WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК СИБИРСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ ИНСТИТУТ ЗЕМНОЙ КОРЫ

На правах рукописи

Иванов Алексей Викторович

ВНУТРИКОНТИНЕНТАЛЬНЫЙ БАЗАЛЬТОВЫЙ МАГМАТИЗМ (НА ПРИМЕРЕ МЕЗОЗОЯ И КАЙНОЗОЯ СИБИРИ)

Специальность 25.00.04 – петрология, вулканология

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Иркутск - 2011

Работа выполнена в Институте земной коры Сибирского отделения Российской академии наук

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук Изох Андрей Эмильевич доктор геолого-минералогических наук Киселев Александр Ильич доктор геолого-минералогических наук Медведев Александр Яковлевич

Ведущая организация: Учреждение Российской академии наук Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН (ИГЕМ РАН, Москва)

Защита состоится хх октября 2011 г. в 10 часов на заседании диссертационного совета Д003.022.02 при Учреждении Российской академии наук Институте земной коры Сибирского отделения Российской академии наук (в конференц-зале) По адресу: 664033, г. Иркутск, ул. Лермонтова, 1Факс: 8-3952-426900, 8-3952-4270e-mail: log@crust.irk.ru

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИЗК СО РАН Автореферат разослан сентября 2011 г.

Ученый секретарь диссертационного совета, к.г.-м.н. Ю.В. Меньшагин ВВЕДЕНИЕ

Актуальность.

Тектоника плит позволила объяснить глобальное распределение вулканизма на конвергентных и дивергентных границах. В зонах спрединга происходит пассивное выведение мантийных пород к поверхности. Давление падает быстрее, чем остывает мантия.

При этом ее объемное плавление происходит на малых глубинах в сухих условиях (Saal et al., 2002). Появляются базальты, так называемого, геохимического типа базальтов срединноокеанических хребтов. В надсубдукционных зонах область мантийного клина обогащена водой за счет дегазации слэба. Вода, в свою очередь, снижает температуру плавления мантии. Этот процесс является определяющим для образования базальтовых магм в субдукционных обстановках, а транспорт вещества водным флюидом определяет геохимические особенности надсубдукционных магм, так называемого островодужного типа, с ярко выраженным обогащением крупноионными литофильными элементами и легкими редкоземельными элементами относительно высокозарядных элементов (Ulmer, 2001). По Sr-Nd-Pb изотопным данным базальты надсубдукционных и спрединговых обстановок обычно не различаются между собой, что указывает на незначительный промежуток времени между обогащением мантийного клина и выплавлением надсубдукционных базальтовых магм. В этой простой схеме остается необъясненным появление вулканизма во внутренних частях литосферных плит. Спектры распределения несовместимых элементов на диаграммах нормирования к предполагаемому составу примитивной мантии для внутриплитных (в первую очередь щелочных) базальтов обычно отличаются как от базальтов спрединговых зон, так и от надсубдукционных базальтов. По Sr-Nd-Pb изотопным данным базальты внутриплитных островов смещены от базальтов срединно-океанических хребтов в сторону изотопно-обогащенных составов (Hart et al., 1992), что указывает на относительно древний характер обогащения микроэлементами (в отличие от молодого характера обогащения микроэлементами в надсубдукционной области).

Тектоническая позиция внутриплитных вулканитов и особенности их состава привели к рождению идеи «горячих точек», располагающихся на вершинах конвекционных ячеек, над которыми движутся литосферные плиты (Wilson, 1965). Позднее эта идея трансформировалась в идею о нижнемантийных плюмах – локализованных потоках разогретого, разуплотненного мантийного вещества, зарождающихся в слое D’’ между внешним ядром и нижней мантией (Morgan, 1971). Активное развитие плюмовых моделей началось в середине 80-х годов прошлого столетия (Anderson, Natland, 2005). Переломным моментом послужили работы рубежа 1980-90-х гг. по аналоговому моделированию на сиропах различной вязкости в прозрачных цистернах (Griffiths, Campbell, 1990) и обнаружение высоких отношений He/4He в вулканических породах горячих точек в сравнении с проявлениями верхнемантийного вулканизма – породами срединноокеанических хребтов (Kellog, Wasserburg, 1990). С конца 1980-х - начала 1990-х годов количество публикаций со словом «плюм» (преимущественно в англоязычной литературе) в заглавии статьи неуклонно росло. Росло и количество вулканических областей (горячих точек), связываемых с мантийными плюмами. Если исходно насчитывалось порядка 20-ти плюмов (Morgan, 1971), то в 1999 г. уже предполагалось, что на Земле могут действовать одновременно 5200 плюмов разного ранга (Malamud, Turcotte, 1999). По-видимому, это значение оказалось слишком велико, и в последующие годы количество современных плюмов сократилось на два порядка. Что касается нижнемантийных плюмов, то в настоящее время большинство исследователей полагает их количество близким десяти (Courtillot et al., 2003; Ritsema, Allen, 2003; Montelli et al., 2004). Однако при этом практически отсутствует какое-либо согласие, какие именно области вулканизма ассоциируют с этими 10-ти плюмами (Ivanov, Balyshev, 2005; Foulger, 2010). С середины 90-х годов прошлого столетия начала усиливаться критика основ плюмовой гипотезы и ее отдельных положений.

Плюмовая гипотеза неизбежно видоизменялась, вплоть до того, что на сегодняшний день существуют десятки различных плюмовых моделей непохожих ни друг на друга, ни на оригинальные представления У.Дж. Моргана (Morgan, 1971). Накапливались противоречия и несогласованности между наиболее популярными плюмовыми моделями и геологическими фактами. Например, структура «голова-хвост», полученная в экспериментах с сиропами (Griffiths, Campbell, 1990), до сих пор не обнаружена методами сейсмическими томографии (Ritsema, Allen, 2003). «Неподвижная» в ранних плюмовых представлениях ГавайскоИмператорская цепь вулканов мигрировала в южном направлении в начале своего развития со скоростью, сопоставимой со скоростью движения быстрых плит (Tarduno, Cottrell, 1997).

Предсказанные в модели стартующего плюма вулканические поднятия гор (Campbell, 2005) не предшествовали крупнейшим объемным лавовым излияниям ни на континентальной (Сибирские траппы – Czamanske et al., 1998) ни на океанической литосфере (Онтонг Джава – Mahoney et al., 2001). Интерпретация высоких отношений He/4He в контексте вовлечения недегазированного нижнемантийного резервуара натолкнулась на «гелиевый парадокс», смысл которого сводится к тому, что высоким отношениям He/4He соответствуют низкие концентрации гелия (Anderson, 1998). Ранние утверждения об изотопных свидетельствах вовлечения вещества ядра Земли в генерацию «плюмовых» базальтов, не были подтверждены данными по изотопии вольфрама (Scherstn et al., 2004), а данные по изотопии осмия нашли простое объяснение с позиции вовлечения в магмогенезис мантийных сульфидов (Meibom, 2008). По экспериментальным данным было показано, что наличие углерода в мантийных породах приводит к резкому снижению их солидуса при давлении более 2.2 ГПа (Dalton, Presnall, 1998), при этом в координатах P-T-CO2 существует непрерывный ряд переходов между кимберлитами, карбонатитами, пикритами и базальтами (Gudfinnsson, Presnall, 2005).

Области внутриплитного вулканизма на континентах оказываются еще более сложными для интерпретации в сравнении с океанским внутриплитным вулканизмом.

Мощная гетерогенная литосфера может содержать метасоматизированные, легкоплавкие участки (например, «вмороженные» в литосферу надсубдукционные мантийные палеоклинья), которые, как предполагается, подвержены плавлению даже при незначительном перераспределении тепла в астеносфере (Puffer, 2001). Считается, что метасоматизированная литосферная мантия может давать магмы с разнообразными спектрами, характерными как для большинства внутиплитных базальтов (Pilet et al., 2004), так и классического островодужного типа (Puffer, 2001). Это в частности затрудняет ставшие в последнее время популярными палеотектонические реконструкции по геохимическим данным магматических пород. В то же время состояние проблемы с выделением литосферного компонента по геохимическим данным точно характеризуется фразой из статьи (Kieffer et al., 2004):

не вешается ли ярлык «литосфера» на источник любой магмы, чей состав предполагается несоответствующим составу магм астеносферного или плюмового источника? [is the label ‘lithosphere’ just given to the source of any magma whose composition is thought to be inconsistent with that of an asthenosphere or plume source?] Новая информация о механизме образования магм во внутриплитных условиях, а особенно во внутриконтинентальных обстановках, накапливается в последние годы невероятно быстрыми темпами. Это отражается в появлении множества разнообразных моделей. В настоящее время в научной литературе обсуждается ряд альтернативных моделей, которые могли бы объяснить сложные геохимические вариации состава внутриконтинетальных магм. Среди наиболее обсуждаемых моделей являются – деламинация гравитационно-неустойчивой нижней части литосферы (Lustrino, 2005), конвективное перераспределение тепла на границе литосферных блоков с разной мощностью (King, Anderson, 1998), теплоизоляция мантии под крупными континентальными блоками (Trubitsyn et al., 2003; Coltice et al., 2007) и различные варианты этих моделей с плюмовыми моделями. Еще один тип моделей, объясняющий внутриконтинентальный магматизм в связи с удаленными зонами субдукции, появился сравнительно недавно, благодаря, в том числе, работам автора диссертации (Zhao, 2004; Ivanov, Balyshev, 2005; Komabayashi, 2006; Зорин и др., 2006; Faccenna et al., 2010; Коваленко и др., 2010). Идеи такого рода высказывались более 30 лет назад (Сox, 1978), но механизм такой связи не был очевидным до выделения по сейсмическим данным стагнирующих слэбов в переходной зоне мантии. Первые публикации о стагнирующих слэбах появились только в начале 90-х годов прошлого столетия (Fukao et al., 1992), а первый систематический обзор опубликован менее десяти лет назад (Fukao et al., 2001). Особый интерес к таким слэбам вызван еще и тем, что, по-видимому, именно они являются транспортером воды и углерода в переходную зону мантии. Водонасыщенная переходная зона в свою очередь может служить своеобразным фильтром для несовместимых элементов, существенно влияя на баланс элементов в разных геосферах Земли (Bercovici, Karato, 2003). Поскольку субдукция идет в основном под континенты, то изучение именно внутриконтинентального базальтового магматизма является ключевым для понимания роли стагнирующих слэбов в динамике плавления мантии.

Цели и задачи исследования.

Целью данной работы являлся критический анализ существующих моделей образования базальтовых магм внутриплитных обстановок в целом и во внутренних частях континентов в частности. Тестирование этих моделей на конкретных геологических примерах.

В задачи исследования входили:

1) Обзор существующих представлений о стратификации мантии, составе ее различных регионов и механизмах мантийного переноса вещества в контексте проблемы генерации базальтовых магм.

2) Выявление геохимических критериев для разделения базальтовых выплавок из континентальной литосферной мантии от выплавок из подлитосферных источников на примере щелочных и толеитовых базальтов различных регионов мира.

3) Детальное изучение (распространение, минералогия и петрография продуктов извержения, датирование, вариации элементного и изотопного состава, механизм образования магм) преимущественно мезозойской провинции Сибирских траппов, позднекайнозойских вулканических полей на территории юга Сибири и северной Монголии.

Фактический материал и методы исследования.

Фактический материал для данной работы собран автором в ходе полевых работ на молодых вулканических полях юга Сибири и северной Монголии в период 1991-2010 г.г. (в разные годы совместно с С.В. Рассказовым, Е.И. Демонтеровой, К.Д. Литасовым, С.Г.

Аржанниковым, А.В. Аржанниковой, А.В. Саньковым, А. Бовеном (A. Boven) и др.), на молодых вулканических полях Восточной Африки в 1994 г. (совместно с С.В. Рассказовым и А. Бовеном (A. Boven)), на Центральной Камчатке в 2001 г. (совместно с А.Б. Перепеловым и М.Ю. Пузанковым), а также в южной (Ангаро-Тасеевская синеклиза) и центральной (Тунгусская синеклиза) частях Сибирских траппов в 2005, 2007 и 2008 г.г. (в разные годы совместно с Х. Хё (H. He), Л. Янгом (L. Yang), Ю. Пэном (Y. Pan), Х. Чинем (H. Qin), М.

Фиорентини (M. Fiorentini) и др.).

