Строение и история развития литосферы

3. Осадочно-вулканогенная серия Фишер

Преимущественно вулканогенные по своему первичному составу толщи занимают на массиве Фишер и Скалах Нильссон не менее 50 % их обнаженных площадей; на массивах Уиллинг и Коллинс они присутствуют в форме ксенолитовых блоков среди резко преобладающих интрузивных ассоциаций, а на массиве Мередит занимают его южную половину, контактируя по тектоническому разлому с метаморфическими сериями Биверского комплекса (рис 2).

На массиве Фишер осадочно-вулканогенная серия слагает центральные и южные районы (рис. 2). Современное генеральное залегание пород – моноклинальное с падением на север – северо-запад под углами 50–90°, в отдельных случаях были зафиксированы крутые юго-восточные падения. Анализ всех имеющихся геологических материалов дает основание рассматривать преобладающее залегание пород с северо-западным падением – как опрокинутое. Наращивание разреза следует в целом с северо-запада на юго-восток и завершается, вероятно, свитой из жерловых фаций, сформировавшихся в кратерной части крупной вулканической постройки. Суммарная мощность супракрустальных свит оценивается в 9,5–10 км.

В составе серии выделено, с учетом последних исследований в рамках 3 МПГ, семь свит: 1) андезибазальтовая, 2) андезитовая, 3) базальт-андезибазальтовая, 4) туфогенно-осадочная, 5) андезито-базальтовая, 6) дацит-андезитовая (туфогенная), 7) андезит-базальт-дацитовая (жерловая). В большинстве свит наряду с покровными вулканитами присутствуют прорывающие согласные и пологосекущие тела субвулканитов среднего – кислого составов. В сводном разрезе серии суммарные мощности вулканогенных пород (лав, туфов, субвулканитов) составляют: базальты – 21 %, андезибазальты – 36 %, андезиты – 21 %, андезидациты – 9 %, дациты – 7 %, риодациты – 6 %. Собственно осадочные породы: метаморфизованные туфоалевролиты, туфопесчаники и алевропесчаники с подчиненным объемом мраморизованных карбонатов и гематитовых кварцитов, – не превышают 10 % от объема серии.

U-Pb изохронный возраст фишерских метавулканитов был определен по пробам, отобранным из кислых и средних метавулканитов шестой и седьмой свит. Исследования показали, что большинство выделенных цирконов были кристаллизованы в течение одного термального события: 1300±4 млн. лет, интерпретируемого как возраст извержения (Beliatsky et al, 1994). Среднерифейский возраст фишерских метавулканитов был подтвержден австралийскими геологами, получившими методом SHRIMP возраст 1283±21 млн. лет, проинтерпретированный также как возраст извержения (Kinny et al, 1997).

На массиве Скалы Нильссон метаморфическая свита Нильссон достигает в мощности 1,5 км. В ее составе преобладают амфибол-биотитовые (нередко с гранатом) гнейсы и плагиогнейсы, мафические существенно амфиболовые (иногда с клинопироксеном) кристаллосланцы и амфибол-биотитовые меланогнейсы. Мафические кристаллосланцы сохраняют реликты субофитовых, микрогаббро-долеритовых, базальтоидных (апостекловатых) и туфогенных структур. В свою очередь гнейсы и плагиогнейсы обладают полосчатыми, тонкослоистыми и слоисто-обломочными (туфогенными) текстурами и также сохраняют реликты порфировых, фельзитовых (эффузивных) и микроинтрузивных (субвулканических) первичных структур.

На массиве Мередит метаморфические толщи, соответствующие по вещественным и возрастным характеристикам Фишерскому комплексу, слагают его южную половину. Они выделены в свиту Мередит мощностью около 4 км (без учета складчатости), которая включает толщи биотит-плагиоклазовых и биотитовых парагнейсов, маломощные пачки кварцитов, мраморов и кальцифиров, прослоенных крупными пачками ортогнейсов биотит-амфибол-плагиоклазового (метадиориты) и биотит-амфиболовового (метагранитоиды) составов. Парагнейсовые разности составляют около 80 % объема свиты и отвечают по реконструкциям осадочным и туфогенно-осадочным породам. По цирконам из ортогнейсов методом SHRIMP-II получены конкордатные возрастные рубежи: 1294±3, 1105±5, 957±4 и 887±2 млн. лет (Лайба и Гонжуров, 2006; Гонжуров и Лайба, 2009). Наиболее древние датировки отражают, по-видимому, время кристаллизации ортогнейсовых протолитов, а остальные – датируют различные фазы гренвильского метаморфизма.

