Плитово-плюмовая тектоника как единый механизм геодинамического развития тектоносфери Украины и смежных регионов

Рассмотрен ход геодинамических процессов в раннем докембрии Украинского щита (УЩ). Розглянуто хід геодинамічних процесів у ранньому докембрії Українського щита (УЩ). A progress of geodynamic processes in Early Precambrian of the Ukrainian Shield (USh) has been considered....

Повний опис

Збережено в:

Бібліографічні деталі
Опубліковано в: :	Геофизический журнал
Дата:	2019
Автор:	Гинтов, О.Б.
Формат:	Стаття
Мова:	Російська
Опубліковано:	Інститут геофізики ім. С.I. Субботіна НАН України 2019
Онлайн доступ:	https://nasplib.isofts.kiev.ua/handle/123456789/167640
Теги:	Додати тег Немає тегів, Будьте першим, хто поставить тег для цього запису!
Назва журналу:	Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine
Цитувати:	Плитово-плюмовая тектоника как единый механизм геодинамического развития тектоносфери Украины и смежных регионов / О.Б. Гинтов // Геофизический журнал. — 2019. — Т. 41, № 6. — С. 3-34. — Бібліогр.: 85 назв. — рос.

Репозитарії

Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine

_version_	1860263899573518336
author	Гинтов, О.Б.
author_facet	Гинтов, О.Б.
citation_txt	Плитово-плюмовая тектоника как единый механизм геодинамического развития тектоносфери Украины и смежных регионов / О.Б. Гинтов // Геофизический журнал. — 2019. — Т. 41, № 6. — С. 3-34. — Бібліогр.: 85 назв. — рос.
collection	DSpace DC
container_title	Геофизический журнал
description	Рассмотрен ход геодинамических процессов в раннем докембрии Украинского щита (УЩ). Розглянуто хід геодинамічних процесів у ранньому докембрії Українського щита (УЩ). A progress of geodynamic processes in Early Precambrian of the Ukrainian Shield (USh) has been considered.
first_indexed	2025-12-07T18:58:18Z
format	Article
fulltext	ПЛИТОВО-ПЛЮМОВАЯ ТЕКТОНИКА КАК ЕДИНЫЙ МЕХАНИЗМ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО... Геофизический журнал № 6, Т. 41, 2019 3 Введение. К написанию этой статьи побудило существование в современной украинской и зарубежной литературе двух якобы альтернативных геодинамических моделей формирования структуры лито- сферы — плитотектонической и плюмтек- тонической. И первая [Dietz, 1961; Hess, 1962], и вто- УДК 551.242.05/03 (477) DOI: https://doi.org/10.24028/gzh.0203-3100.v41i6.2019.190064 Плитово-плюмовая тектоника как единый механизм геодинамического развития тектоносферы Украины и смежных регионов О. Б. Гинтов, 2019 Институт геофизики им. С. И. Субботина НАН Украины, Киев, Украина Поступила 11 сентября 2019 г. Посвящается незабвенной Светлане Вениаминовне Богдановой Розглянуто хід геодинамічних процесів у ранньому докембрії Українського щита (УЩ). На підставі відомих даних щодо плито- і плюмтектонічних процесів фане- розою досліджено такі питання: 1) які могли бути траєкторії потоків речовини в докембрійскій мантії; 2) якою була взаємодія плюмів і регулярної мантійної кон- векції; 3) час існування плюмів, постійна їхня дія або пульсуюча; 4) час початку до- кембрійських геодинамічних процесів, які можна порівнювати з фанерозойськими. На прикладі УЩ і Канадського щита показано, що сучасні термохімічні і динаміч- ні процеси не повністю стирають геолого-геофізичні ознаки давніх зон субдукції і плюмів у твердій літосфері і прилеглих до неї ділянках мезосфери, що збереглися ще з раннього докембрію. Земна кора цих щитів інтенсивно перероблялася про- цесами гранітизації і базифікаціі, які можна порівняти з дією гарячих точок, більш поширених, ніж нині. На терейнах УЩ ці процеси були найактивнішими в інтервалі 2,0±0,2 Ga. Досліджено два перекривні в часі етапи геодинамічної еволюції УЩ у межах бузько-середньопридніпровсько-приазовської і волинсько-подільської час- тин. Зіставлення матеріалів геолого-геофізичного картування цієї території з даними глибинного сейсмічного зондування (ГСЗ) і сейсмотомогафіі дало змогу уточнити складену раніше геодинамічну модель волинсько-подільської частини УЩ уздовж геотрансекту Євробридж-97. Тектонофізично обгрунтувано необхідність включення в геодинамічний процес пульсуючих плюмов, з дією яких пов’язане, зокрема, утво- рення Корсунь-Новомиргородського та Коростенського плутонів габро-анортозитів і рапаківі. Зіставлення моделей субдукційно-колізійних процесів у межах УЩ і про- вінції Сьюперіор (Канада) показало, що незалежні підходи до розв’язання геоди- намічних задач приводять до близьких результатів. Отримані матеріали стосовно УЩ не вичерпують усіх можливих епізодів його неоархейсько-протерозойського геодинамічного розвитку. Для їх вивчення необхідно прокладання суперсучасного геотраверсу ГСЗ уздовж осьової частини УЩ. Ключові слова: Український щит, геодинаміка, тектоніка плит, плюм-тектоніка, даунвелінги, сейсмотомографія, ГСЗ, Євробридж-97. рая [Wilson, 1963; Morgan, 1971] модели появились почти одновременно. Первая сразу была обоснована многими досто- верными материалами (СОХ, полосовыми магнитными аномалиями и возрастом по- род океанической коры вокруг СОХ, зо- нами Бениофа, географо-биологическими данными). Тогда как вторая сначала вы- О. Б. ГИНТОВ 4 Геофизический журнал № 6, Т. 41, 2019 глядела как «экзотическая гавайская». И хотя Уилсон сразу связал ее с движением Тихоокеанской плиты, многие исследова- тели отрицали это, обосновывая гавайский феномен более понятным постепенным раскрытием зоны разломов с севера на юг. В настоящее время имеются геофизи- ческие, астрономические и спутниковые материалы, доказывающие бесспорность существования и плитотектонической, и плюмтектонической моделей в фанеро- зое. Первая, кроме сейсмотомографии, под тверждается методами интерферо- метрии излучения от далеких квазаров и спутниковых навигационных систем GPS, повсеместным развитием крупно- масштабных сдвиговых движений вдоль разломов. Вторая — результатами совре- менных сейсмотомографических иссле- дований, углубившихся в мантию и ядро Земли. Однако, с точки зрения автора, сейсмотомографические данные оказа- лись настолько впечатляющими, что чисто психологически некоторые ученые начали их противопоставлять всем другим данным с уверенностью, что за все мантийные про- цессы отвечает плюмтектоника, либо пере- ключились на решение проблем плюмтек- тоники, считая, что с тектоникой плит и так все понятно [Su et al., 1994; Montelli et al., 2006; Maruyama et al., 2007; Трубицын, Харыбин, 2010 и др.]. Сейчас многие исследователи пришли к выводу, что плитные и плюмовые процес- сы являются хотя и различным, но нераз- рывным во времени проявлением обще- мантийной конвекции и активно взаимо- действуют между собой [Courtillot et al., 2003; Лобковский и др., 2004; Добрецов, 2008, 2010; Ernst, 2014; Пучков, 2016 и др.]. Однако, если для фанерозоя (главным образом мезозоя—кайнозоя) существуют многочисленные физико-геохимические и математические модели глобальных геоди- намических процессов, все более и более приближающие нас к четкому пониманию природы и механизмов взаимодействия плитных и плюмовых процессов, то для более ранних эпох, особенно раннего до- кембрия, в области проблем мантийной конвекции существует большое количе- ство неопределенностей. В геологическом отношении основная часть территории Украины охватывает юго-запад древней Восточно-Европей- ской платформы, в том числе Украинский щит, относимые, по [Bogdanova, 1993; Bog da nova et al., 2008], к региональной до- кемб рийской плите (микроконтиненту) Сар матия. Поэтому геодинамические ис- следо вания, проводимые здесь, опира ют- ся, в первую очередь, на материалы гео- ло го-геофизического изучения древней зем ной коры или литосферы в целом, т. е. представляют данные, важные для докем- брийской тектоники плит. Важную роль играют также сейсмотомографические исследования, выполняемые Институтом геофизики НАН Украины. В частности, некоторые элементы строения современ- ной мантии Украины, например, граница верхней и нижней мантии (главная гео- динамическая граница — ГГГ), изучены здесь в структурном отношении гораздо детальнее, чем во многих других регионах мира [Цветкова и др., 2019]. Вместе с тем без общего рассмотрения характера процессов, происходящих во всей мантии и внешнем ядре Земли, даже относительно молодых или современных, нельзя ретроспективно представить себе природу геофизических аномалий и геоло- гических фактов, относимых к докембрию. Для воссоздания хода геодинамических процессов в раннем докембрии важно знать: 1) каковы могли быть траектории потоков вещества в тогдашней мантии; 2) каково было взаимодействие плюмов и регулярной мантийной конвекции (так на- зываемого «мантийного ветра», по [Keare et al., 2009; Пучков, 2016]); 3) время суще- ствования плюмов и являются ли они по- стоянно действующими или пульсирую- щими; 4) время начала докембрийских гео- динамических процессов, которые могут быть сопоставимы с фанерозойскими. Вопросы геодинамических механизмов для процессов развития Земли в раннем докембрии рассматриваются не так часто и крайне дискуссионны, поэтому прихо- ПЛИТОВО-ПЛЮМОВАЯ ТЕКТОНИКА КАК ЕДИНЫЙ МЕХАНИЗМ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО... Геофизический журнал № 6, Т. 41, 2019 5 дится в основном полагаться на результаты изучения таких механизмов в спрединго- коллизионных процессах фанерозоя. При этом принцип актуализма невозможно распространять на слишком далекую, ран- неархейскую, геологическую историю, о которой с геодинамической точки зрения известно немного. Автор ограничивается периодом неоархея—протерозоя, поэтому кратко остановимся на последних основ- ных результатах изучения геодинамиче- ских процессов в мантии Земли. Краткий обзор современных представ- лений. По современным представлениям1, плейттектонические деформации лито- сферы связаны с постоянной конвекцией в астеносфере и подастеносферной мантии (конвекция первого рода), в то время как плюмовые — с термохимическими про- цессами на границе ядро—мантия в слое D″, реже на менее глубинных фазовых ба- рьерах, и проявляются в виде восходящих потоков-струй (конвекция второго рода) [Courtillot et al., 2003; Zhao, 2004; Maruyama et al., 2007; Mishin et al., 2008; Keare et al., 2009; Трубицын, 2008; Добрецов, 2010; Olson et al., 2011; Fukao, Obaya shi, 2013 и др.]. В своих классических работах Дж.Ф. Дэ- вис [Davies, 1988, 1993] показал, что: а) со- временная топография океанического дна (региональная амплитуда порядка 2 км), аномалии геоида около 30 м, региональные океанические гравитационные аномалии около 50 мГал не могут быть объяснены конвекцией вещества только верхней ман- тии, потерявшей значительное количество радиоактивных элементов: для этого необ- ходима всеобщая мантийная конвекция, включая и нижнюю мантию со слоем D″, в результате которой верхняя мантия по- догревается снизу; б) в процессе эволюции 1 Здесь не рассматриваются концепции, отрицаю- щие реальное существование плейт- и плюмтек- тоники, поскольку они противоречат современ- ным сейсмологическим, сейсмотомогафическим и тектонофизическим наблюдениям и физико- математическим, геохимическим и петрологиче- ским моделям геодинамических процессов, раз- рабатываемых совместными усилиями больших коллективов ученых разных стран с применением современных суперкомпьютеров. (охлаждения) Земли наиболее эффектив- ным механизмом охлаждения мантии яв- ляется тектоника плит, а ядра — плюмы. Как отмечается в работе [Lay et al., 2008], со времени первых исследований Дж. Девиса оценки теплового потока через границу ядро — мантия или через слой D″ увеличились в 2—3 раза. Эти оценки учи- тывают более быстрый рост внутреннего ядра и присутствие более значительного количества радиогенного материала во внешнем ядре или самой нижней мантии по сравнению с предыдущими оценками. Они указывают на более заметную роль тепловых плюмов в динамике мантии. Благодаря использованию в глобальной сейсмотомографии совместного анализа P- и S-волн в последние годы удалось устано- вить, что в зоне перехода от мантии к внеш- нему ядру расположены корни большин- ства восходящих струй (плюмов), а главная геодинамическая граница (ГГГ) на глубине 660 км не всегда является непреодолимым барьером ни для поднимающихся плюмов, ни для субдуцирующих плит, хотя и влияет на их форму, скорость поднятия/погруже- ния и во многих случаях оказывается для них «ловушкой» [Richards, Engebretson, 1992; Maruyama et al., 2007; Mishin et al., 2008; Smith et al., 2009; Fukao et al., 2009; Fukao, Obayashi, 2013; Chang et al., 2015; Ferreira et al., 2019]. Появляется все боль- ше и больше данных о слэбах, погружаю- щихся ниже ГГГ, при этом их вещество с глубиной уплотняется за счет фазовых переходов минералов в более плотные мо- дификации [Faccenda, Dal Zilio, 2017]. Известна одна из первых сейсмологи- ческих моделей субдуцирующей плиты Фараллон (вертикальное сечение вдоль 30° с.ш. через южную часть США, по [Grand et al., 1997]), косо погружающейся до границы мантия-ядро и имеющей длину слэба около 3000 км. Хотя оказалось, что эта плита разделена на несколько плит (Хуан де Фука, Кокос, Наска), но под- тверждено, что в районе Кариб плита Ко- кос погружается до уровня 2900 км. Изо- бражение этой плиты показывают сейчас на всех сейсмотомографических моделях О. Б. ГИНТОВ 6 Геофизический журнал № 6, Т. 41, 2019 земного шара (см. например [Maruyama et al., 2007; Добрецов, 2010; Chang et al., 2015, Ferreira et al., 2019 и др.]. По данным детального 3D Р-волнового изучения мантии Евразийского континен- та методом Тейлорового приближения [Geyko, 2004; Гейко и др., 2007; Бугаенко и др., 2008; Цветкова, Бугаенко, 2012; Гинтов и др., 2014, 2016] субдуцирующие навстре- чу друг другу в районе Восточного Среди- земноморья Восточно-Европейская (в ран- нем—среднем мезозое) и Африканская (в позднем мезозое—раннем кайнозое) пли- ты сходятся на глубине 450—550 км (район 42° с.