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 |   ...   | 2 | 3 || 5 | 6 |   ...   | 10 |

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

-- [ Страница 4 ] --

ON THE EARTHQUAKE ENERGY CONTRIBUTION IN HEAT LOSS OF EARTH CRUST OF THE BAIKAL REGION V.A. Golubev Institute of the Earth’s Crust, SB RAS, Irkutsk, Russia, golubev@crust.irk.ru 86 Иркутск, 20–23 августа _ КОНВЕКТИВНАЯ ЭВОЛЮЦИЯ ПЕРЕХОДА ОТ ПАССИВНОГО РИФТОГЕНЕЗА К АКТИВНОМУ М.А. Гончаров, Н.С. Фролова, П.Н. Рожин Геологический факультет Московского государственного университета им. М.В. Ломоносова, Москва, Россия, m.a.gonch@mail.ru Давно ведется дискуссия о «пассивном» или «активном» механизме рифтогенеза (как континентального, так и океанического). В «пассивной» версии предполагается активное растяжение литосферы внешними силами при пассивной реакции подлитосферной мантии (ниже, для краткости изложения, последняя именуется просто «мантией» и обычно представлена астеносферой, ограниченной сверху мантийной частью литосферы). В «активной» версии, наоборот, активно, в форме мантийного диапира, ведет себя мантия, вызывая пассивное раздвижение литосферы.

Ю.Г. Леонов (Леонов, 2001) убедительно показал, что на начальном этапе функционирует пассивный механизм континентального рифтогенеза. Главные доводы таковы: 1) наличие во многих случаях сдвиговой компоненты деформации вдоль оси зарождающегося рифта, в то время как активный мантийный диапир может обеспечить лишь раздвиговую компоненту;

2) синхронность зарождения многих рифтов на обширной территории, что вряд ли возможно в ситуации с многочисленными активными мантийными диапирами. Первый довод применим и к океаническому рифтогенезу: для многих зон спрединга характерна косая (по отношению к оси срединно-океанского хребта) ориентировка рифтовых долин и перпендикулярных к ним трансформных разломов, также свидетельствующая о сдвиговой компоненте деформации (Goncharov, 2006).

Ярким примером проявления пассивного рифтогенеза является Байкальская рифтовая зона. Для ее напряженного состояния характерно сочетание регионального СЗ–ЮВ растяжения по усредненному азимуту 310–330° с субширотной левосдвиговой компонентой. Такое напряженное состояние может быть следствием левосдвигового «скручивания» Земли» (Лунина, 2012). Обоснование такого «скручивания» в глобальном масштабе изложено в работе (Goncharov, Vodovozov, 2010).

Однако имеются аргументы и в пользу активного механизма рифтогенеза. Это, прежде всего, повышенный тепловой поток и связанный с ним магматизм. Однако, как это часто предполагается и как будет показано ниже, эти два явления вполне могут быть лишь ответной реакцией на пассивный рифтинг. В то же время существуют более веские аргументы. Для континентального рифтогенеза это «плечи» рифта. Эти поднятия, обрамляющие рифтовые впадины, никоим образом не могут быть следствием пассивного растяжения и утонения литосферы. Для океанического же рифтогенеза характерна так называемая «боковая релаксация спрединга» (термин Ю.М. Пущаровского) наличие надвигов на склонах срединно-океанских хребтов, свидетельствующих об обстановке горизонтального сжатия на некотором удалении от оси спрединга (Пущаровский и др., 1995;

Разницин, 2004).

Цель нашего исследования: исходя из вышеизложенного, построить простейшую модель пассивного рифтогенеза и путем ее анализа выяснить, не создаются ли в ходе ее функционирования предпосылки для возникновения активной компоненты рифтогенеза.

Исходное состояние простейшей модели: однородная вязкая мантия с залегающей на ней однородной хрупко-вязкой литосферой, ограниченной горизонтальными подошвой и кровлей и растягиваемой с боков внешними силами;

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ градиент температуры в системе имеет только вертикальную компоненту. Далее, для ясности картины, описывается модельный процесс развития рифтинга в виде последовательных этапов под влиянием различных факторов, хотя на самом деле все это происходит одновременно:

В природе не бывает геосфер с абсолютно горизонтальными подошвой и кровлей. В каком-то месте литосфера оказывается немного тоньше, поэтому в этом вертикальном сечении растягивающее напряжение повышено, и здесь деформация горизонтального удлинения (и компенсирующего вертикального укорочения) имеет бльшую скорость, чем на других участках, что ведет, в свою очередь, к дальнейшему росту напряжения в названном сечении и соответственному увеличению скорости деформации (лавинообразный процесс, когда «следствие усиливает причину», см.