Аналитические данные по содержаниям широкого спектра элементов и вариациям радиогенных изотопов получены:

а) в Институте земной коры СО РАН (петрогенные элементы методом классической «мокрой химии» – аналитики Г.В. Бондарева, М.А. Смагунова и др.; пробоподготовка для измерений 25 микроэлементов методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой – М.Е. Маркова, Е.И. Демонтерова, Ю.М. Малых, Т.А. Ясныгина, в том числе с участием автора; пробоподготовка и измерения изотопов Sr и Nd методом массспектрометрии с термической ионизацией (приборы МИ1201ТМ и Finnigan MAT262) – Е.И.

Демонтерова, М.Н. Масловская, Н.Н. Фефелов, Е.В. Саранина);

б) в Институте геохимии СО РАН, Лимнологическом институте СО РАН и Королевском музее Центральной Африки (Royal Museum for Central Africa, Tervuren, Belgium) (определения 25 микроэлементов методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (приборы PlasmaQuad 2, PlasmaQuad 2+ и Element 2) – Л. Андре (L.

Andr), В.И. Ложкин, Е.П. Чебыкин, в том числе с участием автора);

в) в Институте геологии и минералогии СО РАН (определения 25 микроэлементов методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой, а также Os, Ir, Ru, Pd, Pt и Re с использованием изотопного разбавления (прибор Element) – С.В. Палесский и Е.В.

Николаева);

г) в Геологическом институте БНЦ СО РАН (электронная микроскопия (прибор LEO с энергодисперсионной приставкой INCA Energy 300) – Н.С. Карманов с участием Е.И.

Демонтеровой) Датирование выполнено:

а) К-Аr методом в Институте земной коры СО РАН (модифицированный прибор МИ1201 – Брандт И.С., Брандт С.Б.) и Институте геологии и геохимии редких и рассеянных металлов РАН (прибор МИ-1201М – В.А. Лебедев);

б) Аr/39Аr методом в Свободном университете Брюсселя (Vrije Universiteit Brussel) ((прибор MAT 240) лично автором, включая все предварительные стадии пробоподготовки, и совместно с А. Бовеном (A. Boven), Л. Пунзалан (L. Punzalan) и Х. Хё (H. He)), в Институте геологии и геофизики Китайской академии наук в Пекине (Institute of Geology and Geophysics of Chinese Academy of Sciences) (лично автором, включая все предварительные стадии пробоподготовки, и совместно c Х. Хё (H. He) и Л. Янгом (L. Yang)) и в Геологической службе США в Менло-Парк (USGS, Menlo Park, California – А. Бовен (A. Boven)).

в) методом SHRIMP в Университете Западной Австралии (University of Western Australia) (М. Пэтононом (M. Paton) под руководством Н. Макнила (N. MacNeal)) (пробоподготовка частично осуществлялась в Институте земной коры СО РАН Л.З.

Резницким).

г) радиоуглеродные определения выполнены Л.А. Орловой в Институте геологии и минералогии по совместным сборам автора, С.Г. Аржанникова, А.В. Аржанниковой и Е.И.

Демонтеровой древесины из шлаков вулкана Аткинсона.

Использованы другие опубликованные данные, полученные, в том числе, и по образцам автора.

Научная новизна.

Диссертация основана преимущественно на фактическом материале автора и его коллег. Многие данные являются абсолютно новыми, как по фактическому материалу для конкретных изучаемых объектов, так и по интерпретации. Например:

а) Впервые получены кондиционные значения возраста Аr/39Аr методом по ряду вулканических полей юга Сибири (Прихубсугулье, Удоканское вулканическое поле, разрез Камаринского хребта). Впервые датированы Аr/39Аr методом долеритовые силлы южной части провинции Сибирских траппов в Ангара-Тасеевской синеклизе, а также в ряде других районов Сибирских траппов. Долеритовые силлы Ангара-Тасеевской впервые датированы UPb методом по циркону.

б) Впервые дана характеристика распределения элементов группы платины (за исключением Rh) и рения в представительных образцах островодужных базальтов Камчатки и щелочных базальтов юга Сибири. Впервые получены данные по распределению этих элементов в триасовых долеритах Ангаро-Тасеевской синеклизы.

в) Впервые для Сибирских траппов и обширной области позднекайнозойского вулканизма Центральной Азии предложена модель магмообразования в связи со стагнацией слэба.

В работе содержатся также и другие новые, но более частные результаты.

Практическая значимость.

Данные по датированию могут быть использованы для составления геологических карт нового поколения, а данные по микроэлементному составу – для типизации ряда петротипических комплексов магматических пород на территории Сибири. Данные по распределению элементов группы платины в долеритовых силлах Ангаро-Тасеевской синеклизы, указывающие на их схожесть с Pt-Pd-богатыми лавами Норильского района, позволяют говорить о потенциальной рудоносности этих силлов на платину и палладий.

Защищаемые положения.

1. В мантии Земли непрерывно идут два сбалансированных между собой процесса – истощение мантии несовместимыми элементами в результате частичного плавления и ее обогащение за счет рециклинга корового вещества посредством субдукции и деламинации.

Петрологические доказательства самого глубокого поступления вещества на поверхность ограничиваются верхними горизонтами нижней мантии и переходной зоной (410-700 км), т.е. глубиной самых глубоких землетрясений.

2. Слэбы, стагнирующие по глубине в переходной зоне мантии, являются поставщиком флюидной компоненты и легкоплавкого вещества под внутренние части континентов, что рано или поздно приводит к процессам базальтового магматизма.

3. Для внутриконтинентального базальтового (траппового) магматизма характерна эпизодичность извержений с доминирующими пиком и одним или несколькими подчиненными пиками. Так, для крупнейшей фанерозойской провинции Сибирских траппов выделяется минимум два эпизода объемного магматизма, отстоящих друг от друга примерно на 10 млн лет – на границе перми и триаса и на границе раннего-среднего триаса. Общая длительность базальтового магматизма Сибирских траппов составляла не менее 20 млн лет, а с учетом сопутствующего магматизма кислого и среднего состава – 30 млн лет.

4. Исходные магмы низкотитанистых толеитов, преобладающих по объему во многих континентальных траппах, характеризуются выраженными «субдукционными» геохимическими метками. Для провинции Сибирских траппов выявляется закономерное снижение субдукционных геохимических характеристик по мере удаления от зоны субдукции Монголо-Охотского океана вглубь Сибирского континента.

5. Декомпрессионное плавление мантии является важным фактором в формировании базальтовых магм. Так, для Байкальского рифта фиксируется систематическое уменьшение глубины от ~120 до 80 км вдоль оси рифта по мере удаления от полюса вращения Амурской плиты. Т.е., чем больше растяжение коры, тем меньше глубина плавления мантийного вещества. При этом растяжение литосферы не являлось его первопричиной. Собственно магматизм был вызван подтоком мантийного вещества снизу.

6. Процесс контаминации базальтовых магм коровым веществом контролируется соотношением плотностей базальтовой магмы и коры. Так сухие толеиты имеют бльшую плотность в сравнении с сухими щелочными магмами и, соответственно, имеют выше вероятность временной остановки на уровне перехода между нижней и верхней корой. В Байкалом рифте этим обуславливается бльшая коровая контаминация позднекайнозойских низко- и умереннощелочных расплавов в сравнении с одновозрастными высокощелочными расплавами.

Структура работы.

Диссертация состоит из 5 глав, введения, заключения, 4-х приложений и списка литературы из 635 наименований. Полный объем диссертации – 500 страниц из них текст основной части диссертации (главы 1-5) составляют 145 страниц печатного текста (шрифт Times New Roman через 1.5 интервала), 172 рисунков и 21 таблиц.

Первые три главы являются обзорными. Они включают в себя рассмотрение различных аспектов изучения базальтового магматизма, включая данные по сейсмической томографии и экспериментам при высоких значениях температуры и давления. В них рассматриваются различные модели, используемые для объяснения базальтового магматизма. Делается упор на обсуждение классических геохимических представлений и ряда новых моделей, широко обсуждаемых в литературе. Логика изложения первой главы заимствована из раздела «Mass flux across the lower-upper mantle boundary: Vigorous, absent, or limited?», написанного для коллективной монографии Геологического общества Америки №388 «Plates, plumes, and paradigms» (главным образом) автором данной диссертации (Ivanov, Balyshev, 2005). В тоже время эти эта глава существенно расширена и дополнена новым материалом. Вторая глава является обзором, логика которого исходит из статьи автора (Иванов, 2006), написанной под воздействием международного совещания «Великий спор о плюмах: происхождение и роль крупных изверженных провинций и горячих точек» (“The grate plume debate: the origin and impact of LIPs and hotspots”), состоявшегося в ФортУильямсе в 2005 г., в котором автор принимал непосредственное участие. Во второй главе рассматриваются существующие плюмовые и альтернативные модели, серьезно обсуждающиеся в научной литературе. Третья глава является новым вкладом автора в обзор по данной проблеме. В ней приводятся данные численных расчетов, которые показывают в каком направлении смещаются составы магм при частичном плавлении различных мантийных источников, при коровой контаминации и фракционной кристаллизации магм.

Две последующие главы, составляющие более половины объема диссертации, посвящены рассмотрению двух крупных вулканических регионов – преимущественно мезозойских Сибирских траппов и Центрально-Азиатской области позднекайнозойского вулканизма.

Данные главы базируются в существенной мере на фактическом материале, полученном автором диссертации совместно с коллегами, перечисленными выше. Приложение 1 является своего рода терминологическим справочником и дает сжатое пояснение слэнгу, сформировавшемуся в (преимущественно англоязычной) научной литературе. Приложение описывает устоявшиеся в международной практике принципы классификации базальтов и родственных им пород. Приложение 3 дает краткую сводку по аналитическим методам исследований, используемым для получения фактического геохронологического и геохимического материала. Приложение 4 посвящено рассмотрению вопроса неопределенности используемых констант распада К. Это приложение необходимо по причине сопоставления геохронологических данных, полученных U-Pb и 40Ar/39Ar методами в главе 4.

Апробация работы.

Основные положения диссертационной работы изложены в 2-х коллективных монографиях и более чем в 50-ти статьях, опубликованных преимущественно в изданиях (отечественных и зарубежных), входящих в базу данных филадельфийского Института научной информации (Institute of Scientific Information - ISI) (т.е. автоматически включенных ВАК в список журналов для защит докторских диссертаций). Результаты апробированы на множестве российских и международных научных конференциях. За последние пять лет автором лично делались устные доклады на следующих конференциях:

2006 – «Изотопная геохронология – III. Изотопное датирование процессов рудообразования, магматизма, осадконакопления и метаморфизма» (Москва, ИГЕМ РАН), «III Всероссийский симпозиум по вулканологии и палеовулканологии» (Улан-Удэ, Геологический институт БНЦ СО РАН).

2007 – «European Geosciences Union General Assembly 2007» (Вена, Австрия), «Проблемы геохимии эндогенных процессов и окружающей среды» (Иркутск, Институт геохимии СО РАН).

2008 – «European Geosciences Union General Assembly 2008» (Вена, Австрия), «Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса: от океана к континенту» (Иркутск, Институт земной коры СО РАН).

2009 – «Large igneous provinces of Asia, mantle plumes and metallogeny» (Новосибирск, Институт геологии и минералогии СО РАН), «Разломообразование и сейсмичность в литосфере: тектонофизические концепции и следствия» (Иркутск, Институт земной коры СО РАН).

2010 – «Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского складчатого пояса.

От океана к континенту» (Иркутск, Институт земной коры СО РАН).

Условия выполнения работы.

Основной сбор материалов был осуществлен автором во время работы в лаборатории изотопии и геохронологии Института земной коры СО РАН, однако систематическое изложение материала в виде диссертации было начато и завершено в лаборатории палеогеодинамики этого же института. В первую очередь, автор выражает особую благодарность своей супруге и соавтору многих работ, Е.И. Демонтеровой, за всестороннюю техническую, научную и моральную поддержку. Автор благодарит Л.З. Резницкого за обсуждение логичности построений и постоянные консультации по минералогии и петрографии, С.И. Шерману и Н.А. Радзиминович за прочтение первой главы и ценные замечания. В течение нескольких последних лет обсуждение изложенных в диссертации идей происходило как при личных встречах, так и при постоянных контактах по электронной почте с участниками неформальной рабочей группы «Платоников» - Д.Л. Андерсоном (D.L.

Anderson), У.Б. Гамильтоном (W.В. Hamilton), Б. Джулианом (B. Julian), А. Мейбомом (A.

Meibom), Р. Мейером (R. Meyer), Дж.Х. Натландом (J.H. Natland), Д.С. Пресналлом (D.С.

