авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 10 |

«Сибирское отделение Российской академии наук Институт земной коры Иркутский государственный университет Siberian Branch of the Russian Academy of ...»

-- [ Страница 2 ] --

Для Тункинской системы впадин было составлено много структурных схем и предложено много моделей ее формирования и развития. По данным (Шерман, Леви, 1977), она развивалась вдоль крупного трансформного разлома (Тункинский левосторонний сдвиг) между двумя рифтовыми впадинами – Южнобайкальской и Хубсугульской. Однако разница в возрасте этих двух впадин не позволяет связать все этапы их формирования с движением по единому трансформному разлому. По данным (Балла и др., 1990), Тункинский разлом не является трансформным в строгом смысле, а Тункинская система впадин раскрывается по схеме ромба в связи с левым сдвигом по Главному Саянскому разлому. В работе (Полянский, Добрецов, 2001) модель раскрытия Тункинских впадин рассматривается как система пулл-аппарт.

Еще одна «сдвиговая» модель, полученная в целом для Байкальской рифтовой системы, представлена в работе (Семинский, 2009). Результаты тектонофизического анализа пространственно-временных закономерностей ее формирования на основе физического моделирования показали, что все впадины Байкальской системы закладывались и развивались в левосдвиговой деформационной зоне шириной не менее 300 км. По данным (Лунина, Гладков, 2004), Тункинская система впадин не является крупной сдвиговой зоной, а наблюдаемые сдвиговые деформации, эшелонированные впадины и приподнятые межвпадинные перемычки, составляющие ее внутреннюю структуру, являются следствием косого растяжения. В работе (Парфеевец, Саньков, 2006) также оспаривается сдвиговый режим формирования впадин на всем протяжении их развития, поскольку в сдвиговом режиме проблематично раскрытие краевых впадин 30 Иркутск, 20–23 августа _ Тункинской системы – Мондинской, Торской и Быстринской. На основе анализа существующих схем развития и реконструкции кайнозойского поля напряжений Тункинской системы впадин показано, что на ранних этапах развития впадин (олигоцен-раннеплиоценовом) механизмом формирования было косое растяжение, а на более позднем (позднеплиоцен-четвертичном) этапе произошла инверсия режима с транстенсивного на транспрессивный, при котором развитие впадин продолжалось по типу пулл-апарт на участках с разломным ограничением северо-восточного простирания (области с наибольшим погружением впадин приурочены к северо восточным сегментам Тункинского разлома) (Парфеевец, Саньков, 2006).

На наш взгляд, идея о косом растяжении на начальном этапе формирования депрессий Тункинской системы хорошо объясняет благоприятные условия для осадконакопления во всех впадинах.

Очевидна также смена тектонического режима на плиоцен-четвертичном этапе, связанная с началом раскрытия Хубсугульской котловины, которая фиксируется погрубением осадков в Тункинских впадинах и преобладанием транспрессивных деформаций над транстенсивными. Мы считаем, что схема раскрытия Тункинской системы впадин по схеме ромба в связи с левым сдвигом по Главному Саянскому разлому (Балла и др., 1990) является наиболее подходящей для установления режима косого растяжения на олигоцен-миоценовом этапе развития впадин. Затем, в позднем миоцене – раннем плиоцене, начались левосдвиговые движения по широтным сегментам Тункинского разлома, усилившие процесс впадинообразования за счет сбросовых деформаций по сегментам северо-восточного простирания. Как говорилось выше, сдвиговые смещения по Тункинскому разлому начали формироваться на фоне латерального сжатия в субмеридиональном направлении с отодвиганием к востоку южного геоблока вдоль юго-восточной границы Тувино-Монгольского микроконтинента.

Надо отметить, что на фоне сдвиговых перемещений по Тункинскому разлому на позднечетвертичном этапе развития произошло усиление сжимающих напряжений, приведших к инверсионным поднятиям краевых впадин Тункинской системы (которое началось после накопления толщи грубообломочных отложений), а также формированию позднеплейстоцен-голоценовых взбросо-сдвиговых дислокаций по широтным отрезкам Тункинского, а также по Мондинскому и Главному Саянскому разломам (Чипизубов и др., 2003;

Arjannikova et al., 2004;

Чипизубов, Смекалин, 1999).

Все данные изменения относятся по времени к стадии «быстрого рифтинга».

Основная стадийность в эволюции Байкальского рифта обусловлена, на наш взгляд, продвижением на север деформаций, связанных с Евроазиатской коллизией, которые к концу миоцена – плиоцену достигли Сибирской платформы. При этом в Алтае-Саянской горной области начался новый этап горообразования, характеризуемый ростом отдельных хребтов, а в Байкальском рифте усилились процессы впадинообразования.

Работы выполнены при поддержке РФФИ (проекты № 13-05-00247, 13-05 91052-НЦНИ).

Список литературы Балла З., Кузьмин М.И., Леви К.Г. Кинематика раскрытия Байкала // Геотектоника.

1990. № 2. С. 80–91.

Васильев Е.П., Беличенко В.Г., Резницкий Л.З. Соотношение древней и кайнозойской структур на юго-западном фланге Байкальской рифтовой зоны // Доклады Академии наук.

1997. Т. 353, № 6. С. 789–792.

Кочетков В.М., Хилько С.Д., Зорин Ю.А. и др. Сейсмотектоника и сейсмичность Прихубсугулья. Новосибирск: Наука. Сибирская издательская фирма, 1993. 184 с.

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Логачев Н.А. Осадочные и вулканогенные формации Байкальской рифтовой зоны // Байкальский рифт. М.: Наука, 1968. С. 72–101.

Логачев Н.А. История и геодинамика Байкальского рифта // Геология и геофизика.

2003. Т. 44, № 5. С. 391–406.

Логачев Н.А., Рассказов С.В., Иванов А.В., Леви К.Г., Бухаров А.А., Кашик С.А., Шерман С.И. Кайнозойский рифтогенез в континентальной литосфере // Литосфера Центральной Азии (основные результаты исследований Института земной коры СО РАН в 1992–1996 гг.). Новосибирск: Наука, 1996. С. 57–80.

Лунина О.В., Гладков А.С. Разломная структура и поля напряжений западной части Тункинского рифта // Геология и геофизика. 2004. Т. 45, № 10. С. 1235–1247.

Лунина О.В., Гладков А.С., Неведрова Н.Н. Рифтовые впадины Прибайкалья:

тектоническое строение и история развития. Новосибирск: Академическое изд-во «Гео», 2009.

316 с.

Мац В.Д., Уфимцев Г.Ф., Мандельбаум М.М. Кайнозой Байкальской рифтовой впадины: строение и геологическая история. Новосибирск: Изд-во СО РАН, филиал «Гео», 2001. 252 с.

Парфеевец А.В., Саньков В.А. Геодинамические условия развития Тункинской ветви Байкальской рифтовой системы // Геотектоника. 2006. № 5. С. 61–84.

Полянский О.П., Добрецов Н.Л. Модель развития осадочного бассейна типа пул-аппарт // Доклады Академии наук. 2001. Т. 380, № 3. C. 368–373.

Саньков В.А., Леви К.Г., Кале Э., Девершер Ж., Лесне О., Лухнев А.В., Мирошниченко А.И., Буддо В.Ю., Залуцкий В.Т., Башкуев Ю.Б. Современные и голоценовые горизонтальные движения на Байкальском геодинамическом полигоне // Геология и геофизика. 1999. Т. 40, № 3.

С. 422–430.

Семинский К.Ж. Главные факторы развития впадин и разломов Байкальской рифтовой зоны: тектонофизический анализ // Геотектоника. 2009. № 6. С. 52–69.

Флоренсов Н.А. Мезозойские и кайнозойские впадины Прибайкалья. Л.: Изд-во АН СССР, 1960. 258 с.

Чипизубов А.В., Смекалин О.П. Палеосейсмодислокации и связанные с ними палеоземлетрясения по зоне Главного Саянского разлома // Геология и геофизика. 1999. Т. 40, № 6. С. 936–947.

Чипизубов А.В., Смекалин О.П., Семенов Р.М. Палеосейсмодислокации и связанные с ними палеоземлетрясения в зоне Тункинского разлома (Юго-Западное Прибайкалье) // Геология и геофизика. 2003. Т. 44, № 6. С. 587–602.

Шерман С.И., Леви К.Г. Трансформные разломы Байкальской рифтовой зоны // Доклады АН СССР. 1977. Т. 233, № 2. С. 454–464.

Arjannikova A., Larroque C., Ritz J. -F., Dverchre J., Stphan J. F., Arjannikov S., San'kov V. Geometry and kinematics of recent deformation in the Mondy–Tunka area (south-westernmost Baikal rift zone, Mongolia-Siberia) // Terra Nova. 2004. V. 16 (5). P. 265–272.

Fedotov A., San’kov V., De Batist M., Kazansky A., Parfeevets A., Miroshnitchenko A., Pouls T. Chronology of the Baikal rift system // Eos. 2006. V. 87 (25). P. 246–250.

Logatchev N.A., Zorin Y.A. Evidence and causes for the two-stage development of the Baikal rift // Tectonophysics. 1987. V. 143. P. 225–234.

Melnikova V.I., Radziminovich N.A., Adyaa M. Mechanisms of earthquake foci and seismotectonic deformations of the Mongolia region // Complex geophysical and seismological investigations in Mongolia. Ulaan-Baatar – Irkutsk, 2004. P. 165–170.

Rasskazov S.V., Logatchev N.A., Brandt I.S., Brandt S.B., Ivanov A.V., Misharina V.A., Chernyaeva G.P. Uplift of the Baikal rift system and change of vegetation in its flanks as inferred from variations of spores, pollen, and diatoms in sediments // Terra Nostra. 2000. Issue 9. P. 148–163.