Метабазальты массива Фишер имеют достаточно выдержанные химические составы по всем компонентам. Их общей особенностью является относительно низкие содержания К

О (обычно менее 1 %) при стабильно повышенных, в целом, количествах Na

O (2–4,6 %). При этом базальты четко разделяются на два петрохимических типа, названные для краткости типами В1 и В2. Базальты В1 имеют mg=53–65 и содержат нормативный оливин, а базальты В2 имеют низкий показатель магнезиальности mg=45–52 и содержат нормативный кварц. На диаграмме AFM (не приведена) оба типа располагаются в поле толеитовых пород, но при этом В2 демонстрируют тенденцию перехода к известково-щелочному типу. На графике нормированных содержаний микрокомпонентов (не приведен), базальты В1 демонстрируют черты P-MORB со слабой обогащенностью крупноионными литофильными элементами (Rb, Ba, K, Th, U), а базальты группы В2 еще более обогащены литофилами, не только крупноинными, но и высокозарядными (Nb, Zr, Ti) и в определенной степени близки базальтам океанических островов (OIB, Mikhalsky et al., 1996, Михальский, 2007). Отрицательные Nb аномалии не характерны для этих пород.

Кислые и средние вулканиты и субвулканиты большинства фишерских свит стабильно выделяются повышенными содержаниями Na

O (в среднем 4,58 %) при пониженных К

O (в среднем 0,6 %) и по этому признаку выделены в петрохимическую группу А1. На диаграмме AFM низкокремнистые составы А1 образуют известково-щелочной тренд, связанный с изменением состава пород в направлении снизу вверх по разрезу серии Фишер. Эффузивные и пирокластические породы шестой свиты выделены в петрохимическую группу А2. Они обладают характерно повышенными содержаниями K

O (в среднем 2,12 %), имея, таким образом, уже калиево-натровую специализацию. На диаграмме AFM средние составы вулканитов А2 располагаются в поле известково-щелочных пород (Mikhalsky et al., 1996, 2001; Лайба, 2000). Для пород группы А2 весьма характерны значительные отрицательные аномалии Nb. Химические составы метаморфических свит других массивов Фишерской области, имеют сходные характеристики с выделенными петрохимическими группами. Метавулканиты Фишерского комплекса в целом характеризуются низкими значениями Sr

(0.703–0.704 и высокими значениями параметра ?Nd (2–4).

4. Интрузивные ассоциации Фишерского комплекса

Среднерифейские метаинтрузивы Фишерского комплекса по вещественным и возрастным признакам разделены на раннюю габбро-диорит-плагиогранитную и позднюю габбро-гранит-сиенитовую ассоциации. Интрузивные породы несут наряду с вулканитами следы явного метаморфического воздействия, однако в дальнейших описаниях приставка «мета» из названий пород убрана с целью упрощения.

Габбро-диорит-плагиогранитная ассоциация на массиве Фишер представлена группой сопряженных или самостоятельных тел варьирующего состава: габброиды и габбро-диориты, диориты и кварцевые диориты, тоналиты и плагиограниты. По площади развития преобладают габброиды и диориты. Массив Уиллинг почти целиком сложен интрузивными телами обеих ассоциаций, но при доминировании первой. Она представлена наиболее крупным плутоном расслоенных габброидов (плутон «Уиллинг») и крупным интрузивом тоналит-плагиогранитного состава, а также штоками габброидов, жилами и дайками метабазитов (амфиболитов), кварцевых диоритов, тоналитов и плагиогранитов. В Скалах Нильссон ассоциация представлена преимущественно габброидами, тогда как диориты и плагиогранитоиды развиты весьма ограниченно. Кроме того, здесь обнаружены несколько мелких тел ультраосновного состава, также включенных в состав рассматриваемой ассоциации.