Presnall), Дж.Р. Фоулджер (G.R. Foulger), Х.С. Шетом (H.C. Sheth), а также с не входящими в эту группу Б.Дж. Штерном (R.J. Stern) и Л. Элкинс-Тантон (L. Elkins-Tanton). Ряд вопросов обсуждался с Ю.А. Зориным, К.Д. Литасовым и М.Л. Фиорентини (M.L. Fiorentini), что в конечном итоге вылилось в совместные публикации. Автор благодарит директора Института геологии и геофизики Китайской академии наук, Р. Жу (R. Zhu) за поддержку исследований Сибирских траппов, а также сотрудницу этого института Х. Хё (H. He) за многолетнее сотрудничество в области Аr/39Аr геохронологии. Автор также благодарит всех перечисленных в разделе «Фактический материал и методы исследований» аналитиков и коллег за неоценимую помощь. При этом все ошибки и заблуждения, если наличествуют в диссертации, находятся на совести автора. Диссертация завершена в ходе выполнения гранта РФФИ 11-05-00509.

ГЛАВА 1. МАНТИЯ: СТРУКТУРА, СОСТАВ И КОНВЕКЦИЯ В первой главе проведен обзор существующей геофизической, петрологической и геохимической информации и, базирующихся на них, современных представлений о составе мантии Земли, ее структуре и возможных механизмах конвекции. Необходимость этого раздела обусловлена тем, что разные специалисты могут интерпретировать сходные данные по разным объектам или разные данные по одним и тем же объектам взаимоисключающим образом. Некоторые авторы, пытаясь примирить геохимические и геофизические данные (обычно считается, что первые указывают на двухярусную, а вторые – на полномантийную конвекцию), говорят, что стиль мантийной конвекции мог меняться в ходе геологической истории. Однако на вопрос, – каким именно образом менялся – дают прямо противоположные ответы. Например, К.Ж. Аллегр (Allgre, 1997) считает, что в геологическом прошлом верхняя и нижняя мантия конвектировала изолированно друг от друга, а в настоящее время конвекция полномантийная. В работе Н.Л. Добрецова и др. (2001) делается противоположный вывод, что мантия перешла от режима полномантийной конвекции в геологическом прошлом, к режиму двухярусной конвекции в настоящее время.

При этом активно пропагандируется, что происходит относительно локализованное поступление нижнемантийного вещества в верхнюю мантию посредством плюмов. С другой стороны, Д.Л. Андерсен (Anderson, 2002), наряду с рядом других исследователей, например, У.Р. Гамильтоном (Hamilton, 2003; 2011), считает, что нижняя мантия, начиная с ранней геологической истории Земли, не обменивалась веществом с верхней мантией. На рис. показаны четыре из множества существующих схем строения мантии. Таким образом, невозможно просто следовать авторитетному мнению в смежной области. Необходимо понимать, какая аргументация стоит за каждым из мнений, и оценивать ее полноту и логичность доказательных построений.

В этой главе в частности рассмотрены условия, при которых могут образовываться базальтовые магмы не только в верхней мантии (рис. 2), но и на других, более глубоких мантийных уровнях – в нижней мантии, переходной зоне и в основании верхней мантии (~400-410 км). Показано, что в нижней мантии и в основании верхней мантии существуют регионы, в которых «сухие» расплавы оказываются плотнее окружающей твердой мантии.

Всплытие расплавов с глубин 410-400 км возможно только в случае их насыщения водой и/или углекислотой (рис. 3). Вопрос, может ли расплав покидать нижнюю мантию или его стратификация является необратимой, остается открытым (Ohtani, Maeda, 2001; Mosenfelder et al., 2009; Ohtani, 2009).

Важным, иногда игнорируемым, фактом является то, что растворимость воды (протона) в мантийных минералах на различных уровнях весьма высока. Так, например, оливин, основной минерал верхней мантии, может содержать до 0.9 мас. % воды при давлении 12 ГПа и температуре 1250 оС (Smyth et al., 2006). Высокобарические модификации оливина - вадслеит и рингвудит, являющиеся основными минералами переходной зоны мантии, могут содержать до 3 и 2 мас. % воды соответственно при «холодной» субдукционной геотерме и доли процента, при «горячей» плюмовой геотерме (Ohtani, 2005).

Нижнемантийные минералы обладают меньшим водным потенциалом (Bolfan-Casanova, 2005; Ohtani, 2005; Hirschmann, 2006). Таким образом, переходная зона мантии является основным резервуаром воды в мантии. Этот резервуар должен с одной стороны истощаться водой в результате его вовлечения в процессы плавления, а с другой стороны может пополняться водой в результате холодной субдукции.

Рис. 1. Схематическое разделение мантии Земли на различные регионы:

А – классические регионы В, С и D (Bullen, 1947; Birch, 1952), где регион В (верхняя мантия) ограничивается по резкому фазовому разделу на глубине 400 км (прим.: в настоящее время глубина этого раздела, объясняемому переходом оливина в вадслеит, для Земли в среднем принимается на глубине 410 км); Б – наиболее часто встречаемое в литературе деление на верхнюю и нижнюю мантию с делением по фазовому разделу на глубине 650 км, объясняемому переходом рингвудита в перовскит; В – деление мантии на три химически изолированные региона (Anderson, 2002); Г – мантия с «мокрым» переходным слоем между фазовыми разделами 410 и 650 км (модифицировано после Bercovici, Karato, 2003). Нижнемантийные разделы неизвестной природы на глубинах 1070, 1200 и 1800 км показаны по данным работы (Vinnik et al., 2001). Рисунок взят из статьи автора (Ivanov, Balyshev, 2005).

Субдуцирующие слэбы в мантии отчетливо прослеживаются по гипоцентрам глубоких землетрясений, протягивающимся от близповерхностных уровней под островной дугой и трогом до глубин в несколько сотен километров (максимальная зафиксированная глубина землетрясений не превышает ~700 км). На бльших глубинах слэбы выделяются исключительно по данным сейсмической томографии. Однако интерпретация данных сейсмической томографии, о прослеживании слэбов на глубину больше 650-700 км остается спорной. Большинство сейсмологов считает, что в ряде районов слэбы проникают через раздел 650 км и погружаются вплоть до границы ядро мантия. В качестве такого классического глубокого проникновения приводятся обычно слэбы под Южной и Центральной Америкой (van der Hilst et al., 1991; Grand et al., 1997). Однако существенная часть слэбов, вероятно в более чем половине случаев, выполаживается в переходной зоне мантии (Fukao et al., 2001; 2009). Такие слэбы получили название стагнирующих слэбов.

Стагнация слэбов является принципиально важным явлением для насыщения переходной зоны мантии водой и ее обогащения несовместимыми элементами особенно под континентами.

Рис. 2. Cолидус для различных типов мантийных и коровых пород в PTкоординатах. Источники данных:

«сухой» перидотит (Hirschmann, 2000), «сухой» пиклогит (гранатовый пироксенит) (Kogiso et al., 2003), гранулит и эклогит (Ringwood, 1975;

Yaxley, Sobolev, 2007), флогопитсодержащий перидотит (Sato et al., 1997), СО2-содержащий перидотит (Wallace, Green, 1988), H2Онасыщенный перидотит (Grove et al., 2006). Жирной пунктирной линией показана типичная континентальная геотерма для литосферы мощностью 100 км. Видно, что в континентальных условиях (при мощности литосферы > 45-60 км) плавление сухой перидотитовой и/или пиклогитовой (пироксенитовой) мантии практически невозможно без ее существенного разогрева и/или существенного утонения. Солидус «сухого» эклогита существенно ниже таковых пиклогита и перидотита и плавление эклогита возможно в основании литосферы 100км мощности. Тоже самое справедливо и для метасоматизированного, флогопит-содержащего перидотита.

Рис. 3. Изменение плотности сухого и флюид-содержащего базальтового расплава типа базальта срединно-океанического хребта (БСОХ) с глубиной в сопоставлении с плотностью мантии в модели PREM. Данные по базальтовым расплавам (Ohtani, Maeda, 2001; Sakamaki et al., 2006;

Ghosh et al., 2007). PREM по (Dziewonski, Andersen, 1981).

Рисунок заимствован из статьи (Ohtani, 2009).

В стандартной геохимической модели считается, что кора образовалась в результате объемного плавления примитивной, хондритовой по составу мантии (за вычетом элементов ушедших в ядро). Вследствие этого процесса верхняя мантия стала деплетированной, а нижняя мантия по-прежнему соответствует составу примитивной недифференцированной мантии. Объем кислой континентальной коры в стандартной модели увеличивается в ходе геологической эволюции (Taylor, McLennan, 1985). Такая модель неоднократно критиковалась, поскольку она приводит к ряду геохимических парадоксов. Некоторые авторы считают, что мантия никогда не была хондритовой по составу, а соответствовала тому, что принято называть деплетированной мантией (Костицын, 2004; Caro et al., 2008;

Warren, 2008). Обогащенные изотопные характеристики для современных базальтов в модели изначально нехондритовой мантии связаны с ее постоянным обогащением несовместимыми элементами в ходе субдукционных процессов (рис. 4). При этом допускается, что кислая кора была сформирована на самых ранних этапах развития Земли, а ее объем оставался практически неизменным (Armstrong, 1991; Hamilton, 2003). Скорость новообразования кислой коры примерно соответствует скорости ее повторного вовлечения в процессы магмообразования (т.е. рециклинга).

В основании нижней мантии ~10-40 км выше ее границы с ядром существует пространственно неоднородный сейсмически аномальный регион, известный как зона ультранизких скоростей (ultra low velocity zone - ULVZ). Подразумевается, что он характеризуется наличием расплава (Garnero, 2004). Важным является вопрос о вовлечении этого расплава или другого участия вещества нижней мантии и ядра в верхнемантийных процессах. Так осмиевые изотопные данные, привлекавшиеся для обоснования вовлечения материала ядра в область плавления мантии, из которой образовались гавайские пикриты (Walker et al., 1997; Brandon et al., 1998), в настоящий момент объясняются пироксенитовым (пиклогитовым) источником плавления (Smith, 2003), рециклированием железо-марганцевых конкреций (Scherstn et al., 2004) и/или наличием сульфидов в источнике плавления (Luguet et al., 2008). При достаточно широких вариациях 186Os/188Os изотопные вариации вольфрама в гавайских пикритах и вулканитах других регионов не отличаются от верхнемантийных значений (рис. 5). Т.е. вовлечение вещества ядра не следует из изотопных данных, и скорее даже противоречит им.

Имеющиеся петрологические данные по сверхглубоким включениям в алмазах, говорят о том, что самыми глубокими минералами, вынесенными на поверхность, являются минералы переходной зоны мантии и возможно минералы самых верхов нижней мантии (рис. 6). Т.е. глубина формирования этих минералов не превышает глубину самых глубоких землетрясений (~700 км), что согласуется с представлениями об отсутствии существенного обмена веществом между верхней и нижней мантией (Anderson, 2002; Hamilton, 2003; 2011;

Ivanov, Balyshev, 2005).

ГЛАВА 2. ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ВНУТРИПЛИТНОГО БАЗАЛЬТОВОГО МАГМАТИЗМА В этой главе рассматриваются существующие модели, принимаемые для объяснения внутриплитного магматизма в целом и базальтового внутриконтинентального магматизма в частности. Рассмотрены плюмовые (рис. 7) и альтернативные модели, а именно: модель стартующего плюма (Griffiths, Campbell, 1990; Campbell, Griffiths, 1990), различные модели термохимического плюма (Lin, van Keken, 2005; Добрецов и др., 2003; Dobretsov et al., 2008, модель деламинации континентальной литосферы (Kay, Kay, 1991; Elkins-Tanton, 2005;

Lustrino, 2005), модель обогащенных капель (Anderson, 2006), модели со стагнирующим слэбом (рис. 8, 9), а также роль тектонических напряжений в литосфере и внутрилитосферного плавления мантии (Silver et al., 2006). Особое внимание уделено моделям с субудуцированием воды в переходную зону мантии с ее последующим рециклингом (рис. 9).

Рис. 4. Диаграмма 143Nd/144Nd – Sm/Nd для океанических и континентальных базальтов. Фигуративные поля базальтов срединно-океанических хребтов (БСОХ) и океанических островов (БОО), включая HIMU тип базальтов, показаны по данным обзора (Костицын, 2004). Поле щелочных базальтов континентальных областей (ЩБК) дополнены составами типа неDUPAL Афара и Эфиопии (Schilling et al., 1992; Deniel et al., 1994; Stewart and Rogers, 1996). Поле базальтов южного полушария типа DUPAL по Ю.А.

