Глибинні процеси утворення розплавів в тектоносфері

Вплив кристалізаційної диференціації на процес формування магматичних розплавів розглянутий в багатьох роботах (Рингвуд А.Е, 1981; Baker M.B., Stolper E. M.,1994; Kushiro I.,1998; Arndt N., 2003; Presnal D.C., Gudfinnsson G.H., 2005 й ін.). Його роль при формуванні розплаву астеносфери не підлягає сумніву, однак це не єдиний процес, що визначає склад магматичних розплавів.

У процесі активізації відбувається винесення значної частини активних компонентів до поверхні. Цей факт відображено в інверсії геохімічної спеціалізації розплавів на заключних етапах. Змінюється співвідношення лугів, ультралужні розплави змінюються розплавами нормальної лужності й т.д. Зміна складу активних катіонів й аніонів після етапу, на якому покрівля астеносфери розміщується під корою, спостерігається у всіх регіонах без винятку (Гордієнко В. В., Усенко О. В., 2003; Український щит (геофізика, глибинні процеси), 2005 й ін.).

Після активізації незначна частина флюїду залишається в мантії, формуючи метасоматичні асоціації “раннього” етапу, утворені у відновлювальних умовах. Наприклад, в ксенолітах Сибірської платформи вони представлені накладеними асоціаціями флогопіт ± хромдіопсид ± апатит ± сульфіди ± графіт (Соловйова Л. В., Єгоров К. Н., Маркова М. Є. й ін., 1997). Таким чином, відбувається зміна окислених флюїдів відновленими. Для останніх притаманна сполучена активність елементів, які в надастеносферних флюїдах разом ніколи не зустрічаються (наприклад, лужні, кальцій та хром). Розглянемо ймовірний ланцюжок процесів в астеносфері після активізації. Спочатку кристалізується лерцолітовий “каркас”. Залишкові силікатні розплави збагачені некогерентною речовиною, у тому числі, флюїдом. Силікати, що кристалізуються із залишкового розплаву, “виймають” з водно- вуглекислого флюїду кисень. Відбувається відновлення флюїду, що спрощено можна описати реакціями 1 й 2, що йдуть справа наліво. З карбонатного флюїду буде формуватися метастабільний графіт, алмаз в умовах алмаз-пиропової фації глибинності. Подібний механізм цілком імовірний, тому що в умовах високого тиску при поступовому зменшенні температури переважають реакції, у результаті яких зменшується об'єм.

Включення в природних алмазах представлені сульфідами, К-Na -Са карбонатами, К-Na хлоридами, силікатами (Ширяєв А. А., Ізраелі Е. С., Хаурі Е. Г. й ін., 2005). Експериментальне моделювання мантійних алмазоутворюючих середовищ виявило, що “сприятливі умови для алмазоутворення виникають в помірно-окисленій лужний флюїдній фазі, а також Н₂О- і СО₂ - вміщуючих лужних карбонатних, карбонатно-силікатних і силікатних розплавах” ((Пальянов Ю. Н., Сокіл А. Г., Соболєв Н. В.,2005), с. 1299). Процес кристалізації поліморфів вуглецю при Т= 1150 - 1800 ⁰С и Р = 5,2-7,5 ГПа (мінімальних Т для даного інтервалу в природних умовах) реалізується в такий спосіб: нуклеація й ріст метастабільного графіту > нуклеація й ріст метастабільного графіту + ріст алмазу> нуклеація й ріст алмазу. Сполучена активність лугів і хрому, також буде сприяти алмазоутворенню, тому що сполуки хрому -- каталізатори нуклеації алмазів (Палатнік Л. С., Гладкіх Л.І.,1971).

Багаторазове повторення активізацій в призводить до деплетування мантії. Після формування ЗКС (після 2,9-2,8 млрд. років тому) вплив води на процес диференціації на континентах не фіксується. Максимальна активність окислених флюїдів із хлором спостерігається при утворенні ККЗ (~2,6 млрд. років тому). Після 2,1 млрд. років тому більш активні лужні флюїди й розплави. Якщо в археї присутність хлору фіксується появою Fе в розплавах і надастеносферних флюїдах, то в протерозої й фанерозої -- високим вмістом К. Збіднення надастеносферних рідин SiО₂ й Al₂O₃, а розплавів астеносфери базальтоїдною складовою призводить до зникнення процесу гранітизації після ~2 млрд. років тому. Після ~1,8 млрд років широкий розвиток здобуває карбонатитовий і лампроїтовий вулканізм. Імовірно, цей рубіж пов'язаний з формуванням переважно лерцолітової мантії.

У пізньому протерозої - палеозої мантія складена переважно лерцолітами й гарцбургітами, однак присутні верлітові, піроксенітові прошарки, а також метасоматично збагачені ділянки, що містять накладені флогопіт, хромдіопсид, апатит, сульфіди, графіт (Уханов А. В., Рябчиков І. Д., Харьків А. Д.,1988; Соловйова Л. В., Єгоров К. Н., Маркова М.Є. й ін., 1997).

На межі крейдяного віку та палеогену формується деплетована мантія. Лужні базальти й лампроїтові розплави виносять переважно лерцоліти, на які накладено метасоматичні асоціації, утворені за участю надастеносферних флюїдів (Коваленко В. І., Іонов Д. А., Ярмолюк В. В. й ін. 1990).

Таким чином, деплетування мантії пов'язане з перерозподілом речовини й винесенням хімічно активних компонентів до поверхні в процесі активізацій, які неодноразово повторюються в кожному регіоні.

В четвертому розділі представлено методику визначення глибини мантійної диференціації розплавів (розміщення покрівлі астеносфери) за складом магматичних порід.

Для отримання однозначного результату вивчається комплекс всіх магматичних і генетично пов'язаних ексгаляційних порід, утворених в процесі активізації. Це дозволяє відновити послідовність процесів і РТ-умови на покрівлі астеносфери при утворенні усіх типів магм як окремих геологічних структур, так і регіону в цілому.

Розглядаються:

1. Час утворення (відносний або абсолютний вік) комагматичних серій.

2. Склад ексгаляційно- осадових порід, які утворилися одночасно. Він може свідчити про флюїдний режим диференціації розплаву в астеносфері, тому що частина эксгаляцій “закріплюється” на поверхні у вигляді карбонатних, сульфатних і сульфідних прошарків, конкрецій (фосфатних й ін.), мінералів і т.д.

3. Склад магматичних порід.

Петрографія порід, утворених протягом одного етапу. Виділяються комагматичні серії, що характеризуються плавною зміною складу та мають близький вік.

Відновлення перебігу процессів у фанерозої дозволило виділити на континентах два варіанти глибинного розвитку. У першому випадку покрівля астеносфери розміщується вище на кожному етапі й опускається на заключному. Склад порід залежить від лужності розплаву (табл. 1). У другому випадку відбувається підйом речовини безпосередньо під кору й наступне опускання на 100 км. Фанерозойскі породи, диференційовані при безпосередньому підйомі під кору, представлені лужними різновидами.