ON THE MECHANISM OF BASIN FORMATION ON THE SOUTHWESTERN FLANK OF THE BAIKAL RIFT SYSTEM A.V. Arzhannikova, S.G. Arzhannikov Institute of the Earth’s Crust, SB RAS, Irkutsk, Russia, arzhan@crust.irk.ru 32 Иркутск, 20–23 августа _ MODIFICATION OF THE LITHOSPHERIC MANTLE BENEATH ALKALI BASALT PLATEAU IN DIFFERENT TECTONIC SETTINGS I.V. Ashchepkov 1, S.V. Rasskazov 2, T. Ntaflos 3, A.V. Ivanov 2, A.V. Aseeva 4, V.S. Prikhodko 5, S.V. Vysotsky Sobolev Institute of Geology and Mineralogy, SB RAS, Novosibirsk, Russia, igor.ashchepkov@igm.nsc.ru Institute of the Earth’s Crust, SB RAS, Irkutsk, Russia University of Vienna, Vienna, Austria Far East Geological Institute, FEB RAS, Vladivistok, Russia Kosygin Institute of Tectonics and Geophysics, FEB RAS, Khabarovsk, Russia The mantle sections beneath the most alkali basalt plateau are dividing into two or more parts. The upper one is mostly more depleted and the lower more fertile. Sometimes some additional units are recognized (Ashchepkov et al., 2003). Their origin may be result from the melt percolation (Van der Wal, Bodinier, 1996) or mantle diapirism (Matusiak Maek et al., 2010). Very often bulk lherzolitic rocks from Gar-Sp or even Sp facies are close to the primitive mantle (PM) (McDonough, Sun, 1995) but their isotopic features commonly are rather far from Bulk Earth or OIB reservoirs. They create trends going to the directions (Ionov et al., 2005;

Ashchepkov et al., 2011). We suggest that mantle xenoliths trends do not represent the trend to PM but represent the trends of refertilization and the primitive nature of peridotites are determined by the ability of the peridotite matrix for the saturation in partial melts at conditions of lithospheric mantle. Otherwise the isotopic features of all primitive peridotites should be very close.

There are several cases of the appearance of the primitive garnet peridotites in shallow mantle. Commonly such type peridotites as from Bereya tuffs may come from the deep mantle using deep thrusts as it suggested for the Ronda (Tuba, 1994) and Beni Boushera.

They also could be elevated as direct diapirs with high amount of the partial melts or other magmas. The zonation of the textures of Vitim peridotites and metasomatic facies suggest complex nature of the peridotites which were at first uplifted from garnet stability field with fluids and partial melts and then were subjected to the reactions with alkali picrite liquid relater to finger plume melts having OIB features. The carbonatitic signs of the melts during creation of Vitim plateau found recently.

There are several variants of the mantle upwelling within Baikal rift zone. In Trans Khamar-Daban permeable zone the peridotites beneath Tumusun and Margasanskaya sopka volcanoes represent the homogeneous mantle diapirs of came to spinel facies but kept the relics of garnets. In localities near the rift Tunka reactions with the different melts fertilizating peridotites are responsible for the variations of bulk rock and structures. In the Khentey uplift the diapir upwelling was accompanies by the fluid percolation and partial melts (Ashchepkov et al., 1996). Gar-Sp lherzolites from the Eastern Sayan (Ivanov et al., 2008) also suggested the melt – percolation events accompanied diapirism. In Bartoy locality the mantle upwelling is not suggested but the wall rock reactions with evolving hydrous alkaline melts created several (6) local zones of percolation varying in temperatures forming different facies of metasomatism.

The reactions of the melts with the originally rather depleted peridotites in the Russian Far East were responsible for the rather primitive nature of spinel peridotites beneath both SovGavan and Shkotov plateaus. The occurrence of amphiboles was recognized also. The fertilization proceeded in several stages from the first thermal impact to the plateau uplift and rift –like structures at the last stages. The signs of the subduction-relation material may be Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ suggested by amphiboles and more rare phlogopites but commonly such melts have no evident subduction features and relate to the finger plumes came from the deep mantle.

The ankaramite melts in Tanzania rift are related to carbonatites which are consistent with the continental position of the rift. In the Malaita the lithospheric mantle (Nixon, Boyd, 1979) is similar to the continental type and alnoites which came from the depth 40 kbar are also accompanied by the carbonatite metasomatism (Simonetti, Neal, 2010) as well as in Antarctica.

In the other environment plume related metasomatism is often show the carbonatite signature as in mantle beneath Kerguelen (Moine et al., 2004) and other oceanic volcanic plateaus. Nevertheless the H2O bearing melts are also common in the earlier and latest stages of the plum influence which also appeared in the compositions of the lavas. The amount of the hydrous metasomatic minerals are slightly higher in the arc or back ark environment. But commonly the H2O melts produced growth of the Opx in the depleted peridotites in the back arc settings.

34 Иркутск, 20–23 августа _ Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ P–T conditions, compositions and fO2 for the mantle section beneath: a – Malaita Island;

b – Labait volc., Tanzania;

c – Big Creek, Cordeliers;

d – Salt Lake, Hawaii;

e – Marsabit, Kenya;

f – Hannuoba, East China;

g – Nushan, East China;

h – Pali Aike, Patagonia;

i – Minusa Valley. The thermobarometric methods used: 1 – Opx: T (Brey and Kohler, 1990, Opx) – P (McGregor, 1974);

2 – Cpx: T (Nimis and Taylor, 2000, corrected) – P (Ashchepkov et al., 2010);

3 – Cpx: T and P (Nimis and Taylor, 2000 corrected). 4 – Gar: T (O’Neil, Wood, 1979) (SG) – P (Ashchepkov, 2006);

5 – Chr: T (O’Neil, Wall, 1987) (SG) – P (Ashchepkov et al., 2010);

6 – Ilm: T (Taylor et al., 1998) – P (Ashchepkov et al., 2010) for xenocrysts;

7 – Gar-Opx: T and P (Brey and Kohler, 1990).

The geothermal regimes of the mantle a top of the sources of basaltic volcanism are often similar and starting form 30 kbar is commonly close to the 90 mW·m-2 with the small variations. The regions with the thick lithospheric keel as those beneath the Cordillera, or in the or in Antarctica or Tanzania show the stepped geotherms which in the lower part became close to the continental 40 mW·m-2 or transitional geotherms. Similar hated mantle arrays in the upper part are determined for the mantle sections beneath Udachnaya or Sloan kimberlites.

But commonly the basalts carry xenoliths only from the upper parts. The Gar-Opx geotherms are available for several localities Worldwide. The coldest PT arrays were determined for the Pali-Aike (Stern et al., 1999) and the Prahuaniyeu (Bjerg et al., 2009). It is much upper and close to the East Australia mantle conditions (Sutherland et al., 1982). The common basaltic plateaus of Central Asia in Transbaikalia, Sayan, and Mongolia as well as East China give the positions of the geotherms close to SEA type. All this geotherms are advective and cross the conductive 90 mW·m-2. The higher positions of the geotherms were detected for Minusa depression (Ashchepkov et al., 1995) and Sangilen (Gibsher et al., 2012) for peridotites and pyroxenites. The dominated Cr-bearing pyroxenites in the Sea or oceanic setting as in Marsabit or Big Creek usually give very irregular PT plots essential part of which 36 Иркутск, 20–23 августа _ refer to the rather cold conditions. But some others like Nushan in E China or Salt Lake in Hawaii (Keshav, Sen, 2003) give more high temperature geotherms. In general the positions of such mantle geotherms are determined by the position of the upper level of the magmatic sources produced basalts. Commonly the roots of the volatile rich magmas are locating upper then those relatively dry but it may be quite different of the magmatic sources which are initially higher T less alkaline and corresponds to the higher melting degrees. Thus the geothermal regime and melt production of course are dependent from the tectonic setting but are also determined by the activity of the mantle plumes and their compositions.

References Ashchepkov I.V., Andr L., Downes H., Belyatsky B.A. Pyroxenites and megacrysts from Vitim picrite-basalts (Russia): Polybaric fractionation of rising melts in the mantle? // Journal of Asian Earth Sciences. 2011. V. 42. P. 14–37.

Ashchepkov I.V., Kepezhinskas V.V., Malkovets V.G., Ovchinnikov Y.I. Mantle xenoliths from the Meso-Cenozoic volcanic pipes of Khakassia. Field guide book: VI International kimberlite conference. Novosibirsk, 1995. 39 p.

Ashchepkov I.V., Litasov Yu.D., Litasov K.D. Xenoliths of garnet xenoliths from nephelinites, the Khentey ridge (Southern Transbaikalia): evidence of the mantle diapir ascent // Russian Geology and Geophysics. 1996. V. 37. P. 121–137.

Ashchepkov I.V., Travin S.V., Saprykin A.I., Andre L., Gerasimov P.A., Khmel’nikova O.S.

Age of xenolith-bearing basalts and mantle evolution in the Baikal rift zone // Russian Geology and Geophysics. 2003. V. 44. P. 1160–1188.

Ashchepkov I.V., Pokhilenko N.P., Vladykin N.V., Logvinova A.M., Kostrovitsky S.I., Afanasiev V.P., Pokhilenko L.N., Kuligin S.S., Malygina L.V., Alymova N.V., Khmelnikova O.S., Palessky S.V., Nikolaeva I.V., Karpenko M.A., Stagnitsky Y.B. Structure and evolution of the lithospheric mantle beneath Siberian craton, thermobarometric study // Tectonophysics. 2010. V. 485.

P. 17–41.

Aulbach S., Rudnick R.L., McDonough W.F. Li-Sr-Nd isotope signatures of the plume and cratonic lithospheric mantle beneath the margin of the rifted Tanzanian Craton (Labait) // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2008. V. 155. P. 79–92.

Bjerg E.A., Ntaflos T., Thni M., Aliani P., Labudia C.H. Heterogeneous lithospheric mantle beneath Northern Patagonia: Evidence from Prahuaniyeu garnet and spinel peridotites // Journal of Petrology. 2009. V. 50 (7). P. 1267–1298.

Brey G.P., Khler T., Geothermobarometry in four-phase lherzolites. II. New thermobarometers, and practical assessment of existing thermobarometers // Journal of Petrology.

1990. V. 31. P. 1353–1378.

Carlson R.W., Pearson D.G., James D.E. Physical, chemical, and chronological characteristics of continental mantle // Reviews of Geophysics. 2005. V. 43. P. 1–24.

Chen S., O'Reilly S.Y., Zhou X., Griffin W.L., Zhang G., Sun M., Feng J., Zhang M. Thermal and petrological structure of the lithosphere beneath Hannuoba, Sino-Korean Craton, China: evidence from xenoliths // Lithos. 2001. V. 56 (4). P. 267–301.

Delaney J.S., Smith J.V., Nixon P.H. Model for upper mantle below Malaita, Solomon Islands, deduced from chemistry of lherzolite and megacrysts minerals // Contribution to Mineralogy and Petrology. 1979. V. 70. P. 209–218.

Gibsher A.A., Malkovets V.G., Travin A.V., Belousova E.A., Sharygin V.V., Konc Z. The age of camptonite dikes of the Agardag alkali-basalt complex (western Sangilen): results of Ar/Ar and U/Pb dating // Russian Geology and Geophysics. 2012. V. 53 (8). P. 763–775.

Ionov D.A., Ashchepkov I.V., Jagoutz E. The provenance of fertile off-craton lithospheric mantle: SrNd isotope and chemical composition of garnet and spinel peridotite xenoliths from Vitim, Siberia // Chemical Geology. 2005. V. 217. P. 4175.