Костицыну (2003) дополнено данными по Эфиопии, Афару, Красному Морю, Аденскому заливу (все северовосточная Африка), Разорванному Хребту, Плато Натуралиста, Сан Пауло, Амстердаму и Кергулену (все Индийский океан) (Schilling et al., 1992; Deniel et al., 1994; Mahoney et al., 1995; Stewart and Rogers, 1996; Deniel, 1998; Doucet et al., 2004). Черные точки представляют базальты DUPAL типа, отобранные между 39 и 42 град. вост. долготы с юго-западной части хребта индийского океана (ЮЗИХ). Также показаны отдельные поля базальтов DUPAL типа вулканического поля Вирунга (В) Западного рифта Восточно-Африканской рифтовой системы (Rogers et al., 1992; 1998). Жирными линиями показаны изохронны с возрастом 4.56 и 1.7 млрд лет. Другие сокращения: Х – хондрит (McDonough, Sun, 1995); СКК – суммарная континентальная кора; НКК – нижняя континентальная кора, ДМ – деплетированная мантия, ПМ – примитивная мантия по Ю.А. Костицыну (2004).

1Nd/144Nd в СКК получены путем пересечения изохроны с возрастом 1.7 млрд лет, проходящей через хондрит, с Sm/Nd отношениями, принятыми для СКК (Taylor, McLennan, 1985). НКК расположена в месте пересечения 143Nd/144Nd для рециклированной НКК Индийского океана (Escrig et al., 2004) и Sm/Nd отношениями, принятыми для НКК (Taylor, McLennan, 1985). Sm/Nd для ДМ получены по пересечению изохроны с возрастом 1.7 млрд лет, проходящей через хондрит, со 1средними значениями Nd/144Nd для БСОХ. Эта изохрона также используется в качестве линии смешения между ДМ и СКК. Цифрами указана процентная доля СКК в этой смеси. Тонкими горизонтальными линиями показано изменение Sm/Nd из-за частичного плавления различных смесей между СКК и ДМ. Тонкими пунктирными линиями соединены модельные расплавы одинаковых степеней частичного плавления. На врезке показано относительное изменение Sm/Nd в расплаве и остаточной мантии в результате частичного плавления. Вертикальной стрелкой показано Sm/Nd на 5% выше хондритового резервуара, предполагаемого в модели исходно «не идеально хондритовой» Земли (Caro et al., 2008; Warren, 2008). Рисунок взят из статьи автора (Ivanov, Balyshev, 2005) с минимальными дополнениями.

Рис. 5. Диаграмма 182W-186Os/188Os для трех Гавайских пикритов (Scherstn et al., 2004).

Серым полем показан интервал 182W, полученный в работе (Takamasa et al., 2009) для базальтов HIMU (о-ва Мангайа, Руруту, Тубайи) и EM1 (о-в Раротонга) Французской Полинезии. (Прим.: По лавам Французской Полинезии нет данных по 186Os/188Os, однако если предположить, что существует 187 1корреляция между Os/188Os и Os/188Os, подобно выявленной для Гавайских пикритов (Brandon et al., 1999), то HIMUлавы Французской Полинезии, 1характеризующиеся Os/188Os преимущественно > 0.143 (Lassiter et al.

2003), должны иметь 186Os/188Os > 0.11986).

Рис. 6. Вероятная глубина образования минеральных включений в алмазах из россыпей муниципального района Жуина (Juna) (Бразилия) по данным сопоставления минеральных ассоциаций во включениях с фазовыми диаграммами для пиролита и «базальта» при высоком давлении и мантийной геотерме (Hayman et al., 2005; Brenker et al., 2007; Wirth et al., 2007).

Минеральные ассоциации во включениях: А – fPer ± CaSiPv, MgSi-Pv, ретроградный Ol; Б – fPer, CaSi-Pv, MgSi-Pv, Ol, TAPP; В - CaSi-Pv, Sf; Г – Ol ± Pnt, Cpx?; Д - CaSi-Pv, CaTi-Pv, Carb; Е – Pyr ± SiO2, Fe; Ж – Egg. Сокращения названий минералов: Ol – оливин; Wd – вадслеит; Rv – рингвудит; fPer – ферропериклаз (магнезиовюстит); MgSi-Pv, CaSi-Pv и CaTi-Pv – перовскиты; Gt – гранат, Mj – меджорит, Cpx – клинопироксен, Opx – ортопироксен, TAPP – тетрагонально альмандин-пироповая фаза; Sf – сфен (титанит); Pnt – пентландит; Carb – карбонаты;

SiO2 – коэсит и стишовит (в зависимости от давления); Fe – природное железо; Egg – водная фаза Egg.

(Прим.: при мантийной геотерме фаза Egg в водных условиях стабильна почти во всем диапазоне переходной зоны). Рисунок модифицирован после статьи (Hayman et al., 2005) с учетом более поздних данных (Brenker et al., 2007; Wirth et al., 2007).

Рис. 7. Экспериментально полученная морфология плюмов в экспериментах с сиропами (А и Б) (Kumagai, 2002) и при плавлении парафина (В) и эйкозана (Г) (Добрецов и др., 2003).

Эксперименты А и Б отличаются отношением вязкости в плюме и окружающем сиропе равном 10 и превышающем 100, соответственно.

Эта модель предполагает холодную, быструю субдукцию, позволяющую водосодержащим минералам и, возможно, даже высокобарическому льду-7 оказываться в поле стабильности во внутренних, наиболее холодных частях слэбов (рис. 9, стадия 1).

Учитывая, что многие слэбы не проникают сквозь фазовый раздел 660 км, стагнируя в переходной зоне мантии, вода не выделяется из стагнирующего слэба до тех пор, пока он не нагреется, по крайней мере, до нормальной мантийной геотермы (рис. 9, стадия 2). После этого, либо происходит частичное плавление и силикатный расплав поднимается до тех пор пока не пересечет фазовый раздел 410 км и не станет плотнее пород верхней мантии (рис. 9, стадия 3), формируя слой расплава (Bercovichi, Karato, 2003), либо вода аккумулируется в основных минералах переходной зоны – рингвудите и вадслеите. Плотность этих минералов сильно зависит от степени гидратации. В гидратированной рингвудит- и/или вадслеитовой мантии должны формироваться плавучие диапиры. При пересечении фазового раздела 4км, вадслеит будет трансформироваться в оливин. Однако оливин на этих глубинах также может содержать достаточно большое количество воды, причем плотность оливина изменяется также как и плотность вадслеита от степени его гидратирования. Следовательно, Рис. 8. Модифицированная модель А.Е. Рингвуда, учитывающая перенос фертильного материала вглубь под континент за счет стагнации слэба в переходной зоне (Зорин и др., 2006а, б) (вверху) и модель, в которой стагнирующий слэб провоцирует возникновение восходящей ветви конвекции в верхней мантии, возможно, за счет его глубокой дегазации (по Zhao et al., 2004; Отани, Жао, 2009) (внизу). В первом случае, модель создана для объяснения молодого вулканизма в БайкалоМонгольском регионе, а во втором – на Востоке Китая. В обоих случаях, для обоснования стагнирующего слэба, принималась цифровая модель томографии Д. Жао (Zhao, 2001).

Рис. 9. Поля стабильности водосодержащих минералов и высокобарической модификации о воды – лед-7 до 20 ГПа и 1700 С для перидотитовой системы (Litasov, Ohtani, 2003;

Fumagalli, Poli, 2005; Lin et al., 2006; Dubrovinsky, Dubrovinskaia, 2007). Густота оттенков серого уменьшается в сторону снижения содержаний воды. Минералы: Chl – хлорид, Amph – амфибол, 10 – фаза 10-, Atg – антигорит (серпентин), phA – фаза A, SuB – суперводная фаза B, Wd – вадслейит, Rw – рингвудит, Cpx – клинопироксен.

Поле стабильности льда-7 наложено поверх полей стабильности других минералов. Звездой показана инвариантная точка двух различных структур H2H2O клатрат-гидрата с соответствующей флюидной фазой (Vos et al., 1993). Белая пунктирная линия показывает кривую плавления H2-H2O клатрат-гидрата (Vos et al., 1993). Метангидрат, обычный газ-гидрат океанических осадков, стабилен при более высоких температурах, чем H2-H2O клатрат-гидрат (например, при 250 МПа на 40 градусов (Skiba et al., 2007)). Кривая «М» - соответствует мантийной геотерме (Turcotte, Schubert, 2002). Другие кривые соответствуют PT трендам наиболее холодных частей четырех типов слэбов «А», «B», «C» и «D» (Bina, Navrotsky, 2000). Наиболее холодный тип «D» представляет субдукцию со скоростью ~ см/год. Положение «мокрого» (2 мас.% H2O) и «сухого» перидотитовых солидусов приведены по данным (Litasov, Ohtani, 2003; Hirschmann, 2000). Жирная пунктирная линия, показывает вероятный РТ-путь глубинного водного цикла, а цифры в кружках – основные критические стадии модели: 1 – субдукция, 2 – стагнация, 3 – зарождение диапиров, 4 – плавление, 5 – подъем магм.

такой «мокрый» диапир будет продолжать всплывать вдоль мантийной геотермы до тех пор, пока не пересечет «мокрый» солидус (рис. 9, стадия 4). Условия для плавления будут осуществляться на глубинах 300-150 км, в зависимости от исходного содержания воды в диапире и PT-параметров мантии. Расплав может накапливаться под литосферой до тех пор, пока тектонические напряжения не позволят иссушить подлитосферный резервуар (рис. 9, стадия 5).

Обзор существующих моделей показывает, несмотря на то, что модели с нижнемантийными плюмами являются по-прежнему наиболее популярными среди исследователей, они не могут объяснить всевозможные феномены внутриконтинентального (как разновидности внутриплитного) вулканизма. Вопрос, – существуют ли вулканические регионы, связанные с такими мантийными плюмами – остается открытым. Однако, совершенно очевидно, что существуют вулканические регионы за пределами островных дуг и океанических рифтов, связанные с какими-то другими процессами. Наибольшее внимание среди альтернативных моделей получила деламинационная модель, в которой ведущую роль играет плотностной контраст между закристаллизовавшимися на глубине базальтовыми расплавами в виде эклогитов и окружающей перидотитовой мантией. Другие модели рассматривают перенос фертильного мантийного вещества и воды под континент стагнирующими слэбами. Учитывая, что такой тип субдукции, как субдукция со стагнацией в переходной зоне, был открыт сравнительно недавно (менее 20 лет назад) (Fukao et al., 2001;

2009), то этот тип моделей является новым и слабо изученным. Следует отметить, что если слэбы могут рефертилизовывать переходную зону и обогащать ее водой, то такой процесс должен неизбежно приводить к вулканизму на поверхности. Поскольку субдукция обычно идет под континентальные области, то вулканизм, связанный с переходной зоной, должен в первую очередь проявляться на континентах в глубокой тыловой области субдукции. Кроме того, для правильного понимания, почему вулканизм проявляется в том или ином месте, необходимо учитывать тектонические напряжения в литосфере, так как объемный вулканизм на поверхности может быть отражением не магмогенерации на глубине, а процессом быстрого иссушения медленно пополняемых, глубоких магматических очагов (Silver et al., 2006).

ГЛАВА 3. ГЕОХИМИЧЕСКИЕ АСПЕКТЫ ОБРАЗОВАНИЯ БАЗАЛЬТОВЫХ МАГМ В главе 3 приведены типичные составы базальтовых магм различных геодинамических обстановок (табл. 1). Показано, что в некоторых регионах, встречаются магмы, условно относимые к различным геодинамическим обстановкам. Проведено микроэлементное моделирование частичного плавления мантии разнообразного состава и сделан обзор по экспериментам высокого давления, в которых анализировался микроэлементый состав получаемых расплавов. В результате показано, что сходные геохимические типы базальтовых магм некоторых геодинамических обстановок могут быть получены различным способом. Так, например, спектры распределения щелочных базальтов океанических островов и континентов формируются как при плавлении перидотитовой мантии с составом близким к примитивной мантии (McDonough, Sun, 1995), так и при плавлении амфиболовых прожилков, с реальным природным составом, заключенных в перидотитовый субстрат (рис.