подробнее в (Гончаров и др., 2005, гл. 2)). В результате имеет место прогиб кровли литосферы при максимальной скорости деформации горизонтального удлинения ’x на оси прогиба. В то же время скорость горизонтального поступательного перемещения vx элементарных объемов имеет здесь нулевой минимум и возрастает по мере удаления от оси прогиба. Такое сочетание минимума vx и максимума ’x характерно для участков сочленения вертикальной и горизонтальной ветвей конвективных потоков (Goncharov, 1994).

Конкретным механизмом удлинения литосферы является сочетание пластической и разрывной деформаций;

последняя осуществляется посредством формирования листрических сбросов и смещения по ним. Модель этого механизма описана в (Гончаров и др., 2007) (рис. 1).

Рис. 1. Простейшая компьютерная модель пассивного рифтинга. Вопреки традиционному представлению, крылья сброса движутся вдоль сместителя не в противоположных направлениях. Лежачие крылья («рама» рифта) смещаются в горизонтальном направлении, в то время как висячие крылья под действием силы тяжести «оседают» в направлении, показанном стрелками, вплоть до полного прилегания к лежачим крыльям.

_ Если бы, при упомянутом прогибе кровли литосферы, ее подошва оставалась горизонтальной, то было бы нарушено изостатическое равновесие, поскольку формирующаяся впадина заполняется веществом с меньшей плотностью, чем литосфера, воздухом, водой и (или) осадками. Такое равновесие восстанавливается «зеркальным» подъемом подошвы литосферы и нижележащей мантии («антикорнем»). При этом скорость вертикального подъема вещества мантии vz максимальна на оси поднятия.

Указанное выше горизонтальное центробежное (относительно оси «антикорня») поступательное перемещение литосферы, из-за вязкого сцепления литосферы с мантией, возбуждает в кровле мантии аналогичный центробежный поток.

В силу компенсационной организации тектонического течения (Goncharov, 1994), такой поток увеличивает упомянутую скорость вертикального подъема вещества мантии vz на оси «антикорня» (см. подробнее в (Гончаров и др., 2005, гл. 2)).

Неравномерность вертикального подъема вещества, с максимумом на оси «антикорня», влечет за собой, в силу той же компенсационной организации тектонического течения, центростремительный горизонтальный поток на некотором глубинном уровне в мантии. Для континентальных рифтов, из-за их небольшой 88 Иркутск, 20–23 августа _ ширины, этот уровень, вероятнее всего, располагается выше раздела 410 км, т.е. выше нижнего, так называемого «переходного», слоя верхней мантии. Для океанических же рифтов, т.е. для гораздо более широких зон спрединга, этот центростремительный поток предполагается на глубинах 410 км (например (Forsyth et al., 1998)) или даже в подошве верхней мантии на глубине 660670 км (например (Лобковский, Котелкин, 2000)).

Для горных пород характерна довольно низкая температуропроводность порядка 10-6 м2/с, поэтому они при относительно быстром погружении далеко не сразу нагреваются до температур, господствующих на соответствующей глубине. В качестве примеров можно привести относительно «холодные» слэбы в зонах субдукции и осадки во внутренних морях. Аналогичное «запаздывание охлаждения» происходит и в упомянутом восходящем мантийном потоке на оси рифта. В частности, в осевых частях трех зон быстрого спрединга Юго-Восточной Индоокеанской, Южно-Тихоокеанской и Восточно-Тихоокеанской на сейсмотомографических поперечных разрезах на глубинах 350500 км зафиксированы выступы высокоскоростной мантии (Seidler et al., 1999), которые можно трактовать как вещество нижней мантии, поднявшееся выше фазовой границы 660670 км, но не испытавшее соответствующего фазового перехода из-за высокой скорости восходящего потока и недостаточного охлаждения. В результате на оси этого потока формируется «термальная антиклиналь», которая вносит свою «добавку» к скорости этого потока.

Однако некоторое охлаждение вещества восходящего потока все же происходит. Оно сопровождается реакциями регрессивного регионального метаморфизма. Эти реакции, как правило, происходят с выделением тепла из-за отрицательного наклона кривых равновесия фаз (кривых Клапейрона). Это относится и к упомянутой фазовой границе в кровле нижней мантии. Выделение тепла увеличивает крутизну «термальной антиклинали».