Ishikawa A., Maruyama S., Komiya T. Layered lithospheric mantle beneath the Ontong Java Plateau: Implications from xenoliths in alnite, Malaita, Solomon Islands // Journal of Petrology.

2004. V. 45 (10). P. 2011–2044.

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Ivanov A.V., Palesskii S.V., Demonterova E.I., Nikolaeva I.V., Ashchepkov I.V., Rasskazov S.V. Platinum-group elements and rhenium in mantle xenoliths from the East Sayan volcanic field (Siberia, Russia): evaluation of melt extraction and refertilization processes in lithospheric mantle of the Tuva-Mongolian massif // Terra Nova. 2008. V. 20 (6). P. 504–511.

Kaeser B., Olker B., Kalt A., Altherr R., Pettke T. Pyroxenite xenoliths from Marsabit (Northern Kenya): evidence for different magmatic events in the lithospheric mantle and interaction between peridotite and pyroxenite // Contributions to Mineralogy and Petrology. V. 157. P. 453–472.

Kempton P.D., Lopez-Escobar L., Hawkesworth C.J., Pearson D.G., Ware A.J. Spinel±garnet lherzolite xenoliths from Pali Aike: Part 1. Petrology, mineral chemistry and geothermobarometry // Proceedings of the 7th International kimberlite conference. The J.B. Dawson Volume / Eds.

J.J. Gurney, J.L. Gurney, M.D. Pascoe, S.H. Richardson. P. 403–414.

Keshav S., Sen G. A rare composite xenolith from Salt Lake Crater, Oahu: high-pressure fractionation and implications for kimberlitic melts in the Hawaiian mantle // Contribution to Mineralogy and Petrology. 2003. V. 144. P. 548–558.

Keshav S., Sen G., Presnall D.C. Garnet-bearing xenoliths from Salt Lake Crater, Oahu, Hawaii: High-pressure fractional crystallization in theoceanic mantle // Journal of Petrology. 2007. V.

48 (9). P. 1681–1724.

Lee C.-T., Rudnick R.L. Compositionally stratified cratonic lithosphere: petrology and geochemistry of peridotite xenoliths from the Labait tuff cone, Tanzania // Proceedings of the 7th International kimberlite conference. The P.H. Nixon Volume. / Eds. J.J. Gurney, J.L. Gurney, M.D.

Pascoe, S.H. Richardson. Cape Town, 1998. P. 503–521.

Matusiak-Maek M., Puziewicz J., Ntaflos T., Grgoire M., Downes H. Metasomatic effects in the lithospheric mantle beneath the NE Bohemian massif: A case study of Lutynia (SW Poland) peridotite xenoliths // Lithos. 2010. V. 117 (1–4). P. 49–60.

McDonough W.F., Sun S.-S. The composition of the Earth // Chemical Geology. 1995.

V. 120. P. 223–253.

McGregor I.D. The system MgO-Al2O3-SiO2: solubility of Al2O3 in enstatite for spinel and garnet peridotite compositions // American Mineralogist. 1974. V. 59. P. 110–119.

Moine B.N., Grgoire M., O'Reilly S.Y., Delpech G., Sheppard S.M.F., Lorand J.P, Renac C., Giret A., Cottin J.Y. Carbonatite melt in oceanic upper mantle beneath the Kerguelen Archipelago // Lithos. 2004. V. 75. P. 239–252.

Mukhopadyay B., Manton W.I. Upper mantle fragments from beneath the Sierra Nevada batholith – partial fusion, fractional crystallization and metasomatism in a subduction-related ancient lithosphere // Journal of Petrology. 1994. V. 35. P. 1418–1450.

Nimis P., Taylor W. Single clinopyroxene thermobarometry for garnet peridotites. Part I.

Calibration and testing of a Cr-in-Cpx barometer and an enstatite-in-Cpx thermometer // Contribution to Mineralogy and Petrology. 2000. V. 139 (5). P. 541–554.

Nixon P.H., Boyd F.R. Garnet bearing lherzolites and discrete nodule suites from the Malaita alnoite, Solomon Islands, S.W. Pacific, and their bearing on oceanic mantle composition and geotherm // The mantle sample inclusions in kimberlite and other volcanics / Eds. Boyd F.R., Meyer H.O.A.

Washington: AGU, 1979. P. 400–423.

Ntaflos T., Bjerg E.A., Labudia C.H., Kurat G. Depleted lithosphere from the mantle wedge beneath Tres Lagos, southern Patagonia, Argentina // Lithos. 2007. V. 94 (1–4). P. 46–65.

O’Neill H.S.C., Wall V.J. The olivine orthopyroxene-spinel oxygen geobarometer, the nickel precipitation curve, and the oxygen fugacity of the Earth’s upper mantle // Journal of Petrology. 1987.

V. 28. P. 1169–1191.

O’Neill H.S.C., Wood B.L. An experimental study of ironmagnesium partitioning between garnet and olivine and its calibration as a geothermometer // Contribution to Mineralogy and Petrology. 1979. V. 70. P. 5970.

Sen G. Xenoliths associated with the Hawaiian hot spot // Mantle xenoliths / Ed. P.H. Nixon.

New York: John Wiley, 1987. P. 359–375.

Simonetti A., Neal C.R. In-situ chemical, U–Pb dating, and Hf isotope investigation of megacrystic zircons, Malaita (Solomon Islands): Evidence for multi-stage alkaline magmatic activity beneath the Ontong Java Plateau // Earth and Planetary Science Letters. 2010. V. 295 (1–2). P. 251– 261.

38 Иркутск, 20–23 августа _ Smith D. Insights into the evolution of the uppermost continental mantle from xenolith localities on and near the Colorado Plateau and regional comparisons // Journal of Geophysics Research. 2000. V. 105. P. 16769–16781.

Stern C.R., Kilian R., Olker B., Hauri E.H., Kyser T.K. Evidence from mantle xenoliths for relatively thin (5100 km) continental lithosphere below the Phanerozoic crust of southernmost South America // Lithos. 1999. V. 48. P. 217–235.

Sutherland F.L., Hollis J.D. Mantle–lower crust petrology from inclusions in basaltic rocks in Eastern Australia – an outline // Journal of Volcanology and Geothermal Research. 1982. V. 14 (1).

P. 1–20.

Taylor W.R., Kammerman M., Hamilton R. New thermometer and oxygen fugacity sensor calibrations for ilmenite and chromium spinel-bearing peridotite assemblages // 7th International Kimberlite Conference. Extended abstract. Cape Town, 1998. P. 891–901.

Van der Wal D., Bodinier J.-L. Origin of the recrystallisation front in the Ronda peridotite by km-scale pervasive porous melt flow // Contribution to Mineralogy and Petrology. 1996. V. 122.

P. 387–405.

Wang J., Hattori K.H., Li J., Stern C.R. Oxidation state of Paleozoic subcontinental lithospheric mantle below the Pali Aike volcanic field in southernmost Patagonia // Lithos. 2008.

V. 105 (1–2). P. 98–110.

Xu X.S., O'Reilly S.Y., Griffin W.L., Zhou X.M., Huang X.L. The nature of the cenozoic lithosphere beneath Nushan, East Central China // Mantle dynamics and plate interactions in East Asia / Eds. M.F.J. Flower, S.L. Chung, C.H. Lo, T.Y. Lee. AGU Geodynamics Series. 1998. V. 27. P. 167– 196.

МОДИФИКАЦИЯ ЛИТОСФЕРНОЙ МАНТИИ ПОД ЩЕЛОЧНО-БАЗАЛЬТОВЫМИ ПЛАТО В РАЗЛИЧНЫХ ТЕКТОНИЧЕСКИХ ОБСТАНОВКАХ И.В. Ащепков 1, С.В. Рассказов 2, Т. Нтафлос 3, А.В. Иванов 2, А.В. Асеева 4, В.С. Приходько 5, С.В. Высоцкий Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН, Новосибирск, Россия, igor.ashchepkov@igm.nsc.ru Институт земной коры СО РАН, Иркутск, Россия Университет Вены, Вена, Австрия Дальневосточный геологический институт ДВО РАН, Владивосток, Россия Институт тектоники и геофизики им. Ю.А. Косыгина ДВО РАН, Хабаровск, Россия МОДЕЛИРОВАНИЕ КОНТИНЕНТАЛЬНОГО РИФТОГЕНЕЗА НА ПРИМЕРЕ БАССЕЙНОВ СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ А.В. Бабичев, О.П. Полянский 1, В.В. Ревердатто 1, С.Н. Коробейников 2, Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН, Новосибирск, Россия, babichev@igm.nsc.ru Институт гидродинамики им. М.А. Лаврентьева СО РАН, Новосибирск, Россия Новосибирский государственный университет, Новосибирск, Россия Дебаты относительно преобладающего механизма континентального рифтогенеза («пассивный» vs. «активный») до сих пор продолжаются.

Инструментальные наблюдения в современных зонах растяжения и разрыва коры (Wright et al., 2012) фиксируют и плито-тектоническую, и магматическую составляющую эпизодов рифтинга, поэтому для выяснения реалистичных механизмов развития конкретных осадочных бассейнов метод математического (численного) моделирования становится одним из наиболее продуктивных.

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Для Вилюйского осадочного бассейна (рис. 1) выполнен анализ эволюции осадконакопления и проведено моделирование методом конечных элементов с целью выяснения механизма его формирования.

Рис. 1. Рельеф кристаллического фундамента востока Сибирской платформы (Прокопьев и др., 2001).

В настоящей работе математическое моделирование проводилось на основе численного решения уравнений механики деформируемого твердого тела. Ставилась задача определения условий деформирования слоев и блоков земной коры, при которых картины деформаций, полученные в результате математического моделирования, близки к наблюдаемым в природе структурам коры. В качестве примера рассматривался механизм образования осадочного бассейна при растяжении («пассивный» рифтогенез) (Полянский и др., 2013).

40 Иркутск, 20–23 августа _ Геометрия модели и граничные условия показаны на рис. 2. Рассматривается область земной коры в виде плиты протяженностью 500 и толщиной 42 км, в основании которой находится более пластичный слой размером 2006 км, моделирующий тепловую аномалию (аномальный слой). Кора разделена на верхнюю и нижнюю согласно петрологическим моделям с толщиной слоев 24 и 18 км соответственно.

Геометрические соотношения выбирались исходя из строения коры под Вилюйским прогибом по данным ГСЗ (Egorkin et al., 1987).