ш. между 25—30° в.д. под Балкани- дами и Фракийской впадиной), образуя утолщенную высокоскоростную неодно- родность (рис. 1, а). Эта неоднородность ниже ГГГ продолжается в виде даунвел- линга, погружающегося на восток до уров- ня 1700—1800 км на долготе 41—45° в.д. под Туранской плитой, Кавказом и северной частью Загроса (рис. 1, б). Протяженность даунвеллинга около 1900 км, ширина — не менее 800 км, толщина — от 200 до 500 км (рис. 2). Приведенные данные пополняют коли- чество субдуцирующих плит и даунвеллин- гов, пересекающих среднюю и нижнюю части мантии Земли. И если еще в начале текущего столетия ученые верили в глубо- кое погружение литосферных плит ниже уровня 660 км, но не всегда могли это дока- зать [Nataf, 2000], то уже через 10—15 лет, благодаря усовершенствованию теории и методики сейсмологических исследова- ний, использованию миллионов сигналов от крупных и мелких землетрясений, было показано, что многие плиты и даунвеллин- ги погружаются на тысячи км, достигая границы ядро—мантия (CMB). Рассмотренное выше изменение на- правления погружения высокоскоростных неоднородностей с субмеридионального на субширотное в Средиземноморском регионе может быть объяснено сменой на- правлений потоков мантийного вещества на различных глубинных уровнях, изуча- емых с помощью явления сейсмической анизотропии. В исследованиях, основывающихся на изучении радиальной сейсмической ани- зотропии мантии с использованием расще- пленных поперечных SV- и SH-волн [Chang et al., 2015; Ferreira et al., 2019], показано, что сейсмическая анизотропия обусловле- на в основном ориентированием в опреде- ленном направлении сдвиговых плоско- стей в кристаллических решетках ман- тийных минералов (оливина, пировскита, бриджманита) из-за крупномасштабной деформации и может быть ключевым по- казателем для определения траекторий мантийного потока. В коре сейсмическая анизотропия может быть вызвана различ- ными геологическими неоднородностями, в том числе разломами, сутурами и т. д. [Лунева, 2008]. В исследовании [Ferreira et al., 2019] де- монстрируются сейсмотомографические (∂Vs и ζ) сечения мантии окраин Тихооке- анского региона (∂Vs — разность между полученными значениями Vs и разрабо- танной ранее стандартной скоростной мо- делью поперечных волн региона в процен- тах; ζ=V 2 SH/V 2 SV). На этих сечениях видны положительные аномалии ∂Vs, пересекаю- щие мантию, при этом они располагаются под давно известными зонами субдукции — Северокурильской, Хонху, Западно- Яванской, Кермадек, начинаются от них и погружаются до CMB, иногда несколько изменяя направление. Хорошо также видна закономерность смены ζ, установленная исследованиями [Chang et al., 2015] при построении модели SGLOBE-rani (приблизительно 43 000 000 измерений фазовых скоростей поверх- ностных волн и 420 000 данных о времени прохождения объемной волны). В про- межутке глубин 410—660 км происходит изменение скоростей распространения поляризованных S-волн над субдуциру- ющими плитами: над плитами в верхней мантии и переходной зоне выше скоро- сти SV-волн (на 3 %), а в нижней мантии — выше скорости SH-волн (на 2 %). Это важное наблюдение, подтвержденное экс- периментами [Karato et al., 2008], доказы- вает, что погружающаяся плита приводит ПЛИТОВО-ПЛЮМОВАЯ ТЕКТОНИКА КАК ЕДИНЫЙ МЕХАНИЗМ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО... Геофизический журнал № 6, Т. 41, 2019 7 к сильной сдвиговой деформации мантии в переходной зоне и ниже и таким обра- зом оказывает влияние на распределение скоростных неоднородностей в нижней мантии, в том числе слое D″. Кстати, анало- гичная закономерность установлена (т. е. подтверждена) в работе [Chang et al., 2015] и в районе погружающейся Африканской плиты, приведенном выше (см. рис. 1) по данным Р-волн. Учитывая изложенное, а также некото- рые дополнительные данные, которые бу- дут приведены в дальнейшем, можем хотя бы частично увидеть ответы на вопросы, поставленные во введении относительно геодинамики раннего докембрия. 1. Результаты изучения и моделирова- ния расщепленных поперечных SV- и SH- волн показывают, что векторы регуляр- ного мантийного потока в пределах верх- них ≈200 км под литосферными плитами параллельны движению плит [Smith et al., 2009; Chang et al., 2015]. В зонах подъема плюмов и погружения слэбов траектории движения мантийного вещества чаще все- го трудно распознаваемы, так как здесь смешиваются оба потока — регулярный и плюмовый. Хотя по скоростям и Р-, и S-волн слэбы и плюмы фиксируются, ча- сто до границы мантия-ядро [Montelli et al., 2006; Добрецов, 2010; Ferreira et al., 2019]. 2. Материалы аналогичных детальных исследований в районах отдельных горя- чих точек (Гавайи, Эйфель, Реюньон) по- казали, что практически прямолинейные в горизонтальной плоскости траектории регулярного мантийного потока, отра- жающие движение, схождение или рас- хождение плит, при подходе к горячей точке на глубинах до 100—300 км огиба- ют ее и даже замыкаются на ней, образуя анизотропную структуру параболической формы, открытой в направлении, противо- положном потоку [Walker et al., 2001, 2005; Barruol, Fontaine, 2013]. Плюмы в данном случае подобны сучкам, огибаемым дре- весными волокнами. Изучение эффекта расщепления по- перечных волн (особенно SKS-волн) по- зволило также установить, что мантия анизотропна не только в верхней, астено- сферной, части и слое D″, но и на других уровнях. Об этом свидетельствуют изги- бы плюмов, которые, в принципе, долж- ны были бы подниматься вертикально. Так, Йеллоустонский плюм изгибается на глубинах 660—200 км, отклоняясь от более глубокого «хвоста» в западном направле- нии на 800 км (рис. 3). Гавайский плюм из- гибается в южном направлении на глубине около 900 км [Walker et al., 2001]. Плюмы Кабо Верде, Канарский и Азорский на глубине 2800 км составляют единую низ- коскоростную неоднородность, присоеди- ненную к Африканскому суперплюму, но, начиная с глубины 1000 км, разделяются и расходятся в меридиональном направле- нии почти на 3000 км [Montelli et al., 2006; Yang et al., 2006]. Можно сделать вывод, что повышение вязкости мантии с глубиной не является препятствием для течения ее вещества. Механизм такого течения изменяется от пластического до псевдовязкого (дислока- ционная вязкость) и вязкого (диффузион- ная вязкость) [Keare et al., 2009]. Разница только в скорости течения: если в асте- носфере и слое D″ скорость течения из- меряется сантиметрами в год, то в средней части мантии она может быть на порядок ниже. Это согласуется с представление о круговой или эллиптической форме кон- векционных ячеек. 3. Используя исследование [Maruyama et al., 2007], можно заключить, что ориен- тировочной базовой цифрой продолжи- тельности различных фанерозойских гео- динамических процессов — погружения слэбов, подъема плюмов, расхождения и схождения континентов является 50 млн лет. Эта цифра может увеличиваться до 70 и уменьшаться до 30 млн лет (от начала палеогена до современности). Так, Тихо- океанский суперплюм, сформировавший- ся, по [Maruyama et al., 2007], 400—350 Ма, испытал по меньшей мере пять «вспышек» (учитывая современную) с образованием обширных вулканических плато и остро- вов в пределах Тихоокеанской плиты, т. е. суперплюм оказался пульсирующим. О. Б. ГИНТОВ 8 Геофизический журнал № 6, Т. 41, 2019 Пульсирующими являются и многие го- рячие точки Земли, так как после периода их активности требуется время покоя для накопления расплава в промежуточных очагах. 4. В докембрии, особенно в палеоархее, продолжительность отдельных геодина- мических событий не может быть больше приведенных выше данных для фанерозоя, учитывая более высокие температуры ман- тии и ядра [McKenzie, Weiss, 1975; Davis, 1992]. Однако, начиная с палеопротерозоя, Земля уже охладилась настолько (тепловой поток до 120 мВт/м2 у поверхности), что мы можем условно использовать приведенные цифры для обсуждения докембрийских геодинамических процессов с периода около 2,0 Ма. Этот вывод подтверждается глубинными сейсмическими зондирова- ниями в пределах Канадского и Украин- ского щитов. Плюм-плитовая тектоника в докем- брии. К сожалению, сейсмотомографиче- ские данные отражают происходящие в настоящее время физико-химические про- цессы в мантии Земли, которые достаточ- но подвижны и стирают структурные осо- бенности более древней мантии. Хотя, как будет показано ниже, в пределах твердой литосферы следы прежних тектонических событий могли в волновых полях частич- но сохраниться. Современная литосфера раннедокембрийских щитов сформирова- лась после процессов глобальной гранити- зации около 2,0 Ма. После этого рубежа в пределах УЩ формировались зоны раз- ломов [Гинтов, 2014, 2015] и дайковые ком- плексы [Bogdanova et al., 2013], интрузии габбро-анортозитов, рапакиви и щелочных комплексов [Геохронология…, 2008], про- исходили локальные термальные активи- зации [Гордиенко, Тарасов, 2001] и плито- тектонические процессы [Bogdanova et al., 2006, 2008]. Все эти процессы изменяли, в первую очередь, структуру земной коры и, в какой-то мере, мантийной лито сферы. В коре и примыкающей мантии они фик- сируются геофизическими методами, в первую очередь ГСЗ, а в более глубоких частях литосферы их следы могли сохра- ниться и в данных сейсмотомографии. Канадский щит. В пределах Канад- ского щита вопросы плитовой тектоники занимают геологов начиная с конца про- шлого века. Особый интерес вызывает юго-восточная часть архейской провин- ции Сьюпериор, примыкающая с северо- востока к Греннвильскому поясу [Kimura et al., 1993; Sawyer, Benn, 1993; Davis et al., 1994; Percival et al., 1994 и др.]. Здесь на 500-километровом участке к югу от залива Джеймса между меридианами 75—80° з.д. земная кора сложена (с юга на север) ме- таосадочными породами и интрузивными гранитоидами пояса Понтиак возрастом 2,65—2,70 Ga, гранит-зеленокаменными комплексами и коматиитами пояса Аби- тиби возрастом 2,7—2,73 Ga, тоналито- выми гнейсами пояса Опатика возрастом ~3,0 Ga. Разделение этих трех поясов (или мегаблоков) крупными широтными зона- ми разломов и увеличение возраста поясов с юга на север приводило к мысли об ак- креции земной коры региона субдукцион- ным путем с севера на юг. Особенностью геологического изуче- ния провинции Сьюпериор было то, что геологи совмещали высокоточные опре- деления изотопного возраста горных по- род со структурными исследованиями на основе плитотектонической концепции [Davis, 1992, 1994; Benn et al., 1992; Percival et al., 1994; Bédard, Ludden, 1997]. Благо- даря этому особое внимание уделялось определению возраста разгнейсованных и деформированных пород в зонах раз- ломов и межмегаблоковых швах, что по- зволило установить время субдукционных процессов. Однако методами геологической съем- ки обнаружить и проследить на глубину зоны субдукции было невозможно. Поэто- му Американским геофизическим союзом в рамках проекта Lithoprobe Abitibi в 1988— 1993 гг. в описываемом районе было про- ложено несколько профилей ГСЗ и ОГТ, которые объединены в общий геотрансект протяженностью около 500 км, позволив- ший определить геометрию структур зем- ной коры на глубине. ПЛИТОВО-ПЛЮМОВАЯ ТЕКТОНИКА КАК ЕДИНЫЙ МЕХАНИЗМ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО... Геофизический журнал № 6, Т. 41, 2019 9 Рис. 2. Блок-диаграмма района исследований, отображающая соотношение верхнемантийных встречных слэбов и среднемантийных наклонных даунвеллингов [Гинтов и др., 2016]: 1 — вмещающая, главным об- разом относительно низкоскоростная (по значениям невязок ΔVР км/с) среда в мантии; 2 — относительно низкоскоростные неоднородности (ΔVР≤0,15 км/с); 3 — относительно высокоскоростные, в основном ши- ротно вытянутые неоднородности (ΔVР≥0,025 км/с); 4 — штриховка поверхностей относительно высоко- ростных слэбов и даунвеллингов: вертикальная — боковые, косая и горизонтальная — верхние; 5 — то же относительно низкоскоростных даунвеллингов; 6 — вертикальная ось мантийной колонки (плюма); 7 — следы пересечения колонки с подошвами верхней и средней мантии (в данной работе мантийная колонка не рассматривается). Обобщенный сейсмический разрез по- ясов Понтиак—Абитиби—Опатика, приве- денный в работе [Calvert, Ludden, 1999], по- казывает, что в коре пояса Абитиби на глу- бинах от 10 км до раздела Мохо (~40 км) все сейсмические отражатели падают в север- ном направлении и в отдельных местах пе- ресекают раздел Мохо, углубляясь еще до 65 км. Совместный анализ сейсмических и геологических данных позволил авторам выделить зоны погружения пород верхней коры в среднюю, которые рассматривают- Рис. 1. Вертикальные сечения 3D Р-скоростной модели [Бугаенко и др., 2008]: а — вдоль меридиана 27° в.д. между 30° с.ш. (Африканская плита) и 50° с.ш. (Евразийская плита) до глубины 1200 км; б — вдоль параллели 45° с.ш. между 20° в.д. (П — Паннония) и 50° в.д. (Т.