Ідентифікація плюмів за даними ізотопної геохімії

(Плюми та хімічна геодинаміка)

Хімічна геодинаміка як новий розділ наук про Землю (Zindler, Hart, 1986) зародилася на стику глибинної геофізики і геохімії мантії. Її об’єктом вивчення є базальти як прямі мантійні виплавки і глибинні ксеноліти, які зазвичай присутні в лужних олівінових базальтах. Розвиток хімічної геодинаміки в останнє десятиліття призвів до того, що були встановлені ізотопно-геохімічні показники основних мантійних резервуарів (табл. 5), на основі яких можливо розрізняти вулканізм гарячих точок і мантійних плюмів (табл. 1 і 2).

Таблиця 5

Oсновние мантійні резервуари (за даними ізотопної геохімії)

	3He/ 4He(10-6)	40Ar/36Ar	87Sr/ 86Sr	143Nd/144Nd	206Pb/204Pb	Джерело
PM	143	0.0001	0.699	0.50660	9.31	O’Nions,1984
BSE	>24		0.7047	0.512638		O’Nions,1984
PREMA	30		0.7035	0.5130	18.3	Zindler, Hart, 1986
PHEM	>24		0.7042-7052	0.51265-0.51280	18.5-19.0	Farlley et al., 1992
FOZO	>11		0.7030-0.7040	0.51280-0.51300	18.5-19.5	Hart et al., 1992
LM	40	384.6	0.7033	0.51180		Allegre et al., 1986
UM (MORB)	10.1	24800	0.702-0.703	0.5130-0.5133		Allegre et al., 1986
DM	6.5	21000	0.701-0.702	0.51320	18.24	Chauvel et al., 1992
EM	15		0.7220	0.5121		Hart et al,1984
HIMU	1		0.7029	0.5129	21.5	Zindler,1982
P	60	350				Kaneoka,1983
C	0.01	>10000	0.7093	0.5101		Азбель, Толстихин, 1988
A	1.399	295.5				Ozima, 1994

Скорочення:

PM – примітивна мантія (на час 4,5 млрд. років)

BSE – однорідний хондритових резервуар (сучасний)

PREMA (Prevalent Mantle Composition) – найбільш прімітвний склад мантії, що зберігся з самої ранньої стадії розвитку Землі

PHEM – (Primitive Helium Mantle) – примітивна гелієва мантія

FOZO – нижня мантія як результат диференціації BSE

LM – нижня мантія

UM – верхня мантія

DM – деплетірованная (виснажена) мантія

EM – збагачена мантія

HIMU – збагачена (U + Th / Pb) мантія, що утворилася в перші 1,5 – 2,0 млрд. років

С – континентальна кора в цілому

A – атмосфера

P – джерело типу плюм (гаряча точка)

Склад продуктів плавлення мантійних плюму (його ізотопно-геохімічні характеристики) може визначатися наступними причинами:

1 – складом вихідної речовини мантії

2 – складом первинного розплаву,

3 – контамінацією коровим матеріалом (низько- і високо-титанові базальти р. Парани, базальти р. Колумбія і Фарерських о-вів з високим вмістом кремнезему і високим ізотопним відношенням Sr) як для плюмів в межах океанічної, так і континентальної літосфери

4 – відмінностями в температурі плюму або в різних його частинах для одного плюму

5 – різним складом флюїду (мантійних метасоматоз)

6 – змішанням складу первинного розплаву з речовиною астеносфери, океанічної або континентальної кори

Як показує вивчення окремих вулканічних провінцій, роль цих процесів у генерації родоначальних розплавів різна (Magmatism ..., 1992; Melluso et al., 1995; Stewart, Rogers, 1996; Garland et al., 1996; Gibson et al., 1996; Volker et al., 1997 та ін.) Оскільки існують надійні дані про ізотопно-геохімічну гетерогенность в межах окремих вулканічних островів, розміри якої визначаються першими десятками кілометрів (Dupre et al., 1982;Grachev et al., 1994; Furman et al., 1995 та ін), то виникає питання про причини, що її зумовлюють: або гетерогенність самого мантійних джерела, або вибіркова контамінація розплаву речовиною кори і/або літосфери від місця до місця, або обидва ці процеси накладаються один на одного.