Породоутворюючі мінерали. Формування структурних одиниць розплаву відбувається на покрівлі астеносфери, тому мінеральний склад породи, що утвориться з магми на поверхні, визначається умовами глибин диференціації. Спостерігається деяка відповідність парагенезисів магматичної породи середньому “мантійному”, склад якого визначається можливістю появи мінеральних видів у даних РТ-умовах (Мюллер Р., Саксена С., 1980).

Породи, утворені з глибинних розплавів, які формуються на 200 км, містять олівін, піроксен, флогопіт. Доля піроксену в розплавах, диференційованих на 150 км, значно більша; у лужному середовищі з'являється лейцит. З розплавів, що надходять з глибини 100 км переважно кристалізуються амфібол й (або) піроксен і плагіоклаз. Однією з головних ознак є відсутність магматичного олівіну. При Р ~3 ГПа скорочується поле його стабільності, на ліквідусі з'являється піроксен (Edgar A.D., Mitchell R.H., 1997 й ін.). Для порід, утворенних з лужних розплавів, пов'язаних з карбонатним флюїдом (у вигляді кабонатитів, прошарків вапняків), властива присутність нефеліну, псевдолейциту, плагіоклаз представлений альбітом.

В комагматичній серії, що кристалізується з розплавів, які надходять з 50 км, спостерігається послідовна зміна всіх перерахованих вище парагенезисів, а кінцеві диференціати містять польові шпати й кварц. Безпосередньо після підйому в “нові” умови можуть утворитися породи, мінеральні парагенезиси яких сформовані в “старих”. Поступово заміняються диференційованими в нових: зникає або з'являється олівін (не більше декількох %), фельдшпатоїди.

Акцесорні мінерали в багатьох випадках точно визначають глибину магмоутворення. Наприклад, склад гранатів (у тому числі ксеногенних). Піропи, хромвміщуючі піропи поширені в глибинних (150-200 км і більше) лерцолітах і гарцбургітах, альмандини-піропи з'являються в залізистих піроксенітах вище (100-150 км), на 50-100 км поширені альмандини. Гросуляри, меланіт зустрічаються тільки в породах, диференційованих на границі кора-мантія (50 км).

Петрохімічні характеристики порід й їхня зміна в рамках комагматичної серії. За мінеральним складом в першому наближенні встановлюється глибина диференціації розплаву. Далі склад порід, для яких визначено тиск на глибині мантійної диференціації магм, порівнюється з результатом плавлення лерцоліту при відповідному Р (по роботі (Кадік А. А., Луканін О. А., Портнягін А. Л.,1990)). На глибину диференціації вказує вміст MgО й Al₂O₃, й менше -- SiО₂, частка якого в реальних розплавах, як правило, збільшується зі зменшенням тиску. Відхилення вмісту УFeО, CaО й Na₂O, К₂О в породі від результату плавлення лерцоліту переважно вказує на склад флюїду. Підвищений вміст CaО й УFeО -- на участь СО₂; Fe₂О₃, Na₂O й Al₂O₃ - фтору; FeО, К₂О и SiО₂ - хлору. Різке зниження частки CaО й УFeО при Р = 3 ГПа спостерігається у випадку поділу на карбонатну й силікатну фази й перерозподілу катіонів між ними.

Специфіка поводження рідких і розсіяних елементів (накопичення в залишкових розплавах або збагачення ранніх диференціатів) може слугувати джерелом інформації про глибини магмовідділення й склад первинних магм. Так, збагачення сидерофільними елементами (Cr, Ni, Co) притаманно глибинним ультраосновним розплавам недиференційованим, або диференційованим при високому тиску, рідкометальна мінералізація (Nb, Ta й ін.) -- залишковим розплавам, коровим диференціатам при переважній активності хлору, або експлозивним і збагаченим флюїдом ранніім фазам при підвищених концентраціях фтору.

П'ятий розділ присвячено відтворенню фанерозойських глибинних процесів.

Магматичні комплекси Донбасу (за даними робіт (Бутурлінов Н.В., 1979; Кімберлитові породи Приазов'я, 1978, Лазаренко Є.К., Панов Б. С., Груба В.І., 1975)) представлено породами шести етапів. Час початку (~400, ~385, ~325, ~290, ~220, ~165 млн років) встановлено за абсолютним віком порід.

Послідовність утворення порід. На І етапі з'являються ультраосновні й кімберлітоподібні (з карбонатом) породи, на ІІ -- лужні базальти з незначною кількістю олівіну, на ІІІ -- серія безолівінових порід із псевдолейцитом і нефеліном від базальту до сієніту, на ІV -- ультраосновні породи з високим рівнем експлозивності й інтрузії лужних магм від основних до кислих. Таким чином, розгляд комагматичних серій дозволяє стверджувати, що на перших чотирьох етапах відбувається підйом покрівлі астеносфери (200--150--100--50 км). На початку кожного з'являються ультраосновні породи, збагачені СО₂, що свідчить про глибинну генерацію магми (близько 200 км). На V етапі утворюються безолівінові базальти, андезити й трахіандезити. Глибина диференціації магми -- 100 км. При опусканні покрівлі астеносфери (при формуванні андезит-трахіандезитового комплексу) ультралужні породи змінюються слабко лужними, що вказує на інверсію флюїдного режиму від значної переваги СО₂ до появи Н₂О. Немає ультраосновних порід, поповнення вуглекислим флюїдом також не фіксується, тому можна говорити про опускання покрівлі внаслідок остигання й кристалізації верхньої частини астеносфери.

Лампрофіри Міуського комплексу VІ етапу -- серія ультраосновних-основних порід з олівіном, у процесі диференціації яких спостерігається падіння лужності. Імовірно, їхні магми диференційовані на глибині 50 км.

Породоутворючі мінерали. В породах, кристалізованих з магми, що надходить з глибин 150-200 км (I й II етапів), переважають олівін, піроксен (титан-авгіт), флогопіт. Присутність ортопіроксену і діопсиду свідчить про менший вплив лужності й підвищену фугитивність кисню (буфер QFM) у порівнянні з породами наступних трьох етапів. Це може вказувати на високий тиск в місці диференціації розплаву. Мінеральний склад порід III етапу відповідає глибині диференціації 100 км. Поява нефеліну можлива при Р ? 3 ГПа й менше у результаті ліквації розплаву на силікатну й карбонатну складові (Brey G.P., 1978). Клінопіроксен представлений егірином, олівін відсутній.

Відсутність олівіну в складі андезит-трахіандезитового комплексу (етап V), амфібол як головний породоутворюючий свідчить про глибину диференціації 100 км.

