Строение и история развития литосферы

Рис. 1 Схема радиолокационных и сейсмических исследований, использованных для составления карт мощности ледникового покрова и подлёдного рельефа Восточной Антарктиды. 1–3: данные отечественных исследований. 1 – пункты сейсмических зондирований МОВ; 2 – площади аэрогеофизических съёмок масштаба 1: 500 000; 3 – аэрорадиолокационные и наземные маршруты; 4–5: данные зарубежных исследований, полученные из база данных проекта BEDMAP. – пункты сейсмических зондирований МОВ; 5 – аэрорадиолокационные маршруты. 6–7 – данные зарубежных исследований, преданные в проект ABRIS организациям исполнителями. 6 – аэрорадиолокационные маршруты; 7 – площади аэрогеофизических съёмок масштаба 1: 700 000; 8 – береговая линия (линия налегания шельфовых ледников) по данным цифровой базы данных по Антарктике (Antarctic Digital database, 1998) и данным ПМГРЭ для озера Восток (Попов и др., 2007б); 9 – горные выходы по данным цифровой базы данных по Антарктике (Antarctic Digital database, 1998); 10 – изогипсы высот дневной поверхности; сечение изолиний 200 м. Географические объекты: 1 – шельфовый ледник Эймери; 2 – Купол Аргус; 3 – Купол Конкордия; 4 – Купол Фуджи; 5 – Земля Королевы Мод; 6 – Земля Эндерби; 7 – горы Принс-Чарльз; 8 – ледораздел B; 9 – шельфовый ледник Росса; 10 – Трансантарктические горы; 11 – Купол Титан; 12 – подледниковое озеро Восток; 13 – Земля Уилкса.

1. Радиолокационные и сейсмические исследования

Исследования мощности ледникового покрова Антарктиды проводятся в трех модификациях: точечные сейсмические зондирования методом отражённых волн (МОВ), наземное радиолокационное профилирование и аэрорадиолокационные съемки. Отечественные исследования МОВ стали проводиться с 1958 г. в научных санно-гусеничных походах (Капица, 1960, рис. 1). В период с 1971 по 1975 гг. были выполнены площадные работы МОВ на Земле Эндерби и в районе шельфового ледника Эймери, а с 1995 по 2008 гг. в пределах подледникового озера Восток (Попов и Поздеев, 2002; Попов и др., 2007, рис. 1). Первая аэрорадиолокационная съемка проведена в 14-ой Советской антарктической экспедиции (САЭ) в 1967 г. с использованием самолета Ил-14 и ледового локатора частотой 213 МГц (Козлов и Федоров, 1968). Регулярные аэрогеофизические исследования, в составе которых были и радиолокационные наблюдения, начались в 1985 г. и продолжаются до настоящего времени. В 1987–91 гг. (33–36 САЭ) в центральной части Восточной Антарктиды были выполнены комплексные аэрогеофизические исследования с борта самолёта Ил-18Д, которые закрыли значительную площадь от побережья Земли Эндерби до гор Гамбурцева (рис. 1). Для производств радиолокационных наблюдений применялись ледовые локаторы МПИб0 и ЛЛ5000 с частотой зондирующих импульсов 60 МГц (Попов и др., 2006). Плановая привязка обеспечивалась доплеровским оборудованием, радиогеодезической системой дальней навигации и спутниковой системой плановой привязки. Точность привязки составляла от 150 м до 100 м. В 1971–74 гг., 1986 и 1988 гг. (17–19, 31, 33 САЭ) аэрорадиолокационные съемки с локатором МПИ-60 выполнялись в восточной части Земли Королевы Мод и на Земле Эндерби. В качестве носителя использовались самолёты Ил-14 (Куринин и Алешкова, 1987). С 1985 г. начались планомерные аэрогеофизические исследования масштаба 1: 500 000 в районе ледников Ламберт-Эймери (Попов и Поздеев, 2001; Попов и др., 2006).

В период 1998–2009 гг. в районе подледникового озера Восток и на трассах следования санно-гусеничных походов между станциями Мирный-Восток и Прогресс-Восток выполнялось наземное радиолокационное профилирование (рис. 1). В работах использовался ледовый локатор РЛС-60-98 с частотой зондирующих импульсов 60 МГц. Плановая привязка осуществлялась с помощью глобальной системы позиционирования (GPS; Попов и др., 2007).