10, 11). В то же время, получение составов типа базальтов срединно-океанических хребтов исключительно требует истощенной перидотитовой мантии. Для появления микроэлементных спектров, характерных для базальтов островных дуг, необходимо обогащение перидотитовой мантии специфическим компонентом, получаемым при дегазации субдуцируемых слэбов (рис. 12). Спектры базальтов островных дуг могут быть также воспроизведены при плавлении рециклированных кумулятивных габбро океанического дна, которые приобрели «субдукционные» характеристики в процессе магматической дифференциации (например, накопление плагиоклаза для пика Sr и удаление Fe-Ti оксидов для удаления Nb). Однако, этот процесс рециклирования кумулятивных габбро Табл. 3.1. Выборочные составы слабо дифференцированных базальтов различных геодинамических обстановок.

ТБСОХ ЩБОО ТБОО НКБОД УКБОД ЩБК ТБТФ SiO2, мас. % 50.39 44.56 49.94 47.78 50.41 46.10 47.TiO2 1.93 2.235 2.71 0.92 0.87 2.19 0.Al2O3 14.28 12.53 13.80 17.25 15.93 13.40 14.Fe2O3 10.33* 2.82 5.02 4.03 2.80 3.FeO 12.26* 8.58 6.46 5.48 8.19 8.MnO 0.13 0.198 0.17 0.15 0.17 0.17 0.MgO 7.66 11.47 7.23 7.30 9.07 9.13 10.CaO 11.36 9.83 11.40 11.20 10.00 11.65 11.Na2O 2.89 4.15 2.26 2.26 2.46 3.14 1.K2O 0.07 1.37 0.52 0.53 0.96 1.33 0.P2O5 0.16 0.475 0.27 0.09 0.22 0.65 0.П.п.п. 1.20 -0.30 Н.а. 0.71 0.04 0.77 1.Сумма 100.4 99.07 99.70 99.67 99.64 99.52 100.Mg#, % 63.3 66.2 57.7 58.2 67.6 64.1 67.Rb, мкг/г 0.105 39.7 11 9.5 27 40.9 5.Sr 105 796 403 259 544 1100 1Y 55.0 25.1 28 20.2 18 26.3 14.Zr 70.7 201 179 61.3 61 193 42.Nb 3.2 51 19 1.07 2.1 68.6 2.Ba 5.1 634 139 158 382 1867 77.La 3.7 39.4 16 5.5 7.8 82.9 3.Ce 13.0 70.3 39 13.9 18.5 153 9.Pr 2.3 7.8 5.4 2.0 2.6 17.3 1.Nd 13.2 31.8 25 9.1 11.7 63.4 5.Sm 4.7 7.4 6.2 2.7 3.2 9.6 1.Eu 1.6 2.5 2.06 0.92 1.08 2.7 0.Gd 7.2 6.9 6.4 3.2 3.5 7.0 2.Tb 1.2 1.0 0.96 0.54 0.57 Н.А. 0.Dy 8.4 5.5 5.2 3.5 3.5 5.1 2.Ho 1.7 0.98 0.99 0.77 0.72 0.88 0.Er 5.1 2.3 2.42 2.2 2.0 2.2 1.Tm 0.72 0.30 0.33 0.31 0.3 Н.А. 0.Yb 4.5 1.7 2.0 2.1 1.9 1.9 1.Lu 0.70 0.24 0.29 0.31 0.29 0.29 0.Hf 2.5 4.9 4.4 1.7 1.7 4.2 1.Ta Н.а. 3.1 1.2 0.10 0.16 3.9 0.Pb 0.16 2.8 2.6 1.9 2.7 11.5 1.Th 0.25 5.3 1.1 0.76 0.68 13.0 0.U 0.041 1.3 0.40 0.40 0.35 1.4 0.Примечания: ТБСОХ – толеитовый базальт срединно-океанического хребта (образец 1309B3R1 из медленного спредингового центра центральной части срединного хребта Атлантики (Godard et al., 2009)). ЩБОО – щелочной базальт океанических островов (образец LA35 постщитовой стадии гавайского вулканизма (Gaffney et al., 2004)). ТБОО – толеитовый базальт океанических островов (образец BHVO-1 щитовой стадии гавайского вулканизма, данные по всем элементам, кроме U взяты с сайта http://minerals.cr.usgs.gov/geo_chem_stand/basaltbhvo1.html, данные по U (Jochum et al., 1997)).

НКБОД – низкокалиевый базальт островной дуги (образец В-374 с восточной Камчатки (Иванов и др., 2008)). УКБОД – умереннокалиевый базальт островной дуги (образец ES-762 Срединного хребта Камчатки (Иванов и др., 2008)). ЩБК – щелочной базальт континентов (образец Ru-48-94 с вулканического поля Рунгве, Восточная Африка (Иванов и др., 1998)). ТБТФ – толеитовый базальт трапповой формации (образец 888 из южной части провинции Сибирских траппов (Ivanov et al., 2008)). Н.а. – не анализировался. * – железо в виде Fe2O3 или FeO, соответственно.

не может быть определяющим для генерации базальтовых магм под островными дугами.

Важным моментом является, то, что наиболее магнезиальные толеитовые базальты трапповых формаций несут в себе отчетливые «субдукционные» характеристики. Таким образом, магмы этого типа должны образовываться из источника, сходного по составу перидотитовой мантии надсубдукционного мантийного клина или из рециклированных кумулятивных габбро океанического дна.

Поскольку первичные (или близкие к первичным) магмы редко встречаются на поверхности Земли, то в главе также рассмотрены процессы кристаллизационной дифференциации и коровой ассимиляции. В частности показано, что типичное для траппов совместное фракционирование оливина и плагиоклаза сглаживает первичные «субдукционные» характеристики.

Показано, что физической причиной для коровой ассимиляции является соотношение плотности базальтовых расплавов и плотности разных горизонтов коры, что либо приводит к остановке расплавов в коре либо нет (рис. 13). Застопорившись в коре, расплав не покидает ее до тех пор, пока не происходит понижение его плотности в связи с кристаллизацией, в первую очередь, оливина и удалением его из расплава.

Рис. 10. Модельные кривые частичного плавления мантии с акцессорным амфиболом на диаграмме нормирования к примитивной мантии (McDonough, Sun, 1995).

Микроэлементый состав плавящейся мантии, как в примитивной мантии. Минеральный состав: 57% оливина, 28% ортопироксена, 13% клинопироксена и 1.9% граната и 0.1% флогопита. Цифрами показана степень частичного плавления (%). Состав ЩБК см.

табл. 1.

Рис. 11. Сопоставление типичных составов ЩБК и ЩБОО (щелочного базальта океанических островов – стандарт гавайского базальта BHVO-1, табл. 1) с частичными расплавами (F=27-43%), полученными в экспериментах плавления смеси амфиболита и умеренно деплетированного перидотита (Pilet et al., 2008).

Рис. 12. Модельные кривые частичного плавления водосодержащей мантии мантийного клина (ММК) на диаграмме нормирования к примитивной мантии (McDonough, Sun, 1995).

Микроэлементый состав ММК (Коваленко и др., 2010). Ее минеральный состав принят произвольно, как 56.9% оливина, 28% ортопироксена, 11% клинопироксена, 2% шпинели, 1% амфибола и 0.1% рутила.

Сплошными и пунктирными линиями показаны модельные расчеты для равновесного и фракционного частичного плавления, соответственно. Цифрами показана степень частичного плавления (%). Для сравнения нанесены составы низкокалиевого базальта Камчатской дуги (квадраты), умереннокалиевого базальта Камчатской дуги (треугольники) и толеитового базальта формации Сибирских траппов (перевернутые треугольники) (табл. 1).

Рис. 13. Плотность различных сухих мантийных расплавов в диапазоне коровых глубин (линии с символами – Kushiro, 2007; сплошные линии – Guillot, Sator, 2007). Для сравнения приведен профиль «мокрого»базальтового расплава (см.

рис. 3). Жирными пунктирными линиями показаны упрощенные плотностные профили коры энсиалической островной дуги (Япония – Kushiro, 2007) и внутриконтинентальных областей (Байкальский рифт – Tiberi et al., 2003). Толеитовые расплавы в обоих случаях оказываются плотнее гранитного слоя коры, тогда как щелочнобазальтовые расплавы могут «застревать» на коровых глубинах только в случае утолщенной коры. Водонасыщенные магмы должны проникать на поверхноть без задержки в коре. Ультраосновные магмы должны тормозиться на подкоровых глубинах.

ГЛАВА 4. ВНУТРИКОНТИНЕНТАЛЬНЫЙ ТОЛЕИТОВЫЙ (ТРАППОВЫЙ) МАГМАТИЗМ НА ПРИМЕРЕ ПОЗДНЕЙ ПЕРМИ – РАННЕГО-СРЕДНЕГО ТРИАСА СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ В этой главе рассматриваются данные по геологии, радиоизотопному датированию и геохимии, включая изотопную геохимию, самой крупной фанерозойской континентальной провинции Сибирских траппов (площадь ~7106 км2, объем – ~4106 км3) (Масайтис, 1983).

Проводятся сопоставления с другими трапповыми провинциями.

Рассмотрены разнообразные плюмовые и не плюмовые модели, предлагавшиеся для объяснения Сибирских траппов (Campbell, Griffiths, 1990; King, Anderson, 1998; ElkinsTanton, 2005; Sobolev et al., 2007; Dobretsov et al., 2008; Ivanov et al., 2008; Kuzmin et al., 2010). Показано, что магматизм Сибирских траппов происходил в далекой задуговой области Монголо-Охотской субдукционной системы (рис. 14) на мощной (~ 200 км) континентальной литосфере Пангеи (Pavlenkova, Pavlenkova, 2006). Провинция Сибирских траппов сформировалась в течение нескольких магматических эпизодов, вероятно, начиная с конца поздней перми и продолжаясь до конца среднего триаса. Наиболее объемный эпизод, в который излилась основная часть магм, пришелся на границу перми и триаса (~252 млн лет назад по U-Pb шкале времени и ~ 249 млн лет назад по K-Ar (40Ar/39Ar) шкале времени) (Renne, Basu, 1991; Kamo et al., 2003; Reichow et al., 2009). Одновременно по периферии трапповой провинции происходил гранитный магматизм (Владимиров и др., 2001;

Vernikovsky et al., 2003). Еще один эпизод объемного траппового магматизма произошел на границе раннего-среднего триаса примерно через 9-10 млн лет, после основного (Ivanov et al., 2009). Он также сопровождался гранитным магматизмом в периферийных частях провинции (рис. 15). Самые поздние магмы имели гранитный состав и внедрялись в конце среднего триаса (Kamo et al., 2003).

В пределах провинции изливались разнообразные типы магм от ультраосновных меймечитов и крабонатитов до кислых сиенитов и гранитов и их эффузивных аналогов, но основным доминирующим типом являлись низкотитанистые толеитовые магмы (Fedorenko et al., 2006; Fedorenko, Czamanske, 1997). Низкотитанистые толеитовые базальты несут в себе геохимические черты магм, формирующихся в надсубдукционных условиях (Puffer, 2001;

Ivanov et al., 2008a) (рис. 16). Высокотитанистые базальты и меймечиты характеризуются геохимическими характеристиками, типичными для внутриплитных магм. Доля магм с надсубдукционными характеристиками планомерно снижается от зоны Монголо-Охотской субдукции по направлению к внутренним частям Сибирского континента (рис. 17).

Рис. 15. Гистограмма распределения Ar/39Ar (вверху) и U-Pb датировок (внизу), полученных для Сибирских траппов. Шкалы совмещены таким образом, чтобы Рис. 14. Палеогеографические реконструкции доминирующий пермо-тиасовый пик Сибири на пермо-триасовое время (по находился один под другим, нивелируя http://www.scotese.com - вверху и Enkin et al., проблему систематического различия 1992 – внизу). Темной штриховкой показа датировок, полученных этими двумя область распространения Сибирских траппов.

методами. Ar/39Ar датировки получены преимущественно по базальтам, а U-Pb – по кислым породам. Использованы данные из работ (Baksi, Farrar; 1991; Renne, Basu, 1991;

Dalrymple et al., 1995; Renne, 1995; Basu et al., 1995; Kamo et al., 1996; 2003; Venkatesan et al., 1997; Владимиров и др., 2001; Reichow et al., 2002; 2009; Vernikovsky et al., 2003; Ivanov et al., 2005; 2009; Kuzmichev, Pease, 2007; Svensen et al., 2009; Верниковская и др., 2010; Патон и др., 2010; а также неопубликованные данные автора).

_____________________________________ путем добавления оливина и плагиоклаза к реальным составам долеритов из силлов Ангаро-Тасеевской синеклизы (Ivanov et al., Рис. 16. Диаграмма нормирования к 2008). Для сопоставлении серым полем примитивной мантии (McDonough, Sun, 1995) нанесены первичные островодужные магмы для модельных исходных составов магм Камчатки (Portnyagin et al., 2007) и модельный южной части Сибирских траппов, полученных состав базальта океанических островов (Sun, McDonough, 1989).