Для габброидов большинства сравнительно крупных плутонов характерна хорошо выраженная вещественная дифференциация, проявленная в форме видимой и скрытой расслоенности. Наиболее крупным и подробно изученным в этом ряду является плутон «Уиллинг», слагающий целиком восточную половину одноименного горного массива. Максимальные размеры обнаженной части плутона составляют 3,8х7,6 км, а по данным аэромагнитной съемки интрузив представляет собой изометричное тело диаметром 10–12 км, большая часть которого перекрыта ледником. Истинная мощность обнаженной части плутона составляет не менее 3135 м. Sm-Nd исследования по валовым пробам габброидов показали возраст 1233±160 млн. лет (Mikhalsky et al., 1993); по орто– и клинопироксену тем же методом получен возраст 1292±67 млн. лет (неопубликованные данные). U-Pb датирование по циркону из метагабброида плутона «Уиллинг» указывает на кристаллизацию пород на рубеже 1238±32 млн. лет и наложенное термальное событие на рубеже 800 млн. лет назад (TIMS; Лайба и Михальский, 1999).

Диориты, тоналиты и плагиограниты также формирует довольно крупные интрузивные тела, как правило, многофазного состава. Это тоналит-плагиогранитный плутон (4х7 км) на массиве Уиллинг, диорит-тоналит-плагиогранитный плутон (2,5х8 км) на массиве Фишер и другие. Как крупные, так и мелкие тела ориентированны в целом конкордатно с генеральным залеганием вмещающих толщ, каковыми являются осадочно-вулканогенные толщи и интрузивные габброиды. По взаимным соотношениям устанавливается последовательность внедрения: диориты (кварцевые диориты) – тоналиты – плагиограниты. U-Pb определения по цирконам из метатоналитов массива Уиллинг показали возраст 1177±16 млн. лет (Mikhalsky et al., 1999), который в первом приближении может рассматриваться как возраст внедрения.

Анализ химических составов интрузивных пород габбро-диорит-плагиогранитной ассоциации позволил выделить, по крайней мере, две крупных геохимических группы (серии), отличные по соотношениям щелочей и других элементов. Эти группы, принадлежат соответственно к натровой и к калиево-натровой сериям. Судя по прямым и косвенным геологическим данным, становление каждой из них начиналось с внедрения габброидных дифференцированных плутонов и заканчивалось образованием плагиогранитных интрузивов и жил различных составов. Наличие петрохимических интрузивных серий, достаточно хорошо коррелируемых со сходными сериями в вулканических породах, подтверждает их общую вещественную и генетическую связь.

Габбро-гранит-сиенитовая ассоциация развита менее широко по сравнению с ранней. Она включает субщелочные габброиды, трахидолериты, нормальные и субщелочные граниты, гранодиориты и сиениты. Судя по вещественным особенностям и пространственной сопряженности, эти магматиты также составляют родственную интрузивную ассоциацию.

Субщелочные метагабброиды известны только в Скалах Нильссон, где слагают несколько тел и мелких штоков, прорывающих породы метаморфической свиты. Наиболее крупные тела (до 500 м в поперечнике) имеют неправильные формы, а мелкие линзовидные тела ориентированы согласно со структурой вмещающих пород. Метатрахидолериты в форме редких и маломощных даек были обнаружены на массивах Фишер и Уиллинг. Они интрудированы как в осадочно-вулкангогенные толщи, так и в габброидные плутоны.

Метаморфизованные граниты и субщелочные граниты в форме небольших тел, штоков и многочисленных жил развиты на большинстве горных массивов. Размеры наиболее крупных тел достигают 1х2,8 км. U-Pb определения по циркону из гранитов показали конкордатный возраст 1194±1 млн. лет, интерпретируемый как возраст внедрения (Лайба, 2000). Все граниты данной группы имеют практически однотипные химические составы, подтверждающие их вещественно-генетическую и возрастную однородность. Они относятся преимущественно к калиевой серии, а по сумме щелочей (7,5–9 %) большей частью относятся к субщелочному ряду.