Рассматривалась изотермическая постановка задачи. Предполагалось, что кора симметрично растягивается со скоростью 5 см/год, и ее конечная форма определялась из решения задачи плоской деформации плиты со свободной верхней и деформируемой нижней границей.

Более реалистичная модель учитывает двуслойное строение коры: верхняя кора и нижняя кора описывались различными законами пластичности, чтобы неявно учесть влияние изменения состава коры и температуры с глубиной. Была выбрана модель пластичности Друкера-Прагера в верхней коре и с условием пластичности Хубера-Мизеса – в нижней. На рис. 3, а, приведен результат моделирования локализации деформаций в двуслойной коре в условиях растяжения. В коре с двумя слоями имеет место различие в характере деформирования в каждом из слоев. Линии скольжения, интерпретируемые как сбросы, прослеживаются только в верхней коре.

Слой пониженной прочности в основании инициирует развитие прогиба в центральной области модели. Два главных парных сброса ограничивают грабенообразный прогиб, причем основание коры прогибается подобно поверхности.

На периферии и в центре бассейна при дальнейшем растяжении начинают формироваться вторичные локализованные области деформаций, которые в дальнейшем могут привести к развитию сопряженных рифтов. Увеличенная картина деформаций в такой области (показана на рис. 3, a, прямоугольником) приведена на рис. 3, б. Реологическая расслоенность коры, как следует из моделирования, приводит к «затуханию» линий локализации на границе слоев. В верхней коре с пластичностью Друкера-Прагера преобладают линии скольжения типа сбросов. В нижней коре, описываемой пластичностью Мизеса, деформации распределены более равномерно в расширяющейся к основанию коры области.

Причины возникновения сил растяжения в континентальной коре остаются дискуссионными. Одной из причин являются расходящиеся течения при конвекции в подстилающей мантии, как это происходит при океаническом спрединге. В качестве источника сил, находящегося в сублитосферной мантии, привлекаются данные об интрузии Вилюйских траппов, совпадающих по возрасту с эпизодом быстрого погружения в бассейне. При разработке модели мы основывались на геологических, Рис. 2. Постановка задачи плоской деформации при растяжении двухслойной коры, описываемой в рамках упругопластической реологии. Аномальный слой – прогретая, более пластичная зона нижней коры. Граничные условия: симметричное растяжение боковых границ со скоростью 5 см/год, верхняя поверхность - свободная, нижняя граница – основание Винклера.

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Рис. 3. Модель растяжения двуслойной коры: а – результат моделирования локализации деформаций в условиях растяжения, тоном от светлого к темному показана возрастающая интенсивность пластических деформаций;

б – увеличенная картина в области, показанной прямоугольником на рис. 3, а. В верхней коре с пластичностью Друкера-Прагера преобладают линии скольжения типа сбросов, симметричных относительно центра деформирования в нижней коре, описываемой пластичностью Хубера-Мизеса. Ширина увеличенной области модели – 75 км.

петрологических и геофизических данных, характеризующих структуру коры и литосферы под Вилюйским прогибом. Геометрия модельной области описывает структуру литосферы Сибирского кратона толщиной 200 км: рассматривается 45 километровая кора и 155-километровая мантийная литосфера. Предполагается, что под кратон подходит высокотемпературный мантийный поток (струя) с температурой или 1650 С с поперечным размером 100 км. На рис. 4 показаны результаты моделирования всплывания диапира через литосферную мантию и его дальнейшее взаимодействие с корой.

Динамика подъема показана в виде поля температуры в диапазоне 1300–1370 С, что дает представление не только о термическом режиме, но и о характере конвективного течения легкого разогретого вещества вокруг диапира. Нагретое вещество диапира поднимается к основанию коры (рис. 4, а) затем в течение интервала времени около 20 млн лет происходит растекание частичного расплава под основанием коры (андерплейтинг), образуется разогретая, маловязкая «подложка» протяженностью около 300 км (рис. 4, б). Область частичного расплава (показана черным) представляет собой питающий канал от основания литосферы и плоское силлоподобное тело, распространяющееся горизонтально вдоль границы кора-мантия. Канал периодически пережимается, затем формируется вновь. Наконец, наступает момент, когда развитое 42 Иркутск, 20–23 августа _ Рис. 4. Модель «активного» рифтогенеза – влияние поднимающегося мантийного диапира на утонение и растяжение коры. Показана эволюция поля температуры вокруг диапира в мантийной литосфере и конфигурация корового слоя в разные моменты времени. конвективное противонаправленное течение растягивает кору и происходит утонение последней (рис. 4, в, г). Деформирование в коре (шейкообразование) локализуется точно под плюмовым источником, финальная конфигурация перед «разрывом» коры приведена на рис. 4, г.

Работа выполнена при поддержке программы ОНЗ-6, интеграционных проектов СО РАН № 9, 12 и грантов РФФИ (№ 11-05-00181, 12-05-31507, 12-08 00707).

Список литературы Полянский О.П., Прокопьев А.В., Бабичев А.В., Коробейников С.Н., Ревердатто В.В.

Рифтогенная природа формирования Вилюйского бассейна (Восточная Сибирь) на основе реконструкций осадконакопления и механико-математических моделей // Геология и геофизика. 2013. Т. 54, № 2. С. 163–183.

Прокопьев А.В., Парфенов Л.М., Томшин М.Д., Колодезников И.И. Чехол Сибирской платформы и смежных складчато-надвиговых поясов // Тектоника, геодинамика и металлогения территории Республики Саха (Якутия). М.: Наука/Интерпериодика, 2001. С. 113– 155.

Egorkin A.V., Zuganov S.K., Pavlenkova N.A., Chernychev N.M. Results of lithospheric studies from long-range profiles in Siberia // Tectonophysics. 1987. V. 140. P. 29–47.

Wright T.J. Sigmundsson F., Pagli C., Belachew M., Hamling I.J., Brandsdttir B., Keir D., Pedersen R., Ayele A., Ebinger C., Einarsson P., Lewi E., Calais E. Geophysical constraints on the dynamics of spreading centres from rifting episodes on land // Nature Geoscience. 2012. V. 5 (4).

P. 242–250.

MODELING OF CONTINENTAL RIFTING ON EXAMPLE OF THE SIBERIAN PLATFORM BASINS A.V. Babichev, O.P. Polyansky 1, V.V. Reverdatto 1, S.N. Korobeinikov 2, V.S. Sobolev Institute of Geology and Mineralogy, SB RAS, Novosibirsk, Russia, babichev@igm.nsc.ru M.A. Lavrentiev Institute of hydrodynamics, SB RAS, Novosibirsk, Russia Novosibirsk State University, Novosibirsk, Russia Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ МЕЙМЕЧИТ-ПИКРИТ-ЩЕЛОЧНО-БАЗАЛЬТОВЫЙ КОМПЛЕКС ТАУХИНСКОГО ТЕРРЕЙНА (ПРИМОРЬЕ) В.А. Баскина Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН, Москва, Россия, baskin@orc.ru На Дальнем Востоке России, в Приморье и Приамурье, позднемезозойские магматические комплексы меймечит-пикрит-щелочно-базальтового ряда известны в Анюйском куполе, на границе Баджальского выступа и широко распространены в Самаркинском террейне. Там, в северо-западном крыле Сихотэ-Алинской складчатой области, западнее Центрального структурного шва, на протяжении сотен километров протягивается пояс шириной около 60 км, насыщенный выходами меймечит-пикрит щелочно-базальтовых пород в ассоциации с яшмами, кремнистыми и глинистыми сланцами, песчаниками и алевролитами. Осадочные породы варьируются по возрасту от пермских до позднеюрских. В Таухинском террейне Приморья также имеются магматические тела меймечит-пикрит-щелочно-базальтовой серии, близкие по составу и условиям залегания к тем, которые давно описаны в Самаркинском террейне.

Представления о происхождении этих образований Таухинского террейна противоречивы. Автор предлагаемой публикации до недавнего времени полагал, как ранее и И.Н. Говоров (1976), что это продукты меловых-палеогеновых долгоживущих щелочно базальтовых плюмовых очагов в структурах рассеянных континентальных рифтов. А.И.

Ханчук и многие его коллеги с 1989 г. и поныне рассматривают щелочные тела этого комплекса как тектонические отторженцы океанических гайотов, ассоциированные с триасовыми рифогенными известняками в отложениях аккреционных призм. Изложенное далее, по-видимому, свидетельствует, что и та, и другая точки зрения ошибочны.

Имеющиеся материалы показывают, что магматическая активность щелочного очага завершилась в барреме–альбе и имела место после завершения аккреции в рифтогенных разломах краевой части континента. Состав и условия залегания тел противоречат идее о их формировании в океанической коре и о их связи с триасовыми гайотами.

В Таухинском террейне магматические тела этого комплекса залегают в северо северо-восточных Партизанских разломах в пределах так называемого горбушинского горста. На примере этого ареала мы и рассмотрим особенности их состава и залегания.

Они наиболее полно представлены в центре Дальнегорского рудного района (44 34’с.ш и 135 37’в.д.) и наиболее доступны для наблюдения в карьерах скарново-боросиликатного месторождения. Формирование щелочного магматического комплекса доскладчатое.

«Согласные» залежи и дайки сильно нарушены, смяты совместно с вмещающими терригенно-кремнистыми и песчано-алевролитовыми отложениями и обычно имеют на современном срезе крутое до вертикального залегание. Тем не менее многие сохраняют активные контакты с боковыми породами, с затеками по микротрещинам, с ксенолитами боковых пород. Тела пород меймечит-пикрит-щелочно-базальтовой серии с признаками активных внедрений залегают среди различных по возрасту отложений террейна. Они встречены в юрско-раннемеловых кремнисто-вулканогенных отложениях горбушинской свиты, в валанжин-готеривских аркозовых песчаниках и алевролитах матрикса олистостромы, в олистоплаках различного состава этой олистостромы, включая триасовые известняки. В более молодых отложениях региона, например в покровах позднемеловых палеогеновых вулканитов или в автохтонных неокомских песчаниках, такие тела не известны.

Многочисленные изотопные K–Ar и Ar–Ar датировки, полученные для щелочных пород комплекса, указывают на интервал 115–63 млн лет, что мы ранее и рассматривали 44 Иркутск, 20–23 августа _ как свидетельство длительной активности щелочно-базальтового очага (Баскина и др., 2005). Позднее был проведен анализ изотопных отношений кислорода в породах и минералах щелочного комплекса и было показано, что в этом ареале магматические тела, внедрявшиеся ранее продуктивной датолитовой стадии рудоотложения, подверглись воздействию обогащенных калием рудоносных гидротерм с высокой долей метеорных вод. Это привело к омоложению изотопных датировок, не отражающих, таким образом, реального возраста магматических тел (Дубинина и др., 2011).