В восходящем потоке, при снижении литостатического давления, не компенсированном соответствующим снижением температуры, создаются условия для выплавления магмы.

В нижней части восходящего потока компенсирующие его сходящиеся центростремительные горизонтальные потоки, о которых говорилось выше, создают обстановку горизонтального сжатия (Гончаров и др., 2005;

Короновский и др., 2011;

Goncharov, 1994), которое, помимо деформации, вызывает дилатансию (увеличение объема), что также способствует выплавлению магм.

Рис. 2. Простейшая компьютерная модель активного рифтинга. Внешние и внутренние листрические разломы характеризуются разной кинематикой. Внешние разломы являются взбросами и ответственны за формирование «плечей» рифта.

Внутренние разломы играют двоякую роль: со стороны их лежачих крыльев они представляют собой выдвиги с восходящей вертикальной компонентой, а со стороны их висячих крыльев – сбросы с нисходящей вертикальной компонентой.

_ Заключение. В мантии под рифтовой зоной пассивный рифтогенез сопровождается вынужденной конвекцией, представленной сочетанием взаимно компенсирующих вертикального и горизонтальных потоков. На оси восходящего Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ потока формируется «термальная антиклиналь», которая по достижении соответствующего значения числа Рэлея может стать «движущей силой» свободной конвекции, знаменующей собой переход к активному рифтогенезу, сопровождающемуся магматизмом. При этом происходит смена направления относительного перемещения вдоль краевых листрических сбросов, образованных при пассивном рифтогенезе, и формируются «плечи» рифта (Гончаров и др., 2007) (рис. 2).

Список литературы Гончаров М.А., Рожин П.Н., Селезенева Н.Н. Плечи активных континентальных рифтов как результат компенсационного «листрического» сжатия // Фундаментальные проблемы геотектоники. Т. 1. М.: ГЕОС, 2007. С. 198–201.

Гончаров М.А., Талицкий В.Г., Фролова Н.С. Введение в тектонофизику. М.: Книжный дом «Университет», 2005. 496 с.

Короновский Н.В., Демина Л.И., Гончаров М.А., Захаров В.С., Фролова Н.С., Промыслова М.Ю. Выплавляются ли гранитные магмы (и другие магмы) в условиях сжатия?

Тектонофизический аспект // Тектоника, рудные месторождения и глубинное строение земной коры. Екатеринбург: ИГиГ УрО РАН, 2011. С. 129–132.

Леонов Ю.Г. Континентальный рифтогенез: современные представления, проблемы и решения // Фундаментальные проблемы общей тектоники. М.: Научный мир, 2001. С. 155173.

Лобковский Л.И., Котелкин В.Д. Двухъярусная термохимическая модель конвекции в мантии и ее геодинамические следствия // Проблемы глобальной геодинамики. М.: ГЕОС, 2000.

С. 29–53.

Лунина О.В. Разрывная тектоника Прибайкалья на позднекайнозойском этапе развития земной коры: Автореф. дис. … д. г.-м. н. М.: ИФЗ РАН, 2012. 37 с.

Пущаровский Ю.М., Пейве А.А., Разницин Ю.Н., Базилевская Е.С. Разломные зоны Центральной Атлантики. М.: ГЕОС, 1995. 164 с.

Разницин Ю.Н. Тектоническая расслоенность литосферы молодых океанов и палеобассейнов. М.: Наука, 2004. 270 с.

Forsyth D.W., Scheirer D.S., Webb S.C. et al. (The MELT Seismic Team) Imaging the deep seismic structure beneath a mid-ocean ridge: the MELT experiment // Science. 1998. V. 280. P. 1215– 1218.

Goncharov M.A. Balanced arrangement of tectonic flow and structural parageneses // Geotectonics. 1994. V. 27 (4). P. 282–292.

Goncharov M.A. Quantitative correlation between geodynamic systems and geodynamic cycles of various ranks // Geotectonics. 2006. V. 40 (2). P. 83–100.

Goncharov M.A., Vodovozov V.Yu. Some features of twisting of the Earth in geological history: the tectonophysical aspect // Moscow University Geological Bulletin. 2010. V. 65 (6). P. 406– 409.

Seidler E., Jacoby W.R., Cavsak H. Hotspot distribution, gravity, mantle tomography:

evidence for plumes // Journal of Geodynamics. 1999. V. 27 (4/5). P. 585–608.