Метаморфизованные сиениты слагают субщелочной многофазный плутон, занимающий целиком горный массив Коллинс. (рис. 2). По данным аэромагнитной съемки реальные размеры интрузива достигают 5х14 км. В составе плутона выделено пять интрузивных фаз и многообразный прорывающий жильный комплекс. Интрузивные фазы включают (от ранних к поздним): 1) субщелочные диориты, 2) монцодиориты, 3) сиениты, 4) граниты, 5) субщелочные габброиды. По объему развития преобладают породы первой и третьей интрузивных фаз. Широко развитый (до 10 % от объема всех фаз) поздний жильный комплекс насчитывает шесть групп различных монцодиоритов и трахидолеритов, которые секут все без исключения породы интрузивных фаз. U-Pb изотопные определения по интрузивным и жильным фазам показали соответственно рубежи 1250 и 1220 млн. лет, интерпретируемые как возрасты внедрения (Лайба и др., 2001).

Рис. 2. Геологическая схема северных и центральных районов гор Принс-Чарльз. 1 – ледниковый покров: а) материковый лед, б) выводные ледники, в) шельфовые ледники; 2 – палеогеновые покровные трахибазальты; 3 – меловые штоки и дайки щелочно-ультраосновных пород; 4 – пермско-триасовый угленосный комплекс Эймери; 5 – раннепалеозойские граниты; 6–10 – неопротерозойский Биверский комплекс: 6 – интрузивные чарнокиты, граниты и гранодиориты, 7 – метагабброиды и метабазиты, 8 – мелкие тела гипербазитов, 9 – существенно ортогнейсовая серия Портос, 10 – существенно парагнейсовые серии Атос и Астрономов; 11–14 – мезопротерозойский (рифейский) Фишерский комплекс: 11 – гранитоиды поздней ассоциации, 12 – гранитоиды ранней ассоциации, 13 – габброиды ранней ассоциации, 14 – осадочно-вулканогенная серия Фишер; 15 – нерасчлененные образования Фишерского комплекса; 16 – структурные линии; 17 – тектонические нарушения.

5. Метаморфизм и складчатые деформации

Анализ метаморфических преобразований, выявленных на всех горных массивах, входящих в Фишерскую область, позволил выделить в общей сложности три этапа регионального метаморфизма. Главный этап метаморфических преобразований достигал условий эпидот-амфиболитовой фации (Т=480–585°С, Р=2–3 кбар) в центральной части массиве Фишер и условий гранат-амфиболитовой фации (Т?600°С, Р?6 кбар) на массивах Уиллинг, Коллинс и Скалы Нильссон. По-видимому, он протекал в две стадии или даже составлял два самостоятельных этапа М1 и М2 на рубежах 1110 и 1000 млн. лет (Mikhalsky et al., 1993, 1999). Третий этап М3 соответствовал зеленосланцевой фации и достигал условий субфации высоких (330–460°С) температур и низких, средних давлений в период 870–810 млн. лет (Лайба, 2000).

Выделено соответственно не менее трех последовательных этапов пластических деформаций пород Фишерской области. Наиболее ранний этап D1 связан с формированием мелкой дисгармоничной складчатости F1, имевшей место, по-видимому, одновременно с метаморфизмом М1. Этап D2 являлся наиболее значительным в Фишерской области. С ним связано формирование основной складчатости, выраженной в образовании крупных открытых складок с амплитудами 5–15 км и крутопадающими на северо-запад осевыми поверхностями, осложненных складками второго порядка. По-видимому, складчатость F2 сформировалась в результате бокового сжатия в период перестройки (закрытия?) фишерской структуры. Этап деформаций D2 коррелируется со вторым этапом метаморфизма М2.