При составлении карт были использованы также материалы зарубежных экспедиций, полученные из базы данных проекта BEDMAP (рис. 1). К ним относятся: (1) данные наземных сейсмических исследований США, выполненные в 1960-х; плановая привязка пунктов наблюдения осуществлялась астрономическим способом (Crary, 1962; Beitzel, 1971); (2) материалы совместных аэрогеофизических исследований США, Великобритании и Дании, выполненных в течение летних полевых сезонов 1971/72, 1974/75 и 1978 гг. на Земле Виктории и в центральной части Восточной Антарктиды; работы выполнялись на базе самолёта C-130 с использованием ледового локатора частотой 60 МГц; точность плановой привязки составила около 3 км (Drewry & Meldrum, 1978); (3) материалы японских наземных радиолокационных исследований, выполненных в районе купола Фуджи 1992–94 гг.; применялся ледовый локатор с частотой зондирующих импульсов 60 МГц; плановая привязка обеспечивалась (BEDMAP, 1999). В 2001 и 2004 гг. экспедициями США (Studinger et al., 2003) и Германии (McLean et al. 2004) были проведены комплексные аэрогеофизические съёмки с использованием радиолокационного профилирования в районе подледникового озера Восток и к югу от гор Принс-Чарльз. Материалы этих исследований переданы в проект ABRIS и использованы при построении карт.

2. Результаты исследований по проекту ABRIS

По результатам исследований в рамках проекта МПГ ABRIS составлены карты мощности ледникового покрова и подлёдного рельефа, которые формировались посредством гридирования всего объёма данных методом Inverse Distance с размером ячеек грида 5х5 км и радиусом осреднения 80 км. Методика гридирования обоснована и достаточно подробно изложена в работе (Попов и др., 2007). Подлёдный рельеф строился путем вычитания мощности ледника из дневной поверхности. На начальном этапе работ по проекту ABRIS использовалась модель дневной поверхности, сформированная в рамках проекта GTOPO30, доступная по адресу в интернете http://edc.usgs.gov/products/elevation/gtopo30/gtopo30.html. В его основу были положены материалы спутниковых съемок ERS-1 (Gesch & Larson, 1996). При всех достоинствах модели она недостаточно точно описывает поле высот дневной поверхности шельфовых ледников и присклоновой части антарктического ледника, поэтому для расчёта модели коренного рельефа, сформированной в рамках проекта ABRIS, использовалась дневная поверхность проекта RAMP2 (Radarsat Antarctic Mapping Project Digital Elevation Model, Version 2), сформированная, главным образом, на основе материалов спутника ERS-1 и ERS-2. Данные доступны по адресу в интернет http://nsidc.org/data/docs/daac/nsidc0082_ramp_dem_v2.gd.html (Liu. et al., 2001)

Мощность ледникового покрова изученной части Восточной Антарктиды изменяется от первых до более чем 4000 метров. Наименьшие значения приурочены к горным выходам и районам подлёдных гор; наибольшие соответствуют отрицательным формам рельефа: впадинам и желобам. В генеральном плане мощность ледника контролируется подлёдным ландшафтом и нарастает от периферии к центру (рис. 2). Здесь выявлено пять горных областей. Самой западной из них являются горы Вернадского (рис. 3), которые протягиваются от побережья вглубь материка боле чем на 1000 км. На территории проведённых исследований для неё характерны высоты от 1000 до 1400 м, при относительных высотах 500–700 м. Для этой горной системы характерны преимущественно субмеридианальные простирания слагающих её форм рельефа.

Рис. 2 Мощность ледникового покрова Восточной Антарктиды (сечение изолиний 200 м)

К востоку от гор Вернадского, на Земле Эндерби, располагаются горы Серлапова, имеющие меридианальное простирание (рис. 3). Размеры этой горной области составляют около 1000–400 км. От гор Вернадского они отделяются обширной депрессией шириной около 100 км. В целом морфометрические параметры обоих горных систем сходны как по абсолютным, так и по относительным высотам. Восточные отроги гор Серлапова, непосредственно примыкающие к западному борту рифтовой долины Ламберта, сопрягаются с горами Принс-Чарльз, значительная часть которых обнажается на дневной поверхности (рис. 3).