CONVECTIVE EVOLUTION OF THE TRANSITION FROM PASSIVE TO ACTIVE RIFTING M.A. Goncharov, N.S. Frolova, P.N. Rozhin Geological Faculty of Lomonosov Moscow State University, Moscow, Russia, m.a.gonch@mail.ru Discussion on "passive" or "active" mechanism of rifting (both continental and oceanic) has been a long time. The active extension of the lithosphere by external forces, during passive reaction of sublithospheric mantle (hereafter, for the sake of brevity, the latter referred to as simply "the mantle" and is usually represented by the asthenosphere limited from above by the mantle part of the lithosphere), is assumed in "passive" version. In "active" 90 Иркутск, 20–23 августа _ version, by contrast, the mantle behaves actively, in the form of a mantle diapir, causing passive extension of the lithosphere.

Leonov (Leonov, 2001) clearly demonstrated that, at the initial stage, passive continental rifting mechanism functions. The main reasons are: (1) the existence, in many cases, of the shear strain component along the axis of an emerging rift, while the active mantle diapir can provide only the extension strain component;

and (2) synchrony of the origin of many rifts over a vast territory, which is hardly possible in situations with many active mantle diapirs. The first argument can be applied to the ocean rifting as well: the oblique orientation of rift valleys and perpendicular to them transform faults (relative to the axis of the mid-oceanic ridge) is characteristic for many typical spreading zones, also indicating the shear strain component (Goncharov, 2006).

A striking example of passive rifting is the Baikal rift zone. For its stress state is characterized by the combination of the regional E–N extension (the average azimuth 310– 330°) with the sublatitudinal component. Such a stress state can be the result of the sinistral "twisting" of the Earth (Lunina, 2012). The rationale for this "twisting", on a global scale, is set out in the work (Goncharov, Vodovozov, 2010).

However, there are arguments in favor of active rifting mechanism. It is, above all, the high heat flow and related magmatism. However, as is often assumed, and as will be seen below, these two phenomena could very well be the only response to the passive rifting. At the same time, there are more valid arguments. For the continental rifting, these ones are rift “shoulders”. These rises framing a rift basin can in no way be a consequence of passive extension and lithosphere thinning. As for oceanic rifting, the so called "lateral spreading relaxation" (the term of Yu.M. Pushcharovsky) expressed in the form of thrusts on the slopes of mid-oceanic ridges, indicating a horizontal compression at some distance from the axis of seafloor spreading, is characteristic (Raznitsin, 2004;

The Central Atlantic fracture zones, 1995).

The goal of our research is, in the light of the foregoing, to originate a simplest model of passive rifting and its analysis to find out whether the preconditions for the emergence of active components of rifting are created.

The initial state of the simplest model is as follows: homogeneous viscous mantle with overlying homogeneous viscous-brittle lithosphere, the latter being limited by horizontal subface and superface and extended laterally by external forces;

temperature gradient in the system only has a vertical component. Next, for clarity, the model rifting process is described in the form of successive stages under the influence of various factors, even though all of this is happening at the same time:

The specific mechanism of the lithosphere elongation is the combination of ductile and brittle deformation;

the latter is done through the formation of listric normal faults and the displacement along them. The model of this mechanism is described in (Goncharov et al., 2007) (Fig. 1).

Fig. 1. The simplest numerical model of passive rifting.

Contrary to the traditional view, the fault walls are moving along the fault plane not in opposite directions. The recumbent walls (the enclosing rock of rift) move in the horizontal direction, while the hanging walls, under gravity, "sink" in the direction indicated by arrows, until the full adhesion to the recumbent walls.

_ Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ If, along with the mentioned downwarping of the superface of the lithosphere, its subface remains horizontal, then the isostatic equilibrium would be violated, since the emerging depression is filled with the substance with lower density than the lithosphere (air, water and (or) sediment). Such a balance is restored by means of the “mirror reflection” rise of the subface of the lithosphere and the underlying mantle ("anti-root"), the velocity of vertical uprise of the mantle (vz) being maximal on the axis of the rise.

The above horizontal centrifugal (relative to the axis of the "anti-root») translation of the lithosphere, due to the viscous cohesion of the lithosphere with the mantle, gives rise to the similar centrifugal flow in the superface of the mantle. On the strength of the balanced arrangement of tectonic flow (Goncharov, 1994), such a flow increases the above velocity of vertical uprise of the mantle (vz) on the axis of the “anti-root” (see more in (Goncharov et al. 2005, Ch. 2)).