Породи Міуського комплексу лампрофирів вирізняються за мінеральним складом, відмінним від попередніх комплексів. Містять олівін, фельдшпатоїди, лужні піроксени й ортопіроксени, плагіоклаз, що свідчить про глибину генерації магми 200 км і диференціації -- 50 км. Зміна порід, що вміщують нефелін та егірин, асоціаціями з плагіоклазом й ортопіроксеном свідчить про різке падіння лужності й наростання активності кисню під корою.

Акцесорна мінералізація. Для порід, магма яких надходить з глибини 200 км, притаманна присутність високобарних мінералів: гранату (піропу), муасаніту, хроміту. Характерна асоціація муасаніт і кристобаліт, що одночасно вказує на підвищену лужність (можливо, присутність фтору) і високий тиск. Породи п'ятого етапу виносять ксенокристали клінопіроксенів із глибини 75-100 км (Цимбал С. Н., Кривдік С. Г., Цимбал Ю. С. й ін., 2006).

Петрохімічні характеристики. Магми підвищеної лужності формуються при плавленні й диференціації розплаву в присутності карбонатних флюїдів, що призводить до падіння вмісту MgО і збільшення -- Al₂O₃ (Walter M.J.,1998). Однак загальна залежність складу від Р повинна зберігатися. Спостерігається падіння концентрації MgО і збільшення -- Al₂O₃ зі зменшенням Р в осередку диференціації магм (рис. 3). Для порід перших двох етапів підвищений вміст СаО й УFeО відображує вплив СО₂ на процес. При 3 ГПа карбонатна фаза відокремлюється (екстрагуючи з розплаву СаО й УFeО -- їх вміст відносно низький). Силікатна частина збагачується Al₂O₃ й Na₂O, що є наслідком участі фтора у її диференціації. Для порід Донбасу притаманна зміна співвідношення Na₂O/ К₂O у широких межах, що обумовлено впливом як хлоридних (що вміщують і воду), так і фторидних флюїдів на диференціацію. На п'ятому етапі склад порід ближче до результату плавлення лерцоліту, що може бути викликано інверсією складу флюїду.

Всі ознаки вказують на послідовність зміни глибини покрівлі астеносфери: 200, 150, 100, 50, 100, 50 км.

Перевірка виявлених глибин проведена за допомогою перерахунку Т гомогенізації газово-рідких включень. Температури кристалізації олівінів у породах, аналогічних ультраосновним породам Приазовського масиву -- 1450С (Єрмаков Н. П., Долгов Ю. А.,1979). Магма з глибин, яким відподідає Р= 6 8 ГПа й Т=1730 -1760С, на поверхні повинна мати температуру 1420-1440 С (Кадік А. А., Луканін О. А., Портнягін А. Л., 1990). Для нефелінових сієнітів температури кристалізації становлять 1350-1380С (Єрмаков Н. П., Долгов Ю. А., 1979). Враховуючи адіабатичний градієнт, перетинання лінії солідуса відбувається на глибині 100 км.

Аналіз магматичних серій, по которим встановлювався розвиток ДДЗ, проведено по роботах (Волошина З. Г.,1997; Ляшкевич З. М., Марушкін А.І.,1982). У девоні можна виділити два етапи розвитку ДДЗ: франський і фаменський, які супроводжувалися різним за складом магматизмом. Породи франського етапу -- комагматична серія від лужно-ультраосновних через нефелінові базальти до середніх і кислих порід. Умови формування франської вулканогенної товщі визначені Б. І. Малюком (Геологія й нафтогазоносність Дніпровсько-Донецької западини. Ендогенні процеси й нафтогазоносність, 1991). Вони утворені при диференціації меймечитової магми під контролем олівіну, а потім олівіну й клінопіроксену в інтервалі глибин 60-100 км. Подальша диференціація вібувається на глибині 20 км, де після проникнення розплавів в кору формується слой часткового плавлення в корі.

Однак меймечитова магма не може утворитися при плавленні лерцоліту мантії в зазначеному інтервалі глибин. Її поява можлива в результаті плавлення за участю СО₂ (Gudfinnsson G.H., Presnal D.C., 2005) при температурах не менших за 1760є С і тиску 7 ГПа (Ryabchikov I.D., Solovova I.P., Ntaflos Th. аt. al., 2001). Таким чином, розплав формується на глибині 200-220 км, а диференціація відбувається під корою.

Під час утворення анкаратритів і мельтейгитів першого (франського) етапу флюїд представлений карбонатно-фторидною фазою (з Mg²⁺,Са^2+, Na⁺), андезитів і ліпаритів -- водно- сольовою (NaCl).

Фаменскі породи утворено магмами, диференційованими при Р ~ 3ГПа. В осьовій частині ДДЗ з'являються клінопіроксен-плагіоклазові діабази без олівіну. Різка зміна мінеральних парагенезисів у породах другого етапу у порівнянні з породами першого (зникнення фельдшпатоїдів, поява плагіоклазу й рогової обманки) свідчить про принципово інші умови диференціації -- підвищується фугітивність кисню, зменшується лужність.

Наведений аналіз магматичних порід Донбасу й ДДЗ демонструє, що магми, які кристалізувались на поверхні протягом девону у двох структурах, були диференційовані в різний час в осередках, що розміщувались на різній глибині. Тому їх не можна поєднувати в єдині формації. Про різний глибинній розвиток свідчить режим вертикальних рухів і склад осадової товщі (Усенко О. В., 2004).

Склад осадово-ексгаляційних порід, що відкладалися в ДДЗ, корелює зі складом магматичних. На франському етапі розвитку фіксується участь СО₂ у формуванні первинних магм (меймечитів). Відбувається лікваційне відділення вуглекислої фази -- з'являються нефелінові базальти. Можна припустити, що в карбонатну фазу екстрагується частина катіонів (Са, Мg, Fe й ін.), а одночасне утворення на поверхні пачки доломітів не є випадковим. Магнезіальні карбонати (доломіти) змінюються кальцієвими (вапняками й карбонатними аргілітами), потім глиноземистими породами (ефузивами й туфогенними) з вуглеводнями. Відновлення вуглецю в багатих глиноземом лужних розплавах фіксується в магматичних породах Чернігівського комплексу карбонатитів.

Надалі поширені андезити й андезито-базальти, які змінюють лужні породи початкових фаз. До цього часу в корі сформована зона часткового плавлення. Поступова нейтралізація спостерігається не тільки в розплаві, але й у хемогенних осадах, що відкладаються синхронно. Відкладення кам'яної солі може відбуватися з водяного флюїду, у якому активна основа (NaОН) нейтралізована активною кислотою (НСl). Na екстрагує гідроксильну групу, що призведе до “осушення” силікатного розплаву, а утворений водяний розчин підіймається до поверхні спочатку з магмою, а потім у вигляді гідротерм. Про нейтралізацію середовища свідчить присутність сульфатів. В кислому чи лужному середовищі сірка перебуває у формі сульфід-иону.