Интрузивные аналоги меймечитов представлены высокотитанистыми перидотитами (таблица). Это трещинный интрузив, вскрытый в левобережном карьере боросиликатного месторождения, в левом борту р. Рудной. Интрузив имеет симметрично зональное строение. Перидотиты занимают периферию, они залегают в висячем и лежачем боках интрузива и в центре сменяются габбро-монцонитами (шонкинитами).

Вмещающими породами служат К1 аркозовые песчаники матрикса олистостромы, сильно нарушенные, будинированные. Другие тела комплекса представлены щелочными пикритами и щелочными базальтами. В нашем примере в небольшом по площади (около км в поперечнике) ареале они представлены в разных фациях: от вулканических, стекловатых, до упоминавшихся интрузивных полнокристаллических. В частности, покров витрофиров в юрских кремнистых сланцах был вскрыт в центральном карьере на горизонтах 330–347 м. Преобладают в составе комплекса субвулканические трещинные тела, дайки, пологие залежи.

Все породы разобщенных магматических тел, различных по фациальной принадлежности и залегающих в различных по возрасту и типу кремнисто терригенных и иных осадочных толщах, однотипны по составу. Они отличаются высокими K/Na отношениями, высокими концентрациями титана, фосфора, фтора, бария, тория, легких лантаноидов, высокозарядных Zr, Nb. Как в интрузивных, так и в субвулканических телах имеются «лампрофировые» керсутит-порфировые дифференциаты, в наибольшей степени обогащенные LREE, LILE, HFSE (SiO2 44– %;

TiO2 2.3–4.3 %;

K2O 6.1–8.0 %;

Sr 480– 900 мкг/г;

Ba 1100–4500 мкг/г;

Zr 230– мкг/г;

Nb 110–246 мкг/г;

Cr 16–20 мкг/г;

Th 16–18 мкг/г;

Lan 500–700, La/Lu 22–80).

Отношения 144Nd /143Nd (0.5126–0.5127) и 87Sr/86Sr (0.7048–0.7061) лежат в области изотопных отношений OIB, а также внутриплитных базальтов, типичных для окраинно континентальных рифтов.

Для всех тел характерна кристаллизация в единой последовательности и с единым составом одноименных минералов, как раннемагматических, так и на этапе позднемагматической, ретроградной кристаллизации. Текстуры пород варьируются от вариолитовых и микропорфировых до крупнозернистых, такситовых. В щелочных диабазах и габброидах на ранних стадиях кристаллизовались оливины, плагиоклазы, диопсид-авгиты, железотитановые окислы, а на поздних – титан-авгиты, керсутиты, титаномагнетиты, калишпаты, апатиты, эпидоты, актинолиты. Смена составов в генерациях одноименных темноцветных минералов однотипна в разобщенных телах.

Это прослеживается, в частности, по падениям содержаний титана и одновременному росту общей железистости в железомагнезиальных минералах. К примеру, в шонкинитах из центра левобережного массива титан-авгиты имеют железистость 37, а керсутиты, зональные и дорастающие на концах гастингситами, меняют общую железистость от центра к краям в последовательности 43–54–61, и концентрации TiO (%), соответственно, 6.6–4.9–2.8. В близких по составу и облику шонкинитах правобережья р. Рудной, залегающих в юрских-раннемеловых кремнистых сланцах, вкрапленники титан-авгита имеют железистость 36–38, а смена железистости от центра в зональных керсутитах и далее к гастингситам 53–55–59–69. Содержания TiO2 (%) в них меняются в пределах 6.5–3.3–2.8.

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Представительные составы пород меймечит-пикрит-щелочнобазальтового комплекса.

№ п/п 1 2 3 4 5 6 7 Образец 1509 2480 2465 2493 2496 40/03 38/03 Бар.

SiO2 (%) 39.8 38.1 46.2 41.5 44.1 45.4 45.4 43. TiO2 2.5 2.5 3.9 3.6 4.4 3.5 3.2 3. Al2O3 7.1 6.4 11.6 12.3 11 9.6 12.4 17. Fe2O3 4.9 5.9 3.8 8.1 9.6 *15.2 *14.6 11. FeO 9.2 7.7 7 4.2 6.3 1. MgO 22.8 24.7 8.8 7.5 6.9 13.2 9.1 7. CaO 7.5 5.2 12.2 7.4 7.4 8.4 8.0 5. Na2O 0.13 0.5 0.6 1.8 0.4 1.4 0.4 2. K2O 0.2 0.2 3.7 2.8 5.6 1.5 5.2 3. P2O5 0.3 0.2 0.5 0.6 0.8 0.7 0.6 0. H2O 6.1 6.2 1.4 6.8 0.4 2.2 4. CO2 0.2 0.3 0.2 3.7 1. Сумма 96.8 98.1 99.9 99.8 98.8 101.1 100.3 100. Ba 47 110 1200 1880 6300 990 1651 (мкг/г) Nb 49 40 62 66 68 55 131 Zr 380 154 211 429 372 345 231 Cr 856 1300 120 217 272 23 K–Ar 60 ±3 63±4 74±4 77 109±6 70± возраст, млн лет Примечание: 1 – перидотит, висячий бок, левобережный интрузив;

2 – перидотит, лежачий бок, там же;

3 – шонкинит, центр массива, там же;

4 – витрофир, залежь в кремнистых сланцах, правый борт р. Рудной (Центральный карьер);

5 – измененный витрофир, там же;

6 – пикродолерит, дайка, там же;

7 – щелочной оливиновый базальт (под микроскопом – свежий, судя по составу – изменен калиевыми гидротермами);

8 – щелочной базальт дайки ключа Барачного – фрагмент триасового гайота, по (Ханчук и др., 1989).

Итак, петрогеохимические и минералогические особенности пород указывают на их образование из единого магматического очага, на общность источника всех фаций и, скорее всего, их принадлежность к единому вулканоинтрузивному комплексу, к единой локальной магматической постройке. Магматические тела, предположительно принадлежащие к этой локальной постройке, разрознены и тектонитизированы. При этом на современном срезе тела с признаками активного внедрения залегают в разных по возрасту частях разреза террейна (аккреционной призмы?). Это пластины позднеюрских–раннемеловых терригенно-кремнистых осадков и яшм;

триасовые известняки – олистоплаки в олистостроме, валанжинские аркозовые песчаники матрикса олистостромы. Если бы речь шла о появлении такой щелочно-базальтовой вулканической постройки на океанической коре, о ее перемещении и разрушении, то отдельные слагающие ее тела не могли бы интрудировать одновременно в плиты подстилающих олистострому океанических кремнисто-терригенных осадков, и в разновозрастные олистолиты, и в матрикс олистостромы. Внедрение расплавов происходило после соединения всех членов разреза террейна, в том числе и после накопления олистостромы (после аккреции?), т.е. предположительно в рифтовых разломах краевой части континента. Ранее мы отмечали, что принадлежность к высокобариевым породам (не характерным для базальтов островных построек в 46 Иркутск, 20–23 августа _ западной части Тихого океана), также является одним из аргументов в пользу континентальной природы мезозойских щелочных образований Таухинского террейна (Баскина и др., 2007). Предполагалось, что геохимическое сродство с калиевыми щелочными базальтами континента, производными Северо-Азиатского плюма (Ярмолюк и др., 2000.), указывает, что в раннем мелу активность плюма распространялась до восточной границы Азиатского континента.

Геологический возраст постаккреционных и доорогенных щелочных образований соответствует времени готерив–альб, или интервалу 130–110 млн лет.

Положение тел, принадлежащих к различным фациям, на современном срезе соответствует предполагаемым уровням внедрения: стекловатые, вулканические залежи вскрыты карьерами на горизонтах 320–340 м, интрузивные тела – на горизонтах 190–240 м, а дайковые и субвулканические – на промежуточных. Этот факт позволяет предполагать, что деформации не связаны с главной фазой складчатости, т.е. и формирование постройки, и ее разрушение имели место позже, в ходе менее интенсивных блоково-надвиговых перемещений.

Изменения пород под воздействием рудоносных флюидов с преобладанием богатых калием метеорных вод ведут к существенному сдвигу изотопных отношений и не позволяют в описываемом случае надежно пользоваться K–Ar изотопными датировками этих щелочных пород.

Итак, геологические соотношения и вещественные особенности не позволяют считать тела меймечит-пикрит-щелочно-базальтового комплекса в отложениях террейна (Таухинской аккреционной призмы) тектоническими отторженцами базальтовых гор на океанической коре и гайотов. Эти тела калиевых щелочных базальтов в Таухинском террейне не являются частями щелочно-базальтовых островных построек в основании известковых триасовых рифов. В то же время нет оснований полагать, что «предорогенный» щелочно-базитовый очаг проявлял магматическую активность в посторогенное время, в позднем мелу и палеогене, как это следует из изотопных датировок щелочных пород Таухинского террейна.

Список литературы Баскина В.А., Лебедев В.А., Томсон И.Н. Внутриплитные базальты в мезозойских складчатых толщах Приморья // Доклады Академии наук. 2005. Т. 404, № 6. С. 788–792.

Баскина В.А., Томсон И.Н., Якушев А.И. Условия накопления раннемезозойских базальтов Дальнего Востока России – аккреция тихоокеанских гайотов или эпиконтинентальный рифтогенез? // Доклады Академии наук. 2007. Т. 414, № 3. С. 460–463.

Говоров И.Н. Малые интрузии щелочных пород и боросиликатные скарны Дальнегорского района Приморья // Доклады АН СССР. 1976. Т. 230, № 1. С. 186–189.

Дубинина Е.О., Баскина В.А., Авдеенко А.С. Природа рудообразующих растворов Дальнегорского месторождения: изотопно-геохимические корреляции вмещающих пород // Геология рудных месторождений. 2011. № 1. С. 65–83.

Ханчук А.И., Никитина А.П., Панченко И.В. и др. Палеозойские и мезозойские гайоты Сихотэ-Алиня и Сахалина // Доклады АН СССР. 1989. Т. 307, № 1.С. 186–190.

Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Кузьмин М.И. Северо-Азиатский суперплюм в фанерозое: магматизм и глубинная геодинамика // Геотектоника. 2000. № 5. С. 3–29.