Перш ніж зупинитись на цих відмінностях, слід зазначити апріорі, що зародження плюмів може відбуватися на різних глибинах, що випливає з даних сейсмічної томографії для нині активних мантійних плюмів. Найбільш ймовірними областями генерації плюмів є розділи 670 км (Ringwood, Irifine, 1988; Wood, 1989; Morgan, Shearer, 1993 і ін) і шар D" на границі ядро-мантія. У цьому випадку склад продуктів плавлення таких плюмів буде відрізнятися перш за все своїми ізотопними характеристиками через різний склад вихідної речовини.

Крім того, враховуючи, що розміри мантійних плюмів досягають 2000 км в поперечнику, джерела плавлення можуть розташовуватися на різних глибинах у межах окремо взятого плюму. Далі сам плюм може перебувати на різній стадії розвитку (різній глибині). Ці обставини необхідно враховувати при порівнянні емпіричних даних з модельними побудовами.

Гетерогенність самого мантійного джерела (плюму) досить впевнено встановлена для Північно-Аталантичного плюму, де за даними буріння разом з наземними спостереженнями латеральна гетерогенність від центральної частини плюму до його крайових частин не викликає сумнівів (Fitton et al., 1995; Magmatism ..., 1992). Водночас тут в добре вивчених розшарованих магматичних комплексах о-вів Скай і Рам ознаки контамінації коровим матеріалом (льюїські гнейси і амфіболіти) чітко виражені і добре вивчені (Palacz, 1985; Palacz, Tait, 1985).

Контамінація матеріалом літосфери родоначальних розплавів в тій чи іншій мірі завжди позначається на ізотопно-геохімічних ознаках вулканічний серій. Для вулканізму мантійних плюмів, що розвиваються в умовах різної потужності літосфери, цей ефект тим значніший, чим більша потужність літосфери, як наприклад, для докембрійських щитів.

Найбільш цікаві результати в цьому плані були отримані при вивченні платобазальтів формації Парана – Етендека (табл. 6) (Ruegg, Amaral, 1976;Bellieni et al., 1983; Fodor, Vetter, 1984; Garland et al., 1996; Gibson et al ., 1996; Milner, Le Roex, 1996).

Таблиця 6

Середні склади низько і високотітаністих лав басейну р. Парана (Gibson et al., 1996)

	1	2	3	4	5
SiO2	48.07 ± 2.85	41.02 ± 4.78	49.92	46.79	48.05
TiO2	1.77 ± 0.38	4.64 ± 1.57	0.88	2.64	1.19
Fe2 O3*	10.32 ± 1.49	13.72 ± 2.03	10.81	13.61	11.58
MgO	7.05 ± 2.38	12.92 ± 6.89	8.00	8.00	10.38
CaO/Al2O3	0.72 ± 0.21	1.74 ± 1.07	0.68	0.67	0.82
La/Nb	2.01 ± 0.71	1.10 ± 0.34	1.61	1.56	0.68
Ti/Zr	42.75 ± 13	54.43 ± 19.44	61	85	109
Ti/Y	505 ± 102	897 ± 463	260	443	350
143Nd/144Nd	0.51182 ± 0.0001	0.51232 ± 0.0001	0.51220	0.51230	0.51306
87Sr / 86Sr	0.7068 ± 0.0006	0.7050 ± 0.0005	0.7095	0.7055	0.7030

1, 2 – ранньокрейдові низько- і високотітаністі калієві породи відповідно; 3, 4 – те саме, пізньокрейдові трапи; 5 – середній склад джерела океанічного плюму; Fe₂O₃* як сумарне залізо.