Рис. 17. Вариации Nb/La отношений в пермских и триасовых вулканитах от задуговой области Монголо-Охотской субдукционной системы ко внутренним частям Сибирского континента. Черными квадратами показаны Nb/La отношения, а белыми кругами – средние значения по каждому из районов вулканизма. Сокращения: БОД – базальты островных дуг (Portnyagin et al., 2007), БОО – базальты океанических островов (Sun, McDonough, 1989), ЗБ – Забайкалье (Ярмолюк Рис. 18. Фотографии шлифов и др., 2001), АТС - Ангаро-Тасеевская дифференцированного (MgO 3.7 мас.%, Mgсинеклиза (Ivanov et al., 2008; 2009; новые число 0.27) (сверху и в середине) и слабо данные), ТС - Тунгусская синеклиза дифференцированного (MgO 8.3 мас. %, Mg(Альмухамедов и др., 2004; новые данные), П – число 0.63) (снизу) долеритов АнгароПуторана (Ryabchikov et al., 2001), Н – Тасеевской синеклизы. Слева николи Норильск (Wooden et al., 1993). Серое поле – параллельны, справа – скрещены. Амф – по данным из работы (Соболев и др., 2009).

амфибол, Кп – клинопироксен, Кв – кварц, КПШ – калинатровый полевой шпат, Пл – плагиоклаз, Бт – биотит, Мт – магнетит.

На важную роль воды в формировании трапповых расплавов указывают первично магматические минералы – слюды и амфиболы (рис. 18) – обнаруженные в подавляющем числе разнообразных комплексов интрузивных траппов, включая высокотитанистые).

Все вышеперечисленное приводит к необходимости учета Монголо-Охотской субдукции в моделях формирования Сибирских траппов. Такая модель схожа с показанной на рис. 8 (внизу) с той лишь разницей, что дегазация стагнирующего слэба приводит не к щелочному (Zhao et al., 2004), а – толеитовому магматизму (Ivanov et al., 2008a). Появление щелочных и некоторых пикритовых магм (например, туклонская свита в НорильскХараелахской провинции), по-видимому, связано с рециклингом базальтов океанической коры (Ivanov, 2007; Sobolev et al., 2007; Соболев и др., 2009).

Нельзя исключить возможность, что уникальный размер и объем трапповой провинции обусловлен сочетанием двух факторов – горячего мантийного плюма в центре континента, приведшего к появлению высокотемпературных меймечитовых магм (Соболев и др., 2009), и «мокрых» диапиров, поднимавшихся от стагнирующего Монголо-Охотского слэба, в районах приближенных к зоне субдукции (Ivanov et al., 2008a; Гладкочуб и др., 2010).

Идея о том, что трапповые провинции могут быть генетически связаны с процессами субдукции, впервые была высказана в работе (Cox, 1978). В этой работе было замечено, что многие трапповые провинции мира в момент формирования либо непосредственно находились в задуговой области, либо находились в палеозадуговой области. В последствии на важную роль субдукции в формировании некоторых трапповых провинций указывалось, например, для Колумбия Ривер (Smith, 1992) и Эмейшань (Zhu et al., 2005). Анализ расплавных включений в базальтах Равнины Снейк-Ривер (Запад США), которые, как считается, генетически связаны с провинцией покровных базальтов Колумбия-Ривер, показывает, что исходные базальтовые магмы содержали несколько процентов воды (Stefano et al., 2011). Т.е. сопоставимое количество воды с островодужными магмами. Анализ распределения микроэлементов в этих включениях указывает на субдукционный источник вещества (Stefano et al., 2011).

ГЛАВА 5. ВНУТРИКОНТИНЕНТАЛЬНЫЙ ЩЕЛОЧНОБАЗАЛЬТОВЫЙ МАГМАТИЗМ НА ПРИМЕРЕ ПОЗДНЕГО КАЙНОЗОЯ ЦЕНТРАЛЬНОЙ АЗИИ В этой главе рассматривается, преимущественно щелочнобазальтовый вулканизм, периодически проявлявшийся на территории Забайкалья в связи с процессами растяжения с момента закрытия Монгло-Охотского шва в раннем мезозое до Байкальского этапа развития в позднем кайнозое. Для мезозойских комплексов приводится обзор микроэлементных данных с использованием работ (Воронцов и др., 1997; 2002; Андрющенко, 2010), приводятся новые оригинальные Ar/39Ar датировки. В частности отмечается, что для позднеюрских – раннемеловых базальтов характерны микроэлементные спектры с выраженными «субдукционными» характеристиками, такими как относительное обеднение Nb и Ta, относительное обогащение Pb и Sr (рис. 19), несмотря на то, что позднеюрские и раннемеловые базальты сформировались уже во внутриплитной обстановке, после закрытия Монголо-Охотского океана. Типичные «внутриплитные» спектры в базальтах без Ta-Nb трога появляются только, начиная в базальтах конца раннего мела (рис. 19). Этот пример показывает, что «субдукционный» мантийный компонент без подпитки от зоны субдукции, истощается при наложенных процессах магмогенеза за период времени порядка 50-100 млн лет.

Основной упор в этой главе делается на результаты датирования и геохимические исследования позднекайнозойских вулканитов, проведенные автором. Используются также опубликованные данные (Ярмолюк и др., 2001; 2003; 2007; Саватенков и др., 2010; Johnson et al., 2005 и др.). Рассмотрены вулканические поля Китая, Монголии и Сибири (рис. 20).

Последним уделено максимальное внимание, поскольку именно по ним у автора наибольшее количество собственных аналитических данных.

На рис. 20 видно, что молодой, сравнительно малообъемный вулканизм на территории Восточной и Центральной Азии формирует огромный вытянутый ареал, протягивающийся в северо-западном направлении от окраины Японского моря на востоке до Восточного Саяна на западе. Вулканические поля в пределах этого ареала распределены неравномерно, некоторые из них сближены, другие удалены (до тысячи км) друг от друга. Единой общей характеристикой этого ареала является то, что, он расположен как над стагнирующей частью Тихоокеанского слэба, так и на продолжении слэба под внутренние части континента. По гравиметрическим данным за пределами стагнирующей части слэба фиксируются аномалии, которые можно интерпретировать как колонны относительно легкого, всплывающего мантийного материала в диаметре, имеющие не меньше 100 км и в глубину протягивающиеся не глубже переходной зоны мантии (410-650 км) (Zorin et al., 2003; Зорин и др., 2006). Появление вулканизма в наиболее удаленных от восточной окраины Азии регионах (Байкальский рифт и сопредельные части Монголии без видимых структур растяжения) связано с декомпрессионным плавлением вещества в этих колоннах на подлитосферных глубинах. Модель, показывающая такой механизм, отображена на рис. (вверху).

Растяжение литосферы, связанное с Байкальским рифтогенезом, являлось важным контролирующим фактором в процессе плавления. Чем выше степень растяжения, тем меньше глубина, на котором осуществлялось плавление, и тем выше степень частичного плавления. Геохимические данные показывают, что по своему составу плавящаяся мантия была, скорее всего, преимущественно перидотитовая. Это позволяет оценить глубину плавления мантии по составу изверженных базальтовых магм (Демонтерова и др., 2007;

Иванов, Демонтерова, 2010). На рис. 21 показано, что глубина плавления мантии уменьшается линейно от Удоканского вулканического поля вблизи полюса вращения Амурской микроплиты по направлению к вулканическим полям юго-западной части Байкальской рифтовой системы. В этом же направлении увеличивается степень растяжения коры (Зорин, Корделл, 1991) и увеличивается степень частичного плавления мантии, что выражено в снижении La/Yb отношений в базальтах (рис. 21). Такой контроль растяжения рифтогенезом хорошо объясняет, почему в юго-западной части Байкальского рифта объемы Рис. 19. Сопоставление спектров распределения микроэлементов на диаграмме нормирования к примитивной мантии (McDonough, Sun, 1995) для разновозрастных внутриплитных вулканитов Западного Забайкалья. Данные по мезозойским породам по (Воронцов и др., 2002;

Гордиенко и др., 2006; Андрющенко, 2010;

Андрющенко и др., 2010). Четвертичные лавы по (Barry et al., 2007).

Рис. 20. Распространение позднекайнозойского внутриплитного вулканизма в Центральной и Восточной Азии. Вулканические поля показаны черным цветом: СХ – СаянХамар-Дабанская область вулканизма, Х – Хангайская область влканизма, Ч – Чикойское вулканическое поле, В – Витимское вулканическое поле, У – Удоканское вулканическое поле, ТС – вулканическое поле Токинского Становика, Д – вулканическая область Донг-Бей, СА – Сихоте-Алиньская область вулканизма, ЧБ – вулканическая область Чанг-Байшань, ДГ – вулканическое поле Дариганга, ХБ – вулканическая область Ханнуоба. Четырехлучевыми звездами показаны районы голоценового или предголоценового вулканизма. Сплошные линии – разломы. Стрелками обозначены преобладающие движения по разломам. Жирная пунктирная линия ограничивает область стагнирующего тихоокеанского слэба в переходной зоне мантии (Зорин и др., 2006).

магм заметно больше, чем в его северо-восточной части (рис. 22). В то же время, локализация вулканических полей, в первую очередь обусловлена подтоком глубинного мантийного вещества. Это в свою очередь дает объяснение, почему самые крупные рифтовые впадины, заполненные водой оз. Байкал, амагматичны (рис. 22). Асинхронность магматизма в пределах юго-западной части рифтовой системы, с одной стороны, и на Витимском и Удоканском вулканических полях, с другой (рис. 23), указывает на случайный (не детерминированный) характер подъема верхнемантийных мантийных плюмов (диапиров), отторженных от стагнирующего слэба в переходной зоне мантии (рис 8, вверху).

Несмотря на то, что состав плавящейся мантии был преимущественно перидотитовым, по изотопно-геохимическим данным выявляются и мантийные неоднородности (Саватенков и др., 2010), выраженные в присутствии эклогитового компонента, по-видимому, являющегося рециклированным базальтом океанической коры, а также примесь нижнекорового материала.

При подъеме магм к поверхности, часть магм задерживалась в нижней коре, что приводило к их контаминации коровым веществом. Процесс задержки магм, по-видимому, контролировался соотношением плотности базальтового расплава и плотности верхней коры (рис. 13). Если плотность базальтового расплава оказывалась ниже, то он поднимался к поверхности без существенной задержки, если выше – застревал. Это объясняет почему щелочные расплавы (например, базаниты и нефелениты Витимского поля) характеризуются меньшей степенью контаминированности в сравнении с менее щелочными расплавами и расплавами нормальной щелочности (например, щелочные оливиновые базальты и оливиновые толеиты Витимского поля) (рис. 24, 25), поскольку плотность расплава падает с ростом его щелочности (рис. 13).

Рис. 21. Корреляция величины растяжения коры, рассчитанных значений параметра SF (SiO2 – 0.85FeO, глубины выплавления первичных базальтовых расплавов и La/Yb отношений с расстоянием от полюса вращения Амурской микроплиты. Приведены уравнения линейной регрессии и коэффициенты корреляции.

Римскими цифрами на верхнем рисунке обозначены гравиметрические профили (Зорин, Корделл, 1991), положение которых см. рис. 22. Средние значения La/Yb отношений приведены по (Демонтерова, 2002;

Демонтерова и др., 1997; Иванов, 1997; Рассказов и др., 1997;

Johnson et al., 2005; Rasskazov et al., 1997; а также неопубликованным данным автора).

Рис. 22. Распространение позднекайнозойских вулканических пород в пределах Байкальской рифтовой системы.

Жирной пунктирной линией обозначена граница Амурской микроплиты (Zonenshain, Savostin, 1981). Жирными сплошными линиями, обозначенными римскими цифрами, показано положение гравиметрических профилей, вдоль которых рассчитывалась величина растяжения коры в работе (Зорин, Корделл, 1991).

Рис. 23. Гистограмма распределения Ar/39Ar возрастов для лав юго-западной части Байкальской рифтовой системы. Для сопоставления нанесены пять, имеющихся в этом диапазоне значений Ar/39Ar датировок, полученные для Витимского и Удоканского вулканического поля (их пики показаны серым цветом). Использованы данные из работ (Harris, 1998; Рассказов и др., 2000; Rasskazov et al., 2003; Перепелов и др., 2010). Более многочисленные данные К-Ar датирования в целом согласуются с тем, что вулканизм югозападной части Байкальской рифтовой системы не был синхронен вулканизму Удоканского и Витимского полей, однако из-за проблем K-Ar датирования, пики на гистограмме с использованием K-Ar данных «размазаны».