MEIMECHIT-PICRITE-ALKALIBASALTIC ASSEMBLADGE IN THE ТAUKHA TERRAIN, FAR EAST OF RUSSIA V.A. Baskina Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry, RAS, Moscow, Russia, baskin@orc.ru Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ КОНТИНЕНТАЛЬНЫЙ РИФТОГЕНЕЗ ЗАПАДНОЙ СИБИРИ И СОПУТСТВУЮЩИЙ МАГМАТИЗМ В.С. Бочкарев ОАО «Сибирский научно-аналитический центр», Тюмень, Россия, sibnac@sibsac.ru В Западной Сибири рифтогенные впадины формировались в эпиорогенных условиях и выполнены толщами, которые В.Е. Хаин (1964) выделил в тафрогенный структурный ярус. Еще раньше его верхнетриас-юрскую часть А.П. Карпинский (1909) называл Челябинско-Троицким типом, а Н.Н. Ростовцев (1956) обособил в челябинскую угленосную серию, назвав нижнюю базальтовую часть туринской серией.


Впадины с тафрогенным выполнением, около 100 грабенов, развиты в виде пяти зон, параллельных Уралу, и пересечены широтной полосой более молодых рифтогенных впадин J1-J2 выполнения, прослеживаемых от Южного Урала (Орская группа) через Тургайский прогиб и Центральный Казахстан до Тувинской области.

Все указанные впадины неоднократно переуглублялись и чаще всего имеют рамповую структуру за счет ограничения в виде взбросов и надвигов с перемещением в горизонтальном направлении до 1.5 км и протяженностью надвигов до 5–7 км по простиранию впадин. Триасовые и юрские впадины содержат пачки и свиты конгломератового состава и формировались при сводовом поднятии консолидированного фундамента (Бочкарев, 1964). По современным очень точным данным возраст консолидации фундамента 245–250 млн лет, что отвечает уралидам.

Самые крупные впадины с туринским и челябинским выполнением (тафрохтонами) достигают размеров 20075 км и глубины до 2.5–4.0 км. Это Сургутская, Ильино-Борисовская, Кушмурунская и другие. Челябинский рамповый грабен имеет длину 200 км и ширину 14 км. Впадины с тафрогенным выполнением отличаются двойной асимметрией – самые глубокие их части и надвиги прослеживаются на западе вдоль восточных бортов, а на востоке – вдоль западных.

Юрские грабены осложнены надвигами, как правило, с севера – Майкюбеньская впадина. Западная и юго-восточная зоны триасовых впадин представлены грабенами только с челябинской серией. Между ними распространены впадины с туринской серией, включающей в основном базальты толеитового и известково-щелочного типа (таблица). В Ильино-Борисовской, Чернышевской, Даниловской, Сургутской и Барабинской впадинах среди базальтов зафиксированы небольшие тела риолитов.

Контур, охватывающий триасовый магматизм рифтогенных впадин, позволяет подсчитать общую площадь магматизма, которая составляет 1.5 млн км2.

Тафрохтоны впадин имеют полого-дислоцированный характер, усиливающийся вдоль взбросов и надвигов. В связи с аркогенным типом геодинамики, тафрогенные и дейтероорогенные (юрские) впадины не имеют унаследованного развития. Эти толщи либо обнажены, либо перекрыты чехлом мезозойско-кайнозойских отложений с большим перерывом и отделены региональным угловым несогласием (Бочкарев и др., 2012).

Особенности магматизма и другие признаки показывают, что триасовый магматизм никак не связан со случайными плюмами, а целиком обусловлен геосинклинальной предысторией. Кроме того, тафрогенные (аркогенные) впадины целиком локализованы областью уралид, занимая ее центральную часть.

48 Иркутск, 20–23 августа _ Магматические серии базальтов триаса Западной Сибири Маг № Площадь, скважина n SiO2 Na2O+K2O FeO+Fe2O3 MgO FeO*/MgO матич.

п/п серия Туринская серия Зауралье (Среднее и Южное)+Тургай 64 49.34 3.75 11.26 5.21 2.16 Т*) Тюменская 2 опорная 7 47.96 2.88 10.47 7.14 1.47 И Красноленинская 3 851 2 46.63 2.01 10.85 7.6 1.43 И Красноленинская 4 822 15 49.07 3.12 8.14 5.91 1.38 И Красноленинская 5 816 16 48.79 3.28 10.94 6.51 1.68 И 6 Ишимская 1 93 49.26 3.53 10.31 6.67 1.55 И Вост.-Конитлорская 7 5 5 46.41 2.87 10.68 9.73 1.1 И Лянторская 17 + Мильтонская 41 4 51.14 2.64 9.53 8.63 1.1 И 9 Федоровская 131 55 50.81 3.69 9.61 6.65 1.45 И 10 Южно-Сургутская 24 7 46.63 3.12 11.92 8.51 1.4 И 11 Быстринская 3500 22 49.43 2.72 10.06 7.48 1.34 И 12 Омбинская 2п 32 48.36 3.28 9.03 6.83 1.32 И 13 Тагринская 114 38 47.69 4.95 10.34 7.16 1.44 И 14 Тагринская 90 50 47.94 3.86 9.99 7.91 1.26 И Никольская 15 (Новосиб.) 17 49.35 3.91 10.48 6.14 1.71 И 16 Саймовская 1 3 45.79 3.26 10.95 6.92 1.58 Т 17 Наньяхская 1 3 48.28 4.43 10.34 5.26 1.97 Т 18 Мыгытинская 306 3 46.37 3.7 10.31 8.61 1.2 И Тюмен. 1оп.+Ярская 19 3 49.35 3.75 11.38 6.04 1.88 Т 20 Тургайский прогиб 49.4 3.9 11.2 3 3.7 Т 21 Сарманская 1 52.74 3.71 12.61 4.47 2.82 Т Красноселькупская серия 22 Тюменская СГ-6 50 45.79 3.42 16.19 4.84 3.35 Т Примечание: Т*) – толеитовая серия;

И – известково-щелочная;

FeO* = FeO+Fe2O _ Описанные рифтогенные впадины являются угленосными бассейнами с пластами бурого угля до 40–200 м мощности, а в Челябинской, Анохинской, Бурлукской, Яхлинской и Ишимской впадинах установлены интенсивные нефтепроявления. Во впадинах с челябинским тафрохтоном выявлены горизонты бокситоносных пород (Архангельский, 1962). Кроме того, в ряде впадин полуострова Ямал выявлены признаки уранового оруденения (Воронов, Бабушкин, 2009).

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Список литературы Архангельский Н.И. Геотектонические основы поисков важнейших полезных ископаемых в мезозойских образованиях восточного склона Урала и Зауралья // Труды Института геологии. Вып. 63. Свердловск: УФ АН СССР, 1962. С. 3–93.

Бочкарев В.С. О геотектонических условиях формирования нижнемезозойских депрессий восточного склона Урала и Зауралья // Известия АН СССР. Сер. геол. 1964. № 9.

С. 42–52.

Бочкарев В.С., Брехунцов А.М., Лукомская К.Г. Геотектонические условия формирования траппов на примере Урало-Сибирской области // Горные ведомости. 2012. № 12.

С. 6–15.

Воронов В.Н., Бабушкин Л.А. Перспективы уранового оруденения в мезозойских отложениях бассейна среднего течения реки Щучья (Полярный Урал) // Горные ведомости.

2009. № 2. С. 22–26.

Карпинский А.П. Мезозойские угленосные отложения восточного склона Урала // Горный журнал. 1909. Т. III.

Ростовцев Н.Н. Западно-Сибирская низменность // Очерки по геологии СССР. Т. 1.

Л., 1956. С. 107–153.

Хаин В.Е. Общая геотектоника. М.: Недра, 1964. 479 с.

CONTINENTAL RIFTING IN WESTERN SIBERIA AND RELATED MAGMATISM V.S. Bochkarev JSC «Siberian Scientific-Analytical Center», Tumen, Russia, sibnac@sibsac.ru РЕКОНСТРУКЦИЯ РАЗВИТИЯ РЕЛЬЕФА НА СБРОСОВЫХ УСТУПАХ В БАЙКАЛЬСКОМ РИФТЕ С ПРИМЕНЕНИЕМ МЕТОДОВ МАТЕМАТИЧЕСКОГО МОДЕЛИРОВАНИЯ Л.М. Бызов, В.А. Саньков Институт земной коры СО РАН, Иркутск, Россия, leo212002@yandex.ru В данной работе изложены результаты математического моделирования особенностей геоморфологической эволюции поднятий п-ова Святой Нос и Баргузинского хребта, располагающихся в центральной части Байкальской рифтовой системы (БРС), с плиоцена до настоящего времени. Активизация вертикальных тектонических движений, резкое увеличение расчлененности рельефа горного обрамления, углубление и разрастание впадин связываются с необайкальской стадией развития рифтогенеза (Мац и др., 2001). Начало этой стадии относят к среднему (Мац и др., 2001) или раннему (Jolivet et al., 2009) плиоцену. Несмотря на общие черты, характерные для сбросовых уступов, обрамляющих впадины БРС, наблюдаются отчетливые различия в строении их отдельных сегментов. В данном исследовании мы попытались определить причины этой дифференциации и воссоздать сценарии геоморфологического развития территории. С этой целью нами использовано математическое моделирование методом конечных разностей. В качестве инструмента выбрана программа комплексного моделирования CHILD (Channel-Hillslope Integrated Landscape Development), разработанная Г. Такером, Университет Колорадо (Tucker, 2010). Она включает алгоритмы реконструкции тектонической обстановки, флювиальных эрозионно-аккумулятивных процессов и склонового крипа. Однако следует заметить, что собственно CHILD используется лишь на финальной стадии работы, – каждый вводный параметр вычисляется вне программы.

Поднятие п-ова Святой Нос представляет собой крупную внутривпадинную глыбовую структуру и является типичным горстом, со всех сторон ограниченным 50 Иркутск, 20–23 августа _ сбросами (Ламакин, 1968). Массив состоит из высоких гольцовых гор: отчетливо выделяются два субмеридиональных сегмента, наибольшая высота (1878 м) приурочена к северной части южного сегмента. Оба сегмента имеют внутренние морфологические различия и понижаются от центральной части полуострова к периферии. Объектом внимания в данной работе стал восточный склон южного сегмента, в пределах которого также можно выделить разнородные участки. Северная его часть представлена треугольными фасетами, разделенными V-образными долинами временных водотоков.

Южная часть относительно ниже, характеризуется более слабым врезом долин, меньшей выраженностью фасет, а участок вблизи мыса Нижнее Изголовье представляет собой невысокий склон, изрезанный риллами. Баргузинский хребет является западным обрамлением одноименной рифтовой впадины. В данной работе рассматривается участок восточного склона хребта вдоль Улюнской кулисы Баргузинского разлома, характеризующийся наличием прекрасно выраженных треугольных фасет.

Рис 1. А – модель современного состояния рельефа отдельного участка Баргузинского хребта;

Б – график изменения продольного профиля русла;

В – график изменения продольного профиля междуречного гребня.