Рис. 3. Подлёдный рельеф Восточной Антарктиды (сечение изолиний 200 м). Географические объекты: 1 – шельфовый ледник Эймери; 2 – подлёдный бассейн Аврора; 3 – желоб Адвенчер; 4 – возвышенность Бельжика; 5 – подлёдные горы Гамбурцева; 6 – подлёдные горы Комсомольские; 7 – горы Принс-Чарльз; 8 – горы Полюса недоступности; 9 – подлёдный бассейн Полярный; 10 – подлёдный желоб Пикок; 11 – шельфовый ледник Росса; 12 – возвышенность Резольюшан; 13 – равнина Шмидта; 14 – подлёдные горы Серлапова; 15 – Трансантарктические горы; 16 – котловина Винсенс; 17 – Восточная равнина; 18 – подледниковое озеро Восток; 19 – подлёдные горы Вернадского; 20 – котловина Уилкса.

В центральной части Восточной Антарктиды располагаются две отдельные горные системы: горы Гамбурцева и горы Полюса Недоступности (рис. 3). Их границы выходят за рамки построений. Горы Гамбурцева имеют значительные размеры, охватывающие площадь более чем 700 000 км2 и имеют относительные высоты более 3 км. Привершинная часть гор Гамбурцева располагается на абсолютных высотах около 2000 м. С востока к ним примыкают горы Комсомольские, протяжённость которых с севера на юг, по всей видимости, составляет около 1000 км, при ширине около 300 км. Их отроги выходят к западному берегу подледникового озера Восток. Для гор Комсомольских характерны высотные отметки до 1200 м.

Территория, расположенная к востоку от гор Комсомольских и котловины озера Восток преимущественно представляет собой низменности и невысокие холмистые гряды (рис. 3) с высотами от 1500 до 500–800 м (подлёдные бассейны Полярный, Уилкса, Винсенс; желоба Адвенче и Пикок). Их днища располагаются на высоте около 750 м. На рис. 4 приводится роза-диаграмма простирания элементов подлёдного рельефа, которая отчетливо демонстрирует преобладание меридиональных и северо-восточных простираний структур коренного ложа Восточной Антарктиды.

Рис. 4. Роза-диаграмма простирания подлёдных структур

Благодарности

Работа выполнялась при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (грант РФФИ № 07-05-00401), подпрограммы «Изучение и исследование Антарктики», ФЦП «Мировой океан» (проекты 2 и 3) и Программы Президиума РАН 16, часть 2 (проект 3.3).

Литература

Капица А.П. 1960. Новые данные о мощности ледникового покрова центральных районов Антарктиды. Бюлл. САЭ, т. 19, c. 10–15.

Козлов А.И., Федоров Б.А. 1968. Радиолокационное зондирование антарктических ледников летом 1967/68 г. Бюлл. САЭ. вып. 71, c. 53–57.

Куринин Р.Г., Алешкова Н.Д. 1987. Коренной рельеф Земли Эндерби, Земли Мак-Робертсона и Земли принцессы Елизаветы в Восточной Антарктиде. Антарктика. вып. 26, c. 62–65.

Попов С.В., Масолов В.Н., Волнухин В.С. 2006. 40 лет отечественным радиолокационным исследованиям в Антарктиде. Программа и тезисы докладов на научной конференции «Россия в Антарктике», 12–14 апреля 2006 г., г. С. Петербург, с. 189.

Попов С.В., Масолов В.Н., Лукин В.В., Попков А.М. 2007а. Отечественные сейсмические+ и наземные радиолокационные исследования в Центральной Антарктиде накануне Международного полярного года 2007–2008. МГИ. вып. 103, с 107–117.

Попов С.В., Поздеев В.С. 2002. Ледниковый покров и коренной рельеф района гор Принс-Чарльз (Восточная Антарктида). МГИ. вып. 93, с. 205–214.

Попов С.В., Харитонов В.В., Масолов В.Н., Лейченков Г.Л., Котляков В.М., Москалевский М.Ю. 2007. Проект ABRIS: ледниковый покров и коренной рельеф района куполов Аргус, Конкордия, Титан и Фуджи (Восточная Антарктида). МГИ. вып. 103, с. 75–86.

Antarctic Digital Database (ADD). 1998. Version 2.0. Manual and bibliography, Scientific Committee on Antarctic Research, British Antarctic Survey, Cambridge.

BEDMAP. 1996. Report of the 1st BEDMAP Workshop on Antarctic Bed Mapping. Cambridge.

BEDMAP. 1999. Report of the 2nd BEDMAP Workshop on Antarctic Bed Mapping. Cambridge.

Beitzel J. 1971. Geophysical exploration in Queen Maud Land, Antarctica. In: Crary A.P (ed) AGU Antarctic Research Series, № 16, pр. 39–87.