Для платобазальтів р. Парани характерні чітко виражені просторові зміни у вмісті TiO₂ , MgO, FeO_t і K₂O, типові для феннеровського тренду диференціації. Причина таких варіацій була незрозуміла до проведення прецизійного вивчення віку та ізотопних характеристик цієї формації.

Якщо на початковому етапі досліджень, виходячи з K-Ar датувань, передбачався розвиток платобазальтов протягом тривалого часу близько 100 млн. років (165-75 млн років), то нові визначення ізотопного віку за методом ⁴⁰Ar-³⁹Ar, включаючи опробування свердловин, виявили істотно менший інтервал – 10-12 млн. років (від 138 до 127 млн. років) (Stewart et al., 1996; Garland et al., 1996), який все ж майже на порядок перевищує тривалість розвитку платобазальтів за моделлю мантійних плюмів у 1-2 млн. років (White, McKenzie, 1995). Більш того, нові датування виявили асинхронність вулканізму – перші і найбільш потужні його прояви почалися в північній частині басейну Парани в інтервалі 138-132 млн. років, а потім (133-127 млн. років) відбувається зсув вулканічної активності на південь і схід, коли виливи базальтів супроводжувалися виверженнями невеликих обсягів ріолітів. Формація Етендека в Зх. Африці відноситься до цього етапу. Наявність кислих диференціатів зближує платобазальти Парани з аналогічними провінціями Ефіопії та Індії.

Особливо слід відзначити, що виливи базальтів Парани відбувалися практично без потоншання літосфери (оцінка параметра b лежить в межах від 1 до 1,2-1,4) (Stewart et al., 1996; Garland et al., 1996), що не узгоджується з моделлю Уайта і Маккензі, згідно з якою розвиток мантійного плюму призводить до рифтогенезу (White, McKenzie, 1995). Ці дані разом з характером синхронних осадових формацій (платформного типу) свідчать про розвиток платобазальтів Парани в умовах передрифтового тектонічного режиму.

Як з’ясувалося в процесі детальних ізотопно-геохімічних досліджень (Gibson et al., 1996), вулканіти цих двох етапів за змістом титану розпадаються на дві групи: низько- (TiO₂ <2,5%) і високо- (TiO₂ > 2,5%) титанисті калієві базальти (табл. 6), підтверджуючи, таким чином, результати тренд-аналізу валового складу базальтоїдів (Ruegg, Amaral, 1976). З табл. 6 також випливає, що високо-і нізкотитанисті базальти також чітко розрізняються за змістом МgO та ізотопним відносинам Sr і Nd.

Якщо виходити з поширеною точки зору про те, що траповий магматизм пов’язаний з розвитком мантійних плюмів (Magmatism ..., 1992; White, McKenzie, 1995), то виникає проблема з поясненням появи низкотитанистих базальтів з низьким вмістом магнію. Як зазначалося вище, такі породи не характерні для мантійних плюмів. Враховуючи, що просторова роз’єднаність платобазальтів з різним вмістом титану є спільною рисою траппового магматизму гондванські материків, можна прийти до висновку, що такий характер магматизму є загальною закономірністю.Однак саме ця закономірність перебуває в протиріччі зі складом базальтів типових мантійних плюмів Північно-Атлантичної провіціі, о-ва Гаваї, Ефіопії та ін Звідси випливає висновок: або розвиток платобазальтів відбувається без зв’язку з мантійними плюмами (Anderson, 1992), або для такої закономірності треба знайти пояснення.

Більшість дослідників (Hawkesworth et al., 1992; Garland et al., 1996 та ін.) пояснюють такі варіації різним ступенем контамінації плюмом речовини континентальної літосфери Пд. Америки, яка в свою чергу відрізняється сильною гетерогенністю. Враховуючи той факт, що низько- і високотитанисті базальти просторово роз’єднані, слід припускати існування сильної гетерогенності літосфери до початку траппового вулканізму в басейні р. Парани (Bellieni et al., 1984), як втім і в межах базальтів Карру в Пд. Африці (Сox, 1983).