_ Для моделирования выбрано три объекта – два разнородных участка восточного склона Святоносского поднятия и небольшой сегмент Баргузинского хребта.

Теоретически, возможности CHILD позволяют реконструировать более крупные и сложные ландшафты, однако на практике разумно ограничивать область моделирования локальными однородными объектами. Расчет параметров экзогенного воздействия производился на основе данных, полученных различными исследователями для схожих условий. Климатические условия авторы определяли по современным метеорологическим данным, предполагая, что таковыми были средние значения за моделируемый период. Скорость поднятия для всех сегментов и сценариев принята одинаковой и составляет 0.4 мм/год (Саньков и др., 2010). Время начала Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ активизации поднятия в разных сценариях моделирования варьируется от 3.5 млн лет до 5 млн лет назад. Последнее значение основано на результатах трекового анализа по апатитам, выполненного для Баргузинского хребта (Jolivet et al., 2009). Эти же данные и оценки скорости поднятия до начала активизации (Саньков и др., 2010) позволили предположить, что исходная поверхность на тот момент была ровной и пологонаклонной, поскольку малые скорости поднятия в олигоцене–миоцене, вероятно, привели к нивелированию ранее существовавшего рельефа за счет эрозии.


Рис 2. А – модель современного состояния рельефа Святоносского поднятия (сегмент C);

Б – график изменения продольного профиля русла;

В – график изменения продольного профиля междуречного гребня.

_ На первом этапе работы было выполнено моделирование для выбранного сегмента Баргузинского хребта (рис. 1) и центральной части (сегмент C) Святоносского поднятия (рис. 2). Набор экзогенных параметров для обоих случаев принят практически равным, ввиду общности слагающих пород, однако различаются параметры геометрии потока, из-за большей длины склона на Баргузинском хребте. В результате реконструкции были получены модели, в целом повторяющие морфометрические характеристики современного рельефа, такие как глубина вреза долины, высота и форма фасет, высота хребта, а также общий стиль ландшафта. Интересен тот факт, что изменение времени моделирования мало повлияло на конечный результат, поскольку спустя 3.5 млн лет ландшафт уже вступил в стабильное состояние (steady-state), при котором поднятие нивелируется эрозией.

Моделирование южного сегмента (сегмент S) Святоносского поднятия показало более противоречивые результаты. Было проведено несколько экспериментов, направленных на выявление наиболее вероятной причины морфологической дифференцированности. Рассматривались такие факторы, как литологические различия, приведшие к увеличению значений склонового крипа, меньшая 52 Иркутск, 20–23 августа _ протяженность склона, не позволяющая выработать речной профиль, а также оба варианта одновременно. Кроме того, был реконструирован сценарий (рис. 3), согласно которому эрозионная деятельность началась 1 млн лет назад на ровном склоне современной высоты. Подобная поверхность могла быть создана при интенсивном опускании по сбросовому разрыву, когда бы скорость смещения сильно опережала интенсивность эрозии. Этот вариант показал наибольшую идентичность с современным ландшафтом, однако достоверные геологические данные, объясняющие это явление, на данный момент отсутствуют.

Рис 3. А – модель современного состояния рельефа Святоносского поднятия (сегмент S);

Б – график изменения продольного профиля русла;

В – график изменения продольного профиля междуречного гребня.

_ Таким образом, в результате проведенного исследования по формальным количественным признакам выявлены общие закономерности развития отдельных сегментов структур Баргузинского хребта и Святоносского поднятия. Показано, что современное состояние рельефа этих сегментов можно оценивать как стабильное. Для южной части Святоносского поднятия установлена пространственно-временная дифференцированность развития рельефа в позднем кайнозое. Вместе с тем реконструкция сценария развития требует дополнительных исследований.

Работа выполняется при финансовой поддержке РФФИ (проект № 12-05 98035-р_сибирь_а) и проекта Президиума РАН № 7.7.

Список литературы Ламакин В.В. Неотектоника Байкальской впадины. Тр. ГИН АН СССР. Вып. 187. М.:

Наука, 1968. 247 с.

Мац В.Д., Уфимцев Г.Ф., Мандельбаум М.М. и др. Кайнозой Байкальской рифтовой впадины: строение и геологическая история. Новосибирск: Изд-во СО РАН, филиал «Гео», 2001. 252 с.

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Саньков В.А., Лухнев А.В., Мирошниченко А.И., Бызов Л.М., Ашурков С.В., Ефимова И.М., Саньков А.В., Башкуев Ю.Б., Дембелов М.Г., Гацуцев А.В. Изучение кинематики разломов центральной части Байкальского рифта с применением комплекса радиогеодезических и геолого-геофизических методов. // Российская научная конференция «Зондирование земных покровов радарами с синтезированной апертурой», Улан-Удэ, 2010:

Электронный сборник докладов. М.: JRE–ИРЭ им. В.А. Котельникова РАН, 2010. С. 531–538.

Jolivet M., De Boisgrollier T., Petit C., Fournier M., Sankov V.A., Ringenbach J.-C., Byzov L.M., Miroshnichenko A.I., Kovalenko S.N., Anisimova S.V. How old is the Baikal Rift Zone?

Insight from apatite fission track thermochronology // Tectonics. 2009. V. 28. TC3008.

Tucker G.E. CHILD Users Guide for version R9.4.1 // Cooperative Institute for Research in Environmental Sciences (CIRES) and Department of Geological Sciences University of Colorado, Boulder, 2010. 52 p.

RECONSTRUCTION OF RELIEF FORMATION ON FAULT SHELVES IN THE BAIKAL RIFT WITH METHODS OF MATHEMATIC MODELING L.M. Byzov, V.A. Sankov Institute of the Earth’s Crust, SB RAS, Irkutsk, Russia, leo212002@yandex.ru ДИНАМИКА БЛОКОВОЙ ГЕОСРЕДЫ А.В. Викулин Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, Петропавловск-Камчатский, Россия Концепция блоковой геосреды и ее тривиальные следствия. Блоковое строение определяет моментный характер упругих напряжений геосреды (Викулин, 2009, 2011) и ее энергонасыщенность (Пономарев, 2008). Геодинамическая активность нашей планеты в рамках таких представлений может рассматриваться как волновое движение, включая и реидное течение (Леонов, 2008), которое представляет собой «суперпозицию» сейсмического, вулканического и тектонического процессов и их взаимодействий, передающихся с характерными скоростями c0 VRVS, с0 (1 – 10) см/с, (1) где k 1, k 104 – коэффициент нелинейности геосреды (Николаев, 1987, с. 5–20), V R R0 – ротационная скорость, – угловая скорость вращения Земли вокруг своей оси, R0 – характерный размер блока (R0 100 км – в случае очагов сильнейших (М 8) землетрясений), VS – скорость поперечных сейсмических волн.

Разработанные физические и математические модели блоковой геосреды (Vikulin et al., 2012) позволили сформулировать следующие положения, имеющие для геодинамики фундаментальное значение (Викулин и др., 2012).

1. Механизм «зацепления» блоков и плит друг за друга и «выделения» тепла за счет трения их границ, широко распространенный в настоящее время в геодинамике, становится «ненужным» (маловероятным). Достаточно быстрое уменьшение ротационных напряжений с удалением от границ блоков и экспоненциальная зависимость скорости деформации от напряжения и температуры создают условия для формирования в земной коре «твердотельных» перегретых (нагретых выше точки плавления) областей, в пределах которых при снятии давления могут реализоваться фазовые переходы: твердое тело – жидкость с выделением газовой фазы в свободное состояние.

54 Иркутск, 20–23 августа _ 2. При ротационном блоковом подходе к задачам геодинамики не требуется привлекать широко распространенные в настоящее время модели подъема магмы с глубин мантии и ядра.

3. К проблемам термики Земли и «горячих точек» возможен подход с принципиально новых позиций. Во-первых, такие «тепловые» объекты можно моделировать с помощью достаточно универсального механизма, в безразмерном виде не содержащего никаких параметров рассматриваемой задачи (Франк-Каменецкий, 1987), во-вторых, указанные точки могут быть не результатом выхода на поверхность земной коры глубинного тепла, как принято считать, а зонами повышенной геодинамической активности земной коры и мантии. В пределах таких зон кинетическая энергия вращения отдельных блоков и плит земной коры и всей Земли в целом выделяется не только при землетрясениях, извержениях вулканов и движениях тектонических плит. Такая энергия выделяется и при генерации тепла, перераспределяемого внутри Земли и выносимого на ее поверхность, в том числе и с помощью механизма медленных ротационных геодинамических волн с характерной скоростью с0.

Рассмотрим нетривиальные следствия концепции блоковой геосреды.

Сверхпластичные (реидные) свойства геосреды. Имеется много свидетельств движения земной поверхности в направлении от очагов землетрясений в виде «горбов Земли» (Викулин, 2008, c. 222). Например, «по поверхности террасы прошла волна высотой 20–30 см – совершенно бесшумно, и земная твердь на мгновение превратилась в пластическую субстанцию, … а еще через мгновение поверхность террасы опять стала плоской и абсолютно ровной. И никаких следов деформации!» (Леонов, 2008, с.

5). Или: «во время землетрясения … по бетонному шоссе и тротуарам шли волны высотой 1.2–1.8 м и длиной 3 м, но на бетоне не появилось ни одной трещины»

(Каррыев, 2009, с. 77). Анализ инструментально зарегистрированных движений вблизи очага сильного Паркфилдского (Калифорния) 1966 г. землетрясения позволил сделать вывод, что движение грунта с характерной продолжительностью 10–100 с вблизи образовавшегося разлома, скорее, характерно для жидкости (Кузнецов, 2009). Породы, слагающие вихревые структуры, возможно, в течение сотен тысяч (1012 с) – миллионов (1013 с) лет формировались «в твердом состоянии на месте и за счет вещества верхней мантии» и «с самого начала формировались как дугообразные, а не механически изгибались из первоначально прямолинейных структур» (Слензак, 1972, с. 73, 92).

Анализ позволил «бухтообразные» предвестники землетрясений связать с вероятными пульсациями отдельных участков поверхности Земли с характерными периодами ~100 дней (105 с). К числу таких пульсаций можно отнести «куполообразное вспучивание (Сан-Андреас, США), охватившее территорию с поперечником ~2·104 м и высотой ~0.5 м. Наделав много шума и не оправдав опасений сейсмологов, вспучивание «благополучно» исчезло» (Бороздич, 2008). Такого же рода движения, относимые к 1601 г. на Валдае, отмечены летописцем: «И с того озера Бросна выходила их воды гора песчаная, а ото дна воды в верх с сажень и стояла так двенадесят дней. И по двенадесят днях опустилась и над него глубины стало семь сажен, как и прежде».