п. — Туранская плита) до глубины 2500 км. Изолинии ∂ΔVP проведены через 0,025 км/с. Положительные аномалии ∂ΔVP показаны голубым и зеленым цветом, отрицательные — красным. О. Б. ГИНТОВ 10 Геофизический журнал № 6, Т. 41, 2019 Рис. 3. Пересечение Йеллоустонского плюма с кон- векционной ячейкой S-волны [Smith et al., 2009]. Для построения скоростного сечения S-волн мантии в западной части Северной Америки использована работа [Su et al., 1994]. Направления и скорость ман- тийного потока представлены векторами. Холодные цвета — относительно высокие, а теплые цвета — относительно низкие скорости. Рис. 4. Схема процесса формирования архейской коры северо-восточной части провинции Сьюпериор, по [Calvert, Ludden, 1999]. Зоны субдукции идентифицированы по нескольким сейсмическим профилям через пояса Опатика, Абитиби и Понтиак. Наличие коматиитов на юге Абитиби указывает на вероятное взаимодействие океанической коры с одним или несколькими мантийными плюмами. ся как аккреционные клинья, и тем самым зафиксировать сутуры, соответствующие зонам субдукции. Ширина области рас- пространения падающих на север отража- телей составляет по латерали около 200 км, в поперечнике — около 50—70 км. Авторы рассматривают эту область как общий след двух неоархейских субдукций возрастом 2,8—2,6 Ga. Верхние 10 км разреза сейсми- чески прозрачны, так как район перекрыт надвигами пород гранит-зеленокаменного комплекса. Наличие над зоной субдукций нескольких полей развития коматиитов интерпретируется авторами как резуль- тат взаимодействия процессов субдукции и подъема плюмов. Особенности коллизионного процес- са, по [Calvert, Ludden, 1999], следую- щие (рис. 4): а) субдукция неоархейской океанической литосферы, на которой были размещены террейны Абитиби, под архейский кратон Опатика (~2698 Ма); б) коллизия, формирование аккрецион- ПЛИТОВО-ПЛЮМОВАЯ ТЕКТОНИКА КАК ЕДИНЫЙ МЕХАНИЗМ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО... Геофизический журнал № 6, Т. 41, 2019 11 Рис. 5. Основные тектонические регионы Сарматии, по [Гинтов, Пашкевич, 2010] с добавлениями: 1 — граница Восточно-Европейской платформы; 2 — границы между надструктурными элементами ВЕП (Фен- носкандией, Сарматией и Волго-Уралией) по [Bogdanova, 1993]; 3 — направление падения зон сочленения сегментов ВЕП; 4 — Украинский щит (УЩ), Белорусский кристаллический массив (БМ), Воронежский кристаллический массив (ВМ); 5 — платформенные наложенные авлакогены и впадины; 6 — граница Донбасса; 7 — геотрансекты II, IV, VI, VIII, международные трансекты ГСЗ EUROBRIDGE и DOBRE, се- чение 51° с.ш., показанное на рис. 10; 8 — трансрегиональные тектонические швы Херсон—Смоленск, Донецк—Брянск и Украинско-Прибалтийская зона активизации; 9 — зона сочленения Фенноскандии и Сарматии; 10 — контур УЩ со склонами; 11 — плутоны и крупные интрузивные массивы гранитоидов (циф- ры в малых кружках): 1 — Коростенский, 2 — Корсунь-Новомиргородский, 3 — Восточно-Приазовский; 12 — зоны разломов меж- (а) и внутримегаблоковые (б); кинематические знаки (а — во время заложения, б — во время главной фазы активизации): 13 — правый сдвиг, 14 — левый сдвиг, 15 — взбросо-сдвиг, 16 — сбросо-сдвиг, 17 — взброс (а) и сброс (б); 18 — номера зон разломов в соответствии с [Гинтов, 2005]: 1 — Горынская, 9 — Западно-Ингулецкая, 10 — Криворожско-Кременчугская, 15 — Орехово-Павлоградская, 17 — Девладовская, 20 — Сарненско-Варваровская, 21 — Сущано-Пержанская, 28 — Немировская, 33 — Первомайская, 36 — Субботско-Мошоринская; 19 — шовные зоны (цифры в квадратах: 1 — Голованевская, 2 — Ингулецко-Криворожская, 3 — Орехово-Павлоградская); 20 — нефтегазоносные провинции Украины (I — Днепровско-Донецкая, II — Карпатская, III — Азовско-Черноморская); 21 — границы Украины. О. Б. ГИНТОВ 12 Геофизический журнал № 6, Т. 41, 2019 ного клина и Опатической островной дуги, состоящих из материала кратона и террейнов Абитиби, частичная обдукция гранит-зеленокаменного комплекса Аби- тиби на дугу; в) продолжение движения океанической литосферы и пояса Понти- ак на север, субдукция под Опатическую островную дугу, коллизия Понтиак и дуги (~2683 Ма); г) раннепротерозойское рас- тяжение и мафит-ультрамафитовый маг- матизм в регионе Абитиби. Рассмотрение геодинамического про- цесса в виде двух, а не одной, субдукций обусловлено тем, что изотопный возраст метаморфических пород, представляющих аккреционный клин на южном обрамле- нии Опатической островной дуги, древнее подобных пород на северном обрамлении пояса Понтиак. Автор не располагает данными деталь- ного сейсмотомографического изучения региона Супьериор, поэтому в приведен- ных выше материалах освещены в основ- ном только геодинамические процессы в коровой части литосферы. В тот же период аналогичные работы по ГСЗ земной коры были выполнены в Северо-Западной Канаде вдоль трансекта протяженностью около 3000 км между фа- нерозойскими Канадскими Кордильерами и архейской провинцией Слейв в соответ- ствии с проектом Lithoprobe SNORCLE [Cook et al., 2005]. Они показали, что в пе- риод 1,84—2,1 Ga в результате субдукции океанской литосферы под ороген Слейв и коллизии сформировались раннепротеро- зойский ороген Вопмей, террейн Хоттах и магматическая дуга Большая Медве- дица. В период 1,85—0,6 Ga в результате еще одной субдукции и коллизии к ним присоединились террейн Форт Симпсон и Северные Кордильеры. Сейсмические отражатели северо-восточного направ- ления четко фиксируют зоны субдукции ниже раздела Мохо до глубины 90—100 км, а в коре — поддвиги и надвиги в том же направлении. По сути, геодинамический процесс в раннем и позднем протерозое практически одинаков и мало отличается от фанерозойского. Украинский щит (рис. 5). Плитотекто- нические исследования в пределах УЩ были начаты Г. И. Каляевым [Каляев, 1976] и продолжены Е. Б. Глевасским, В. Г. Па- стуховым, В. М. Клочковым, Л. С. Галец- ким, С. В. Богдановой, Е. М. Шереметом, И. К. Пашкевич, О. Б. Гинтовым (подроб- ные обзоры приведены в работах [Гин- тов, 2012; Старостенко, Гинтов, 2018]). Изучение плюмовых процессов по мате- риалам сейсмотомографии выполняется Т. А. Цветковой с соавторами [Цветкова и др., 2012, 2019]. Геологические модели плитотектониче- ских процессов строились в основном на принципе идентификации палеогеодина- мических обстановок докембрия и фане- розоя, выражающихся в вещественных, структурных, металлогенических «поляр- ностях». По петролого-геохимическим критериям выделялись древние аналоги зон спрединга и островных дуг, зоны раз- вития древней океанической и континен- тальной коры. Этим моделям не хватало кинематической и глубинной составляю- щих, которые могут быть получены только на основании геофизических, в том числе тектонофизических материалов. Ниже будут рассмотрены геодинами- ческие модели УЩ, учитывающие как данные геологов, так и геофизиков. Со- гласно работам [Каляев, 1976; Глевас- ский, Каляев, 2000], плитотектоническое становление структуры УЩ началось в неоархее или несколько ранее: 2,8 Ga уже были сформированы островные дуги — гранит-зеленокаменные Среднепридне- провская и Белоцерковско-Среднебугская. Тектонофизические модели основывают- ся на результатах суперкомпьютерного петролого-термомеханического модели- рования [Sizova et al., 2010; Gerya, 2014; Захаров и др., 2015] и изучении межме- габлоковых зон разломов, некоторые из которых являются элементами сутур. Од- нако большинство таких зон заложены в раннем протерозое, поэтому здесь рас- сматриваются только плитотектонические процессы раннепротерозойского возрас- та, приведшие к окончательной консоли- ПЛИТОВО-ПЛЮМОВАЯ ТЕКТОНИКА КАК ЕДИНЫЙ МЕХАНИЗМ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО... Геофизический журнал № 6, Т. 41, 2019 13 дации УЩ и микроконтинента Сарматия. К сожалению, изучение геодинамиче- ских процессов в пределах УЩ осложняет- ся тем, что изотопно-геохронологические исследования и плитотектонические по- строения выполнялись в отрыве друг от друга и подчинялись решению совершен- но разных задач. Более того, в большинстве сводок по изотопному датированию, таких как [Геохронология…, 2005, 2008], нет ме- ста плитотектоническим идеям. Поэтому много известно о возрасте мегаблоков, ин- трузивных и метаморфических комплек- сов, но мало четких изотопных данных о процессах в межблоковых разломных зонах, которые бы указывали на время и последовательность субдукционных, коллизионных и других плитотектониче- ских процессов. Приходится полагаться в основном на косвенные данные, исходя из структурно-тектонофизических при- знаков [Гинтов, 2005, 2014], посредством которых было приближенно установлено время заложения зон разломов УЩ. Это позволило синхронизировать про- цесс формирования Голованевской, Ин- гулецко-Криворожской и Орехово-Пав- лоградской шовных зон (сутур). Возраст этапов разломообразования (2,45—2,30 Ма) и восстановленные деформационные ре- жимы (правые сдвиги при дополнительном сжатии) показывают, что коллизионные процессы, завершившиеся образованием этих трех сутур, шли в начале палеопроте- розоя почти одновременно и однонаправ- лено (рис. 6). В связи с этим были уточнены концепции Е. Б. Глевасского и других ав- торов, изложенные в работах [Глевасский, 2005; Геолого-геофизическая…, 2006], так как близость во времени коллизионных процессов в западной, центральной и вос- точной частях УЩ накладывает ограниче- ния на характер субдукции и направление движения микроплит. В соответствии с новыми представлени- ями о «мантийном ветре» и пульсирующих плюмах, чисто механическая модель колли- зионных процессов западной, центральной и восточной частей УЩ (см. рис. 6) в конце неоархея — начале палеопротерозоя мо- жет быть представлена тремя архейскими континентальными и двумя разделяющи- ми их океаническими (субокеаническими) микроплитами (рис. 6, а). Среднепридне- провская и Приазовская континентальные микроплиты, по [Каляев, 1976; Глевасский, Каляев, 2000], представляют собой палео- островные дуги, а Западная, также назы- ваемая этими авторами Белоцерковско- Среднебугской палеоостровной дугой, состоит из Бугского и Росинского ме- габлоков. Архейский Бугский мегаблок был представлен на допротерозойской поверхности гайворонским и литинским комплексами эндербито-гнейсов, а архей- ский Росинский мегаблок — гранитоидами тетиевского и метаультрабазитами юрьев- ского комплексов [Геохронология…, 2005]. Общая современная протяженность рассматриваемой модели — около 600 км. Она сопоставима с приведенной выше моделью провинции Сьюпериор (около 500 км), учитывая, что в пределах УЩ вы- деляются три сутурные зоны. Сходство кинематических данных в обеих моделях позволяет надеяться, что плитотектониче- ские реконструкции по УЩ находятся на правильном пути. Основное отличие модели УЩ от канад- ской состоит в отсутствии на УЩ мощной раннепротерозойской вулканической базит-ультрабазитовой покрышки типа Абитиби, которая сильно затрудняла ин- терпретацию сейсмических данных ка- надским геофизикам [Calvert, Ludden, 1999]. В пределах УЩ имеются только от- дельные массивы базитов и ультрабазитов в основном архейского и (под вопросом) палеопротерозойского возраста, которые, возможно, являются корнями полностью эродированных покровов. К сожалению, мы не знаем первичной латеральной протяженности сечений в обеих моделях. Если первичные разме- ры континентальных микроплит или тер- рейнов можно себе представить (они не сильно отличаются от современных, так как сформировались в основном на преды- дущих этапах развития литосферы), то размеры палеоокеанических бассейнов О. Б. ГИНТОВ 14 Геофизический журнал № 6, Т. 41, 2019 Рис. 6. Внемасштабная схема предполагаемого палеогеодинамического процесса в центральной и восточной частях УЩ (стадии процесса (а—Д) объясняются в тексте: 1 — континентальные микроплиты, состоящие из архейских мегаблоков (Р+Б – Росинского и Бугского, СП — Среднеприднепровского, Пр — Приазовского); 2 — океанические (субокеанические) микроплиты (К-О — Криворожско-Одесская, П-П — Приднепровско- Приазовская); 3 — терригенно-вулканогенно-карбонатные толщи, откладываемые на континентальных окраинах (геоклиналях), 4 — деформации в породах коллизионных швов, 5 — вулканогенно-осадочные образования Рощаховско-Чечелеевского бассейна; 6, 7 — протерозойская гранитизация архейских ме- габлоков (6 — 2,0—2,1 Gа, 7 — 1,75—1,8 Gа); 8, 9 — направление движения мантийного вещества (8 — в восточной ветви конвективной ячейки или мантийного плюма регионального масштаба, 9 — в пульси- рующем мантийном плюме местного масштаба); 10 — направление перемещения континентальных плит (длина стрелки отражает условную относительную скорость перемещения плиты). Буквенные обозначения: ГИКШ — Голованевско-Ингулецко-Криворожский коллизионный шов, ОПС — Орехово-Павлоградская сутура, РЧБ — Рощаховско-Чечелеевский бассейн, ИМБ — Ингульский мегаблок, ГШЗ — Голованевская шовная зона, ИКШЗ — Ингулецко-Криворожская шовная зона; зоны разломов: П — Первомайская, З — Западно-Ингулецкая, ОП — Орехово-Павлоградская, АП — Азовско-Павловская, Т — Тальновская, КК — Криворожско-Кременчугская. ПЛИТОВО-ПЛЮМОВАЯ ТЕКТОНИКА КАК ЕДИНЫЙ МЕХАНИЗМ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО... Геофизический журнал № 6, Т. 41, 2019 15 представить гораздо труднее. Для периода 2,8—2,3 Ga нет надежных палеомагнитных данных, которые указывали бы на палео- географию размещения микроплит докем- брийских щитов. Поэтому приведенная на рис. 6 схема не учитывает истинные разме- ры континентальных и субокеанических палеоплит. В работе [Гинтов, 2012] были исполь зо- ваны результаты 2 D численного тер мо- механическо-петрологического моделиро- вания [Sizova et al., 2010], на основании ко- торых сделан вывод, что в конце неоархея – начале палеопротерозоя субдукционный процесс развивался в виде поддвига тонких океанических плит под континентальные амплитудой около 100 км. Этот процесс был назван «плоской субдукцией». Необ- ходимо также учесть, что в раннем докем- брии и толщина литосферы, и размеры ми- кроплит были меньше фанерозойских, что было обусловлено более высокой темпера- турой и малыми размерами конвективных ячеек (так называемая «мелкоячеистая конвекция»). Поэтому рассмотренная в разделе «Краткий обзор…» субгоризон- тальная ориентация векторов движения мантийного вещества под крупными ли- тосферными фанерозойскими плитами за- меняется для условий раннего докембрия наклонной ориентацией векторов пере- мещения, что подтверждается сейсмиче- скими данными на обоих щитах. Следо- вательно, плоская субдукция в вертикаль- ном разрезе представляется в виде границ литосферных плит листрического