На початковому етапі на покрівлі астеносфери утворюється суміш карбонатних, алюмосилікатних, водно-сольових розчинів та розплавів, які вступають у взаємодію, як в астеносфері, звідки послідовно відокремлюються фази різної складу, так і на поверхні (на дні рифтового трога), де відкладаються прошарки хемогенних порід.

Трактування встановленого зв'язку не є однозначним. Однак його наявність не доводиться заперечувати. Тим більше, що подібні співвідношення магматичних й ексгаляційних порід виявлені в сучасних рифтах (Сучасне гідротермальне рудовідкладання,1974).

Аналіз магматичних комплексів, розвинених у смузі, що поєднує Гірський Крим і Ломоносівський підводний масив (ЛПМ), проведено за даними робіт (Спиридонов Э.М., Коротаєва Н.Н., Ладигін В.М.,1990; Шнюков Е.Ф., Рябенко В.А., Сиденко О.Г. й ін., 1979; Шнюков Є.Ф., Щербаков І.Б., Шнюкова О.Є.,1997). Спочатку магматичні породи було розділено на комагматичні серії за мінеральним та хімічним складом, характером вторинних перетворень. Виділено п'ять етапів розвитку, до початку яких віднесено етапи магматизму: пізній палеозой; верхній триас -нижня юра (початок -- 210-220 млн. років тому); середня-верхня-юра (початок -- 155-160 млн. років тому); нижня крейда -- альб (початок --100-110 млн. років тому); палеоген (початок -- 50-60 млн. років тому).

Етап I. Магматизм пізнього палеозою. Зуйський гіпербазитовий комплекс складений метаперидотитами, зміненими до талькових і тальк-хлоритових сланців. Віднесення їх до офіолітів й інтенсивні постмагматичні зміни (серпентинізація), свідчать про значні глибини магмоутворення (200 км). На цій же глибині диференційовані магми, що формують серпентиніти й пікрити в східній частині Сімферопольського підняття (породи на 70 % складені олівіном і серпентином). Високий вміст MgО (27,3 мас %) і низький -- SiО₂ (41,7 мас %) і Al₂O₃ (7,3 мас %) також свідчить про Р ~ 7 ГПа при формуванні магм.

Етап II представлений спіліто-діабазовим комплексом у районі с. Петропавловка - Українка. Породи можна зіставити з вулканічною товщею мису Іфігенія (південнй берег Криму) і нижньою частиною вулканічної товщі Карадагу (I й II фази по (Спиридонов Э.М., Коротаєва Н.Н., Ладигін В.М.,1990)). Високий рівень диференціації відбито у витриманому складі. Відсутність олівіну, низький вміст магнію й високий -- натрію визначають глибину покрівлі астеносфери 100 км. Подушкові лави базальтів з накладеними зеленокам'яними змінами -- типові породи, що утворюються з розплавів, диференційованих на цій глибині.

Етап III. Численні штоки й дайки субширотного простягання знаходяться на вододілі Джидаірського й Бодракського ярів. Різкі варіації хімічного складу порід, одночасно високий вміст і магнію і алюмінію в породах перших трьох фаз бодракського субвулканічного комплексу, присутність безсумнівно глибинних ксенокристалів (магнезіальні хромгерциніти), різко підвищений вміст хрому й нікелю, а також халькофільних елементів, свідчать про підйом глибинної речовини на підкоровий рівень. Утворення ортопіроксену і плагіоклазу при порівняно високих концентраціях лугів, вказує на окислювально-відновлювальні умови, наближені до буфера QFM (контамынацыя породами кори).

Етап IV. Вирішальним фактором для виділення порід цього етапу є зміна мінеральних асоціацій. Верхньоальбська балаклавська вулканічна серія складена натровими порфіровими базальтами, трахіандезито-базальтами й андезитами із вкраплениками плагіоклазу, авгіту, рогової обманки, ендіопсиду, титаномагнетиту. До цього ж етапу можна віднести породи III фази карадагського субвулканічного комплексу, а також андезито-базальти з авгітом й плагіоклазом, базальти середньомагнезиальної серії ЛПМ (Шнюков Є.Ф., Щербаков І.Б., Шнюкова О.Є.,1997). На ЛПМ її абсолютний вік становить 100-110 млн. років. З парагенезису зникає олівін, що може свідчити про опускання покрівлі астеносфери на 100 км.

Етап V. Останній етап магматизму -- палеогеновий -- представлено порфіровими базальтами й пікритобазальтами із включеннями основного плагіоклазу (№72-74) і авгіту високомагнезіальної серії ЛПМ (Шнюков Є.Ф., Щербаков І.Б., Шнюкова О.Є.,1997). Для них притаманні висока магнезіальність; основність; низька калієва лужність, при більш високій натровій; зниження вмісту глинозему. Головною особливістю всіх порід є наявність периклазу (у зростках з мервінітом) у базальтах і периклаз -мелілітових, периклаз-форстеритових, периклаз -шпінелевих зростків в інтрузивах ГК. У кислих різновидах зустрічається олівін. Поява периклаза є можливою у високомагнезіальних розплавах значних (більше 200 км) глибин. Однак зростки з мелілітом і шпінеллю можуть формуватися на невеликій глибині (50 км). Про значні глибини магмовідокремлення й невеликі (підкорові) диференціації свідчить поява недиференційованих ефузивних порід.

Проведений аналіз дозволяє відновити глибину розміщення покрівлі астеносфери, що розташовувалася послідовно на 200, 100, 50, 100, 50 км.

Докембрійськи глибинні процеси розглянуті у шостому розділі. Перевага зеленокам'яних структур (ЗКС) ПБ для вивчення історії геологічного розвитку обумовлена наявністю структур (Сурської і Верховцевської), у яких розрізи, що характеризують інтервал 3,37-2,8 млрд років тому представлені контрастними породами, взаємини між якими чітко встановлені (Бордунов І.Н.,1983; Бобров О.Б., Ченцов В.С., Сукач В.В., 2000; Щербаков І.Б.,2005). Тут збережені первинні умови залягання порід, які не перетерпіли інтенсивних метасоматичних перетворень, а рівень ерозійного зрізу найменший на УЩ. Вік 3,37 млрд років як нижній вік конської серії наведений у роботі (Щербаков І.Б.,2005) за даними М.П.Щербака й Г.В.Артеменка. Найстарші породи по роботі (Геохронологія раннього докембрію Українського щита. Архей, 2005) утворені 3,1-3,2 млрд років тому, але не виключено, що таке датування пов'язано з процесами, накладеними під час утворення гранітоїдів сурського комплексу.