Этап D3 выражен в образовании в приразломных зонах локальной складчатости F3, многочисленных зон рассланцевания, бластомилонитизации и структур типа вязких разломов («shear zones»). Возможно, деформации этапа D3 сопровождались метаморфизмом М3 на рубеже около 800 млн. лет назад. Не исключено, что некоторые деформации данного этапа имели место позднее, в период кембрийской активизации (550–500 млн. лет), проявленной, в частности, на массиве Мередит. В дальнейшем Фишерская структура выступала как жесткий блок, испытывавший лишь хрупкие разрывные деформации в период мезозойского рифтогенеза и неотектонической активизации.

6. Палеотектоническая (геодинамическая) обстановка

Возраст и пространственное положение Фишерского комплекса определенно привязывают его к протерозойскому подвижному поясу, протягивающемуся вдоль всего побережья Восточной Антарктиды от Земли Королевы Мод до островов Уиндмилл. Данная структура, так называемый Циркумантарктический подвижный пояс, является в свою очередь составной частью глобальной гренвильской системы подвижных поясов (Dalziel, 1991). Существует предположение о том, что он развивался как краевой вулканно-плутонический пояс, сформированный последовательной аккрецией ювенильных вулканических и магматических дуг на интервале 1500–1050 млн. лет назад (Михальский, 2007, 2008). Наиболее вероятными палеотектоническими обстановками (геодинамическими моделями) для формирования Фишерской вулкано-плутонической структуры могут быть по существу только две: а) конвергентная и б) рифтогенная.

Геологические особенности Фишерской зоны, такие как очевидная локальность развития, значительные мощности вскрытых осадочно-вулканогенных толщ (до 10 км), преобладающий базальт-андезитовый вулканизм, наличие многочисленных и разнообразных по составу интрузивов, наложенная складчатость, вызванная по всей вероятности боковым сжатием, позволяют отождествлять Фишерскую палеоструктуру со структурами типа надсубдукционных островных и магматических дуг. Подобные пояса известны, начиная с раннего протерозоя (Хаин и Божко, 1988). Особенности вещественного состава магматических пород Фишерского комплекса подтверждают высказанное суждение. Фишерские метавулканиты включают широкий диапазон составов при явном преобладании андезитов, включая типично толеитовые составы островодужного типа. Для вулканитов характерен общий тренд вещественной эволюции от толеитовых к известково-щелочным и умеренно-щелочным петрохимическим сериям. Отсутствие отрицательной аномалии Nb на диаграмме нормированных содержаний микрокомпонентов в большинстве базальтоидов, при отчетливой обогащенности крупноионными элементами, определяется незначительными концентрациями легких редкоземельных элементов. Это может быть следствием особенностей фактора метасоматизации мантийного клина в надсубдукционных условиях. В частности, пониженные концентрации легких редкоземельных элементов могут указывать на ограниченное вовлечение осадочного вещества при преобладающем воздействии жильных образований. В целом указанные вещественные особенности типичны для магм, произведенных в конвергентных условиях плитной окраины (Богатиков и др., 1987 а). Состав и строение плутонических изученных ассоциаций близки к таковым для вышеуказанных вулкано-плутонических поясов.

Тройные вариационные диаграммы: Zr/4-2Nb-Y (Meschede, 1986), Ti/100-3Y (Pearce & Cann, 1973) и 10MnO-TiO2-10P2O5 (Mullen, 1983) (не представлены) показывают, что фишерские метабазальты обоих геохимических типов образуют поля, частично перекрывающие области островодужных базальтов (IAB) и базальтов срединно-океанических хребтов (MORB), но отчетливо лежащие вне области внутриплитных базальтов. Средние породы вулканических групп А1 и А2 также имеют островодужные известково-щелочные характеристики. Кроме того, кислые метавулканиты типа А2 имеют низкие содержания Rb, Y и Nb, более характерные для гранитоидов островных дуг, чем для пород коллизионных, внутриплитных или океанических хребтов – по классификации (Pearce et al., 1984). Наконец, все интрузивные граниты поздней ассоциации по аналогичным соотношениям Y, Nb и Rb имеют составы островодужного типа. При этом субщелочной многофазный плутон массива Коллинс уже соотносим с позднеорогенной (коллизионной) монцонит-гранодиорит-сиенитовой формацией (по Богатикову и др., 1987 б).