типа. Осевая линия рассматриваемой моде- ли УЩ совмещена с геотраверсом ІV, вы- полненном в 1960-х годах [Соллогуб, Три- польский, 1969; Соллогуб, 1986], когда о границах листрического типа еще не могло быть речи. В 2018 г. первичные материалы участка геотраверса в пределах Голованев- ской сутуры были внимательно пересмо- трены и переинтерпретированы [Trypolsky et al., 2019]. Это дало возможность выявить целый ряд отражающих площадок, указы- вающих на наличие здесь листрической зоны, прослеживаемой с глубины 5 км до раздела Мохо (рис. 7). Представляется следующая последо- вательность геодинамических событий в соответствии с рассматриваемой моделью. В неоархее и в начале раннего проте- ро зоя на континентальных окраинах (гео кли налях) микроплит начали накап- ли ваться терригенно-вулканогенно-кар- бо нат ные толщи бугской (Бугский мега- блок), росинско-тикичской (Росинский мегаблок), криворожской (запад Средне- приднепровского мегаблока) серий. На сильно приподнятой восточной окраи- не Среднеприднепровского и западной При азовского мегаблока (т. е. в пределах Оре хово-Павлоградской шовной зоны) в настоящее время сохранились только мезоархейские вулканогенно-осадочные толщи, а неоархей-раннепротерозойские, по-видимому, эродированы. Движение Западной и Среднепридне- провской микроплит было вызвано ман- тийной конвекцией в начале палеопроте- ро зоя. Начало субгоризонтальной вет ви конвективной ячейки находилось юго-за - пад нее рассматриваемого района, поэто му движение происходило в северо-восточном направлении и литосфера океа нических микроплит субдуцировала под Средне- приднепровский и Приазовский микро- континенты (рис. 6, б). Скорость за крытия Криворожско-Одесского бас сейна, распо- ложенного ближе к активной части кон- вективной ячейки, была выше скорости закрытия Приднепровско-Приазовского бассейна (но и ширина первого была больше). Приазовский микроконтинент, расположенный над затухающей ча- стью мантийного потока, служил упором. Около 2,45 Са конвергентный процесс завершился коллизией Среднепридне- провской и Приазовской микроплит, кото- рые стали единой Восточной микроплитой, и образованием Орехово-Павлоградской сутуры. На месте Криворожско-Одесского субокеанического бассейна и геокли- налей возник Голованевско-Ингулецко- Криворожский коллизионный шов (на- звание дано по названиям будущих шов- ных зон), в котором окраины Западной и Среднеприднепровской микроплит приш- О. Б. ГИНТОВ 16 Геофизический журнал № 6, Т. 41, 2019 ли в соприкосновение и породы бугской, росинско-тикичской и криворожской се- рий начали сжиматься и деформировать- ся (рис. 6, б). Этот коллизионный шов еще нельзя назвать сутурой, так как породы на- званных серий не были перемешаны, чему, возможно, препятствовало образование Первомайской и Западно-Ингулецкой зон разломов и архейского Ингулецкого вала, поднявшегося при столкновении микро- плит. Сразу вслед за этим в пределах Голо ва- нев ско-Ингулецко-Криворожского колли- зионного шва начался раздвиг, вызванный образованием дополнительного пульсиру- ющего плюма под швом (рис. 6, в). В об- разовавшемся Рощаховско-Чечелеевском троговом бассейне, ограниченном Перво- майской и Западно-Ингулецкой зонами разломов, начали накапливаться вул ка но- ген но-осадочные толщи ингуло-ин гу лец- кой серии. Существование двух потоков мантийно- го вещества — регионального субгоризон- тального и локального субвертикального (с субгоризонтальными западной и восточ- ной ветвями) подобно приведенным выше примерам взаимодействия плюмов и ста- ционарных мантийных потоков. В данном случае, пока действовал дополнительный плюм, на фоне общего перемещения плит на восток происходил раздвиг Западной и Восточной микроплит. Когда дополни- тельный локальный плюм приостановил на время свою деятельность, а движение на северо-восток проджолжалось, нача- лось новое сближение Западной и Вос- точной микроплит, их столкновение и Рис. 7. Сейсмический разрез земной коры вдоль геотраверса IV (ПК 295-400, Голованевская шовная зона — сутура), по [Trypolsky et al., 2019]: 1 — изолинии скорости, км/с; 2 — условная граница, разделяющая области геотраверса с разными начальными скоростями; 3 — отражающие элементы в земной коре; 4 — точки дифракции; 5 — сейсмическая граница К2; 6 — граница Мохо; 7 — глубинный разлом. ПЛИТОВО-ПЛЮМОВАЯ ТЕКТОНИКА КАК ЕДИНЫЙ МЕХАНИЗМ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО... Геофизический журнал № 6, Т. 41, 2019 17 дальнейшее сжатие и деформация пород бугской, росинско-тикичской, криворож- ской и находящейся между ними ингуло- ингулецкой серий. Этому способствовало заложение Тальновской и Криворожско- Кременчугской зон разломов, ограни- чивших возобновившийся Голованевско- Ингулецко-Криворожский коллизионный шов с запада и востока (рис. 6, г). Около 2,05 Са пульсирующий плюм под Голованевско-Ингулецко-Криворожским коллизионным швом возобновил свою деятельность и начался новый раздвиг шва, разделение его на две части – Голо- ваневскую и Ингулецко-Криворожскую, ставшими самостоятельными шовными зонами, отодвинутыми друг от друга на 150—200 км (см. рис. 6, Д). Между шовными зонами породы ингуло-ингулецкой серии были гранитизированы с образованием массивов автохтонных гранитоидов ки- ровоградского комплекса, а осевую часть заполнили интрузии Новоукраинского массива и Корсунь-Новомиргородского плутона. Приведенная модель геодинамического развития центральной и восточной частей Украинского щита является всего лишь упрощенной схемой, достоверность кото- рой зависит в первую очередь от геологи- ческих и реперных геохронологических данных, которых пока недостаточно и ко- торые часто дискуссионны. При не очень высокой точности определения возраста деформационных процессов здесь воз- можны ошибки, которых удастся избежать только в результате интенсификации из- учения петрологии и датирования докем- брийских образований щита и повышения точности и достоверности глубинных гео- фи зических исследований. Схема также не учитывает разную сте- пень метаморфизма пород бугской и кри- ворожской серий, что может быть связано с различным уровнем эрозионного среза Западной и Среднеприднепровской ми- кроплит при их подъеме после рассматри- ваемых событий. Геодинамический процесс, происходив- ший приблизительно на 0,2 млрд лет поз- же рассмотренного выше, освещают мате- риалы геотраверсов Евробридж-97, VI, ІІ (рис. 8—10) и геофизическая модель ман- тии вдоль широты 51° (см. ниже рис. 11). Геотраверс Евробридж-97 (см. рис. 5) длиной 530 км, выполненный при непо- средственном участии Института геофи- зики НАН Украины, проходит в субмери- диональном направлении по территории Украины и Беларуси. Это южный отрезок общего геотранссекта Евробридж 93-97, проложенного по инициативе и под на- учным руководством С. В. Богдановой через акваторию Балтийского моря, тер- риторию Литвы, Беларуси и Украины для изучения зоны конвергенции микрокон- тинентов Фенноскандии и Сарматии. В работе [Bogdanova et al., 2006] было по- казано, что кора и верхняя мантия в об- ласти между ранее далеко отстоявшими друг от друга Фенноскандией и Сарма- тией были окончательно сформированы во время и после их столкновения 1,8— 1,7 Ga. Основной участок столкновения — Центрально-Беларусская шовная зона (ЦБШЗ) северо-восточного простирания (45—50°) с осевой Минской зоной раз- ломов, которая является 600-километро- вой границей северо-западной окраины Сарматии и характеризуется сильной деформацией и гнейсификацией пород коры. К юго-востоку от ЦБШЗ и парал- лельно ей простирается 1000-километро- вый Осницко-Микашевичский магматиче- ский пояс (ОМП) возрастом около 2,0 Ga. Он частично заходит в пределы Украины и граничит с северо-западной окраиной УЩ. ОМП пересечен геотраверсами VІ и II. Евробридж-97 начинается в Беларуси южнее Центрально-Беларусской шовной зоны и ее главного элемента — Минской зоны разломов. Однако, пересекая девон- скую Припятскую впадину и почти весь Украинский щит (палеопротерозойский Волынский мегаблок и Коростенский плутон, а также архейский Подольский мега блок), он дает отчетливое сейсмиче- ское отображение следов субдукционных структур, прослеживаемых под Мохо на удалении 200—300 км от Минской зоны. О. Б. ГИНТОВ 18 Геофизический журнал № 6, Т. 41, 2019 В работах [Ильченко, 2002; Thybo et al., 2003] была выполнена двумерная инвер- сии времени прохождения и моделирова- ния трассировки лучей (рис. 9). В работе [Bogdanova et al., 2006] эти данные допол- нены материалами плотностного модели- рования с использованием зависимостей плотности от скоростей продольных и распространения поперечных волн, отно- шения VP/VS, а также данными сейсмото- мографии, петрологии и сравнительной геологии. Тектоническая модель литос- феры под геотраверсом Евробридж-97, полученная в последней работе, приведе- на на рис. 10. Полученные модели демонстрируют, что в палеопротерозойских плитах, даже прошедших метаморфическую перера- ботку в архее, все еще могут быть сейс- мическими методами идентифицированы структуры, образованные в более поздних тектонических процессах. Нас, главным образом, интересуют наклонные в южных румбах корово- мантийные отражатели, выделяемые по P- и S-волнам, особенно те, которые ухо- дят глубоко в мантию. Такой структурой на геотраверсе Евробридж-97 является отражатель, выделенный по данным ГСЗ на глубинах 45—80 км, протяженностью около 200 км от северного края Припят- ской впадины (ПВ) до средины Коростен- Рис. 8. Кинематические характеристики зон разломов на геотраверсах II, VI и Евробридж-97 в разрезе, по [Гинтов, Пашкевич, 2010]: 1 — осадочный чехол, 2 — кристаллические породы земной коры, 3 — раздел М, 4 — зоны разломов, 5—9 — кинематические знаки: 5 — надвиг, взброс, поддвиг, 6 — сброс, 7 — правый сдвиг, 8 — левый сдвиг, 9 — взбросо- или сбросо-сдвиги (в зависимости от наклона зоны). Регионы: ВПП — Волыно-Подольская плита, УЩ — Украинский щит, ДДВ — Днепровско-Донецкая впадина, БМ — Бело- русский масив, ПГ — Припятский грабен. Зоны разломов: СТ — Стоходская, СП — Сущано-Пержанская, ХМ — Хмельникская, СВ — Сарненско-Варваровская, ЗЗ — Звиздаль-Залесская, ЧБ — Чернобыльская, ЯТ — Ядлов-Трактемировская, ЮП — Южно-Припятская, ПЛ — Полесская, ГР — Горынская, ТТ — Тете- ревская, НМ — Немировская, ТЛ — Тальновская, МЛ — Молдовская. ПЛИТОВО-ПЛЮМОВАЯ ТЕКТОНИКА КАК ЕДИНЫЙ МЕХАНИЗМ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО... Геофизический журнал № 6, Т. 41, 2019 19 ского плутона [Ильченко, 2002; Thybo et al., 2003]. По данным сейсмотомографии эта структура прослежена по подошве сейс- мической литосферы (высокоскоростного слоя верхней мантии) еще на ~300 км че- рез весь УЩ до Преддобруджинского про- гиба на глубину около 350 км (см. рис. 10) [Bogdanova et al., 2006]. Геодинамическая интерпретация дан- ного мантийного отражателя весьма не- однозначна: Т. В. Ильченко определила его как след поддвига Фенноскандии под Сарматию, в работе [Thybo et al., 2003] он рассматривается как след сутуры после ак- креции Сарматии и Волго-Уралии (?) либо более поздняя зона сдвига в мантии; в ра- боте [Bogdanova et al., 2006] предполагает- ся, что это может быть детатчмент в верх- ней части мантии, связанный с образова- нием Припятско-Днепровско-Донецкого авлакогена (ПДДА). Однако две последние точки зрения не имеют достаточного обоснования. Деталь- ное, на современном геофизическом уров- не, изучение днепровской части ПДДА [Пашкевич и др., 2018] показало, что эта структура, за исключением Донецкой ча- сти, является сложным сдвиго-раздвигом, и сутур или детатчментов, погружающихся в сторону УЩ, не было установлено. Что касается границ сочленения Сарматии с Фенноскандией и Волго-Уралией, то место начала рассматриваемого отражателя под северным краем ПВ находится вблизи пер- Рис. 9. Двумерная модель скорости P-волн по профилю Евробридж-97, по [Thybo et al., 2003]: а — детали верхней коры; б — полная литосферная модель. Толстые черные линии представляют основные скоростные границы. Отражатель в мантии ограничен только отражениями, поэтому скорость ниже его неизвестна. Тонкие линии представляют изолинии скорости со значениями (км / с), показанными в белых прямоуголь- никах. Стрелки показывают положения пунктов взрыва. О. Б. ГИНТОВ 20 Геофизический журнал № 6, Т. 41, 2019 Рис. 10. Тектоническая интерпретация данных ГСЗ, плотностной модели и сейсмотомографии вдоль гео- траверса Евробридж-97 [Bogdanova et al., 2006]: 1—4 —петрофизические слои консолидированной земной коры (1 — «гранитный», 2 —«диоритовый», 3 — «базальтовый», 4 — «коромантийная смесь»); 5 — изолинии ∂VP; 6 — зоны разломов, сопровождавшие субдукционный процесс (слева) и разломы высших порядков; 7 — левый сдвиг; 8 — правый сдвиг. Рис. 11. Строение мантии вдоль 51° с.ш. по данным сейсмической томографии [Створення…, 2006]: 1 — Ко- ростенский плутон; 2 — след зоны сочленения Фенноскандии и Сарматии по данным ГСЗ; 3 — астеносфера по петрологическим данным; 4, 5 — зоны пониженных скоростей (4 — по данным ГСЗ, 5 — по данным сейсмической томографии). Зоны разломов: Гр — Горынская, Цн — Центральная, Бр — Брусиловская. Строение земной коры не рассматривается. ПЛИТОВО-ПЛЮМОВАЯ ТЕКТОНИКА КАК ЕДИНЫЙ МЕХАНИЗМ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО... Геофизический журнал № 6, Т. 41, 2019 21 вой границы и на удалении почти 800 км от второй (см. рис. 5). Единственное реальное, с точки зрения автора, объяснение обсуждаемой мантий- ной структуры — это след субдукции океа- нической литосферы под Сарматию, пере- секаемый геотраверсом Евробридж-97 в меридиональном направлении под углом 45° к направлению погружения плиты. Рас- смотрим этот вопрос более подробно. Данные сейсмотомографии имеются также на сечении мантии, пересекаю- щем ОМП, Волынский мегаблок с Коро- стенским плутоном и восточный склон УЩ вдоль 51° с.