Не заперечуючи значення контамінації, альтернативне пояснення може бути дане на підставі неоднорідності речовини самого плюму від його головної частини до периферії. Для того, щоб оцінити роль кожного з цих факторів, необхідно знати, наскільки сильно виражена ізотопно-геохімічна гетерогенність в сучасних плюмах.

"Чисті" плюми

Перш ніж дати узагальнену ізотопно-геохімічну характеристику (портрет) віртуального мантійного плюму, розглянемо дані по відомим сучасних мантійних плюмах як внутрішньокеанічних, так і внутрішньоконтинентальних, існування яких підтверджується сейсмічної томографією. До них належать о-ви Гаваї, Реюньйон, Буве, Ісландія, трикутник Афар, південно-західний фланг Байкальського рифту (хр. Хамар-Дабан).

Як випливає з даних табл. 7 і рис. 7, 8, 9, 10 і 11, сучасні плюми характеризуються досить широкими варіаціями ізотопного складу He, Sr і Nd. З найбільш надійних індикаторів мантійних плюмів в першу чергу слід виділити відношення ізотопів гелію.

Рис. 7 Діаграма 3Не/4Не - 40Ar/36Ar для мантійних ксенолітів Євразії. Залитими кружками гуртками показані мантійні ксеноліти з різних Азії, незалитими - те саме для Європи (див. також табл. 10 і 11). LM – нижня мантія, UM – верхня мантія, C – континентальна кора, A - атмосфера.

Рис. 8 Діаграма 143Nd/144Nd -87Sr/86Sr для базальті в сучасних мантійних плюмах. Умовні позначення - див. табл. 5.

Рис. 9 Діаграма 143Nd/144Nd -87Sr/86Sr для базальтів мезозойських трапів. Умовні позначення - див. табл. 5.

Рис. 10 Діаграма 3Не/4Не - 87Sr/86Sr для базальтів сучаснихмантійних плюмом і мезозойських трапів. Умовні позначення - див. табл. 5. 1 - хр. Хамар-Дабан, 2 - Вітімськоє плато, 3 -вулкани Балаган-Тас, Момський рифт, 4 -вулкани Північно-Східної Азії (Устіева, Білібіна та ін), 4 -о. Жохова.

Рис. 11 Діаграма 3Не/4Не - 143Nd/144Nd для базальтів сучасних мантійних плюмів і мезозойських трапів. Умовні позначення - див. табл. 5.

Рис. 7	Рис. 8	Рис. 9	Рис. 10	Рис. 11

Таблиця 7

Не, Sr, Nd і Pb ізотопні дані для базальтів сучасних, кайнозойських і мезозойських мантійних плюмів