Спочатку було проведено уточнення методики визначення глибини мантійної диференціації порід для ЗКС ПБ. Амфіболи актиноліт-тремолітового ряду виникають замість суміші орто- і клінопіроксену при надлишку кремнезему й води (Мюллер Р., Саксена С. ,1980):

2Са(Fe,Mg)Si₂O₆ +3 (Fe,Mg)SiO₃ + SiO₂ + H₂O- Са₂(Fe,Mg)₅Si₈O₂₂ (ОН)₂

Кумінгтоніт заміщує ортопіроксен:

7(Fe,Mg)SiO₃ + SiO₂ + H₂O-(Fe,Mg)₇Si₈O₂₂ (ОН)₂

При формуванні в умовах високої фугітивності води й вуглекислоти по дуніту утвориться карбонат -серпентинова порода:

2Mg₂SiO₄ + 2H₂O + CO₂ - Mg₃Si₂O₅ (ОН) + MgСO₃

Тальк розвивається по олівіну при меншій активності Н₂О, але при високій СО₂.

4Mg₂SiO₄ + H₂O + 5CO₂ - Mg₃Si₄O₁₀ (ОН)₂ + 5MgСO₃

Утворення порід ЗКС ПБ відбувається при надлишку O₂, SiО₂, H₂O і СО₂, співвідношення яких залежить від тиску в місці диференціації. Взаємодія флюїду й магми здійснюється при кристалізації на поверхні. Але значна частина флюїду виноситься разом з магмою, що доведено визначеннями ізотопного складу кисню практично для всіх ЗКС миру (Сміт Х.С., О'Ніл Дж.Р., Ерланк А.Дж.,1987 й ін.). Це дозволяє використати методику втановлення глибини диференціації в мантії (тиску на покрівлі астеносфери) фанерозойських розплавів, “віднімаючи” надлишковий флюїд (Український щит (геофізика, глибинні процеси), 2005). Перевіркою отриманого результату є зіставлення вмісту петрогених оксидів у породах Сурської ЗКС ПБ із результатом плавлення лерцоліту в роботі (Кадіик А. А., Луканін О. А., Портнягін А. Л.,1990)(див. мал. 1). У порівнянні з іншими регіонами відмінності мінімальні, що свідчить про близькість умов, що існували в археї, умовам експериментів.

Залізисті прошарки можна розглядати як суміш силікатних і карбонатних порід, що включають амфібол (куміингтоніт) і магнетит. Силікатні породи представлено залізистими кварцитами (Fe₃O₄ + SiО₂), які від ріоліту відрізняються повною відсутністю Al₂O₃, а від коматіїту (Сурської структури) відсутністю MgО. Карбонатні залізисті прошарки складено магнезіально-залізистими карбонатами з магнетитом (Fe₃O₄ + (Mg,Fe)СO₃). Індекс кремнеземистості й частка карбонатного заліза в породах Сурской ЗКС (по роботі (Ультрабазитові формації центральної частини Українського щита, 1979)) різко зростають у пластах, генетично пов'язаних з коматіїтовою формацією. Кілька піків індексу кремнеземистості можуть свідчити про кількаразове поповнення астеносфери (з покрівлею не глибше 50 км) силікатною речовиною. Максимальний вміст карбонатного заліза фіксується в пластах, що містять сульфіди. Відділення карбонатної фази вказує на падіння Р (підйом речовини з 200 на 50 км), а відновлення сірки -- на кисле середовище. При порівнянні зміни глибини покрівлі астеносфери й форми знаходження заліза очевидно, що залізо зв'язується з киснем (магнетитове залізо) на глибині 100 км і більше. При підйомі покрівлі залізо переважно входить до складу карбонатів і силікатів, при цьому його загальна кількість скорочується пропорційно кількості магнетитового. При глибині покрівлі 50 км переважають магнезіально-залізисті карбонати (пов'язані з коматіїтами) -- збільшується індекс сіроколірності залізистого прошарку, залізо входить до складу силікатів -- зростає індекс кремнеземистості. Зміна форми знаходження заліза в залізистих прошарках відбувається закономірно. Склад аніонної групи визначається тиском у місці диференціації й збігається зі зміною активності флюїдів у діапазоні тиску мантії, а також відповідає складу флюїдів, що викликають метаморфічні перетворення в синхронних силікатних прошарках.

Узагальнення описів порід ЗКС ПБ, наведених у роботах (Геологія осадочно-вулканогенних формацій Українського щита, 1967; Ультрабазитові формації центральної частини Українського щита,1979; Бордунов І.Н.,1983; Щербаков І.Б., 2005), дозволяє встановити зміну умов на покрівлі астеносфери, простежити взаємини між вулканогенними (силікатними) і ексгаляційними (залізистими, карбонатними) породами.

Формування ЗКС ПБ є результатом тривалого розвитку. Єдиний цикл, у процесі якого формується товща порід першого ярусу по роботі (Бордунов І.Н.,1983) (толеїтова, коматіїтова й андезит-базальтова туфолавова формації по роботі (Бобров О.Б., Ченцов В.С., Сукач В.В., 2000)), включає як мінімум 10-кратне винесення речовини з астеносфери, покрівля якої розміщується на різних рівнях. При формуванні порід другого ярусу (верхньої коматіїтової формації) розташування покрівлі астеносфери змінюється не менше семи разів. У цей час (~3,4- 2,8 млрд років тому) під територією ПБ безперервно існує астеносфера. Багато авторів наполягають на неправомочності кореляції розрізів структур північної (Сурскої і Верховцевскої) та південної (Чортомликсько-Солонівскої) частин ПБ через нерівнозначність об'ємів толеїтової і коматіїтової формацій (наприклад (Щербаков І.Б., 2005)). У запропонованій схемі кореляції це не є перешкодою, тому що об'єми порід -- другорядна ознака. Головна -- розміщення покрівлі астеносфери на кожному етапі. А воно фіксується за фактом появи порід, які свідчать про глибину диференціації.

Під час формування порід метабазитової (толеїтової) формації в північній частині ПБ умови на покрівлі астеносфери переважно нейтральні. Залізисті експлозії, можливо, утворені в слабко кислому середовищі, до кінця диференціації силікатних порід середовище стає слабко лужним. Фугитивність кисню й кислотність середовища підвищується від метабазитової (толеитової) до базит-ультрабазитової (коматіїтової) формації. Флюїди містять оксиди заліза, кремнію, вуглецю, водню, а також сульфід- і хлорид-іони. Після їх відділення з'являються диференційовані розплави, сформовані в умовах, наближених до нейтральних, з яких утворюються породи спіліт-кератофір-туфової (андезит-базальтової) формації. Процес, що визначає формування ЗКС ПБ -- окислення. Саме достатня кількість кисню призводить до полярності диференціації архейських розплавів, визначає кінетику реакцій, підвищення ступеня плавлення, значні об'єми і своєрідність вулканогенних й ексгаляційних порід, у тому числі залізистих. Під час формування спіліт-кератофір-туфової формації спостерігається інверсія флюїдного режиму: зниження окислювального потенціалу. Однак навіть після етапу деплетування не відбувається кристалізації астеносфери. Збагачення залишкових розплавів флюїдом (сполуками кисню, водню, вуглецю й, можливо, азоту) і базальтоїдною складовою (кремнеземом, глиноземом, залізом, кальцієм) спричиняє початок другого циклу активізації безпосередньо після першого. Утворюється товща порід другого ярусу. Тенденції, найбільш яскраво виявлені в першому ярусі, спостерігаються й у другому, однак поступово фіксується зменшення впливу кисню.