ш. (рис. 11), составленном И. К. Пашкевич с соавторами [Створен- ня…, 2006]. На этом сечении так же, как и на Евробридж-97 (см. рис. 10), подошва высокоскоростного слоя верхней мантии (сейсмической литосферы), соответству- ющая зоне палеосубдукции, погружается на протяжении ~400 км с уровня 50—80 до глубины 320 км. Таким образом, получены две прибли- зительно одинаковые модели зоны палео- субдукции на сечениях меридионального и широтного простирания: Н=50→350 км, L ≥ 500 км и Н=50÷80→320 км, L =400 км, соответственно. Это позволяет построить объемную схему (рис. 12), из которой сле- дует, что зона палеосубдукции погружа- лась в юго-восточном направлении, орто- гональном простиранию ЦБШЗ и ОМП. Еще три геотраверса — VІ, II и Pancake — могут быть частично использованы для доказательства. Геотраверс VІ (см. рис. 5, 8) начинается в пределах ОМП и продол- жается на юго-восток (140°) практически перпендикулярно всем структурам сочле- нения Фенноскандии и Сарматии. Листри- ческий корово-мантийный отражатель протяженность около 350 км — след зоны субдукции — начинается в районе Горын- ской зоны разломов и прослеживается до Немировской зоны разломов на глубину ~100 км. Отметим, что модель ГСЗ (геотра- верс VІ) по имеющимся отражающим пло- щадкам на глубинах около 100 км достовер- на только до Тетеревской зоны разломов, т. е. на первых 60—70 км своей длины. Да- лее зона субдукции проэкстраполирована практически горизонтально, хотя можно предполагать ее погружение по аналогии с первыми двумя сечениями. На геотраверсе II (см. рис. 8) самый длинный отражатель в земной коре ОМП и продолжающая его поверхность Мохо Волынского мегаблока общей длиной около 200 км падают в сто- рону КП, хотя геотраверс ориентирован под острым углом к сутурной зоне. Геотра- верс Pancake [Starostenko et al., 2013] про- ходит в пределах УЩ параллельно ОМП. Коровые и мантийные границы в его раз- резе субгоризонтальны. Обсуждение. Приведенные материа- лы достаточно убедительно показывают, что практически все имеющиеся сейс- мические данные отражают процесс па- леосубдукции со стороны Фенноскандии под Сарматию. Но каков возраст этой па- леосубдукции? В работе [Bogdanova et al., Рис. 12. Объемная схема нижней поверхности зоны палеосубдукции Фенноскандии под Сарматию на территории Украины: 1 ― линии выхода на земную поверхность вертикальных сечений 51° с.ш. и гео- траверса Евробридж-97; 2 ― земная кора; 3 ― ман- тия; 4 ― условная плоскость нижней поверхности слэба, погружающегося в юго-восточном направ- лении. О. Б. ГИНТОВ 22 Геофизический журнал № 6, Т. 41, 2019 2006] упоминается, что ОМП — типичный элемент активной континентальной окраи- ны Андского типа, созданной 2,0—1,95 Ga субдукцией океанической коры у края Сарматии. Дальше авторы этот тезис не развивают, хотя и так понятно, что одной субдукцией в процессе сочленения двух микроконтинентов не обойтись. Общая ширина зоны сочленения рассматривае- мых микроконтинентов слишком велика: в нее должны быть вкючены Сущано- Пержанская, Тетеревская, Чернобыльская и Немировская зоны разломов западной части УЩ, ориентированные параллельно ОМП и имеющие такой же возраст зало- жения ~1,99 Ga [Гинтов, 2014], т. е. моложе процессов гранитизации, охвативших Во- лынский и Подольский мегаблоки 2,30— 2,05 Ga. Следовательно, ширина зоны сочленения не менее 500 км, время фор- мирования охватывает период 2,0—1,8 Ga, а приведенные выше примеры докембрий- ских геодинамических процессов показа- ли, что при такой ширине и длительности процесса она обычно включает 2-3 зоны субдукции. Таким образом, субдукционному про- цессу, произошедшему около 1,86 Ga и приведшему к формированию ЦБШЗ, пред шествовал еще один процесс суб- дукции на 0,1—0,2 млрд лет раньше, в ре- зультате которого сформировался ОМП. Авторы работы [Bogdanova et al., 2006] уде- ляют мало внимания этой субдукции, хотя, возможно, описанные выше сейсмические отражатели отмечают именно ее след. Теперь необходимо увязать геодина- мические процессы, приведшие к сочле- нению западных и восточных частей УЩ, с процессами, объединившими Фенноскан- дию и Сарматию. В этом плане еще нуж- но много работать, но некоторые данные имеются уже сейчас. Видно, что этап объединения УЩ в еди- ное целое начался в самом начале палео- протерозоя или даже в конце неоархея, т. е. около 2,5 Ga. Объединение Фенно- скандии и Сарматии началось на ~400 млн лет позже. Однако окончились оба этапа (в пределах территории Украины) практи- чески одновременно формированием на постколлизионном этапе известных плу- тонов габбро-анортозитов и рапакиви, а также щелочных комплексов Приазовья 1,8—1,7 Ga. Возможно (и скорее всего), были пропущены какие-то важные геоди- намические события, которые необходимо еще изучать. Установлено [Гинтов, 2005], что главные зоны разломов, входящие в состав сутур первого этапа (Тальновская, Первомай- ская, Западноингулецкая Криворожско- Кременчугская, Орехово-Павлоградская), — являются при заложении правыми сдвигами. Другими словами, как уже го- ворилось, источник сил, двигавших микро- плиты на первом этапе, находился юго- западнее УЩ (в современных координа- тах). Главные зоны разломов второго этапа — Горыньская, Сущано-Пержанская, Те- теревская, Немировская — левые сдвиги, т. е. источник движущих сил находился на северо-северо-западе. Поскольку оба эта- па перекрываются на временном интерва- ле 2,0 ±0,2 Ga, можно предполагать, что в этот и последующие периоды действовал единый — северо-северо-западный — ис- точник сил и тогда зоны разломов первой группы должны были испытать реверс. Такая смена направления сдвигов по этим разломам предполагалась и ранее [Гинтов, 2005], но время не было известно. Можно также предположить, что ис- точник сил, перемещавших плиты на обо- их этапах, был единым, а основную роль в различии направлений сдвигов играли повороты микроплит. Однако надежных палеомагнитных данных для периода око- ло 2,0 Ga пока нет. Возвращаясь к проблеме связи плейт- и плюмтектоники, необходимо отметить, что С. В. Богданова уделяла этой пробле- ме много внимания, специально заняв- шись вместе с сотрудниками ИГФ НАН Украины изучением дайковых комплексов УЩ [Bogdanova et al., 2013]. В Волынском, Ингульском и Приазовском мегаблоках были исследованы дайковые пояса, ко- торые оказались тесно связанными во времени и пространстве с Коростенским, ПЛИТОВО-ПЛЮМОВАЯ ТЕКТОНИКА КАК ЕДИНЫЙ МЕХАНИЗМ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО... Геофизический журнал № 6, Т. 41, 2019 23 Корсунь-Новомиргородским плутонами габбро-анортозитов и рапакиви, а также с приазовскими субщелочными гранитои- дами. Образование дайковых поясов про- исходило в два этапа: мантийные мафито- вые и ультрамафитовые дайки внедрились в период 1,8—1,77 Ga, нижнекоровые — 1,76—1,75 Ga. Поскольку внедрение даек контролировалось сдвиговыми разломами определенных направлений в условиях их активизации и растяжения, был сделан вы- вод, что основной причиной дайкообразо- вания были повороты Сарматии в конце ее сочленения с Фенноскандией. Этот вывод противоречил высказывав- шимся ранее взглядам, например [Peng et al., 2006; Gladkochub et al., 2010], что ши- рокое формирование дайковых поясов в период 1,8—1,75 Ga было связано с акти- визацией суперплюма, который начал раз- рушать палеопротерозойский суперконти- нент Колумбия (Нуна). Однако необходимость введения в мо- дель формирования центральной и вос- точной частей УЩ пульсирующего плюма под участком литосферы, включающем Корсунь-Новомиргородский плутон, за- ставляет вернуться к идее суперплюма и предположить, что и Коростенский плу- тон, и площадь развития субщелочных гранитоидов Восточного Приазовья явля- ются следствием деятельности локальных пульсирующих плюмов как проникших через литосферу отростков упомянутого суперплюма. Заключение. Применение суперсовре- мен ных компьютерных систем, позво- ляющих обрабатывать и анализировать миллионы сигналов от крупных и мелких землетрясений, изучение глобальных осо- бенностей гравитационного и электромаг- нитного полей Земли позволило крупным международным группам ученых получить в последние годы впечатляющие результа- ты о тектоносфере Земли, охватывающей не какую-то часть планеты, а весь ее объем от поверхности до внутреннего ядра. Интерпретация сейсмических данных с использованием объемных Р- и S-волн, изучение и сейсмическое моделирование структурированности мантии на основе эффекта расщепления S-волн на SV- и SH составляющие показали, что Земля явля- ется огромным термохимическим «двига- телем», в котором на различных уровнях, разделенных полупроницаемыми барье- рами полиморфных превращений, про- исходит движение мантийного вещества как в вертикальном, так и горизонтальном направлении. Тысячекилометровые слэ- бы погружаются от верхов мантии до ее границы с внешним ядром или слоем D″, расплываясь экраном по его поверхности и создавая условия для прогрева и грави- тационной неустойчивости. От внешнего ядра и слоя D″ к подножью литосферы под- нимаются шлейфы относительно легкого мантийного вещества (плюмы), включаю- щего газовую и флюидную составляющие, которые растекаются под ГГГ или у под- ножия литосферы, образуя выступы, про- рывающие последнюю и фиксируемые на поверхности Земли как «горячие точки». Погружающиеся слэбы и поднимающиеся плюмы на своем пути часто искривляются, образуя субгоризонтальные участки, что связано с воздействием на них субгори- зонтальных ветвей еще более глобальной конвекции, иногда называемых «мантий- ным ветром». Приведенная геодинамическая картина отражает современные процессы в Земле, хотя понятно, что в прошлые геологиче- ские эпохи эти процессы были еще более активными. Современные процессы и дви- жения мантийного вещества стирают гео- физические признаки более древних про- цессов в постоянно изменяющейся и омо- лаживающейся средней и нижней мантии. Но в твердой литосфере и примыкающих к ней участках мезосферы, сохранившей- ся еще с раннего докембрия, отдельные элементы зон субдукции и плюмов того времени могут сохраняться. Естественно, их было бы трудно распознавать, не имея геологических и геофизических данных, полученных при изучении древней земной коры. Пример Канадского и Украинского щитов показывает, что это в принципе воз- можно. О. Б. ГИНТОВ 24 Геофизический журнал № 6, Т. 41, 2019 Земная кора докембрийских щитов так- же интенсивно перерабатывалась термо- динамически процессами гранитизации и базификации, которые можно сравнить с действием горячих точек, тогда разви- тых шире, чем сейчас. На террейнах УЩ эти процессы были наиболее активными в интервале 2,0±0,2 Ga. Поэтому геодина- мические процессы этого и более поздних периодов фиксируются геофизическими и геологическими данными. Рассмотренные два перекрывающихся во времени этапа геодинамической эволю- ции УЩ не исчерпывают всех возможных эпизодов его неоархейско—протерозой- ского геодинамического развития. Их изу- чение необходимо продолжать. Но для это- го нужно заинтересовать европейские гео- логические и геофизические организации в проложении суперсовременного геотра- верса ГСЗ вдоль осевой части УЩ на месте геотраверса IV, который уже устарел. Но- вейшие методики полевых исследований, обработки и интерпретации материалов ГСЗ позволят более детально изучить ско- ростной разрез коры, проникнуть глубже раздела Мохо и выявить новые структур- ные элементы для познания докембрийских геодинамических процессов. Полагаем, что полученные при этом результаты были бы интересны не только для украинской, но и для мировой геологической науки. Бугаенко И. В., Шумлянская Л. А, Заец Л. Н., Цветкова Т. А. Трехмерная P-скоростная модель мантии Черного моря и прилегаю- щей территории. Геофиз. журн. 2008. Т. 30. № 5. С. 145—160. Гейко В. С., Бугаенко И. В., Шумлянская Л. А., Заец Л. Н., Цветкова Т. А. 3-D P-скоростное строение верхней мантии Восточного Сре- ди земноморья. Геофиз. журн. 2007. Т. 29. № 4. С. 13—30. Геохронология раннего докембрия Ук раин- ского щита. Архей. Отв. ред. Н. П. Щербак. Киев: Наук. думка, 2005. 244 с. Геохронология раннего докембрия Ук раин - ского щита. Протерозой. Отв ред. Н. П. Щер- бак. Киев: Наук. думка, 2008. 240 с. Геолого-геофизическая модель Криворожско- Кременчугской шовной зоны Украинско- го щита. Под ред. А.В. Анциферова. Киев: Наук. думка, 2006. 196 с. Гинтов О. Б. Докембрий Украинского щита и тектоника плит. Геофиз. журн. 2012. Т. 34. № 6. С. 2—21. Гинтов О. Б. Полевая тектонофизика и ее при- менения при изучении деформаций земной коры Украины. Киев: Феникс, 2005. 572 с. Гинтов О. Б. Проблемы геодинамики Украин- ского щита в докембрии. Геофиз. журн. 2015. Список литературы Т. 37. № 5. С. 3—22. https://doi.org/10.24028/ gzh.0203-3100.v37i5.2015.111142. Гинтов О. Б. Схема периодизации этапов раз- ломообразования в земной коре Ук ра ин- ско го щита — новые данные и следствия. Гео физ. журн. 2014. Т. 36. № 1. С. 3—18. https://doi.org/10.24028/gzh.0203-3100.v36i1. 2014.116145. Гинтов О. Б., Егорова Т. П., Цветкова Т. А., Бу- гаенко И. В., Муровская А. В. Геодинамиче- ские особенности з оны сочленения Евра- зийской плиты и Альпийско-Гималайского пояса в пределах Украины и прилегающих территорий. Геофиз. журн. 2014. Т. 36. № 5. С. 26—63. https://doi.org/10.24028/gzh.0203- 3100.v36i5.2014.111568. Гинтов О. Б., Пашкевич И. К. Тектонофизиче- ский анализ и геодинамическая интерпре- тация трехмерной геофизической модели Украинского щита. Геофиз. журн. 2010. Т. 32. № 2. С. 3—27. https://doi.org/10.24028/ gzh.0203-3100.v32i2.2010.117553. Гинтов О. Б., Цветкова Т. А., Бугаенко И. В., Му- ровская А. В. Некоторые особенности стро- ения мантии Восточного Cредиземноморья и их геодинамическая интерпретация. Геофиз. журн. 2016. Т. 38. № 1. С. 17—29. https://doi.org/10.24028/gzh.0203-3100. v38i1.2016.107719. Глевасский Е. Б. Решение некоторых проблем ПЛИТОВО-ПЛЮМОВАЯ ТЕКТОНИКА КАК ЕДИНЫЙ МЕХАНИЗМ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО... Геофизический журнал № 6, Т. 41, 2019 25 петрологии и стратиграфии Украинского щита с позиций плитотектоники. Минерал. журн. 2005. Т. 27. № 3. С. 57—66. Глевасский Е. Б., Каляев Г. И. Тектоника до- кембрия Украинского щита. Минерал. журн. 2000. Т. 22. № 2-3. С. 77—91. Гордиенко В. В., Тарасов В. Н. Современная активизация и изотопия гелия территории Украины. Киев: Знание, 2001. 