Медленные высокоамплитудные движения берега Волги в течение трех дней в июне 1838 г. испытали на себе жители села Федоровка Саратовской губернии. И совсем «свежий» пример: поднятие до 3.4 м в течение одного-двух месяцев участка побережья Таманского полуострова шириной 50 м и протяженностью 435 м имело место летом 2011 г. (Попков и др., 2013). Анализ такого рода медленных движений показал (Бороздич, 2008), что их «разнознаковость при наблюдаемой быстротечности, свидетельствует о процессе в жидкой фазе».

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Все геофизические и геологические данные о таких «медленных» движениях геосреды с характерной длительностью 10–1013 с, рассматриваемые в совокупности, и позволили геологам в 1930-х гг. ввести в рассмотрение реидные или сверхпластичные деформации Земли «как течение материала в твердом состоянии» (Леонов, 2008).

Покажем, что такое состояние геосреды является прямым следствием ее ротационного движения.

Согласно обзору развития представлений о реологических свойствах вещества Земли (Викулин, 2009, с. 243–264), температура Дебая d для геосреды может быть записана в виде (Жарков, 1983, с. 199):

d 103 V ( H )3 ( H ). (2) Здесь V [см/с] – средняя скорость возбуждений в геосреде, [г/см3] – плотность среды, Н – глубина. При средней скорости, определяемой продольной и поперечной сейсмическими скоростями, для литосферы и верхней мантии изменяющимися в пределах 1–10 км/с, температура Дебая достаточно высока;

для глубины Н = 100 км она составляет d 660 K 1000 оС и соответствует широко распространенной модели физики Земли (Жарков, 1983, с. 199–207).

Ситуация кардинальным образом меняется при переходе к ротационной моде с (1), определяемой коллективным движением совокупности геофизических блоков, тектонических плит и геологических структур. Характерное для такой моды значение с0, как видно из (1), на пять порядков по величине меньше поперечной и продольной сейсмических скоростей, и температура Дебая для нее в соответствии с (2) составляет ничтожно малую величину: d 102 К, которая и определяет возможность, по сути, квантового, без трения, сверхтекучего движения геосреды – ее реидность и/или сверхпластичное течение в твердом состоянии (Леонов, 2008).

Температура Дебая пропорциональна максимально возможной частоте колебаний слагающих среду частиц или мезообъемов для твердого тела или геофизических блоков, тектонических плит и других геологических структур для Земли. Для Земли такой частотой, как показано нами (Викулин, Кролевец, 2001), является частота Чандлера.

О регистрации гравитационных волн. Большое количество геологических и физических данных указывает на существование тесной взаимосвязи между процессами, происходящими на Земле и в Космосе. Связующим «космическим» звеном при этом может быть только гравитация, которая объединяет все части Вселенной.

Связующее «земное» звено – ротационные волны с0 (1), являющиеся для геосреды такими же характерными, как сейсмические (упругие) волны (Викулин, 2012).

Отмеченные в работе «совпадения» и «пересечения» геодинамического и гравитационного процессов позволяют на новом качественном уровне рассмотреть задачу регистрации гравитационных волн, в основе которой заложена «геодинамическая», по сути, идея о взаимодействии блоков земной коры с гравитационными волнами (Брагинский и др., 1985).

Эффективное сечение детектора, регистрирующего гравитационную волну, имеет следующий вид:

mr, (3) где – квадрупольный момент антенны. Эффективное сечение достигает mr максимума, когда расстояние между двумя массами r приближается к акустической длине волны. Под акустическими волнами здесь, очевидно, понимаются упругие волны, в случае Земли – продольная и/или поперечная сейсмические волны. Скорости 56 Иркутск, 20–23 августа _ таких волн лежат в пределах 1–10 км/с, и чувствительность такого метода при регистрации коротких гравитационных волн при их взаимодействии с блоками земной коры и/или Землей в целом оказывается недостаточной. По оценкам, проведенным в (Брагинский и др., 1985), для уверенной регистрации гравитационных волн таким методом чувствительность антенны необходимо повысить как минимум на один – два порядка по величине.

Ситуация коренным образом меняется при использовании в качестве «рабочего инструмента» не упругих сейсмических волн, а ротационных геодинамических возмущений с0 (1), характерная скорость которых меньше сейсмических на пять порядков по величине, поэтому использование при регистрации гравитационных волн ротационных геодинамических возмущений при прочих равных условиях в соответствии с (3) приведет к повышению чувствительности антенны как минимум на десять порядков и, следовательно, сделает задачу регистрации гравитационных волн методом (Брагинский и др., 1985) вполне решаемой. Видимо, использование именно ротационных возмущений и позволило авторам работы (Крылов, Соболев, 1998) полагать, что ими зарегистрированы гравитационные волны.

Список литературы Бороздич Э.В. Короткоживущие подкоровые локальные возмущения (КПЛВ). Их природа и проявления // Исследования в России. Электронный журнал. 2008.

http:zhurnal.apl.relarn.ru/articles/2008/049.pdf.

Брагинский В.Б., Митрофанов В.П., Руденко В.Н., Якимов В.Н. О поисках низкочастотных всплесков гравитационного излучения // Успехи физических наук. 1985.

Т. 147. С. 422–424.

Викулин А.В. Мир вихревых движений. Петропавловск-Камчатский: КГТУ, 2008. 230 с.

Викулин А.В. Физика Земли и геодинамика: Учебное пособие. Петропавловск Камчатский: КамГУ, 2009. 463 с.

Викулин А.В. Сейсмичность. Вулканизм. Геодинамика. Сборник трудов.

Петропавловск-Камчатский: КамГУ, 2011. 407 с.

Викулин А.В. Геодинамика и гравитация // Современная геодинамика и опасные природные процессы: результаты исследований на количественной основе: Материалы Всероссийского совещания и молодежной школы. Т. 1. Иркутск: ИЗК СО РАН, 2012. С. 23–26.

Викулин А.В., Кролевец А.Н. Чандлеровское колебание полюса и сейсмотектонический процесс // Геология и геофизика. 2001. Т. 42, № 6. С. 996–1009.

Викулин А.В., Мелекесцев И.В., Акманова Д.Р., Иванчин А.Г., Водинчар Г.М., Долгая А.А., Гусяков В.К. Информационно-вычислительная система моделирования сейсмического и вулканического процессов как основа изучения волновых геодинамических явлений // Вычислительные технологии. 2012. Т. 17, № 3. С. 34–54.

Жарков В.Н. Внутреннее строение Земли и планет. М.: Наука, 1983. 416 с.

Каррыев Б.С. Вот произошло землетрясение. SIBIS. 2009. http://www.publication.ru.

Крылов С.М., Соболев Г.А. О вихревых гравитационных полях естественного и искусственного происхождения и их волновых свойствах // Вулканология и сейсмология. 1998.

№ 3. С. 78–92.

Кузнецов В.В. Ударно-волновая модель землетрясения. I. Сильные движения землетрясения как выход ударной волны на поверхность // Физическая мезомеханика. 2009.

Т. 12, № 6. С. 87–96.

Леонов М.Г. Тектоника консолидированной коры. М.: Наука, 2008. 457 с.

Николаев А.В. Проблемы геофизики XXI века. Кн. 1. М.: Наука, 2003. 311 с.

Пономарев В.С. Энергонасыщенность геологической среды. М.: Наука, 2008. 379 с.

Попков В.И., Фоменко В.А., Глазырин Е.А., Попков И.В. Катастрофическое тектоническое событие лета 2011 г. на Таманском полуострове // Доклады Академии наук.

2013. Т. 448, № 6. С. 1–4.

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Слензак О.И. Вихревые системы литосферы и структуры докембрия. Киев: Наукова Думка, 1972. 182 с.

Франк-Каменецкий Д.А. Диффузия и теплопередача в химической кинетике. М.: Наука, 1987. 491 с.

Vikulin A.V., Akmanova D.P., Vikulina S.A., Dolgaya A.A. Migration of seismic and volcanic activity as display of wave geodynamic process // Geodynamics & Tectonophysics. 2012.

V. 3 (1). P. 1–18.

THE DYNAMICS OF BLOCK GEOMEDIUM A.V. Vikulin Institute of Volcanology and Seismology, SB RAS, Petropavlovsk-Kamchatsky, Russia ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ПОТОКИ СЕЙСМОАКТИВНЫХ РЕГИОНАЛЬНЫХ РАЗЛОМОВ БАЙКАЛЬСКОЙ РИФТОВОЙ ЗОНЫ В АСПЕКТЕ ТЕРМОДИНАМИЧЕСКОГО МОДЕЛИРОВАНИЯ ПРИРАЗЛОМНОГО ТЕПЛОМАССОПЕРЕНОСА Н.В. Вилор 1, Б.С. Данилов 2, О.В. Рязанцева Институт геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН, Иркутск, Россия, vilor@igc.irk.ru Институт земной коры СО РАН, Иркутск, Россия, boris@crust.irk.ru Крупнейшие сейсмоактивные разломы БРЗ характеризуются высокими эндогенными тепловыми потоками, которые экспонируются на поверхности в виде аномальной повышенной интенсивности уходящего ИК излучения, обусловленного конвективным приразломным тепломассообменом (табл. 1) и изучаемого с помощью методов дистанционного зондирования Земли (ДЗЗ).

Таблица 1. Тепловой поток приразломных аномалий ИК излучения, трассирующих крупные региональные разломы БРЗ Разлом, Размеры аномалий ИК- Глубин- Мощность Интегральное кинематика излучения ный поверхно- теплосодержа поток, стного ние по площади длина, ширина, площадь, мВт/м2* потока, Вт ИК-аномалий, км км км ГДж Тункинский, 130 5–7 780 60 / 146 0.8 19.678 / сдв-сбр Баргузинский, 200 4 800 80 / 120 0.6 15.137 / сбр Приморский, 200 2–5 700 50 / 60 0.8 17.66 / сдв-сбр Краевой шов, 400 5–15 4000 40 /55 0.7 88.3 / сдв-сбр Южно- 170 3–5 595 70 0.4 7.505 / Байкальск., сбр Примечание: * кондуктивный поток по С.В. Лысак (2000), в знаменателе – аномальные значения, в столбце «интегральное теплосодержание….» знаменатель соответствует тепловой мощности ИК излучения общей поверхности разлома, МВт, сбр – сброс, сдв сдвиг.

_ 58 Иркутск, 20–23 августа _ Активные региональные разломы в краевых частях рифтовых впадин ограничивают их по бортам с относительными перемещениями до первых километров.



Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 10 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.