet. Sci. Lett. 1998. Vol. 155. P. 57-74.
18. Maier W. D., Peltonen P., Halkoaho T., Hanski E. Geochemistry of komatiites from the Tipasjarvi, Kuchmo, Soumussalmi, Illomantsi and Tulppio greenstone belts, Finland: implication for tectonic setting and Ni sulfide prospectivity // Prec. Res. 2013. Vol. 228. P. 63-84.
19. Лобач-Жученко С. Б., Арестова Н. А., Коваленко А. В., Крылов И. Н. Фенно-Карельская гранит-зеленокаменная область. Архей. Водлозерский домен // Ранний докембрий Балтийского щита / ред. В. А. Глебовицкий. СПб: Наука, 2005. С. 288-339.
20. Mutanen T., Huhma H. The 3,5 Ga Siurua trondhjemite gneiss in the Archaean Pudasjarvi Granulite Belt, northern Finland // Bull. Geol. Soc. Finl. 2003. Vol. 75 (1-2). P. 51-68.
21. Paavola J. A communication of the U-Pb and K-Ar age relations of the Archaean Basement in the Lapinlachti—Varpaisjarvi areas, Central Finland // Geol. Surv. Finl. Bull. 1986. Vol. 339. P. 7-15.
22. Kroner A., Compston W. Archaean tonalitic gneiss of Finnish Lapland revisisted: zircon ionprobe ages // Contrib. Mineral. Petrol. 1990. Vol. 104. P. 348-350.
23. The age of the Archaean greenstone belts in Finland / Huhma H., Manttari I., Peltonen P., Kontinen A., Halkoaho T., Hanski E., Hokkanen T., Holtta P., Juopperi H., Konnunaho J., Lahaye Y., Luukkonen E., Pi-etikainen K., Pulkkinen A., Sorjonen-Ward P., Vaasjoki M., Whitehouse M. // The Archean of the Karelia Province in Finland / ed. P. Holtta. Geological Survey of Finland, 2012. Special Paper 54. P. 74-175.
24. Хадей-архейские детритовые цирконы из ятулийских кварцитов и конгломератов Карельского кратона / Кожевников В. Н., Скублов С. Г., Марин Ю. Б., Медведев П. В., Сыстра Ю., Валенсиа В. // Доклады АН. 2010. Т. 431, № 1. С. 85-90.
25. Мыскова Т. А., Бережная Н. Г., Глебовицкий В. А. и др. Находки древнейших цирконов с возрастом 3600 млн лет в гнейсах кольской серии Кольско-Беломорского блока Балтийского щита (U-Pb SHRIMP-II) // ДАН. 2005. Т. 402, № 1. C. 82-85.
26. Age and provenance of Early Precambrian metasedimentary rocks in the Lapland-Kola Belt, Russia: evidence from Pb and Nd isotopic data / Bridgwater D., Scott D. J., Balagansky V. V., Timmerman M. J., Marker M., Bushmin S. A., Alexeyev N. L., Daly J. S. // Terra Nova. 2001. Vol. 13, N 1. P. 32-37.
27. Сondie K. C. High field strength element ratios in Archean basalts: a window to evolving sources of mantle plumes? // Lithos. 2005. Vol. 79. P. 491-504.
28. Розен О. М., Щипанский Ф. Ф., Туркина О. М. Геодинамика ранней Земли. М.: Научный мир, 2008. 184 с.
29. Арестова Н. А. Природа базальтов архейских зеленокаменных поясов Балтийского щита: источники и геодинамические режимы формирования (на основе анализа геохимических данных) // Региональная геология и металлогения. 2008. № 36. С. 5-18.
30. Вревский А. Б., Матреничев В. А., Ружьева М. С. Петрология коматиитов Балтийского щита и изотопно-геохимическая эволюция их мантийных источников // Петрология. 2003. Т. 11, № 6. С. 587-617.
31. Arndt N. T. Archean komatiites // Archean Crust Evolution / ed. K. C. Kondie. Amsterdam: Elsevier, 1994. Ch. 1. P. 11-44.