102 с. Добрецов Н. Л. Геологические следствия тео- рии термохимической модели плюмов. Гео- логия и геофизика. 2008. Т. 49. № 7. С. 587— 604. Добрецов Н. Л. Глобальная геодинамическая эволюция Земли и глобальные геодинами- ческие модели Земли. Геология и геофизика. 2010. Т. 51. № 6. С. 761—784. Захаров В. С., Перчук А. Л., Завьялов С. П., Си- нева Т. А., Геря Т. В. Суперкомпьютерное моделирование континентальной коллизии в докембрии: эффект мощности литосферы. Вестник Моск. ун-та. Сер. 4. Геология. 2015. № 2. С. 3—10. Ильченко Т. В. Результаты исследований мето- дом ГСЗ вдоль геотрансекта Евробридж-97. Геофиз. журн. 2002. Т. 24. № 3. С. 36—50. Каляев Г. И. Земная кора Украинского щита и тектоника плит. Геол. журн. 1976. Т. 36. Вып. 1. С. 29—41. Лобковский Л. И., Никишин А. М., Хаин В. Е.Со- временные проблемы геотектоники геоди- намики. Москва: Научный мир, 2004. 610 с. Лунева М. Н. Сейсмическая анизотропия и пространственное распределение параме- тров расщепленных волн от местных зем- летрясений вдоль восточной части острова Хоккайдо. Физическая мезомеханика. 2008. Т. 11. № 1. С. 37—43. Пашкевич И. К., Куприенко П. Я., Макарен- ко И. Б., Савченко А. С. Геодинамика Днеп- ровско-Донецкой впадины. В кн.: Очер ки геодинамики Украины. Под ред. В. И. Ста- ростенко, О. Б. Гинтова. Киев: Изд-во «Під- приємство ВІ ЕН ЕЙ», 2018. С. 310—323. Пучков В. С. Взаимосвязь плитотектонических и плюмовых процессов. Геотектоника. 2016. № 4. С. 88—104. Соллогуб В. Б. Литосфера Украины. Киев: Наук. думка, 1986. 183 с. Соллогуб В. Б., Трипольский А. А. Некоторые данные о глубинном строении земной коры по профилю Таганрог—Кировоград. Гео- физ. сб. АН СССР. 1969. Т. 31. С. 5―24. Старостенко В.И., Гинтов О.Б. Проблемы гео- динамики украинского докембрия (обзор взглядов). В кн.: Очерки геодинамики Укра- ины. Под ред. В. И. Старостенко, О. Б. Гин- това. Киев: Изд-во «Підприємство ВІ ЕН ЕЙ», 2018. С. 355—367. Створення комплексної тривимірної гео фі- зичної моделі літосфери в зв’язку з магма- тизмом, тектонікою та утворенням корис- них копалин Українського щита. Науковий звіт Інституту геофізики НАН України. Киев, 2006. 515 c. Укргеолфонд, № гос. ре- гистрации 0102U002478. Трубицын В. П. Сейсмическая томография и дрейф континентов. Физика Земли. 2008. № 11. С. 3—19. Трубицын В. П., Харыбин Е. В. Термохимиче- ские мантийные плюмы. Докл. РАН. 2010. Т. 435. № 5. С. 683—685. Цветкова Т. А., Бугаенко И. В. Сейсмотомо- графия мантии под Восточно-Европейской платформой: мантийные скоростные грани- цы. Геофиз. журн. 2012. Т. 34. № 5. С. 161— 172. https://doi.org/10.24028/gzh.0203-3100. v34i5.2012.116672. Цветкова Т. А., Бугаенко И. В., Заец Л. Н. Глав ная геодинамическая граница и сейс- ми ческая визуализация плюмов Вос точ но- Ев ропейской платформы. Геофиз. журн. 2019. Т. 42. № 1. С. 137—152. https://doi.org/ 10.24028/gzh.0203-3100.v41i1.2019. 158868. Barruol, G., & Fontaine, F. R. (2013). Mantle flow beneath LaRéunion hotspot track from SKS splitting. Earth and Planetary Science Let- ters, 362, 108—121. https://doi.org/10.1016/j. epsl.2012.11.017. Bédard, L. P., & Ludden, J. N. (1997). Nd-isotope evolution of Archaean plutonic rocks in south- eastern Superior Province. Canadian Journal of Earth Sciences, 34(3), 286—298. https://doi. org/10.1139/e17-026. Benn, K., Sawyer, E. W. & Bouchez, J.-L. (1992). О. Б. ГИНТОВ 26 Геофизический журнал № 6, Т. 41, 2019 Orogen parallel and transverse shearing in the Opatica belt, Quebec: Implications for the structure of the Abitibi Subprovince. Canadian Journal of Earth Sciences, 29(11), 2429—2444. https://doi.org/10.1139/e92-191. Bogdanova, S. V. (1993). Segments of the East European Craton. In: Gee, D. G., & Beckhol- men, M. (Eds.), EUROPROBE in Jablonna 1991 (pp. 33—38). European Science Foundation, Polish Academy of Sciences. Bogdanova, S. V., Bingen, B., Gorbatschev, R., Kh- eraskova, T. N., Kozlov, V. I., Puchkov, V. N., & Volozh, Y. A. (2008). The East European Craton (Baltica) before and during the as- sembly of Rodinia. Precambrian Research, 160(1-2), 23―45. https://doi.org/10.1016/j. precamres.2007.04.024. Bogdanova, S. V., Gintov, O. B., Kurlovich, D. M., Lubnina, N. V., Nilsson, M. K. M. Orlyuk, M. I., Pashkevich, I. K., Shumlyanskyy, L. V., & Sta- rostenko, V. I. (2013). Late Palaeoproterozoic mafic dyking in the Ukrainian Shield of Volgo- Sarmatia caused by rotations during the as- sembly of supercontinent Columbia (Nuna). Lithos, 174, 196―216. https://doi.org/10.1016/j. lithos.2012.11.002. Bogdanova, S., Gorbatschev, R., Grad, M., Guterch, A., Janik, T., Kozlovskaya, E., Mo- tuza, G., Skridlaite, G., Starostenko, V., & Taran, L. (2006). EUROBRIDGE: New insight into the geodynamic evolution of the East European Craton In: Gee, D. G., & Stephen- son, R. A. (Eds.), European Lithosphere Dynam- ics (pp. 599―628). Geological Society, London, Memoirs, 32. Geological Society London. Calvert, A. J. & Ludden, J. N. (1999). Archean con- tinental assembly in the southeastern Superior Province of Canada. Tectonics, 18(3), 412—429. https://doi.org/10.1029/1999TC900006. Chang, S.-J., Ferreira, A. M. G., Ritsema, J., van Heijst, H. J., & Woodhouse, J. H. (2015). Joint inversion for global isotropic and radially anisotropic mantle structure including crustal thickness perturbations. Journal of Geophysi- cal Research: Solid Earth, 120(6), 4278―4300. https://doi.org/10.1002/2014JB011824. Cook, F. A., van der Velden, A. J., Hall, K. W., & Roberts, B. J. (2005). Frosen subduction in Can- ada’s Northwest Territories: Lithoprobe deep lithosphere reflection profiling of the west- ern Canadian Shield. Tectonics, 18(1), 1—24. https://doi.org/10.1029/1998TC900016. Courtillot, V., Davaille, A., Besse, J., & Stock, J. (2003). Three Distinct Types of Hotspots in the Earth’s Mantle. Earth and Planetary Sci- ence Letters, 205(3/4), 295—308. https://doi. org/10.1016/S0012-821X(02)01048-8. Davis, D. W. (1992). Age constraints on deposi- tion and provenance of Archean sediments in the southern Abitibi and Pontiac subprov- inces from U-Pb analyses of detrital zircons (pp. 147—150). Lithoprobe Rep. 25, Univ. of B.C., Vancouver, Canada. Davis, W. J., Gariépy, C. & Sawyer, E. W. (1994). Pre-2.8 Ga crust in the Opatica gneiss belt: A potential source of detrital zircons in the Abitibi and Pontiac subprovinces, Superior Province, Canada. Geology, 22(12), 1111—1114. https:// doi.org/10.1130/0091-7613(1994)022<1111:PG CITO>2.3.CO;2. Davies, G. F. (1993). Cooling the core and man- tle by plume and plate flows. Geophysical Jour- nal International, 115(1), 132—146. https://doi. org/10.1111/j.1365-246X.1993.tb05593.x. Davies, G. F. (1988). Ocean bathymetry and mantle convection. 1. Large-scale flow and hotspots. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 93(B9), 10467—10480. https://doi.org/10.1029/ JB093iB09p10467. Dietz, R. (1961). Continent and ocean basin evolu- tion by spreаding of the sea floor. Nature, 190, 854—857. Ernst, R. E. (2014). Large igneous provinces. Lon- don: Elsevier, 653 p. Faccenda, M., & Dal Zilio, L. (2017). The role of solid-solid phase transitions in mantle convec- tion. Lithos, 268-271, 198—224. https://doi. org/10.1016/j.lithos.2016.11.007. Ferreirа, A. M. G., Faccenda, M., Sturgeon, W., Chang, S.-J., & Schardong, L. (2019). Ubiqui- tous lower-mantle anisotropy beneath subduc- tion zones. Nature Geoscience, (12), 301—306. doi: 10.1038/s41561-019-0325-7. Fukao, Y., & Obayashi, M. (2013). Subducted slabs stagnant above, penetrating through, and trapped below the 660 km discontinu- ity. Journal of Geophysical Research: Sol- ПЛИТОВО-ПЛЮМОВАЯ ТЕКТОНИКА КАК ЕДИНЫЙ МЕХАНИЗМ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО... Геофизический журнал № 6, Т. 41, 2019 27 id Earth, 118(11), 5920—5938. https://doi. org/10.1002/2013JB010466. Fukao, Y., Obayashi, M., Nakakuki, T. & the Deep Slab Project Group. (2009). Stagnant slab: a review. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 37, 19—46. https://doi.org/10.1146/ annurev.earth.36.031207.124224. Gerya, T. (2014). Precambrian geodynamics: con - cepts and models. Gondwana Re search, 25(2), 442—463. https://doi.org/10.1016/j.gr.2012.11. 008. Geyko, V. S. (2004). A general theory of the seismic traveltime tomography. Геофиз. журн., 26(2), 3—32. Gladkochub, D. P., Pisarevsky, S. A., Donska- ya, T. V., Ernst, R. E., Wingate, M. T. D., Soder- lund, U., Mazukabzov, A. M., Sklyarov, E. V., Hamilton, M. A., & Hanes, J. A. (2010). Pro- terozoic mafic magmatism in Siberian craton: An overview and implications for paleoconti- nental reconstruction. Precambrian Research, 183(3), 660—668. https://doi.org/10.1016/j.pre- camres.2010.02.023. Grand, S. P., van der Hilst, R. D., & Widiyantoro, S. (1997). Global seismic tomography: A snapshot of convection in the Earth, GSA Today, 7, 1—7. Hess, H. (1962). History of the ocean basins. Petro- logic Studies, A Volume in Honor of A. F. Bud- dington, 599—620. Karato, S.-I., Jung, H., Katayama, I., & Skemer, P. (2008). Geodynamic significance of seismic anisotropy of the upper mantle: New insights from laboratory studies. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 36, 59—95. https://doi. org/10.1146/annurev.earth.36.031207.124120. Keare, P., Klepeis, K. A., & Vine, F. J. (2009). Glob- al tectonics. Dante by SNP Best-set Typeset- ters Ltd., Hong Kong. Printed and Hong Kong. 482 p. Kimura, G., Ludden, J. N., Desrochers, J.-P., & Hori, R. (1993). A model of ocean-crust accre- tion for the Superior province, Canada. Lithos, 30, 337—355. Lay, T., Hernlund, J., & Buffett, B. (2008). Core- mantle boundary heat flow. Nature Geosci- ence, 1(1), 25—32. doi:10.1038/ngeo.2007.44. Maruyama, S., Santosh, M., & Zhao, D. (2007). Superplume, supercontinent, and post-pe rov- skite: Mantle dynamics and anti-plate tecton- ics on the Core-Mantle Bou ndary. Internation- al Association for Gondwana Research, 11(1-2), 7—37. https://doi.org/10.1016/j.gr.2006.06.003. McKenzie, D. P. & Weiss, N. (1975) Specula- tions on the thermal and tectonic history of the earth. Geophysical Journal International, 42(1), 31—74. https://doi.org/10.1111/j.1365- 246X.1975.tb05855.x. Mishin, Y. A., Gerya, T. V., Burg, J.-P., & Connol- ly, J. A. D. (2008). Dynamics of double subduc- tion: Numerical modeling. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 171(1-4), 280—295. https://doi.org/10.1016/j.pepi.2008.06.012. Montelli, R., Nolet, G., Dahlen, F. A., & Masters, G. (2006). A catalogue of deep mantle plumes: New results from finite frequency tomography. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 7(11), Q11007. doi:10.1029/2006GC001248. Morgan, W. J. (1971). Convective plumes in the lower mantle. Nature, 230, 42—43. Nataf, H.-C. (2000). Seismic imaging of mantle plumes. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 28, 391—417. https://doi.org/10.1146/ annurev.earth.28.1.391. Olson, P. L., Glatzmaier, G. A., & Coe, R. S. (2011). Complex polarity reversals in a geodynamo model. Earth and Planetary Science Letters, 304(1-2), 168—179. https://doi.org/10.1016/j. epsl.2011.01.031. Peng, P., Zhai, M.-G., & Guo, J.-H. (2006). 1,80— 1,75 Ga mafic dyke swarms in the central North China Craton: Implications for a plume related break-up event. In: Hanski, E., Mertanen, S., Rämö, T., & Vuollo, J. (Eds.), Dyke Swarms — Time Markers of Crustal Evolution (pp. 99— 112). Tailor & Francis, Leiden, the Netherlands. Percival, J. A., Stern, R. A., Skulski, T., Card, K. D., Mortensen, J. K., & Bégin, N. J. (1994). Min- to block, Superior Province: Missing link in deciphering assembly of the craton at 2,7 Ca. Geology, 22(9), 839—842. https://doi. org/10.1130/0091-7613(1994)022<0839:MBSP ML>2.3.CO;2. Richards, M. A., & Engebretson, D. C. (1992). Large-scale mantle convection and the history of subduction, Nature, 355, 437—440. О. Б. ГИНТОВ 28 Геофизический журнал № 6, Т. 41, 2019 Sawyer, E. W. & Benn, K. (1993). Structure of the high-grade Opatica Belt and adjacent low-grade Abitibi Subprovince, Canada: An Archaean mountain front. Journal of Struc- tural Geology, 15(12), 1443―1458. https://doi. org/10.1016/0191-8141(93)90005-U. Sizova, E., Gerya, T., Brown, M., & Perchuk, L. L. (2010). Subduction styles in the Precambrian: Insight from numerical experiments. Lithos, 116(3-4), 209—229. https://doi.org/10.1016/j. lithos.2009.05.028. Smith, R. B., Jordan, M., Steinberger, B., Pus- kas, C. M., Farrell, J., Waite, G. P., Husen, S., Wu-Lung, Ch., & O’Connell, R. (2009). Geody- namics of the Yellowstone hotspot and mantle plume: seismic and GPS imaging, kinematics, and mantle flow. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 188(1-3), 26—56. https:// doi.org/10.1016/j.jvolgeores.2009.08.020. Starostenko, V., Janik, T., Kolomiyets, K., Czu- ba, W., Sroda, P., Grad, M., Kovacs, I., Ste- phenson, R., Lysynchuk, D., Thybo, H., Artemi- eva, I., Omelchenko, V., Gintov, O., Kutas, R., Gryn, D., Guterch, A., Hegedus, E., Kommina- ho, K., Legostaeva, O., Tiira, T., & Tolkunov, A. (2013). Seismic velocity model of the crust and upper mantle along profile PANCAKE across the Carpathians between the Pannonian Basin and the East European Craton. Tectonophys- ics, 608, 1049—1072. https://doi.org/10.1016/j. tecto.2013.07.008. Su, W.