Асоціації корисних копалин, розвинених у північній частині ПБ УЩ (хроміти, сульфіди заліза, нікелю та ін), також можуть бути утворені при високому окисному потенціалі в кислому середовищі.

У південній частині ПБ породи обох ярусів формуються в присутності води й вуглекислоти в нейтральних умовах.

Вивчено розвиток ПБ і Криворізько-Кременчуцької зони після 2,8 млрд років. Вулканогенні породи ККЗ і Білозірської структури (по роботах (Геологія осадочно-вулканогенних формацій Українського щита, 1967; Залізисто-кремнисті формації Українського щита., 1978)) подібні вулканогенним породами ЗКС ПБ, у залізистих прошарках часто присутні мінерали, які є індикаторами тиску на покрівлі астеносфери.

Врахування складу як вулканогенних, так і залізистих шарів, дозволяє досить упевнено розділити їх по глибинах мантійної диференціації.

Збагачення залізом відбувається в умовах астеносфери й пов'язане з несумісністю окисленого флюїду, який переносить залізо, і лужного залишкового розплаву, а не з поділом їх за щільностю, як у породах Сурської структури. У формуванні синє-червоносмугастих з гематитом джесперів на глибині 100 км відбувається спільний вплив фтор- і хлор- вміщуючих флюїдів. Розплави-флюїди із хлором концентрують також кисень, залізо й воду, а фторидні -- натрій. Участь фторидно-натрових флюїдів призводить до зниження змішуваності флюїдної (залізисто-кремнистої із хлором) фази, куди “виштовхується” максимум вільного кисню. Фтор залишається в розплаві астеносфери й бере участь у формуванні лужних залишкових розчинів. Високий вміст хлору визначає зв'язування кисню, що вивільнився, із залізом, яке в кислому середовищі у розплавах астеносфери присутнє у вигляді хдоридних комплексів. Відокремлюється ексгаляційна фаза, з якої утворяться джеспіліти з гематитом:

2FeCl₃ + 3H₂O = Fe₂ O₃ + 6 HCl.

При формуванні порід ККЗ фіксується зміна флюїдного режиму диференціації розплавів астеносфери, що проявляється в дефіциті (щодо умов формування ЗКС) води, яка нівелює кислотність-лужність розплаву. Вперше в межах ПБ формуються окислені залізисті эксплозії, силікатні розплави й лужні залишкові флюїди. Утворення продуктивної залізистої товщі (джеспілітової формації) пов'язане з розподілом розплаву на покрівлі астеносфери на несумісні фази, перенесенням заліза у вигляді хлоридних комплексів і перевідкладенням (накопиченням) у шарі мантії, що розміщується над астеносферою. Винесення до поверхні відбувається на етапі, коли покрівля астеносфери розташовується під корою.

Залізиста кременисто-сланцева світа Кінсько-Білозірської структури, що представляє третій структурний ярус, досить упевнено зіставляється з породами ККЗ (див. табл.7).

Для встановлення розвитку Приазовського масиву в протерозої (2,1-1,75 млрд. років тому) використані дані робіт (Єлісєєв Н.А., Кушев В.Г., 1965; Глеваський Є.Б., Кривдик С.Г., 1981; Кривдик С. Г., Ткачук В. І., Кривонос В. П. й ін.,1990). Абсолютний вік порід ЧКК -- 1,83 - 2,17 млрд років (за даними калій-аргонового методу)(Глеваський Є. Б., Кривдик С.Г., 1981). Абсолютний вік олівінового габро внутрішньої частини Октябрського масиву -- 1,84 - 1,79 млрд років, а лужних сієнітів, їх січних, -- 1,8 млрд років (Кривдик С.Г., Ткачук В.І., Кривонос В.П. и др.,1990).

Найважливіша особливість мінерального складу порід ЧКК, утворених на перших трьох етапах -- повна відсутність олівіну, ортопіроксену, плагіоклазів, гранатів, шпінелей. На всіх етапах розвитку утворюються фосфати, фториди й сульфіди. У складі магматичних порід присутні графіт, вуглеводні. Всі породоутворюючі мінерали представлені лужними різновидами. Ці риси можуть бути обумовлені тільки високою лужністю розплавів, високою активністю флюїдів (СО₂ й F) та повною відсутністю впливу H₂O на диференціацію розплавів.

У лужних піроксенітах I етапу ЧКК породоутворюючі силікати -- тільки лужні піроксени. Відзначається дуже високий вміст магнетиту й ільменіту (до 30 %). У всіх ультраосновних породах ЧКК присутній графіт (до 5 %). Вірогідно, магми поступають з глибини не менших за 150 км.

Породи, складені переважно амфіболами (есексити), утворюються з розплавів, диференційованих на 100 км, імовірно, на II етапі. Після відділення розплавів, що формують есексити, відбувається ліквація на алюмосилікатну й карбонатну фази на покрівлі астеносфери. Карбонатний розплав збагачений Ca й Fe (див. рис. 3), дефіцит яких спостерігається в канадітах внаслідок розподілу катіонів між фазами. Подібний ефект ніколи не фіксується в магмах, диференційованих за участю води або в кислому середовищі (див. рис. 2). Когерентно поводяться алюміній й натрій, якими збагаченна силікатна (флюїдно-силікатна) частина розплаву, а також залізо й кальцій, які при Р~ 3 ГПа екстрагуються в карбонатну фазу.

На III етапі утворюється комагматична серія порід від ультраосновних до кислих. Ультраосновні твейтозит-піроксеніти третього етапу -- аналоги лужних піроксенітів першого. У процесі диференціації магм в астеносфері, піроксеніт-твейтозити змінюються твейтозитами, за складом близькими до шонкінітів Донбасу. Лужні сієніти й граніти з кварцом формуються, імовірно, при диференціації розплавів у корі.

На самостійних IV й V етапах утворюються серії ультраосновних вулканогенних порід -- мельтейгитів, олівінітових мельтейгитів й ійоліт-мельтейгитів. Їхня поява свідчить про надходження речовини із глибини 200 км під кору. Синхронно з'являються карбонатити й фоскорити (породи, складені апатитом). Відбувається ліквація на дві та три несумісні рідини.

Лужні сієніти VI етапу, у яких кількість ортоклазу більша, ніж альбіту, з'являються в результаті інверсії флюидної фази. Кімберлітові карбонатити останнього етапу автори роботи (Глеваський Є.Б., Кривдик С. Г.,1981) вважають самими глибинними утвореннями.