	3He/ 4He(10-6)			87Sr/ 86Sr	143Nd/144Nd	206Pb/204Pb
Океанічні
Ісландія		30	0.7029-0.7034		0.51296-0.51317
Галапагоський центр спредінга		1.9-22.9	0.7026-0.7035		0.51290-0.513127	18.4-20.0
Гавайські о-ва
Мауна Лоа	24.1-27.4		0.70369-0.70375		0.51293	18.11-18.18
Хуалалі	19.2-24.9		0.7037		0.51293	18.1
Мауна Кеа	10-20		0.70350-0.70370		0.51294-0.51301	18.17-18.55
Халеaкала	6.6 -16.8		0.70314-0.70387		0.51291-0.51310
Лоіхі	42.8-44.8		0.70363-0.70376		0.51290-0.51296	18.31
О-в. Оаху			0.70326-0.70458		0.51267-0.51306
			0.70317-0.70412		0.51270-0.51306	17.91-18.2
о. Cамоa	10-22		0.7050-0.7070		0.5126-0.51275	19.0-19.1
о. Великодня			0.7029-0.7032		0.51294-0.51303	19.4-19.6
о.Кергелен	7		0.7046		0.51278	18.85
о.Херд	до 18.3		0.7047-0.7050		0.51268-0.51273
Континентальні
Афар	3.4-15.0			0.7027-0.7042	0.51285-0.51315	18.0-19.1
				0.7032-0.7067	0.51260-0.5131	17.9-19.5
Байкальський рифт
Хамар-Дабан				0.70418-0.7045	0.51268-0.51285	18.0-18.12
Витим				0.70405-0.7042	0.51277-0.51284
Вулк.Балаган-Тас				0.70331-0.7035	0.51295-0.51301	18.55-18.6
о.Жохова				0.70320-0.7033	0.51294-0.51296
вулканізаційних. Північно-Сходу Азії	2.5-18			0.70359-0.7045	0.51283-0.51290
Сівши. Тянь-Шань				0.70405	0.51287-0.51330
Стародавні плюму
Декан	3.1-13.9			0.7044-0.7093	0.51245-0.51282	18.4-19.3
Раймахал				0.7041-0.7064	0.51235-0.51287
Сх. Сибір	1.4-12.7			0.7038-0.7052	0.51239-0.51278
Парана
TiO2 > 2.5%				0.7048-0.7078	0.51221-0.51251
TiO2 <2.5%				0.7046-0.7160	0.51157-0.51215
Етендека				0.7044-0.7066	0.51262-0.51283	18.18-19.65
Карру				0.7049-0.7063	0.51202-0.51236	17.39-17.66

Після відкриття в 1969 р. на Землі первинного (планетарного) ³Не (Мамырин и др., 1969; Clarke et al., 1969) з’явилось багато робіт, які підтвердили існування високих значень відносини ³Не/⁴Не, що значно перевищують атмосферний (³Не/⁴Hе = 1.4х10^-6) (Мамырин, Толстихин,1981; Азбель, Толстихин, 1988; Kyser, Rison, 1982; O'Nions, 1984 та ін.) У результаті ізотопна система Не-Ar виявилася досить добре вивченою й основні мантійні резервуари для Землі, відомі на сьогодні, включно з даними про Sr, Nd і Pb, наведені в табл. 1, 5 і 7.

Найстійкішим з усіх земних резервуарів є джерело типу MORB, пов’язане із серединно-океанічними хребтами, яке характеризується практично постійним відношенням ³Не/⁴Hе = 11х10^-6). Найбільш високі ізотопні відносини гелію пов’язані з мантійними плюмами, де передбачається надходження слабо дегазованої мантії примітивного складу, плавлення якої призводить до утворення базальтів гавайського типу (Anderson, 1985). У роботі К. Фарлі з колегами (Farley et al., 1992) такий мантійних резервуар отримав назву PHEM (див. табл. 7 і рис. 10, 11).

Ізотопія гелію і аргону традиційно вивчалася переважно в породах базальтового складу (лави океанічних островів і океанічного дна), які хоч і є мантійними виплавками, все ж таки значно відрізняються за хімічним складом від мантії (Kaneoka, Takaoka, 1980; Kaneoka et al., 1983; Kyser, Rison, 1982; Porcelli et al., 1986; Poreda, Farley, 1992; Грачов та ін, 1992а, б; Grachev et al., 1994).

Тому в пошуках можливих, близьких до первинних, ізотопних відносин гелію та аргону, безсумнівний інтерес складають зразки ультраосновних ксенолітів, які присутні в лавах лужного складу як у межах океанічної літосфери (внутрішньоокеанічні острови), так і континентальної (головним чином, області рифтогенезу і передрифтового режиму).