Crary A.P., Robinson E.S. 1962. Oversnow traverses from McMurdo to the South Pole. Science, № 135, pр. 291–295.

Drewry D.J., Meldrum D.T. 1978. SPRI Folio Series. Pol. Rec. 19 (120), pр. 267–278.

Gesch D.B., Larson K.S. 1996. Techniques for development of global 1-kilometer digital elevation models. Pecora Thirteen. Human Interactions with the Environment – Perspectives from Space, Sioux Falls, South Dakota.

Liu H., Jezek K., Li B., Zhao Z. 2001. Radarsat Antarctic Mapping Project digital elevation model version 2. Boulder, Colorado USA: National Snow and Ice Data Center. Digital media.

Lythe M.B., Vaughan D.G. and BED-MAP Consortium. 2000. BEDMAP– bed topography of the Antarctic, 1:10 000 scale map. BAS (Misc) 9. Cambridge: British Antarctic Survey.

McLean M., Damaske D., Damm V., Reitmayr G. 2004. Airborne gravity data acquisition and processing: A case study in the Prince Charles Mountains, East Antarctica. Abstracts from the ASEG-PESA Airborne Gravity 2004 Workshop, Sydney 2004, Record 2004/18, pр. 99–110.

Studinger M., Bell R., Karner G.D., Tikku A.A., Holt J.W., Morse D.L., Richter T.G., Kempf S.D., Peters M.E., Blankenship D.D., Sweeney R.E., Rystrom V.L. 2003. Ice cover, landscape setting and geological framework of Lake Vostok, East Antarctica. Earth Planet. Sci. Lett., 205, pp. 195–210.

S.V. Popov[21], G.L. Leitchenkov[22], V.N. Masolov[23], V.M. Kotlyakov[24], M.Ju. Moskalevsky[25]. Ice thickness and bedrock topography of East Antarctica (results of IPY Project)

Abstract

New ice thickness and bedrock topography maps have been compiled for the part of East Antarctica (between 20°E and 160°E) within the IPY Project ABRIS (Antarctic Bedrock Relief and Ice Sheet). For compilation of maps, ice-thickness data collected during the Soviet/Russian Expeditions from 1966 to 2008 and data collected by different foreign organizations and obtained from the international data bases were used.

А.А. Лайба[26], Д.М. Воробьев[27], Н.А. Гонжуров[28], Е.В. Михальский[29]

Рифейский вулкано-плутонический комплекс в горах Принс-Чарльз (Восточная Антарктида): геологическое строение и геодинамическая обстановка формирования

Аннотация

Экспедиционные исследования последних лет, выполненные в рамках 3 МПГ, включая пересмотр и интеграцию на новом уровне раннее собранных материалов, позволили существенно уточнить строение, состав и границы рифейского вулкано-плутонического комплекса (Фишерский комплекс), формирующего узловую область в общей геологической картине региона. Для осадочно-вулканогенной серии комплекса реконструирована стратиграфическая последовательность напластований, включающая семь вулканогенных и осадочно-вулканогенных свит общей мощностью около 10 км. Их формирование происходило в период около 1300 млн. лет. Установлено, что общий тренд эволюции вулканитов имел, в целом, прямой, непрерывно-дифференцированный характер: от основных к кислым, от толеитовых к известково-щелочным и умеренно щелочным, от натровых к калиево-натровым и калиевым по щелочности типам пород. Подтверждено выделение двух интрузивных ассоциаций: ранней габбро-диорит-плагиогранитной и поздней габбро-гранит-сиенитовой. Интрузивные ассоциации формировалась в период между 1290 и 1200 млн. лет назад. Наличие петрохимических интрузивных серий, достаточно хорошо коррелируемых со сходными сериями в вулканических породах, подтверждает их общую вещественную и генетическую связь. В региональном плане Фишерская область входит в состав Циркумантарктического подвижного пояса – наиболее крупной структуры Восточноантарктического кратона. Фишерская область представляет собой, по-видимому, наиболее сохранившийся построению и составу фрагмент этой протерозойской подвижной структуры и отражает один из вариантов его развития на раннем этапе. Палеотектонические обстановки для данного фрагмента соответствуют надсубдукционным магматическим дугам в период 1300–1200 млн. лет.