Рис. 24. Диаграмма Ba/La – K/Nb для миоценовых лав Витимского вулканического поля. Исходные аналитические данные (Johnson et al., 2005). Приведены кривые плавления перидотитовой мантии с амфиболом (Amph) и флогопитом (Phl), и кривая плавления гранатового пироксенита (Pic - пиклогита).

Цифрами указаны степени частичного плавления, а сплошными и пунктирными линиями – кривые равновесного и не равновесного частичного плавления. Для перидотитовой мантии приняты концентрации, как в примитивной мантии, а для гранатового пироксенита – как смесь 1:1 DMM (Workman, Hart, 2005) и ТБСОХ (табл. 1). Кривая плавления сухого гранатового перидотита на этой диаграмме, практически не отличается от кривых для гранатового перидотита с амфиболом. НК – нижняя кора (Rudnick, Fountain, 1995) Рис. 25. Диаграмма Nd-87Sr/86Sr для миоценовых лав Витимского вулканического поля. Данные из статьи (Johnson et al., 2005).

Стрелкой показано направление к изотопному компоненту С, выделенному в работах (Рассказов и др., 2002; Ярмолюк и др., 2003;

Barry et al., 2003) и имеющему, по-видимому, коровую природу.

Признаки коровой контаминации выявлены и для других полей, например, для Удоканского (Рассказов и др., 1997) и Хубсугульского (Ivanov, Demonterova, submitted), однако для первого из полей недостаточно изотопных данных, а для второго фиксируется большее количество коровых и мантийных компонентов, меняющихся как в пространстве так и во времени.

Как указывалось выше, по времени проявления вулканизма в разных регионах, отсутствуют какие-либо четкие коррелированные между собой события (рис. 23). В разных регионах и в пределах отдельных вулканических полей фиксируется разнонаправленные тренды миграции вулканизма. Все это указывает на контроль вулканизма тектоническим стрессом, вызванным изменениями в региональном масштабе и на локальном уровне.

Процессы на удаленных границах литосферных плит не являлись непосредственным спусковым крючком для вулканических извержений, но могли влиять опосредованно через контролируемое ими изменение в региональных тектонических напряжений (Ivanov, Demonterova, 2009).

Детальное изучение Жом-Болокского вулканического поля, позволило выявить интересный факт, связанный с одноактным извержением примерно 7.9 км3 лавы в ходе трещинных излияний гавайитов (Ivanov et al., 2011). Это извержение датировано радиоуглеродным методом 7130 ± 140 калиброванных C лет назад (Ivanov et al., 2011).

Такой объем магм, излившихся в ходе индивидуального базальтового извержения, является аномально большим, даже по масштабам современных областей аномально объемного магматизма. Так, например, самое крупное трещинное извержение вулкана Лаки в Исландии, произошедшее в 1783-1784 гг., имело объем 14 км3 (Siebert, Simkin, 2002). Самое крупное из исторических извержений на Гавайях – извержение Мауна Лоа 1950 г. – имело объем 0.3км3 (Siebert, Simkin, 2002). А самое крупное трещинное базальтовой извержение на территории России, произошедшее в 1973 г. на вулкане Толбачек, составило 2.2 км3 (Fedotov et al. 1980). При этом ни Жом-Болокское поле, ни вулканические поля во всей Байкальской рифтовой системе и южнее на территории Монголии, не выделяются сколь либо по своему объему, а скорее могут характеризоваться, как малообъемные вулканические поля. Этот парадокс, означает то, что скорость извержения материала на поверхности не соответствует скорости магмообразования на глубине. В случае упомянутого Жом-Болокского извержения, расплав на мантийной глубине накапливался в течение нескольких тысяч лет, что было вызвано усилением декомпрессионного плавления с момента стаивания основной массы ледников во время потепления Бёллинг-Альмерод 11.5-15 лет назад (Fedotov et al., 2004) вплоть до момента извержения 7 тыс. лет назад. Само извержение проходило в течение не более чем десятка лет (Ivanov et al., 2011). На важную роль декомпрессионного плавления, контролируемого таянием ледников на поверхности в четвертичное время, указывалось также ранее (Ярмолюк, Кузьмин, 2004).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ В последние два десятилетия раздел геологии, занимающийся процессами в мантии Земли, переживает бурное развитие, схожее с тем, которое происходило в геологии в середине XX столетия в связи с исследованиями дна океанов. Подобно как исследования океанического дна, неизведанного в те времена региона Земли, вылились в тектонику плит, так и исследования мантии Земли могут привести к принципиально новым представлениям.

В частности, в конце 1980х - начале 1990х было зафиксировано, что проникновение слэбов в нижнюю мантию, видимое по данным сейсмической томографии того времени, в ряде случаев является сейсмологическим артефактом (Zhou and Anderson, 1989; Fukao et al., 1992).

Последующие работы показали, что подавляющее большинство слэбов выполаживается в горизонтальное положение (стагнирует) на глубинах между 400 и 1000 км. Таким образом, край стагнирующего слэба, оказывается под вышележащей литосферной плитой, обычно континентальной, на удалении в 1-2 тыс км от океанического трога (Fukao et al., 2001; 2009).

В начале 1990х выросло количество экспериментальных работ, посвященных полям стабильности водосодержащих минералов в мантии Земли. Было показано, что переходная зона на глубине 410-650 км является основным водосодержащим регионом в мантии (Ohtani, 2005). Множественные расчеты PT условий субдукции говорят о том, что внутри субдуцирующих слэбов температура недостаточно высока, чтобы осуществлялась полная дегидратация водных минералов и, соответственно, переходная зона мантии может пополняться водой в ходе субдукции (Bina et al., 2001; и др.). Наличие стагнирующих слэбов и данные о полях стабильности водных минералов на глубинах выше глубин дегазации слэбов под островными дугами, привели к появлению нового класса моделей внутриплитного магматизма, например, модели водного фильтра (Bercovichi, Karato, 2003), модели большого мантийного клина (Zhao et al., 2004; 2007), моделей верхнемантийных плюмов, связанных со стагнирующими слэбами (Зорин и др.. 2006; Faccenna et al., 2010), модели глубинного водного цикла (Ivanov et al., 2008a). Можно смело прогнозировать, что в ближайшие годы интерес к этим моделям будет возрастать. Данная диссертация посвящена развитию этих новых идей.

ПРИЛОЖЕНИЕ 1.

ИСПОЛЬЗУЕМЫЕ ТЕРМИНЫ, ПОНЯТИЯ И ЖАРГОНИЗМЫ ПРИЛОЖЕНИЕ ИСПОЛЬЗУЕМАЯ В РАБОТЕ КЛАССИФИКАЦИЯ ВУЛКАНИЧЕСКИХ И СУБВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОРОД ПРИЛОЖЕНИЕ 3.

МЕТОДЫ АНАЛИТИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ ПРИЛОЖЕНИЕ ПРОБЛЕМА СОГЛАСОВАНИЯ 40Ar/39Ar И U-Pb ДАТИРОВОК СПИСОК ОПУБЛИКОВАННЫХ РАБОТ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ Монографии, главы в монографиях и учебных пособиях, статьи в книжных сериях 1. Рассказов С.В., Логачев Н.А., Брандт И.С., Брандт С.Б., Иванов А.В. Геохронология и геодинамика позднего кайнозоя: (Южная Сибирь – Южная и Восточная Азия).

Новосибирск: Наука, 2000. 288 с.

2. Скляров Е.В., Гладкочуб Д.П., Донская Т.В., Иванов А.В., Летникова Е.Ф., Миронов А.Г., Бараш И.Г., Буланов В.А., Сизых А.И. Интерпретация геохимических данных. Уч.

пособие. Москва: Интермет-инженеринг, 2001. 288 с.

3. Ivanov A.V., Boven A.A., Brandt S.B., Brandt I.S., Rasskazov S.V. Achievements and limitations of the K-Ar and Ar/39Ar methods: What's in it for dating the Quaternary sedimentary deposits? // berliner palobiologische abhandlungen. Special "SIAL III" issue, edited by A.V. Ivanov, G. Coulter, O.A. Timoshkin and F. Riedel,, 2003, b4, p. 65-75.

4. Rasskazov S.V., Luhr J.F., Bowring S.A., Ivanov A.V., Brandt I.S., Brandt S.B., Demonterova E.I., Boven A.A., Kunk M., Housh T., Dungan M.A. Late Cenozoic volcanism in the Baikal rift system: evidence for formation of the Baikal and Khubsugul basins due to thermal impacts on the lithosphere and collision-derived tectonic stress // berliner palobiologische abhandlungen.

Special "SIAL III" issue, edited by A.V. Ivanov, G. Coulter, O.A. Timoshkin and F. Riedel,, 2003, b4, p. 33-48.

5. Рассказов С.В., Брандт С.Б., Брандт И.С., Иванов А.В., Ясныгина Т.А., Демонтерова Е.И., Ильясова А.М. Радиоизотопная геология в задачах и примерах. Новосибирск: Наука, фиал «Гео», 2005, 288 с.

6. Ivanov A.V., Balyshev S.V. Mass flux across the lower-upper mantle boundary: vigorous, absent, or limited? In: Foulger G.R., Natland J.H., Presnall D.C., Anderson D.L., eds., Plates, plumes and paradigms: Geological Society of America Special Paper 388, 2005, p. 327-346.

7. Ivanov, A.V., 2007, Evaluation of different models for the origin of the Siberian Traps. In Foulger, G.R., and Jurdy, D.M., eds., Plates, plumes, and planetary processes: Geological Society of America Special Paper 430, p. 669-691.

8. Ivanov A.V., Demonterova E.I. Tectonics of the Baikal rift deduced from volcanism and sedimentation: A review oriented to the Baikal and Hovsgol Lake systems // In: Mller W.E.G., Grachev M.A. (eds) Biosilica in Evolution, Morphogenesis, and Nanobiology (W.E.G. Mller and M.A. Grachev, eds.), Marine Molecular Biotechnology, 2009, v. 47, p. 27-54.

Статьи в журналахISI Web of Science и списка ВАК 1. Рассказов С.В., Иванов А.В., Богданов Г.В., Медведева Т.И. Состав ортопироксенов и типизация глубинных включений из лав Верхне-Окинского и Тункинского сегментов Байкальской рифтовой системы // Доклады академии наук. – 1994. – Т. 338. – №5. – С.

649-654.

2. Рассказов С.В., Иванов А.В. Эпизоды и геодинамическая обстановка четвертичного вулканизма Байкальской рифтовой системы юго-восточной окраины Евразиатской литосферной плиты // Доклады АН. – 1996. – Т. 349. – №6. – С. 804-807.

3. Рассказов С.В., Кунк М.Дж., Лур Дж.Ф., Бауринг С.А., Брандт И.С., Брандт С.Б., Иванов А.В. Эпизоды извержений и вариации состава четвертичных лав Байкальской рифтовой системы (Ar-Ar и K-Ar датирование вулканизма бассейна Джиды) // Геология и геофизика. – 1996. – Т. 37. – №6. – С. 3-15.

4. Рассказов С.В., Бовен А., Андре Л., Лиежуа Ж.-П., Иванов А.В., Пунзалан Л. Эволюция магматизма северо-востока Байкальской рифтовой системы // Петрология. – 1997. – Т.5. – №2. – С.115-136.

5. Brandt S.B., Rasskazov S.V., Brandt I.S., Ivanov A.V., Kunk M.J. The inverse problem of argon diffusion from minerals: determination of kinetic parameters from stepwise-heating experiments // Isotopes in Environmental and Health Studies. – 1997. – V. 33. – №4. – P. 399-409.

6. Иванов А.В., Рассказов С.В., Бовен А., Андре Л., Масловская М.Н., Тему Е.Б.

Щелочноультраосновной и щелочнобазальтовый магматизм провинции Рунгве, Танзания // Петрология. – 1998. – Т. 6. – №3. – С. 228-250.

7. Рассказов С.В., Логачев Н.А., Иванов А.В. Корреляция позднекайнозойских тектонических и магматических событий в Байкальской рифтовой системе с событиями на юго-востоке Евразиатской плиты // Геотектоника. – 1998. – №4. – С. 25-40.

8. Рассказов С.В., Иванов А.В., Брандт И.С., Брандт С.Б. Миграция позднекайнозойского вулканизма Удоканского поля в структурах Байкальской и Олекмо-Становой систем // Доклады академии наук. – 1998. – Т. 360. – №3. – с. 378-382.