The uneven vertical uplift, with the maximum on the "anti-root” axis, entails, on the strength of the same balanced arrangement of tectonic flow, the horizontal centripetal flow at some deep level in the mantle. For continental rifts, because of their small width, this level is most likely located above 410 km boundary, i.e. above the lower, so-called "transitional" layer of the upper mantle. As for oceanic rifts, i.e. for much broader spreading zones, the centripetal flow is supposed to be at a depth of 410 km (e.g. (Forsyth et al., 1998)) or even at the subface of the upper mantle at depths of 660–670 km (e.g. (Lobkovsky, Kotelkin, 2000)).

For rocks are characterized by relatively low thermal diffusivity (of the order of 10-6 m2/s so they are, at a relatively rapid downwelling, not directly heated to the temperatures prevailing on the respective depth. As examples are relatively “cold” slabs in subduction zones and sediments in inland seas. An analogous "cooling lag” occurs in the above mentioned ascending mantle flow on the axis of the rift. In particular, in axial parts of three zones of rapid seafloor spreading (the Southeastern Indian Ridge, the South Pacific Rise, and the East Pacific Rise), high-velocity mantle protuberances were revealed on seismotomographic sections at depths of 350–500 km (Seidler et al., 1999), which can be interpreted as a lower mantle substance which has risen above the phase boundary of 660– km but not experiencing appropriate phase transition due to high speed of the rising flow and inadequate cooling. As a result, the "thermal anticline” is formed on the axis of this flow, which contributes some “additive” to the velocity of the flow.

However, a cooling substance оf ascending flow occurs. It is accompanied by regressive reaction of regional metamorphism. These reactions usually occur with heat due to negative tilt of the balance phase curves (Clausius curves). This also applies to the phase boundary in the surface of the lower mantle. The heat increases the steepness of the thermal anticline.

In ascending stream, by reducing lithostatic pressure not balancing by the corresponding drop in temperature, conditions for melting of magma arise.

At the bottom of the ascending flow, compensating its mentioned above converging horizontal centripetal flows create conditions of horizontal compression (Goncharov, 1994;

Goncharov et al., 2005;

Koronovsky et al., 2011), which, in addition to the deformation, causes the dilatation (increasing of volume), which also favors melting of magmas.

Conclusions. In the mantle, beneath the rift zone, passive rifting is accompanied by forced convection, provided by a combination of mutually balancing vertical and horizontal flows. The "thermal anticline” which is formed on the axis of the ascending flow may become a "driving force "of free convection on reaching the appropriate values of Rayleigh number, 92 Иркутск, 20–23 августа _ Fig. 2. The simplest numerical model of active rifting. External and internal listric faults are characterized by different kinematics. External faults are thrusts and responsible for the formation of the "shoulders" of the rift.

Internal faults play a dual role: as for their recumbent walls, they are outthrusts with ascending vertical component, and as for their hanging walls, they are normal faults with descending vertical component.

_ marking the transition to active rifting with corresponding magmatism. This changes of the direction of relative displacement along the boundary listric faults, formed by the passive rifting, and forms the "shoulders" of the rift (Goncharov et al, 2007) (fig. 2).

References Forsyth D.W., Scheirer D.S., Webb S.C. et al. (The MELT Seismic Team) Imaging the deep seismic structure beneath a mid-ocean ridge: the MELT experiment // Science. 1998. V. 280.

P. 1215–1218.

Goncharov M.A. Balanced arrangement of tectonic flow and structural parageneses // Geotectonics. 1994. V. 27 (4). P. 282–292.

Goncharov M.A. Quantitative correlation between geodynamic systems and geodynamic cycles of various ranks // Geotectonics. 2006. V. 40 (2). P. 83–100.

Goncharov M.A., Rozhin P.N., Selezeneva N.N. Shoulders of active continental rifts as a result of a balanced "listric" compression // Fundamental Problems of Geotectonics. V. 1. Moscow:

GEOS, 2007. P. 198–201 (In Russian).

Goncharov M.A., Talitsky V.G., Frolova N.S. Introduction to tectonophysics. Moscow:

Knizhnyi Dom “Universitet”, 2005. 496 p. (In Russian). (The 2006 Shatsky prize, see in: Herald Rus.

Acad. Sci. 2007. V. 77 (2). P. 202–208.) Goncharov M.A., Vodovozov V.Yu. Some features of twisting of the Earth in geological history: the tectonophysical aspect // Moscow University Geological Bulletin. 2010. V. 65 (6). P. 406– 409.