Введение

Рифейский (мезопротерозойский) вулкано-плутонический комплекс, выделенный в 1990-е годы в центральной части гор Принс-Чарльз в качестве ассоциации сходных по химическому составу и характеру метаморфизма вулканогенных образований и прорывающих их интрузивных тел (Иванов и Каменев, 1990), резко отличающихся от образований, развитых в сопредельных районах Восточной Антарктиды, слагает сравнительно узкую (50–80 км шириной) структурную область между позднерифейскими (неопротерозойскими) гранулитовыми комплексами на севере и архейскими полиметаморфическими образованиями на юге (рис. 1). Коренные выходы в пределах этой области представлены пятью небольшими изолированными горными массивами: Фишер, Уиллинг, Скалы Нильссон, Коллинс и частично Мередит. Наиболее полно формации комплекса вскрываются на массиве Фишер, почему он и получил название Фишерского комплекса. Это название для краткости будет в дальнейшем использовано.

Рис. 1. Упрощенная схема тектонического районирования региона ледников Ламберта-Эймери. 1–2 – мезоархейско-палеопротерозойская Рукерская провинция: 1 – Рукерская область, 2 – Ламбертская область. 3 – неоархейский блок оазиса Вестфолль. 4–6 – мезопротерозойско-неопротерозойская Рейнерская провинция: 4 – неклассифицированные территории, 5 – Фишерская область, 6 – Биверская область. 7 – мезозойско-кайнозойская рифтовая система.

Горные массивы центральной части гор Принс-Чарльз располагаются непосредственно в западном плече мезо-кайнозойской рифтогенной структуры ледников Ламберта – Эймери. По данным радиолокационного зондирования, массивы Фишер, Мередит, Уиллинг и Скалы Нильссон объединены между собой подледным плато, имеющим уровень поверхности в среднем 200 м над уровнем моря. Сами горные выходы представляют собой приподнятые изолированные тектонические блоки размером от 2х11 км (массив Коллинс) до 10х32 км (массив Фишер) с относительными превышениями скальных бортов над уровнем ледника от 50 до 1500 м.

Структурное положение Фишерского комплекса на стыке двух крупных тектонических областей делает его, по сути, ключевым в строении региона гор Принс-Чарльз. Умеренный метаморфизм (не выше амфиболитовой фации средних ступеней) и местами слабая дислоцированность пород позволяют с достаточной уверенностью реконструировать их первичный состав, формационную принадлежность и палеогеодинамическую обстановку заложения и эволюции данной структуры. Вот почему к этому узловому объекту проявлен повышенный интерес: целенаправленные геолого-геофизические исследования в его пределах проводились в ходе 10 экспедиций в период 1985–2008 гг. Уже к середине 1990-х годов был накоплен большой материал, обработка и обобщение которого позволили создать геодинамическую модель развития Фишерского вулкано-плутонического комплекса в конвергентных геодинамических условиях. Однако детальное строение, возрастные рубежи, границы развития Фишерского комплекса оставались не вполне ясными. Да и выдвинутая геодинамическая модель вызывала у некоторых специалистов определенный скептицизм и даже неприятие, вплоть до отрицания наличия вулканитов в составе комплекса. Например, Каменев и Семёнов (2008) предполагают исключительно энсиалическое развитие протерозойского подвижного пояса с преобладанием чарнокит-гранулитовых и гранит-гнейсо-сланцевых поясов при локальном развитии гранит-зеленокаменных поясов.

В связи с этим в 2006–2008 гг. (51–53 РАЭ) в рамках 3 МПГ были осуществлены дополнительные экспедиционные исследования основных объектов Фишерского комплекса и обобщен весь обширный материал, как по этому узловому району, так и по смежным областям, включая зоны возможного продолжения комплекса на юг и на восток. Данная статья представляет собой краткий сводный результат такой интеграции.

1. Краткий обзор исследований

Горные массивы центральной части гор Принс-Чарльз были впервые обследованы в начале 1970-х гг. геологами НИИГА (ныне ВНИИОкеангеология) в ходе комплексных региональных работ 17–19 САЭ. На массиве Фишер в ходе рекогносцировочных авиадесантных исследований были обнаружены метабазиты, отнесенные затем в единую формацию с архейскими метабазитами супракрустальных серий юга гор Принс-Чарльз (Соловьев, 1971; Равич и др., 1978).

В 1983–1986 гг. (29 и 31 САЭ) на массивах Мередит и Фишер специалистами ПМГРЭ была осуществлена геологическая съемка, приближающаяся к масштабу 1:200 000. Было установлено, что на массиве Фишер развиты осадочно-вулканогенные породы, прорванные интрузивами от основного до кислого составов. Супракрустальные породы, выделенные авторами как «фишерский комплекс», были расчленены на две толщи общей мощностью до 3,5 км, а их возраст был принят условно как раннепротерозойский (Красников и Федоров, 1992).