9. Логачев Н.А., Рассказов С.В., Иванов А.В., Мишарина В.А., Черняева Г.П. Стратиграфия верхнекайнозойской вулканогенно-осадочной толщи прибайкальской части Восточного Саяна // Стратиграфия. Геологическая корреляция. – 1998. Т. 6. – №4. – С. 81-91.

10. Иванов А.В., Рассказов С.В., Брандт С.Б., Брандт И.С., Пунзалан Л.Е., Бовен А.А.

Хронология позднепалеозойских и мезозойских событий на хребте Удокан: Аr/39Аr датирование первичных и наложенных минералов интрузивных пород // Геология и геофизика. – 2000. – Т. 40. – №5. – С. 686-695.

11. Рассказов С.В., Бовен А., Иванов А.В., Семенова В.Г. Среднечетвертичный вулканический импульс в Олекмо-Становой подвижной системе: Аr-39Аr датирование вулканитов Токинского Становика // Тихоокеанская геология. – 2000. – Т. 19. – №4. – С.

19-28.

12. Ivanov A.V., Rasskazov S.V., Chebykin E.P., Markova M.E., Saranina E.V. Y/Ho ratios in the Late Cenozoic basalts from the eastern Tuva, Russia: An ICP-MS study with enhanced data quality // Geostandards Newsletter. The Journal of Geostandards and Geoanalysis. – 2000. – V. 24. – №2.

– P. 197-204.

13. Рассказов С.В., Логачев Н.А., Брандт И.С., Брандт С.Б., Иванов А.В., Демонтерова Е.И., Смагунова М.А. Импульсная миграция четвертичного вулканизма Восточнотувинского поля // Доклады академии наук. – 2000. – Т. 373. – №5. – С. 655-659.

14. Балышев С.В., Иванов А.В. Низкоплотностные аномалии в мантии: всплывающие плюмы и/или разогретые погребенные литосферные плиты? // Доклады АН. – 2001. – Т. 380. – № 4. – С. 523-527.

15. Рассказов С.В., Логачев Н.А., Иванов А.В., Бовен А.А., Масловская М.Н., Саранина Е.В., Брандт И.С., Брандт С.Б. Магматический эпизод Западного рифта 19-17 млн лет назад в контексте начала рифтогенеза Восточной Африки // Доклады АН. – 2001. – Т. 381. – № 2.

– С. 230-233.

16. Брандт И.С., Рассказов С.В., Иванов А.В., Брандт С.Б. Эффект распределения радиогенного аргона в минерале на определение диффузионных параметров // Геохимия.

– 2002. – № 1. – С. 63-69.

17. Логачев Н.А., Брандт И.С., Рассказов С.В., Иванов А.В., Брандт С.Б., Конев А.А., Ильясова А.М. Определение K-Ar-возраста палеоценовой коры выветривания Прибайкалья // Доклады академии наук. – 2002. – Т. 385. – №6. – С. 797-799.

18. Рассказов С.В., Саранина Е.В., Логачев Н.А., Иванов А.В., Демонтерова Е.И., Масловская М.Н., Брандт С.Б. Мантийная аномалия DUPAL Тувино-Монгольского массива и ее палеогеодинамическое значение // Доклады академии наук. – 2002. – Т. 382. – №1. – С.

110-114.

19. Рассказов С.В., Саранина Е.В., Демонтерова Е.И., Масловская М.Н., Иванов А.В.

Мантийные компоненты позднекайнозойских вулканических пород Восточного Саяна по изотопам Pb, Sr и Nd // Геология и геофизика. – 2002. – Т. 43. – №12. – С. 1065-1079.

20. Рассказов С.В., Бауринг С.А., Хоуш Т., Демонтерова Е.И., Логачев Н.А, Иванов А.В., Саранина Е.В., Масловская М.Н. Изотопная систематика Pb, Nd и Sr в гетерогенной континентальной литосфере над областью конвектирующей мантии // Доклады академии наук. – 2002. – Т. 387. – №4. – С. 519-523.

21. Brandt I.S., Rasskazov S.V., Brandt S.B., Ivanov A.V. Thermal-field propagation in an exocontact zone of a magmatic body and its impact on radiogenic isotope concentrations in minerals // Isotopes in Environmental and Health Studies. – 2002. – V. 38. – №1. – P. 47-58.

22. Диденко А.Н., Козаков И.К., Бибикова Е.В., Водовозов В.Ю., Хильтова В.Я., Резницкий Л.З., Иванов А.В., Левицкий В.И., Травин А.В., Шевченко Д.О., Рассказов С.В.

Палеомагнетизм нижнепротерозойских гранитоидов Шарыжалгайского выступа фундамента Сибирского кратона и геодинамические следствия // Доклады академии наук.

– 2003. – Т. 390. – №3. – С. 368-373.

23. Иванов А.В., Рассказов С.В., Масловская М.Н., Демонтерова Е.И., Брандт И.С., Брандт С.Б., Саранина Е.В., Маркова М.Е., Кошков Ю.В. Пипич А.В. Раннеюрский возраст и средне-позднеюрское тектоническое экспонирование гранитоидов выступа фундамента в северной части Амуро-Зейской впадины: Rb-Sr и К-Ar-изотопные данные // Тихоокеанская геология. – 2003. – Т. 22. – №4. – С. 83-92.

24. Рассказов С.В., Логачев Н.А., Иванов А.В., Бовен А.А., Масловская М.Н., Саранина Е.В., Брандт И.С., Брандт С.Б. Магматический эпизод западного рифта 19-17 млн лет назад // Геология и геофизика. – 2003. – Т. 44. – №4. – С. 317-324.

25. Брандт С.Б., Рассказов С.В., Брандт И.С., Иванов А.В. Формальное исследование изохронных построений в 40Ar/39Ar-геохронометрии // Геохимия. – 2004. – №8. – С. 835842.

26. Ivanov A.V., Rasskazov S.V., Feoktistov G.D., He H. and Boven A. Ar/39Ar dating of Usol’skii sill in the southeastern Siberian Traps Large Igneous Province: evidence for long-lived magmatism // Terra Nova. – 2005. – V. 17. – №3. – P. 203-208.

27. Зорин Ю.А., Турутанов Е.Х., Кожевников В.М., Рассказов С.В., Иванов А.В.

Кайнозойские верхнемантийные плюмы в Восточной Сибири и Центральной Монголии и субдукция тихоокеанской плиты // Доклады академии наук. – 2006. – Т. 409. – №2. – С.

217-221.

28. Зорин Ю.А., Турутанов Е.Х., Кожевников В.М., Рассказов С.В., Иванов А.В. О пpиpоде кайнозойcкиx веpxнемантийныx плюмов в Воcточной Cибиpи (Pоccия) и Центральной Монголии // Геология и геофизика. – 2006. – Т. 47. – №10. – С. 1056-1070.

29. Иванов А.В. Систематическое различие между U-Pb и 40Ar/39Ar датировками: причина и способ учета // Геохимия. – 2006. – №10. – С. 1125-1131.

30. Перепелов А.Б., Пузанков М.Ю., Иванов А.В., Философова Т.М. Базаниты горы Хухч – первые минералого-геохимические данные по неогеновому K-Na-щелочному магматизму Западной Камчатки // Доклады АН. – 2006. – Т. 408. – № 6. – С. 795-799.

31. Brandt I.S., Rasskazov S.V., Ivanov A.V., Reznitskii L.Z., Brandt S.B. Radiogenic argon distribution within a mineral grain: implications for dating of hydrothermal mineral-forming event in Sludyanka complex, Siberia, Russia // Isotopes in Environmental and Health Studies. – 2006. – V. 42. – №2. – P. 189-201.

32. Barry T.L., Ivanov A.V., Rasskazov S.V., Demonterova E.I., Dunai T.J., Davies G.R., Harrison D.

Helium isotopes provide no evidence for deep mantle involvement in widespread Cenozoic volcanism across Central Asia // Lithos. – 2007. – V. 95., № 3-4. – P. 415-424.

33. Демонтерова Е.И., Иванов А.В., Рассказов С.В., Маркова М.Е., Ясныгина Т.А., Малых Ю.М.

Литосферный контроль позднекайнозойского магматизма на границе Тувино-Монгольского массива, Прихубсугулье, Северная Монголия // Петрология. – 2007. – Т. 15. – №1. – С. 93110.

34. Перепелов А.Б., Пузанков М.Ю., Иванов А.В., Философова Т.М., Демонтерова Е.И., Смиронова Е.В., Чувашова Л.А., Ясныгина Т.А. Неогеновые базаниты Западной Камчатки – минералого-геохимические особенности и геодинамическая позиция // Петрология. – 2007.

– Т. 15. – №5. – С. 524-546.

35. Иванов А.В., Перепелов А.Б., Палесский С.В., Николаева И.В. Первые данные по распределению элементов платиновой группы (Os, Ir, Ru, Pt, Pd) и Re в островодужных базальтах Камчатки // Доклады академии наук. – 2008. – Т. 420. – №1. – С. 92-96.

36. Ivanov A.V., Demonterova E.I., Raskazov S.V., Yasnygina T.A. Low-Ti melts from the southeastern Siberian Traps Large Igneous Province: Evidence for a water-rich mantle source? // Journal of Earth System Science. – 2008. – V. 117. – № 1. – P. 1-21.

37. Ivanov A.V., Palesskii S.V., Demonterova E.I., Nikolaeva I.V., Ashchepkov I.V., Raskazov S.V.

Platinum-group elements and rhenium in mantle xenoliths from the East Sayan volcanic field (Siberia, Russia): evaluation of melt extraction and refertilization processes in lithospheric mantle of the Tuva-Mongolian massif // Terra Nova. – 2008. – V. 20. – №6. – P. 504–511.

38. Демонтерова Е.И., Иванов А.В., Карманов Н.С. Базальтовые игнимбритоподобные породы вулкана Сайхан (северо-западный Хангай, Монголия) // Вулканология и сейсмология. – 2009. – №4. – С. 44-52.

39. Даневич Ф.А., Иванов О.В., Кобичев В.В., Третяк В.I. Тепловидiлення Землi та резонансне захоплення сонячних аксiонiв вiд 57Fe // Кинематика и физика небесных тел. – 2009. – Т. 25.

– №2. – С. 143–149.

40. Ivanov A.V., He H., Yang L., Nikolaeva I.V., Palesskii S.V. 40Ar/39Ar dating of intrusive magmatism in the Angara-Taseevskaya syncline and its implication for duration of magmatism of Siberian Traps // Journal of Asian Earth Sciences. – 2009. – V. 35. –№1. – Р. 1-12.

41. Иванов А.В., Саньков В.А., Смекалин О.П., Чипизубов А.В. Оценка периода повторяемости сильных землетрясений в зонах Главного Саянского и Тункинского разломов по данным радиоуглродного датирования и статистического анализа // Вопросы инженерной сейсмологии. – 2009. – Т. 36. – №2. – С. 70-80.

42. Гладкочуб Д.П., Донская Т.В., Иванов А.В., Эрнст Р., Мазукабзов А.М., Писаревский С.А., Ухова Н.Н. Фанерозойский базитовый магматизм южного фланга Сибирского кратона и его геодинамическая интерпретация // Геология и геофизика. – 2010. – Т. 51. – № 9. – С. 1223-1239.

43. Иванов А.В., Демонтерова Е.И. Растяжение в Байкальском рифте и глубина формирования базальтовых магм // Доклады академии наук. – 2010. – Т.435. – №4. – С.

510-515.

44. Патон М.Т., Иванов А.В., Фиорентини М.Л., Мак-Наугтон Н.Ж., Мудровская И., Резницкий Л.З., Демонтерова Е.И. Позднепермские и раннетриасовые магматические импульсы в Ангаро-Тасеевской синклинали, Южно-Сибирские траппы и их возможное влияние на окружающую среду // Геология и геофизика. – 2010. – Т. 51, – №9. – С. 12981309.

45. Ivanov A.V., Arzhannikov S.G., Demonterova E.I., Arzhannikova A.V., Orlova L.A. JomBolok Holocene volcanic field in the East Sayan Mts., Siberia, Russia: structure, style of eruptions, magma compositions, and radiocarbon dating // Bulletin of Volcanology. – 2011. – V. 73. – In press.

Автореферат докторской диссертации Подписано в печать 16.07.20Формат 60х88/16 Объем 2 усл. печ. л.

Тираж 100 экз.

Отпечатано в Институте земной коры СО РАН Иркутск 664033, ул. Лермонтова 1




© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.