Koronovsky N.V., Demina L.I., Goncharov M.A., Zakharov V.S., Frolova N.S., Promyslova M.Yu. Do granite magmas (and other magmas) melt in conditions of compression? Tectonophysical aspect // Tectonics, ore deposits, and the deep structure of the crust. Ekaterinburg: Institute of Geology and Geochemistry UB RAS, 2011. P. 129–132 (In Russian).

Leonov Yu.G. Continental rifting: modern views, problems and solutions // Fundamental problems of general tectonics. Moscow: Nauchnyi Mir, 2001. P. 155–173 (In Russian).

Lobkovsky L.I., Kotelkin V.D. Two-level thermochemical model of mantle convection and its geodynamical consequences // Problems of global geodynamics. Moscow: GEOS, 2000. P. 29–53 (In Russian).

Lunina O.V. Fracture tectonics of Peri-Baikal region during the Late Cenozoic stage of development of the Earth's crust. Thesis

Abstract

for the Degree of Dr. Sc. Moscow: Institute of Physics of the Earth RAS, 2012. 37 p. (In Russian).

Raznitsin Yu.N. Tectonic delamination of the lithosphere of the young oceans and paleobasins. Moscow: Nauka, 2004. 270 p. (In Russian).

Seidler E., Jacoby W.R., Cavsak H. Hotspot distribution, gravity, mantle tomography:

evidence for plumes // Journal of Geodynamics. 1999. V. 27 (4/5). P. 585–608.

The Central Atlantic fracture zones / Yu.M. Pushcharovsky, A.A. Peyve, Yu.N. Raznitsin, E.S. Bazilevskaja. Moscow: GEOS, 1995. 164 p. (In Russian).

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ МЕЗОЗОЙСКО-КАЙНОЗОЙСКИЙ ВУЛКАНИЗМ ЧИКОЙ-ХИЛОКСКОЙ РИФТОГЕННОЙ ВПАДИНЫ И.В. Гордиенко, Р.А. Бадмацыренова, А.М. Санжиев Геологический институт СО РАН, Улан-Удэ, Россия, brose@gin.bscnet.ru Проблема происхождения многочисленных позднемезозойских внутриконтинентальных рифтовых впадин Забайкалья, формирование которых непосредственно предшествовало заложению Байкальской рифтовой системы и образованию озера Байкал (предрифтовая стадия развития Байкальского региона), является одной из актуальных проблем современной геологии (Гордиенко и др., 1999).

Целью настоящей работы является изучение геологического строения и вещественного состава пород Чикой-Хилокской впадины, выяснение условий формирования и эволюции составов вулканитов в позднемезозойское–кайнозойское время.

Территория Забайкалья в позднемезозойское время подверглась активным тектономагматическим процессам с формированием многочисленных (более 200) внутриконтинентальных рифтогенных межгорных впадин, выполненных продуктами внутриплитного вулканизма.

Чикой-Хилокская рифтогенная впадина является одной из крупных мезо кайнозойских континентальных структур Забайкалья. Впадина протягивается в субширотном направлении более чем на 150 км вдоль среднего течения р. Хилок. На севере она ограничена выступом Заганского хребта, а на юге – поднятиями западной части Малханского хребта, сложенными докембрийскими и палеозойскими породами. В формировании современной структуры Чикой-Хилокской впадины (ЧХВ) большую роль сыграли бортовые рифтогенные разломы, а также внутренние горстообразные поднятия, подготовившие формирование многочисленных надвигов в посленижнемеловое время (Гордиенко и др.,1999;

Иванов и др., 2000).

В процессе изучения ЧХВ вопросам возраста осадочных и вулканогенных пород всегда придавалось первостепенное значение. Это продиктовано тем, что с формированием впадины связано образование залежей угля (Бутова, 1963), проявлений флюорита, золота, урана, цеолитов и других полезных ископаемых, для поисков которых необходимо детальное геологическое изучение районов работ (Очиров и др., 1965;

Булнаев, 1976;

Верник, Сырицын, 2004;

Гордиенко и др., 1989).

Позднемезозойские вулканиты, выполняющие впадину, обнажены преимущественно на ее крыльях и относятся к хилокской свите нижнего мела. Ядро впадины сложено терригенными, нередко угленосными отложениями гусиноозерской серии нижнего мела. Вулканогенные образования представлены серией потоков и покровов (до 10) мощностью 3–15 м, нередко разделенных прослоями терригенных пород (конгломератов, песчаников, алевролитов). Суммарная мощность отложений колеблется от 400 до 1500 м.