В 1987–1988 гг. (34 САЭ) на массиве Фишер были проведены дополнительные геологические работы, специализированные по петролого-геохимическому направлению, и тогда же авиадесантным способом были обследованы массивы Коллинс, Уиллинг и Скалы Нильссон. Большая часть интрузивных образований на массиве Фишер объединена в габбро-диорит-плагиогранитную ассоциацию с верхним возрастным пределом 1380±90 млн. лет (Михальский, 1993). В 1990–1991 гг. (36 САЭ) на массиве Фишер выполнены детальные работы по составлению стратотипных разрезов осадочно-вулканогенных толщ. Выделена вулканогенно-осадочная серия Фишер, включающая четыре толщи общей мощностью до 3,7 км, положенная в основу современной стратиграфической схемы. Изотопное датирование кислых метавулканитов установило их возраст, равный 1300 млн. лет (Beliatsky et al, 1994).

В 1993–1996 гг. (39 и 40 РАЭ) на массивах Уиллинг и Скалы Нильссон были проведены картировочные работы, по результатам которых построены схематические геологические карты масштабов 1:10 000–1:25 000, а также составлен подробный сводный разрез расслоенных метагабброидов. В 1999–2000 гг. (45 РАЭ) выполнены картировочные работы на массиве Коллинс, в ходе которых построена схематическая геологическая карта масштаба 1:25 000 и выявлено сложное строение многофазного диорит-сиенитового интрузива, отнесенного в состав Фишерского комплекса. В 2003–2006 гг. (49–51 РАЭ) проведены исследовательские и картировочные работы на массиве Мередит, позволившие построить уточненную геологическую карту масштаба 1:100 000 и выделить в южной половине массива образования Фишерского комплекса, а также в более южных участках (массив Шо и др.) и в восточном борту шельфового ледника Эймери, где были выявлены геологические тела сходного состава.

В разные годы массивы Фишер, Коллинс, Уиллинг, Мередит и Скалы Нильссон посещались также австралийскими геологами. В ходе кратковременных выавиадесантных исследований изучались вещественный состав и структурное положение пород Фишерского комплекса. Наиболее значимыми результатами явились определения с помощью локального ионного микрозондирования (SHRIMP) возрастов метавулканитов и гранодиоритов массива Фишер, гранитов и сиенитов массива Коллинс и парагнейсов массива Мередит (Sheraton et al., 1996; Kinny et al., 1997).

Наконец, в 2006–2008 гг. (52 и 53 РАЭ), в рамках программы 3 МПГ, были проведены дополнительные работы на массивах Фишер и Уиллинг, позволившие построить уточненные геологические карты масштабов 1:25 000–1:100 000, составить наиболее полный сводный разрез осадочно-вулканогенной серии Фишер, мощность которой увеличена до 10 км, и детализировать строение расслоенных и многофазных плутонов ранней интрузивной ассоциации.

Таким образом, в ходе многолетних отечественных исследований установлено, что центральный район гор Принс-Чарльз (между 71°15` и 72°00` ю.ш.) сложен своеобразным комплексом умеренно метаморфизованных осадочно-вулканогенных и интрузивных пород рифейского возраста. В определении палеотектонической обстановки для Фишерского комплекса мнения специалистов разошлись.

По результатам первых рекогносцировочных исследований проводилась корреляции фишерских метабазитов с формацией рифейских траппов плоскогорья Ричер на Земле Королевы Мод (Равич и др., 1978). Следующие исследователи полагали, что образование этой ассоциации было приурочено к прогибу типа грабен-синклинория с развитием по принципу раннедокембрийских зеленокаменных поясов (Красников и Федоров, 1992). Авторы монографии по геологическому строению Антарктиды (Иванов и Каменев, 1990) сопоставили фишерские метавулканиты со спилит-кератофировой группой формаций, плутониты с габбро-плагиогранитной группой формаций, а сам комплекс отнесли к архейско-раннепротерозойским зеленокаменным структурам Рукерской области, развитой на юге гор Принс-Чарльз. Сходной интерпретации придерживался и Д.П Крылов, отнесший массив Фишер к фрагменту зеленокаменного пояса бимодального типа (Крылов и Крутикова, 1994).