Найбільш вивченими до недавнього часу залишалися ультраосновні ксеноліти з базальтів Гавайських островів, в яких відношення ³Не/⁴Не виявилося нижчими, ніж у вміщуючих базальтів, оскільки самі ксеноліти є кумулятивними утвореннями. Більш високі ізотопні відношення гелію, на порядок перевищують значення для атмосфери, були виявлені в ультраосновних ксенолітах з базальтів островів Самоа (Poreda, Farley, 1992), однак і в цьому випадку ксеноліти мають деплетірованний склад. Ізотопії гелію й аргону в ультраосновних ксенолітах з базальтів, розвинених в межах континентальної літосфери, присвячено небвгвто робіт (Porcelli et al., 1986; Друбецой, Грачов, 1987; Dunai, Baur, 1995).

Як видно з табл. 7 і рис. 7, 10, 11, високі ізотопні відношення гелію характерні для мантії ряду районів Азіатського материка: південно-західний фланг Байкальського рифту, Тянь-Шань, Північний-Схід, Монголія, які на цій підставі можуть бути віднесені до мантійних плюмів. У той самий час мантія під Європейською частиною Євразії має гелієву мітку, типову для джерела типу MORB або деплетірованной мантії. З цього випливає висновок, що на сьогодні не тільки ізотопія гелію в мантійних породах Азії (ультраосновних ксенолітах в базальтах) вивчена краще, ніж на інших материках, а й у межах самої Азії на цій підставі можна виділити, принаймні, п’ять раніше невідомих плюмів (Грачов та ін, 1992а, б; Грачов, 1996, 1997, 1998а, б).

Що стосується ізотопії Nd і Sr, то сучасні мантійні плюми (як океанічні, так і континентальні), як це випливає з табл. 7 і рис. 8 , 10 і 11 то, по-перше, поля їх складів взаємно перекривають одне одного, по-друге, варіації складів у межах окремо взятих "чистих" плюмів вельми істотні. Так, ізотопні відношення Nd і Sr у базальтах Гавайських островів пояснюються змішанням розплавів джерела плюму (96-99%) і деплетірованной мантії (Сhen, Frey, 1985; Frey et al., 1985), а дані рис. 11 говорять і про вплив джерела HIMU. Аналогічний висновок можна зробити і для базальтів Ісландії, Галапагоського центру розростання і трикутника Афар.

У результаті можна прийти до висновку, що віднесення до мантійним плюмів того чи іншого регіону магматичної активності у відповідності з наведеними вище даними вимагає комплексного аналізу всього спектру ізотопно-геохімічних даних. Це пов’язано з тим, що магматичні розплави, пов’язані з плюмами, особливо в межах континентальної літосфери, практично завжди несуть сліди контамінації речовиною литосферной мантії або корови матеріалом, і в результаті відбувається змішання кількох мантійних резервуарів (рис. 9). Так, наприклад, низкотитанисті базальти, які нетипові для сучасних плюмів, але широко розвинені, як уже згадувалося серед трапів Гондвани, виникають у результаті плавлення субконтинентальної літосфери під архейськими і нижньопротерозойськими кратонами цих регіонів (Gibson et al., 1996).

Рифтогенез і мантійні плюми

Рифтовий вулканізм звичайно пов’язується з розтягуванням літосфери і подальшою декомпресією, що спричиняє плавлення аномальної мантії та утворення лужних базальтоїдів (Континентальный рифтогенез, 1982; Грачев, 1977; 1987; Киселев и др., 1979). Проте, як відомо, магмопродуктивність як у різних рифтових зонах, так і в окремо взятих континентальних рифтах сильно варіює, аж до практично амагматичних рифтів; більше того, склад лав сильно варіює, і на тлі домінуючої формації лужних олівінових базальтів, розвинені такі породи як фоноліти , трахіти, карбонатити (Грачев, Поляков, 1985).

Нещодавно в серії робіт Р. Уайт і Д. Маккензі (White, McKenzie, 1989, 1995) висловили думку, що розтягнення літосфери (рифтогенезом) передує утворення мантійних плюмів, з якими связивется формування поширених провінцій плато-базальтів. Проте рифтогенез та утворення провінцій плато-базальтів принципово відрізняються.