Наблюдения многих геологов показывают, что разрезы хилокской свиты непостоянны и в каждой впадине имеют свою последовательность и мощность. Нижняя часть разреза сложена преимущественно конгломератами и песчаниками с редкими и маломощными прослоями алевролитов, а верхняя – главным образом основными и средними вулканитами. Вулканические породы суммарно составляют треть или половину вулканогенно-осадочных разрезов (Очиров и др., 1965;

Гордиенко и др., 1999).

Полученные значения 39Ar/40Ar возраста показывают, что наиболее активные вулканические процессы в пределах ЧХВ протекали в середине мела в течение небольшого интервала времени ( с 122 до 113 млн лет), причем излияние шошонитовых 94 Иркутск, 20–23 августа _ лав происходило раньше, чем трахибазальтов (Гордиенко и др., 1999). Кайнозойские вулканиты региона по данным (Климук, 2003;

Метелкин и др., 2003) сформировались в эоцене–олигоцене (Ar–Ar, 39.5 млн лет). Значения первичного изотопного отношения Sr/86Sr в трахибазальтах (0.70501–0.70556) и шошонитах (0.70454–0.70516) указывают на более примитивный состав первичных выплавок шошонитов по сравнению с трахибазальтами, хотя между ними существуют переходы по вещественному составу (Гордиенко и др., 1999).

Трахибазальты – самые распространенные породы в составе хилокской свиты.

Среди них выделяются афировые, порфировые, мелко-, средне-, крупнолейстовые, плагиоклаз-пироксеновые разновидности. Во вкрапленниках преобладает плагиоклаз (An20-30), реже пироксен (авгит). Основная масса сложена микролитами плагиоклаза, часто с оторочками калиевого полевого шпата а также клинопироксеном, магнетитом, фторапатитом, титаномагнетитом, хлоритизированным стеклом. Трахидолеритобазальты слагают преимущественно центральные части потоков лав, а также субвулканические тела и отличаются от трахибазальтов более высокой степенью раскристаллизации минералов.

Шошониты по сравнению с трахибазальтами встречаются реже. Они распространены в местах наибольшего скопления потоков трахибазальтов, появляясь в различных частях вулканогенного разреза, редко слагают самостоятельные тела. Это преимущественно афировые, реже мелко- и среднепорфировые породы. Количество фенокристов в них составляет 20–30 %. В основном это калиевый полевой шпат (санидин и ортоклаз), плагиоклаз (An20-30), клинопироксен (титан-авгит, салит), с содержанием TiO до 2 %, магнезиальная роговая обманка эденитового ряда, высокомагнезиальный титанофлогопит (TiO27 %, Mg/Fe5 %), титаномагнетит (TiO2 14–19 %) и стронцийсодержащий фторапатит (Sr 1 %, F 3 %). Субвулканические шошониты в центральных частях раскристаллизованы до мелкозернистых щелочных монцонитов.

Латиты имеют небольшое распространение во впадине, тяготея к ее восточной части, где слагают ряд крупных потоков и субвулканических тел. Они содержат редкие вкрапленники (5–10 %) калиевого полевого шпата (санидин), пироксена (авгит, салит), биотита, роговой обманки (эденит) и фторапатита. Основная масса идентична составу фенокристаллов.

На классификационной диаграмме «щелочи-кремнезем» породы группируются вдоль линии, разделяющей поля составов субщелочной и щелочной серии. Соотношение K2O/Na2O в них варьируется от 0.96 до 1.55 в мезозойских и от 1.49 до 2.09 в кайнозойских базальтах. Повышенная щелочность пород обусловлена высоким содержанием K2O, количество которого достигает 5.19 % в Ne-нормативных и 4.59 % в Hy-нормативных мезозойских и 2.42 % в кайнозойских вулканитах. Величина коэффициента агпаитности Ka1 свидетельствует об отсутствии среди пород типичных щелочных разновидностей. Низкая магнезиальность пород (Kmg = 30.84–37.65 в мезозойских и 44.45–57.3 в кайнозойских), невысокие содержания Ni, Co, Сr позволяют рассматривать вулканиты как продукты дифференциации базальтовой магмы. Отношение Ni/Co2 и 2–5 для мезозойских и кайнозойских вулканитов соответственно, высокие значения индикаторных отношений Ti/V (70–80), P/Sr (3.8–4) указывают на образование вулканитов в условиях внутриплитного магматизма (Когарко, 1973;

Кононова и др., 1993;

Иванов и др., 2000).