Рифтогенный генезис Фишерского вулкано-плутонического комплекса менее предпочтителен как по вещественным, так и по геологическим аспектам. Рифтогенные вулканические серии обычно составлены из бимодального ряда, а не базальт-андезитового, как в Фишерском комплексе; в геохимическом плане для них характерны внутриплитные щелочные серии пород, а не близкие к островодужным серии с трендом от толеитовых к известково-щелочным. В пользу рифтогенного генезиса Фишерской структуры (Mikhalsky et al., 1992) может свидетельствовать, пожалуй, только наличие расслоенных габброидных плутонов, обычно связанных с внутриплитными и рифтогенными обстановками, и широкое распространение в сопредельных районах (оазис Вестфолль и Рукерская область) дайковых роев основного состава, имеющих сопоставимый с Фишерским комплексом возраст. Однако в некоторых случаях интрузивы расслоенных габброидов приурочены к нестабильным геодинамическим обстановкам или к зонам преимущественного сжатия. В этих случаях они кристаллизуются до или одновременно со складчатыми или разрывными деформациями, например, в фанерозойских геосинклинальных областях или в мезо-кайнозойских активных континентальных окраинах (массивы Златогорский и Лысогорский в каледонидах Северного Казахстана и Западного Саяна; массив Гваделупа в североамериканских Кордильерах) (Михайлов и др., 1971; Андреева и др., 1985; Кузнецов, 1989).

Таким образом, геологические, вещественные и возрастные особенности магматитов Фишерской области показывают, что последняя, по-видимому, представляет собой фрагмент конвергентной палеоструктуры гренвильской тектонической эпохи. Это могла быть надсубдукционная зона, образованная вначале по типу океанической островной дуги (продукты нижних существенно натровых свит), затем эволюционировавшая в зрелую вулканическую или магматическую дугу с причленением к континенту (вулканические продукты верхней калиево-натровой свиты плюс ранняя интрузивная ассоциация), и завершившая свое развитие по типу активной континентальной окраины и зоны коллизии (поздняя интрузивная ассоциация). Развитие этой геодинамической системы происходило на интервале 1300–1200 млн. лет назад. Возможно, что на интервале времени 1100–1000 млн. лет назад развивалась сходная система или происходила активизация структур более раннего заложения, на что указывают датировки в этом диапазоне, полученные для основных кристаллических сланцев и тоналитовых гнейсов в восточном борту шельфового ледника Эймери (Михальский и др., 2006) и массива Шо (Маслов и др., 2007).

Область развития Фишерского комплекса, возможно, продолжается к северо-востоку, пересекая рифтовую долину ледников Ламберта – Эймери. В восточном борту указанных ледников на небольших горных выходах выявлены метаморфические толщи, имеющие определенное вещественное и возрастное сходство с образованиями Фишерского комплекса. Так для парагнейсовых свит этого региона (Робертсон и Маннинг) реконструируются терригенные и вулканогенные (базальт-андезитовые) первичные составы, а ортогнейсовая свита Пиккеринг с возрастом протолита не менее 1100 млн. лет довольно хорошо коррелируется с породами габбро-диорит-плагиогранитной ассоциации (Лайба и Кудрявцев, 2006; Михальский и др., 2006).