Породи, що складають ЧКК, диференційовані при зміні глибини розташування покрівлі астеносфери: 150--100--50--50--100 км. Активність (високі концентрації) СО₂ й F - визначають склад акцесорної мінералізації ЧКК, склад рідкісних елементів, якими збагачені обидві фази. Са, Sr, Ba, Ce в лужному середовищі екстрагуються переважно в карбонатну фазу. Zr, Nb, Ta, TR (Ce, La, Nd) можуть потрапити в розплав тільки внаслідок розчинення в присутності HF та утворення фторидних комплексних сполук, у складі яких вони й переносяться до покрівлі астеносфери. Р₂О₅, активний тільки в лужному середовищі, у ЧКК формує власні розплави - фоскорити.

Поділ порід Октябрського масиву (ОМ) за умовами диференціації. За часом утворення й петрографічними особливостями чітко виділяються основні й ультраосновні породи північно-східної частини масиву (етап I). Вони представлені олівінітами, піроксенітами, габро. Склад акцесорних мінералів (титано-магнетит, ільменіт, хромові шпінелі), наявність магнезіального олівіну й високий зміст діопсидового компонента в клінопіроксені вказують на відносно високий окисний потенціал середовища, незважаючи на присутність СО₂. Сукупність ознак свідчить про глибину диференціації ~200 км.

Плагіоклазові піроксеніти (етап II) наступні за часом утворення. Клінопіроксен представлений титан-авгітом, як й в ультрабазитах. Однозначно встановити розташування покрівлі астеносфери при їхньому утворенні неможливо. Розплави могли бути диференційовані на глибині 100 км, тому що фанерозойським аналогом може бути безолівінове габро. Анадольські граніти (етап III) утворені в корі, але для формування корового осередку плавлення необхідна наявність астеносфери в мантії (Теплове поле території України, 2002). Позначається вплив хлоридно-калієвих кремнекислих флюїдів, що відокремлюються від корових розплавів.

При повторному поповненні астеносфери відбувається змішування розплавів різної лужності, її стрибкоподібне підвищення з все більш чітко виявленою перевагою натрової. Диференціація на ~50 км призводить до контамінації розплаву речовиною кори. Спочатку утворюється габро з полікристалічним олівіном (етап IV), що може бути наслідком, коливання кислотності - лужності та відновно-окислювального потенціалу. Ця тенденція ще більш виявлена в породах, що формують зовнішнє кільце масиву (етап V). Розплави астеносфери і на цих етапах формуються в присутності Н₂О и хлору (на відміну від розплавів ЗП і розплавів наступних етапів). На це вказує присутність ортопіроксена й кварца в габро приконтактової частини.

Лужні сієніти (етап VI)-- роговообманково-піроксенові породи з калієвим польовим шпатом й альбітом утворені після сієнітів і габро контакту. Мінеральний склад вказує на глибину формування розплаву 100 км. Утворення нефелінових сієнітів і маріуполітів відбувається на наступному -- VII етапі. При незмінному розташуванні покрівлі астеносфери породи з нефеліном у всіх випадках з'являються раніше безнефелінових, тому що в кінцевих диференціатах збільшується частка SiО₂ (фугитивність кисню підвищується, лужність зменшується): з'являються лужні польові шпати й кварц (Лампроїти,1991). Породи з фельдшпатоїдами утворюються при відділенні СО₂ у самостійну фазу при Р ? 3 ГПа, а для цього необхідно поповнення глибинного джерела розплавом і розчиненим у ньому флюїдом.

Оскільки порядок появи порід як у західній, так й у східній частинах ПМ установлений неоднозначно, запропонована схема є ймовірною (особливо на етапах IV-VII). Можна стверджувати, що активізація включає не менш 8 етапів розвитку, які супроводжуються магматизмом. Зроблені висновки підкріплюються синхронним накопиченням основної частини центрально-приазовської серії, умовами метаморфізму. Палеогеотермічний градієнт становив у цей час близько 33⁰С/км в інтервалі глибин 0-16 км, що відповідає палеогеотермічному градієнту пермського часу в Донбасі (Усенко О.В., 1999). Можна стверджувати, що породи ЧКК, розвинені у відносно вузькій зоні Чернігівського розламу в ЗП і породи ОМ, анадольскі граніти, масиви сієнітів у Східному Приазов'ї утворюються на різних етапах тривалої активізації (2,1-1,75 млрд років), у процесі якої відбувається багаторазова зміна розташування покрівлі астеносфери, що на окремих етапах супроводжується прогрівом кори.

ВИСНОВКИ

1. За незалежними критеріями (особливостями поведінки багатокомпонентних систем у широкому діапазоні Т і Р; умовами формування ксенолітів; розташуванню сейсмічних границь у мантії) встановлено глибини розміщення осередків плавлення й диференціації розплавів у мантії. Вони можуть знаходитись на рівнях ~50 (границя кора-мантія), ~100, ~150, ~200 км.

2. Показано, що початкове плавлення (яке в мантії є можливим при Р ? 7 ГПа) супроводжується вивільненням кисню, що призводить до появи окислених флюїдів. Розплав, що формується є розчином електроліту, а процес плавлення супрводжується вібірковим розчиненням мінералів лерцоліту. Тому склад початкового розплаву залежить не тільки від Р (при відповідній Т), а й від складу флюїду, що утворюється.

3. Покрівлю астеносфери визначено як шар, у якому при диференціації розплавів відбуваються фізико-хімічні взаємодії. Хімічний склад магматичних порід, що кристалізується на поверхні, зумовлюється Р, Т, а також концентраціями хімічних елементів і сполук на покрівлі астеносфери.

4. Встановлено, що структура силікатного розплаву при високих Р й Т у першому наближенні відповідає структурі водного розчину в умовах поверхні. Це дозволяє на якісному рівні визначати кислотність-лужність й окислювально-відновні умови, напрямок протікання та послідовність реакцій. Формування структурних одиниць в розплаві, з якого кристалізуються мінерали на поверхні, також відбувається на покрівлі астеносфери. Чіткі уявлення про сукупність процесів, що відбувються за даних РТ-умов (на рівнях диференціації ~50, ~100, ~150, ~200 км), надають можливість для впевненого висновку про глибину розташування покрівлі астеносфери за складом магматичних порід.

5. Впродовж активізації відбувається винесення активних компонентів, що призводить до інверсії складу розплавів заключних этапів та деплетуванню мантійного субстрату.

6. Показано, що кристалізація розплаву астеносфери супроводжується відновленням залишкових окислених флюїдів.

7. Розроблено методику, яка дозволяє визначати глибину диференціації розплавів за складом магматичних порід. Таким чином, можливо встановити глибину розміщення покрівлі астеносфери на кожному етапі та впродовж глибинного процесу в цілому. Цю методику можна використовувати при вирішенні багатьох задач: враховувати розміщення покрівлі астеносфери при побудові геофізичних моделей, а також перевіряти гіпотези, що включають розрахунки тепломасопереносу. Виявлення особливостей диференціації порід регіону включає визначення складу флюїдів і мантійного субстрату. Це дозволяє робити висновки про еволюцію складу розплавів астеносфери та ймовірність виявлення певних корисних копалин у даному регіоні.