-J., Woodward, R.L., & Dziewonski, A. M. (1994). Degree 12 model of shear velocity het- erogeneity in the mantle. Journal of Geophysi- cal Research: Solid Earth, 99(B4), 6945—6980. https://doi.org/10.1029/93JB03408. Thybo, H., Janik, T., Omelchenko, V. D., Grad, M., Garetsky, R. G., Belinsky, A. A., Karatayev, G. I., Zlotski, G., Knudsen, M. E., Sand, R., Ylini- emi, J., Tiira, T., Luosto, U., Komminaho, K., Giese, R., Guterch, A., Lund, C.-E., Khari- tonov, K. M., Ilchenko, T., Lysynchuk, D. V., Sko belev, V. M., & Doody, J. J. (2003). Upper li thosphere seismic velocity structure ac ross the Pripyat Trough and Ukrainian Shield along the EURUBRIDGE’97 profile. Tec- tonophysics, 371(1-4), 4 1 — 7 9 . https://doi. org/10.1016/S0040-1951(03)00200-2. Trypolsky, O. A., Topoliuk, O. V., & Gintov, O. B. (2019). The structure of the Earth’s crust of the central part of the Holovanivsk su- ture zone according to the reinterpretation of materials of IV geotraverse of DSS (PK 295—400). Геофиз. журн., 41(1), 172—179. https://doi.org/10.24028/gzh.0203-3100. v41i1.2019.158870. Walker, K. T., Bokelmann, G. H. R., & Klemper- er, S. L. (2001). Shear-wave splitting to test mantle deformation models around Hawaii. Geophysical Research Letters, 28(22), 4319— 4322. https://doi.org/10.1029/2001GL013299. Walker, K. T., Bokelmann, G. H. R., Klemper- er, S. L., & Bock, G. (2005). Shear-wave splitting around the Eifel hotspot: evidence for a mantle upwelling. Geophysical Journal International, 163(3), 962—980. https://doi.org/10.1111/ j.1365-246X.2005.02636.x. Wilson, J. T. (1963). A possible origin of the Hawai- ian Islands. Canadian Journal of Physics, 41(6), 863—866. https://doi.org/10.1139/p63-094. Yang, T., Shen, Y., van der Lee, S., Solomon, S. C., & Hung, S.-H. (2006). Upper mantle structure beneath the Azores hotspot from finite-fre- quency seismic tomography. Earth and Plan- etary Science Letters, 250(1-2), 11—26. https:// doi.org/10.1016/j.epsl.2006.07.031. Zhao, D. (2004). Global tomographic images of mantle plumes and subducting slabs: insight into deep earth dynamics. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 146(1-2), 3—34. https:// doi.org/10.1016/j.pepi.2003.07.032. ПЛИТОВО-ПЛЮМОВАЯ ТЕКТОНИКА КАК ЕДИНЫЙ МЕХАНИЗМ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО... Геофизический журнал № 6, Т. 41, 2019 29 Plate-plume tectonics as an integrated mechanism of geodynamic development of the tectonosphere of Ukraine and adjacent regions O .B. Gintov, 2019 A progress of geodynamic processes in Early Precambrian of the Ukrainian Shield (USh) has been considered. Based on the known data on plate- and plume- tectonic processes of Phanerozoic the following problems have been investigated: 1) what trajectories of material flows in Precambrian mantle might occur; 2) what was an interaction of plumes and regular mantle convection; 3) the time of exis- tence of plumes and are they permanent or pulsating; 4) the time of beginning of Precambrian geodynamic processes comparable with Phanerozoic ones. It has been shown taking as examples the Ukrainian and the Canadian shields that present-day thermochemical and dynamic processes do not completely delete geological-geophysical features of ancient zones of subduction and plumes in solid lithosphere and adjacent areas of mesosphere preserved since Early Precambrian. The Earth crust of these shields was intensely reprocessed by granitization and basification comparable with activity of hot points that were more developed than now. Within the area of USh these processes were the most active in the interval 2,0±0,2 Ga. Two of stages of geodynamic evolution of the USh within the limits of the Bug-Middle Dnieper-Periazov and Volyn-Podolian parts, superimposed in time, have been studied. Comparison of materials of geologic-geophysical map- ping of this territory with the data of deep seismic sounding (DSS) and seismog- raphy allows refining geodynamic model of the Volyn-Podolian part of the USh along the trans-sect Eurobridge-97 composed earlier. Tectonophysical justification of necessity to include pulsating plumes with which formation of the Korsun- Novomyrgorod and Korosten plutons of gabbro -anorthosites and rapakivi was particularly associated to geodynamic process has been given. Comparison of models of subduction-collision processes within the limits of the USh and the Superior Province (Canada) has shown that independent approaches to solving geodynamic problems give relative results. The materials obtained on the USh do not exhaust all the possible episodes of its Neoarhean –Proterozoic geodynamic development. Trailing of super-modern DSS geo-travers along the axial part of the USh is required for their study. Key words: the Ukrainian shield, geodynamics, plate tectonics, plume-tectonics, down- welling, seismic tomography, DSS, Eurobridge-97. Bugaenko, I. V., Shumlyanskaya, L. A., Zay- ets, L. N., & Tsvetkova, T. A. (2008). Three-di- mensional P-speed model of the mantle of the Black Sea and surrounding area. Geofiziches- kiy zhurnal, 30(5), 145—160 (in Russian). Geyko, V. S., Bugaenko, I. V., Shumlyanska- ya, L. A., Zaets, L. N., & Tsvetkova, T. A. (2007). 3-D P-velocity structure of the upper mantle References of the Eastern Mediterranean. Geofizicheskiy zhurnal, 29(4), 13—30 (in Russian). Shcherbak, N. P. (2005). Geochronology of the Ear- ly Precambrian of the Ukrainian Shield. Arche- an. Kiev: Naukova Dumka, 244 p. (in Russian). Shcherbak, N. P. (2008). Geochronology of the Early Precambrian of the Ukrainian Shield. О. Б. ГИНТОВ 30 Геофизический журнал № 6, Т. 41, 2019 Proterozoic. Kiev: Naukova Dumka, 240 p. (in Russian). Antsiferov, A. V. (2006). Geological and geophysi- cal model of the Kryvyi Rih-Kremenchug seam zone of the Ukrainian shield. Kiev: Naukova Dumka, 196 p. (in Russian). Gintov, O. B. (2012). Precambrian Ukrainian shield and plate tectonics. Geofizicheskiy zhurnal, 34(6), 2―21 (in Russian). Gintov, О. B. (2005). Field tectonophysics and its application in the study of deformations of the earth’s crust of Ukraine. Kiev: Feniks, 572 р. (in Russian). Gintov, O. B. (2015). Problems of geodynamics of the Ukrainian shield in Precambrian. Geo- fizicheskiy zhurnal, 36(1), 3―18. https://doi. org/10.24028/gzh.0203-3100.v37i5.2015.111142 (in Russian). Gintov, O. B. (2014). Scheme of periodization of faulting stages in the Earth’s crust of the Ukrainian Shield — new data and conse- quences. Geofizicheskiy zhurnal, 36(1), 3―18. https://doi.org/10.24028/gzh.0203-3100. v36i1.2014.116145 (in Russian). Gintov, O. B., Yegorova, T. P., Tsvetkova, T. A., Bugaenko, I. V., & Murovskaya, A. V. (2014). Geodynamic features of joint zone of the Eur- asian plate and the Alpine-Himalayan belt within the limits of Ukraine and adjacent areas. Geofizicheskiy zhurnal, 36(5), 26—63. https://doi.org/10.24028/gzh.0203-3100. v36i5.2014.111568 (in Russian). Gintov, O. B., & Pashkevich, I. K. (2010). Tecto- nophysical analysis and geodynamic interpre- tation of the three-dimensional geophysical model of the Ukrainian Shield. Geofizicheskiy zhurnal, 32(2), 3―27. https://doi.org/10.24028/ gzh.0203-3100.v32i2.2010.117553 (in Russian). Gintov, O. B., Tsvetkova, T. A., Bugaenko, I. V., & Murovskaya, A. V. (2016). Some features of the structure of the mantle of the Eastern Mediterranean and their geodynamic interpre- tation. Geofizicheskiy zhurnal, 38(1), 17―29. https://doi.org/10.24028/gzh.0203-3100. v38i1.2016.107719 (in Russian). Glevassky, E. B. (2005). The solution of some problems of petrology and stratigraphy of the Ukrainian shield from the standpoint of plate tectonics. Mineralogicheskiy zhurnal, 27(2), 57—66 (in Russian). Glevassky, E. B., & Kalyaev, G. I. (2000). Precam- brian tectonics of the Ukrainian shield. Miner- alogicheskiy zhurnal, 22(2-3), 77—91 (in Rus- sian). Gordienko, V. V., & Tarasov, V. N. (2001). Modern activation and helium isotopy of the territory of Ukraine. Kiev: Znaniye, 102 p. (in Russian). Dobretsov, N. L. (2008). Geological consequences of the theory of the thermochemical model of plumes. Geologiya i geofizika, 49(7), 587—604 (in Russian). Dobretsov, N. L. (2010). Global geodynamic evolu- tion of the Earth and global geodynamic mod- els of the Earth. Geologiya i geofizika, 51(6), 761—784 (in Russian). Zakharov, V. S., Perchuk, A. L., Zavyalov, S. P., Si- neva, T. A., & Gerya, T. V. (2015). Supercom- puter modeling of continental collision in Precambrian: power effect of the lithosphere. Vestnik Moskovskogo universiteta. Seriya 4. Geologiya, (2), 3—10 (in Russian). Ilchenko, T. V. (2002). The results of research by the NHS method along the Eurobridge-97 geo- transect. Geofizicheskiy zhurnal, 24(3), 36―50 (in Russian). Kalyaev, G. I. (1976). The Earth’s crust of the Ukrai- nian shield and plate tectonics. Geologicheskiy zhurnal, 36(1), 29—41 (in Russian). Lobkovskiy, L. I., Nikishin, A. M., & Khain, V. E. (2004). Modern problems of geotectonics of geodynamics. Moscow: Nauchnyy Mir, 610 p. (in Russian). Luneva, M. N. (2008). Seismic anisotropy and spa- tial distribution of the parameters of split waves from local earthquakes along the eastern part of Hokkaido. Fizicheskaya mezomekhanika, 11(1), 37—43 (in Russian). Pashkevich, I. K., Kuprienko, P. Ya., Makaren- ko, I. B., & Savchenko, A. S. (2018). Geody- namics of the Dnieper-Donets depression. In: Essays on the Geodynamics of Ukraine (pp. 310—323). Kiev: VI EN EY (in Russian). Puchkov, V. S. (2016). The relationship of plate tectonic and plume processes. Geotektonika, (4), 88―104 (in Russian). ПЛИТОВО-ПЛЮМОВАЯ ТЕКТОНИКА КАК ЕДИНЫЙ МЕХАНИЗМ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО... Геофизический журнал № 6, Т. 41, 2019 31 Sollogub, V. B. (1986). Lithosphere of Ukraine. Kiev: Naukova Dumka, 183 р. (in Russian). Sollogub, V. B., & Tripolsky, A. A. (1969). Some data on the deep structure of the earth’s crust along the Taganrog―Kirovograd profile. Geo- fizicheskiy sbornik AN SSSR, 31, 5―24 (in Rus- sian). Starostenko, V. I., & Gintov, O. B. (2018). Problems of geodynamics of the Ukrainian Precambrian (a review of views). In: Essays on the Geody- namics of Ukraine (pp. 355—367). Kiev: VI EN EY (in Russian). Creation of a comprehensive three-dimension- al geophysical model of the lithosphere in connection with magmatism, tectonics and the formation of minerals of the Ukrainian shield. (2006). Scientific report of the Institute of Geophysics of the NAS of Ukraine. Kiev, 515 p. Ukrgeolfond, state number Registration 0102U002478 (in Ukrainian). Trubitsyn, V. P. (2008). Seismic tomography and continental drift. Fizika Zemli, (11), 3—19 (in Russian). Trubitsyn, V. P., & Kharybin, E. V. (2010). Thermo- chemical mantle plumes. Doklady RAN, 435(5), 683―685 (in Russian). Tsvetkova, T. A., & Bugayenko, I. V. (2012). Seis- motomography of the mantle under the East European Platform: mantle velocity boundar- ies. Geofizicheskiy zhurnal, 34(5), 161—172. https://doi.org/10.24028/gzh.0203-3100. v34i5.2012.116672 (in Russian). Tsvetkova, T. A., Bugaenko, I. V., & Zaets, L. N. (2019). The main geodynamic border and seis- mic visualization of plumes under the East Eu- ropean Platform. Geofizicheskiy zhurnal, 42(1), 137—152. https://doi.org/10.24028/gzh.0203- 3100.v41i1.2019.158868 (in Russian). Barruol, G., & Fontaine, F. R. (2013). Mantle flow beneath LaRéunion hotspot track from SKS splitting. Earth and Planetary Science Let- ters, 362, 108—121. https://doi.org/10.1016/j. epsl.2012.11.017. Bédard, L. P., & Ludden, J. N. (1997). Nd-isotope evolution of Archaean plutonic rocks in south- eastern Superior Province. Canadian Journal of Earth Sciences, 34(3), 286—298. https://doi. org/10.1139/e17-026. Benn, K., Sawyer, E. W. & Bouchez, J.-L. (1992). Orogen parallel and transverse shearing in the Opatica belt, Quebec: Implications for the structure of the Abitibi Subprovince. Canadian Journal of Earth Sciences, 29(11), 2429—2444. https://doi.org/10.1139/e92-191. Bogdanova, S. V. (1993). Segments of the East European Craton. In: Gee, D. G., & Beckhol- men, M. (Eds.), EUROPROBE in Jablonna 1991 (pp. 33—38). European Science Foundation, Polish Academy of Sciences. Bogdanova, S. V., Bingen, B., Gorbatschev, R., Kh- eraskova, T. N., Kozlov, V. I., Puchkov, V. N., & Volozh, Y. A. (2008). The East European Craton (Baltica) before and during the as- sembly of Rodinia. Precambrian Research, 160(1-2), 23―45. https://doi.org/10.1016/j. precamres.2007.04.024. Bogdanova, S. V., Gintov, O. B., Kurlovich, D. M., Lubnina, N. V., Nilsson, M. K. M. Orlyuk, M. I., Pashkevich, I. K., Shumlyanskyy, L. V., & Sta- rostenko, V. I. (2013). Late Palaeoproterozoic mafic dyking in the Ukrainian Shield of Volgo- Sarmatia caused by rotations during the as- sembly of supercontinent Columbia (Nuna). Lithos, 174, 196―216. https://doi.org/10.1016/j. lithos.2012.11.002. Bogdanova, S., Gorbatschev, R., Grad, M., Guterch, A., Janik, T., Kozlovskaya, E., Mo- tuza, G., Skridlaite, G., Starostenko, V., & Taran, L. (2006). EUROBRIDGE: New insight into the geodynamic evolution of the East European Craton In: Gee, D. G., & Stephen- son, R. A. (Eds.), European Lithosphere Dynam- ics (pp. 599―628). Geological Society, London, Memoirs, 32. Geological Society London. Calvert, A. J. & Ludden, J. N. (1999). Archean con- tinental assembly in the southeastern Superior Province of Canada. Tectonics, 18(3), 412—429. https://doi.org/10.1029/1999TC900006. Chang, S.