7. Корреляция со сходными структурами

На антарктическом континенте образования Фишерского комплекса наиболее хорошо сопоставляются с вулканогенными породами гор Сер-Роннане Земли Королевы Мод (примерно в 1500 км к западу от гор Принс-Чарльз) (Лайба, 2000; Лайба, 2000; Михальский, 2007). Геологические формации Земли Королевы Мод также входят в региональную структуру Циркумантарктического подвижного пояса, составной частью которого является и Фишерский комплекс. Супракрустальная серия гор Сер-Роннане, метаморфизованная в условиях от зеленосланцевой до гранулитовой фаций, состоит из различных гнейсов и плагиогнейсов, амфибол-плагиоклазовых кристаллосланцев, биотитовых амфиболитов, кальцифиров, мраморов и кварцитов. В наименее метаморфизованных породах различимы магматические (эффузивные) структуры. Для большинства метаморфитов реконструируется вулканогенный и осадочный генезис. Метаэффузивы прорваны мощными метаморфизованными жилами тоналитов, возможно, когенетичными аналогами первых (Иванов и Каменев, 1990). Позднейшие исследователи разделили супракрустальные породы гор Сер-Роннане на шесть толщ с выделением по геохимическим данным вулканитов океанического, островодужного и окраинно-материкового типа, а также аккреционных осадков. Протолиты вулканических пород были образованы до 1000 млн. лет (Osanai et al., 1992). Модельные Sm-Nd возраста TDM – источника вулканогенных пород – составляют 1100–1290 млн. лет (Shiraisi & Kagami, 1992). Предполагается, что осадочно-вулканогенные формации центральной части гор Сер-Роннане были сформированы условиях надсубдукционного режима. И это является наиболее важным сближающим признаком для двух сопоставляемых областей: Фишерской и Сер-Роннане. Следовательно, можно достаточно уверенно предполагать для некоторых областей Циркумантарктического подвижного пояса палеотектонические обстановки близкие или соответствующие конвергентным в период 1300–1100 млн. лет.

Фишерские образования по возрасту, составу и типу развития могут быть сопоставлены со среднерифейскими комплексами других континентов Гондваны, в частности, с рифейским подвижным поясом Олбани-Фрэзер (Albany-Fraser Orogen), развитом на юго-западе Австралии. Комплекс Фрэзер состоит из нескольких тектонических пластин и массивов, сложенных мафическими метаморфическими породами. Исходя из составов, реконструируются древние вулканические дуги, заложенные в энсиматических условиях, а геохимические особенности пород свидетельствуют о существенном влиянии субдукционных процессов (Nelson et al., 1995). Возраст заложения и развития пояса Олбани-Фрэзер – 1350–1140 млн. лет (Clark et al., 2000) – практически идентичен с рубежами развития Фишерского комплекса.

Фишерский комплекс также может быть довольно хорошо сопоставлен со среднерифейскими вулканогенными формациями Аравийско-Нубийской области, в меньшей степени с формациями Мавритано-Сенегальского пояса и провинции Наталь в южной Африке (Greenwood et al., 1976; Al-Shanti & Gass, 1983, Thomas et al., 1999), а также с некоторыми более молодыми структурами Казахстана, Тянь-Шаня и Забайкалья. Развитие Фишерского комплекса может отражать одну из ранних ступеней формирования суперконтинента Родиния на аккреционной стадии существования отдельных неконсолидированных блоков литосферы.

Литература

Андреева Е.Д., Богатиков О.А., Борсук А.М. и др., 1985. Магматические горные породы, том 1: Основные магматические породы. М., Наука, 485 с.

Богатиков О.А., Богданова С.В., Борсук А.М. и др., 1987 а. Магматические горные породы, том 6: Эволюция магматизма в истории Земли. Москва, Наука, 438 с.

Богатиков О.А., Богданова С.В., Борсук А.М. и др., 1987 б. Магматические горные породы, том 4: Кислые и средние породы. М., Наука, 373 с.

Гонжуров Н.А., Лайба А.А., 2009. Гренвильские и пан-африканские тектоно-термальные события в центральной части гор Принс-Чарльз, Восточная Антарктида. Материалы 42 Тектонического совещания, том 1. М., ГЕОС, с. 143–147.

Иванов В.Л., Каменев Е.Н. (ред.), 1990. Геология и минеральные ресурсы Антарктиды. М., Недра, 232 с.

Каменев Е.Н., Семёнов В.С., 2008. Тектонические провинции Восточной Антарктиды. В кн.: 60 лет в Арктике, Антарктике и Мировом океане. Сборник научных трудов. Санкт-Петербург, ВНИИОкеангеология, С. 339–350.

Красников Н.Н., Федоров Л.В., 1992. Геологическое строение массива Фишер. Изв. АН СССР, сер. геол., 8, с. 123–134.

Крылов Д.П., Крутикова С.В., 1994. Зеленокаменная ассоциация пород массива Фишер, горы Принс-Чарльз, Восточная Антарктида. Петрология, том 2, № 3, с. 305–310.