8. Встановлено, що магматичні комплекси Донбасу утворено впродовж шести етапів: ~400, ~385, ~325, ~290, ~220, ~165 млн років тому. Покрівля астеносфери послідовно розташовувалась на глибинах ~200, ~150, ~100, ~50, ~100, ~50 км. Диференціаціия відбувалась в лужному середовищі за участю вуглекислого флюїду.

9. В девоні можна виділити два етапи розвитку ДДЗ: франський і фаменський. На початку франського етапу покрівлю астеносфери було розміщено під корою, далі -- у корі. На фаменському -- на глибині 100 км. Під час діференціації відбувається зміна складу флюїду. Глибинні лужно-карбонатні флюїди відокремлюються в самостійну фазу й подальша диференціація здійснюється в лужному середовищі за участю фторидно-натрових. Коли розплави поступають в кору, флюїд представлено нейтральними хлоридно-натровими водяними розчинами, які в південно-східній частині ДЗЗ взаємодіють з розплавом астеносфери і на другому етапі.

10. В Криму виділено п'ять етапів розвитку, до початку яких віднесено етапи магматизму: пізній палеозой; верхній триас -нижня юра (початок -- 210-220 млн. років тому); середня-верхня юра (початок -- 155-160 млн. років тому); нижня крейда -- альб (початок --100-110 млн. років тому); палеоген (початок -- 50-60 млн. років тому). Проведений аналіз магматичних комплексів дозволяє відновити глибину розміщення покрівлі астеносфери, що розташовувалася послідовно на ~200, ~ 100, ~50, ~100, ~50 км.

11. Для з'ясування глибинного розвитку Придніпровського блоку УЩ було проведено адаптацію розробленої методики для умов архея. Втановлено, що утворення порід ЗКС ПБ відбувається при надлишку O₂, SiО₂, H₂O і СО₂, співвідношення яких залежить від тиску в місці диференціації. Формування ЗКС є результатом тривалого розвитку. У цей час (~3,4- 2,8 млрд років тому) під територією ПБ безперервно існувала астеносфера зі змінною глибиною покрівлі. Єдиний цикл, у процесі якого формувалися толеїтова, коматіїтова й андезит-базальтова туфолавова та верхня коматіїтова формації включає як мінімум 17 етапів винесення речовини з астеносфери, покрівля якої розташовувалася на різних рівнях.

12. Формування порід ККЗ (початок, вірогідно, 2,8 млрд років тому) також є наслідком тривалого процесу. Фіксується 13 етапів, які слідують один за одним, однак загальна тривалість процесу не з'ясована, бо відсутні визначення абсолютного віку порід. Відбувається зміна флюїдного режиму диференціації розплавів астеносфери, що проявляється в дефіциті (щодо умов формування ЗКС) води. Вперше в межах ПБ формуються окислені залізисті эксплозії, силікатні розплави й лужні залишкові флюїди.

13. Оцінка умов формування порід Чернігівського комплексу карбонатитів (західна частина ПМ) та Октябрського масиву (східна частина ПМ) дозволяє стверджувати, що в період 2,1 -1,75 млрд років відбувається не меньш як восьмикратна зміна розташування покрівлі астеносфери під ПМ вцілому.

МАТЕРІАЛ, ПОДАДЕНИЙ У ДИСЕРТАЦІЇ, ВИКЛАДЕНО У НАСТУПНИХ ПУБЛІКАЦІЯХ

1. Тепловое поле территории Украины / Гордиенко В.В., Гордиенко И.В., Завгородняя О.В., Усенко О.В./ Под ред. Гордиенко В.В.- К: Знание Украины, 2002.- 170 с.

2. Гордиенко В.В., Усенко О.В. Глубинные процессы в тектоносфере Украины // К.: ИГФ НАН Украины - 2003.- 147 с.

3. Гордиенко В.В., Гордиенко И.В., Завгородняя О.В., Логвинов И.М., Тарасов В.Н., Усенко О.В. Геотермический атлас Украины / Киев: ИГФ НАН У, 2004.-60 с.

4. Украинский щит (геофизика, глубинные процессы) / Гордиенко В.В., Гордиенко И.В., Завгородняя О.В., Ковачикова С., Логвинов И.М., Тарасов В.Н., Усенко О.В. / Под ред. Гордиенко В.В./ Киев: Корвин-Пресс, 2005.- 210 с.

5. Днепровско-Донецкая впадина (геофизика, глубинные процессы) / Гордиенко В.В., Гордиенко И.В., Завгородняя О.В., Ковачикова С., Логвинов И.М., Пек Й.., Усенко О.В. / Киев: Корвин-Пресс, 2006.- 156 с.

6. Усенко О.В. Палеогеотермический градиент и степень метаморфизма углей Донецкого бассейна // Доповіді НАН України.-- 1999.-- №10.-- С. 114-118.

7. Гордиенко В.В., Усенко О.В. Геосинклинальный процесс на примере герцинской геосинклинали Донбасса // Геофиз. ж. --2000.-- 22, № 5.-- С.33-38.

8. Гордиенко В.В., Гордиенко И.В., Завгородняя О.В., Тарасов В.Н., Усенко О.В. Тепловое поле, современная активизация и полезные ископаемые Волыно-Подольской плиты // Геофиз. ж.- 2002.- 24, № 1.- С. 79-92.

9. Усенко О.В. Тепловой поток и современная активизация Донецкого бассейна // Геофиз. ж. -2002.- 24, № 5.- С.102-111.

10. Гордиенко В.В., Усенко О.В. Процесс рифтогенеза на примере герцинского Днепровско-Донецкого рифта // Геофиз. ж.- 2002.- 24, № 4.- С. 42-59.

11. Гордиенко В.В., Гордиенко И.В., Завгородняя О.В., Тарасов В.Н. Тепловое поле Крыма и молодая активизация Крыма// Геофиз. ж.- 2003.- 25, № 1.- С. 79-91.

12. Гордиенко В.В., Гордиенко И.В., Завгородняя О.В., Логвинов И.М., Тарасов В.Н., Усенко О.В. Комплексная геофизическая модель земной коры северо-западной части Днепровского бассейна// Геофиз. ж.- 2003.- 25, № 3.- С. 36-45.

13. Усенко О.В. Докембрийский карбонатитовый комплекс Приазовья // Доповіді НАН України. - 2003. - №6. - С.115-122.

14. Усенко О.В. Палеозойский кимберлитовый магматизм Донбасса и Приазовья // Доповіді НАН України. - 2003. - №8. - С.125-132.

15. Усенко О.В. Магматизм как индикатор типа эндогенного режима // Доповіді НАН України.- 2004.- № 7.- С. 118-124.