В еволюційному ряду процесу рифтогенезу до недавнього часу пропускалася дуже важлива стадія, що отримала назви передрифтової (Грачов та ін, 1981; Грачов, 1996; Грачов, Дев'яткін, 1997), без якої важко зрозуміти природу внутрішньоплитового вулканізму і внутрішньоплитової геодинаміки.

Один з важливих аргументів, що лежать в основі виділення передрифтового тектонічного режиму, полягає в тому, що вулканізм у рифтових областях починається задовго до перших ознак розтягнення. Досить навести кілька прикладів.

У Байкальської рифтовій зоні на її південно-західному фланзі перші прояви вулканізму почалися на великій території без будь-якого структурного контролю 13-15 млн. років тому, в той час як закладення рифтів почалося не раніше 6-8 млн. років. Більш того, великі ареали вулканізму, такі як Вітімський, взагалі лежать поза межами зони рифтогенезу (Грачов, 1977; Кисельов та ін, 1979). За останніми даними (Грачов, 1998), час підходу голови мантійного плюму і початок плавлення в ньому датується 22,7 ± 4,2 млн. років.

Розвиток вулканізму в районі Ахаггар в Північній Африці протягом кайнозою взагалі не несе жодних ознак розтягування (Lesquer et al., 1988).У районі трикутника Афар перші прояви вулканізму почалися 45 млн. років, тоді як початкова стадія рифтогенезу датується 25-30 млн. років (Stewart, Rogers, 1996).

Історія розколу Гондвани у світлі нових прецезійних датувань провінцій плато-базальтів дає важливий фактичний матеріал з тимчасової послідовності розвитку магматизму і подальшого розколу цього суперконтиненту. За даними Б. Сторі (Storey, 1995), базальти провінцій Карру в Африці, Феррар в Антарктиді й Тасманія в Австралії утворилися протягом дуже короткого проміжку часу (менше 1 млн. років) 182 млн. років тому, в той час як початок розколу цієї частини Гондвани лежить в інтервалі від 156 від 170 млн. років. Базальти р. Парани в Пд. Америці й провінції Етендека в Африці також виливалися дуже швидко (табл. 3) близько 132 млн. років тому, а розрив материкової кори датується 112-107 млн. років.

Північно-Атлантичний плюм почав розвиватися 62-64 млн. років, причому спочатку в Зх Гренландії між хроном С25R і C24R (датський – Танетський віки) протягом 5-6 млн. років, а потім його активність змістилася у Сх. Гренландію (Magmatism ..., 1992), що співпало з відділенням Гренландії від Європи 56-57 млн. років в епоху 24 магнітної аномалії (Holm et al., 1995). Як показали детальні геологічні й сейсмологічні дослідження в районі протоки Скорсбі, Сх. Гренландія (Larsen, Marcussen, 1992), жодних ознак розтягування, пов’язаних з утворенням платобазальтов, в цьому районі не встановлено, а варіації в товщині літосфери зумовлені пермським рифтогенезом.

І, нарешті, товща базальтів р. Колумбія обсягом близько 66 000 км³ , утворення яких пов’язують із розвитком Йеллоустоунського мантійного плюму, виникла протягом 1 млн. років поза всяким зв’язком з рифтогенезом (Hooper, 1990; Geist, Richards, 1993).

Отже, розвиток мантійних плюмів та рифтогенез розірвані в часі й повинні мати різний механізм утворення. Інша важлива феноменологічна сторона проблеми полягає в тому, що континентальні плато-базальти, як це випливає з табл. 3 , характеризується практично однаковою магмапродуктівностью при дуже близьких часах формування потужних лавових покривів, що різко контрастує з вулканізмом континентальних рифтів (Грачов, Поляков, 1985).