-J., Ferreira, A. M. G., Ritsema, J., van Heijst, H. J., & Woodhouse, J. H. (2015). Joint inversion for global isotropic and radially anisotropic mantle structure including crustal thickness perturbations. Journal of Geophysi- cal Research: Solid Earth, 120(6), 4278―4300. https://doi.org/10.1002/2014JB011824. Cook, F. A., van der Velden, A. J., Hall, K. W., & Roberts, B. J. (2005). Frosen subduction in Can- ada’s Northwest Territories: Lithoprobe deep О. Б. ГИНТОВ 32 Геофизический журнал № 6, Т. 41, 2019 lithosphere reflection profiling of the west- ern Canadian Shield. Tectonics, 18(1), 1—24. https://doi.org/10.1029/1998TC900016. Courtillot, V., Davaille, A., Besse, J., & Stock, J. (2003). Three Distinct Types of Hotspots in the Earth’s Mantle. Earth and Planetary Sci- ence Letters, 205(3/4), 295—308. https://doi. org/10.1016/S0012-821X(02)01048-8. Davis, D. W. (1992). Age constraints on deposi- tion and provenance of Archean sediments in the southern Abitibi and Pontiac subprov- inces from U-Pb analyses of detrital zircons (pp. 147—150). Lithoprobe Rep. 25, Univ. of B.C., Vancouver, Canada. Davis, W. J., Gariépy, C. & Sawyer, E. W. (1994). Pre-2.8 Ga crust in the Opatica gneiss belt: A potential source of detrital zircons in the Abitibi and Pontiac subprovinces, Superior Province, Canada. Geology, 22(12), 1111—1114. https:// doi.org/10.1130/0091-7613(1994)022<1111:PG CITO>2.3.CO;2. Davies, G. F. (1993). Cooling the core and man- tle by plume and plate flows. Geophysical Jour- nal International, 115(1), 132—146. https://doi. org/10.1111/j.1365-246X.1993.tb05593.x. Davies, G. F. (1988). Ocean bathymetry and mantle convection. 1. Large-scale flow and hotspots. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 93(B9), 10467—10480. https://doi.org/10.1029/ JB093iB09p10467. Dietz, R. (1961). Continent and ocean basin evolu- tion by spreаding of the sea floor. Nature, 190, 854—857. Ernst, R. E. (2014). Large igneous provinces. Lon- don: Elsevier, 653 p. Faccenda, M., & Dal Zilio, L. (2017). The role of solid-solid phase transitions in mantle convec- tion. Lithos, 268-271, 198—224. https://doi. org/10.1016/j.lithos.2016.11.007. Ferreirа, A. M. G., Faccenda, M., Sturgeon, W., Chang, S.-J., & Schardong, L. (2019). Ubiqui- tous lower-mantle anisotropy beneath subduc- tion zones. Nature Geoscience, (12), 301—306. doi: 10.1038/s41561-019-0325-7. Fukao, Y., & Obayashi, M. (2013). Subducted slabs stagnant above, penetrating through, and trapped below the 660 km discontinuity. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 118(11), 5920—5938. https://doi.org/10.1002/ 2013JB010466. Fukao, Y., Obayashi, M., Nakakuki, T. & the Deep Slab Project Group. (2009). Stagnant slab: a review. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 37, 19—46. https://doi.org/10.1146/ annurev.earth.36.031207.124224. Gerya, T. (2014). Precambrian geodynamics: con- cepts and models. Gondwana Research, 25(2), 442—463. https://doi.org/10.1016/j.gr.2012.11. 008. Geyko, V. S. (2004). A general theory of the seismic traveltime tomography. Геофиз. журн., 26(2), 3—32. Gladkochub, D. P., Pisarevsky, S. A., Donska- ya, T. V., Ernst, R. E., Wingate, M. T. D., Soder- lund, U., Mazukabzov, A. M., Sklyarov, E. V., Hamilton, M. A., & Hanes, J. A. (2010). Pro- terozoic mafic magmatism in Siberian craton: An overview and implications for paleoconti- nental reconstruction. Precambrian Research, 183(3), 660—668. https://doi.org/10.1016/j.pre- camres.2010.02.023. Grand, S. P., van der Hilst, R. D., & Widiyantoro, S. (1997). Global seismic tomography: A snapshot of convection in the Earth, GSA Today, 7, 1—7. Hess, H. (1962). History of the ocean basins. Petro- logic Studies, A Volume in Honor of A. F. Bud- dington, 599—620. Karato, S.-I., Jung, H., Katayama, I., & Skemer, P. (2008). Geodynamic significance of seismic anisotropy of the upper mantle: New insights from laboratory studies. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 36, 59—95. https://doi. org/10.1146/annurev.earth.36.031207.124120. Keare, P., Klepeis, K. A., & Vine, F. J. (2009). Glob- al tectonics. Dante by SNP Best-set Typeset- ters Ltd., Hong Kong. Printed and Hong Kong. 482 p. Kimura, G., Ludden, J. N., Desrochers, J.-P., & Hori, R. (1993). A model of ocean-crust accre- tion for the Superior province, Canada. Lithos, 30, 337—355. Lay, T., Hernlund, J., & Buffett, B. (2008). Core- mantle boundary heat flow. Nature Geosci- ence, 1(1), 25—32. doi:10.1038/ngeo.2007.44. Maruyama, S., Santosh, M., & Zhao, D. (2007). ПЛИТОВО-ПЛЮМОВАЯ ТЕКТОНИКА КАК ЕДИНЫЙ МЕХАНИЗМ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО... Геофизический журнал № 6, Т. 41, 2019 33 Superplume, supercontinent, and post-pe ro- vskite: Mantle dynamics and anti-plate tecton- ics on the Core-Mantle Boundary. Internation- al Association for Gondwana Research, 11(1-2), 7—37. https://doi.org/10.1016/j.gr.2006.06.003. McKenzie, D. P. & Weiss, N. (1975) Specula- tions on the thermal and tectonic history of the earth. Geophysical Journal International, 42(1), 31—74. https://doi.org/10.1111/j.1365- 246X.1975.tb05855.x. Mishin, Y. A., Gerya, T. V., Burg, J.-P., & Connol- ly, J. A. D. (2008). Dynamics of double subduc- tion: Numerical modeling. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 171(1-4), 280—295. https://doi.org/10.1016/j.pepi.2008.06.012. Montelli, R., Nolet, G., Dahlen, F. A., & Masters, G. (2006). A catalogue of deep mantle plumes: New results from finite frequency tomography. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 7(11), Q11007. doi:10.1029/2006GC001248. Morgan, W. J. (1971). Convective plumes in the lower mantle. Nature, 230, 42—43. Nataf, H.-C. (2000). Seismic imaging of mantle plumes. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 28, 391—417. https://doi.org/10.1146/ annurev.earth.28.1.391. Olson, P. L., Glatzmaier, G. A., & Coe, R. S. (2011). Complex polarity reversals in a geodynamo model. Earth and Planetary Science Letters, 304(1-2), 168—179. https://doi.org/10.1016/j. epsl.2011.01.031. Peng, P., Zhai, M.-G., & Guo, J.-H. (2006). 1,80— 1,75 Ga mafic dyke swarms in the central North China Craton: Implications for a plume related break-up event. In: Hanski, E., Mertanen, S., Rämö, T., & Vuollo, J. (Eds.), Dyke Swarms — Time Markers of Crustal Evolution (pp. 99— 112). Tailor & Francis, Leiden, the Netherlands. Percival, J. A., Stern, R. A., Skulski, T., Card, K. D., Mortensen, J. K., & Bégin, N. J. (1994). Min- to block, Superior Province: Missing link in deciphering assembly of the craton at 2,7 Ca. Geology, 22(9), 839—842. https://doi. org/10.1130/0091-7613(1994)022<0839:MBSP ML>2.3.CO;2. Richards, M. A., & Engebretson, D. C. (1992). Large-scale mantle convection and the history of subduction, Nature, 355, 437—440. Sawyer, E. W. & Benn, K. (1993). Structure of the high-grade Opatica Belt and adjacent low-grade Abitibi Subprovince, Canada: An Archaean mountain front. Journal of Struc- tural Geology, 15(12), 1443―1458. https://doi. org/10.1016/0191-8141(93)90005-U. Sizova, E., Gerya, T., Brown, M., & Perchuk, L. L. (2010). Subduction styles in the Precambrian: Insight from numerical experiments. Lithos, 116(3-4), 209—229. https://doi.org/10.1016/j. lithos.2009.05.028. Smith, R. B., Jordan, M., Steinberger, B., Pus- kas, C. M., Farrell, J., Waite, G. P., Husen, S., Wu-Lung, Ch., & O’Connell, R. (2009). Geody- namics of the Yellowstone hotspot and mantle plume: seismic and GPS imaging, kinematics, and mantle flow. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 188(1-3), 26—56. https:// doi.org/10.1016/j.jvolgeores.2009.08.020. Starostenko, V., Janik, T., Kolomiyets, K., Czu- ba, W., Sroda, P., Grad, M., Kovacs, I., Ste- phenson, R., Lysynchuk, D., Thybo, H., Artemi- eva, I., Omelchenko, V., Gintov, O., Kutas, R., Gryn, D., Guterch, A., Hegedus, E., Kommina- ho, K., Legostaeva, O., Tiira, T., & Tolkunov, A. (2013). Seismic velocity model of the crust and upper mantle along profile PANCAKE across the Carpathians between the Pannonian Basin and the East European Craton. Tectonophys- ics, 608, 1049—1072. https://doi.org/10.1016/j. tecto.2013.07.008. Su, W.-J., Woodward, R.L., & Dziewonski, A. M. (1994). Degree 12 model of shear velocity het- erogeneity in the mantle. Journal of Geophysi- cal Research: Solid Earth, 99(B4), 6945—6980. https://doi.org/10.1029/93JB03408. Thybo, H., Janik, T., Omelchenko, V. D., Grad, M., Garetsky, R. G., Belinsky, A. A., Karatayev, G. I., Zlotski, G., Knudsen, M. E., Sand, R., Ylini- emi, J., Tiira, T., Luosto, U., Komminaho, K., Gi ese, R., Guterch, A., Lund, C.-E., Kharito- nov, K. M., Ilchenko, T., Lysynchuk, D. V., Sko- belev, V. M., & Doody, J. J. (2003). Upper litho- sphere seismic velocity structure ac ross the Pripyat Trough and Ukrainian Shi eld along the EURUBRIDGE’97 profile. Tec tono- phy sics, 371(1-4), 4 1 — 7 9 . https://doi.org/10. 1016/S0040-1951(03)00200-2. Trypolsky, O. A., Topoliuk, O. V., & Gintov, O. B. (2019). The structure of the Earth’s crust of the central part of the Holovanivsk suture zone О. Б. ГИНТОВ 34 Геофизический журнал № 6, Т. 41, 2019 according to the reinterpretation of materials of IV geotraverse of DSS (PK 295—400). Гео - физ. журн., 41(1), 172—179. https://doi.org/10. 24028/gzh.0203-3100.v41i1.2019. 158870. Walker, K. T., Bokelmann, G. H. R., & Klemper- er, S. L. (2001). Shear-wave splitting to test mantle deformation models around Hawaii. Geophysical Research Letters, 28(22), 4319— 4322. https://doi.org/10.1029/2001GL013299. Walker, K. T., Bokelmann, G. H. R., Klemper- er, S. L., & Bock, G. (2005). Shear-wave splitting around the Eifel hotspot: evidence for a mantle upwelling. Geophysical Journal International, 163(3), 962—980. https://doi.org/10.1111/ j.1365-246X.2005.02636.x. Wilson, J. T. (1963). A possible origin of the Hawai- ian Islands. Canadian Journal of Physics, 41(6), 863—866. https://doi.org/10.1139/p63-094. Yang, T., Shen, Y., van der Lee, S., Solomon, S. C., & Hung, S.-H. (2006). Upper mantle structure beneath the Azores hotspot from finite-fre- quency seismic tomography. Earth and Plan- etary Science Letters, 250(1-2), 11—26. https:// doi.org/10.1016/j.epsl.2006.07.031. Zhao, D. (2004). Global tomographic images of mantle plumes and subducting slabs: insight into deep earth dynamics. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 146(1-2), 3—34. https:// doi.org/10.1016/j.pepi.2003.07.032.
id	nasplib_isofts_kiev_ua-123456789-167640
institution	Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine
issn	0203-3100
language	Russian
last_indexed	2025-12-07T18:58:18Z
publishDate	2019
publisher	Інститут геофізики ім. С.I. Субботіна НАН України
record_format	dspace
spelling	Гинтов, О.Б. 2020-04-03T09:04:47Z 2020-04-03T09:04:47Z 2019 Плитово-плюмовая тектоника как единый механизм геодинамического развития тектоносфери Украины и смежных регионов / О.Б. Гинтов // Геофизический журнал. — 2019. — Т. 41, № 6. — С. 3-34. — Бібліогр.: 85 назв. — рос. 0203-3100 DOI: https://doi.org/10.24028/gzh.0203-3100.v41i6.2019.190064 https://nasplib.isofts.kiev.ua/handle/123456789/167640 551.242.05/03 (477) Рассмотрен ход геодинамических процессов в раннем докембрии Украинского щита (УЩ). Розглянуто хід геодинамічних процесів у ранньому докембрії Українського щита (УЩ). A progress of geodynamic processes in Early Precambrian of the Ukrainian Shield (USh) has been considered. ru Інститут геофізики ім. С.I. Субботіна НАН України Геофизический журнал Плитово-плюмовая тектоника как единый механизм геодинамического развития тектоносфери Украины и смежных регионов Плитово-плюмова тектоніка як єдиний механізм геодинамічного розвитку тектоносфери України і суміжних регіонів Plate-plume tectonics as an integrated mechanism of geodynamic development of the tectonosphere of Ukraine and adjacent regions Article published earlier
spellingShingle	Плитово-плюмовая тектоника как единый механизм геодинамического развития тектоносфери Украины и смежных регионов Гинтов, О.Б.
title	Плитово-плюмовая тектоника как единый механизм геодинамического развития тектоносфери Украины и смежных регионов
title_alt	Плитово-плюмова тектоніка як єдиний механізм геодинамічного розвитку тектоносфери України і суміжних регіонів Plate-plume tectonics as an integrated mechanism of geodynamic development of the tectonosphere of Ukraine and adjacent regions
title_full	Плитово-плюмовая тектоника как единый механизм геодинамического развития тектоносфери Украины и смежных регионов
title_fullStr	Плитово-плюмовая тектоника как единый механизм геодинамического развития тектоносфери Украины и смежных регионов
title_full_unstemmed	Плитово-плюмовая тектоника как единый механизм геодинамического развития тектоносфери Украины и смежных регионов
title_short	Плитово-плюмовая тектоника как единый механизм геодинамического развития тектоносфери Украины и смежных регионов
title_sort	плитово-плюмовая тектоника как единый механизм геодинамического развития тектоносфери украины и смежных регионов
url	https://nasplib.isofts.kiev.ua/handle/123456789/167640
work_keys_str_mv	AT gintovob plitovoplûmovaâtektonikakakedinyimehanizmgeodinamičeskogorazvitiâtektonosferiukrainyismežnyhregionov AT gintovob plitovoplûmovatektoníkaâkêdiniimehanízmgeodinamíčnogorozvitkutektonosferiukraíniísumížnihregíonív AT gintovob plateplumetectonicsasanintegratedmechanismofgeodynamicdevelopmentofthetectonosphereofukraineandadjacentregions

Плитово-плюмовая тектоника как единый механизм геодинамического развития тектоносфери Украины и смежных регионов

Репозитарії

Схожі ресурси