32. Mukasa S. B., Wilson A. H., Katherine R., Young K. R. Geochronological constraints on the magmatic and tectonic development of the Pongola Supergroup (Central Region), South Africa // Precambrian Research. 2013. Vol. 224. P. 268-286.
33. Онежская палеопротерозойская структура (геология, тектоника, глубинное строение и мине-рагения) / отв. ред. Л. В. Глушанин, Н. В. Шаров, В. В. Щипцов. Петрозаводск, 2011. 431 с.
34. McDonough W. F., Sun S.-S. The composition of the Earth // Chemical Geology. 1995. Vol. 120. P. 223253.
35. Parental melt of the Nadezhdinsky Formation: geochemistry, petrology and connection with Cu-Ni deposits (Norilsk area, Russia) / Krivolutskaya N. A., Sobolev A. V., Mikhailov V. N., Plechova A. A., Kostitsyn Yu.A., Roschina I. A., Fekiacova Z. // Chemical Geology. 2012. Vol. 302-303. P. 87-105.
36. Mg-perovskite/silicate melt and majorite garnet/silicate melt partition coefficients in system CaO-MgO-SiO2 at high temperature and pressures / Drake M. J., McFarlane E. A., Gasparik T., Rubie D. C., Agee C. B. // J. Geophys. Res. 1993.Vol. 97. P. 5427-5431.
37. Nichols A. R. L., Carroll M. R., Hoskuldsson A. Is the Iceland hot spot also wet? Evidence from the water contents of undegassed submarine and subglacial pillow basalts // Earth and Pl. Sci. Lett. 2002. Vol. 202. P. 77-87.
38. Термодинамические параметры генерации меймечитов и щелочных пикритов Меймеча-Ко-туйской провинции (по данным изучения расплавных микровключений) / Рябчиков И. Д., Солово-ва И. П., Когарко Л. Н., Брай Г. П., Нтафлос Т., Симакин С. Г. // Геохимия. 2002. № 11. С. 1139-1150.
39. Stone W. E., Deloule E., Larson M. S., Lesher C. M. Evidence for hydrous high-MgO melts in the Precambrian // Geology. 1997. Vol. 25, N 2. Р. 143-146.
40. Смолькин В. Ф. Коматиитовый и пикритовый магматизм раннего докембрия Балтийского щита. СПб.: Наука, 1992. 272 с.
41. Вревский А. Б., Рыбаков С. И., Ефимов М. М. и др. Сравнительный анализ геологического строения и развития зеленокаменных поясов Балтийского и Южно-Индийского щитов // Геотектоника. 1996. № 5. С. 43-54.
42. Water in the Earth's lower mantle / Murakami M., Hirose K., Yurimoto H., Nakashima S., Takafuji N. // Science. 2002. Vol. 295. P. 1885-887.
43. Inoue T., Weidner D. J., Northrup P. A., Parise J. B. Elastic properties of hydrous ringwoodite (a-phase) in Mg2SiO4 // Earth Planet. Sci. Lett. 1998. Vol. 160. P. 107-113.
44. Трубицин В. П. Основы тектоники плавающих континентов // Физика Земли. 2000. № 9. С. 3-41.
45. Martin H., Smithies R. H., Rapp R. et al. An overview of adakite, tonalite-trondhjemite-granodiorite (TTG), and sanukitoid: relationships and some implications for crustal evolution // Lithos. 2005. Vol. 79. P. 1-24.
46. Campbell I. H. Constraints on continental growth models from Nd/U ratios in the 3,5 Ga Barberton and other Archaean basalt-komatiite suites // Amer. J. Sci. 2003. Vol. 303. P. 319-351.
47. Drummond M. S., Defant M. J. A model for trondhjemite-tonalite-dacite genesis and crustal growth via slab melting: Archaean to modern comparisons // J. Geophys. Res. 1990. Vol. 95. P. 21503-21521.
48. Петролого-геодинамические условия образования тоналит-трондъемит-гранодиоритовых ассоциаций и формирование континентальной коры древних кратонов / Вревский А. Б., Лобач-Жу-ченко С. Б., Чекулаев В. П., Коваленко А. В., Арестова Н. А. // Геотектоника. 2010. Т. 44, № 4. С. 20-38.
Статья поступила в редакцию 20 марта 2013 г.