Характерной особенностью вулканитов является суммарное содержание РЗЭ (401– 453 мкг/г для мезозойских и 200–300 мкг/г для кайнозойских), дифференцированный спектр распределения (La/Yb = 47.4–58.3 и 29–33) и увеличение концентраций РЗЭ в мезозойских вулканитах от трахитов, трахидолеритобазальтов до трахибазальтов и в кайнозойских от щелочных оливиновых базальтов к щелочным базанитоидам. Характер Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ распределения РЗЭ в кайнозойских базальтах соответствует закономерностям, установленным для раннемеловых вулканитов, отличаясь низкими содержаниями.

Породы Чикой-Хилокской впадины соответствуют субщелочной высокоглиноземистой калинатровой вулканической серии трахибазальт-шошонит латитового ряда, которая образовалась из исходной магмы щелочно-базальтового состава.

Выполненные пересчеты составов вулканитов по системе CIPW указывают, что мезозойские вулканиты принадлежат преимущественно к Ne (1.01–2.42 %), Ну (1.63– 11.48 %), а кайнозойские к Ne (3.78–11.04 %) -нормативным разностям (Бадмацыренова и др., 2013;

Климук, 2003).

На дискриминационных диаграммах фигуративные точки составов кайнозойских базальтов располагаются компактно в поле внутриплитных базальтов, отличаясь от раннемеловых вулканитов высокими содержаниями Nb (до 93 мкг/г).

В заключение можно отметить, что петрографическое изучение вулканогенных пород ЧХВ выявляет их родственные связи. Вулканиты различаются либо степенью кристалличности, либо процентным содержанием вкрапленников. В целом, в них обнаруживается сходство составов вкрапленников и основной массы. Все это подчеркивает общие генетические взаимоотношения между породами изученной территории. Щелочная специфика вулканитов подчеркивается составом вкрапленников – санидин, анортоклаз, альбит, салит, авгит. Основными породообразующими минералами вулканитов ЧХВ являются плагиоклаз (андезин, олигоклаз), клинопироксен. Кайнозойские вулканиты представлены недосыщенными SiO щелочными базальтоидами, характеризуются высокими концентрациями K2O, TiО2, MgO, СaO, низкими содержаниями Al2O3, что позволяет отнести их к субщелочным оливиновым базальтам и щелочным базальтоидам фонолитовго ряда (тефритам, базанитам). Близкая к щелочной специфика вулканитов была связана и с процессами рифтообразования, когда происходило опускание днищ грабенов, заглубление магматических очагов в область неистощенной мантии, что вызвало дополнительный привнос К, Rb, F, Li, La, Ce.

Вариации химического состава в одних породах с различными нормативными минералами значительны. Так, Ne-нормативные трахибазальты характеризуются повышенной щелочностью, а Hy-нормативные – наименьшей щелочностью, но самой высокой кремнекислотностью.

Геохимические характеристики пород ЧХВ (высокие концентрации редких земель и элементов с высоким ионным потенциалом – Nb, Ti, Zr) позволяют отнести их к категориям типичных внутриконтинентальных рифтов, связанных с формированием мантийных плюмов (Ярмолюк и др., 1995;

Иванов и др., 2000).

Устанавливается последовательное изменение состава и закономерное увеличение щелочности вулканогенных ассоциаций во времени: от трахибазальт-шошонит-латитов в конце раннего мела до щелочных базальтоидов в кайнозое. Объемы и массы вулканических пород на более позднем этапе существенно сокращаются. Вулканизм становится более однотипным, с преобладанием щелочных оливиновых базальтов.

Работа выполнена при поддержке РФФИ (проект № 12-05-31204).

Список литературы Бадмацыренова Р.А., Санжиев А.М., Елбаев А.Л. Мезозойский внутриплитный вулканизм Чикой-Хилокской рифтогенной впадины Западного Забайкалья // Материалы III международной научно-практической конференции молодых ученых и специалистов памяти академика А.П. Карпинского. С.-Пб.: ВСЕГЕИ, 2013. С. 300–302.

Булнаев К.Б. Флюоритовые месторождения Западного Забайкалья. Новосибирск:

Наука, 1976. 128 с.

96 Иркутск, 20–23 августа _ Бутова Е.П. Литолого-фациальная характеристика и условия накопления угленосных толщ // История верхнемезозойского угленакопления на территории Бурятской АССР и юго восточной части Ленского бассейна. М.–Л.: Изд-во АН СССР, 1963. С. 85–134.

Верник В.Л., Сырицын А.А. Петропавловское рудное поле // Золото Бурятии. Кн. 1.

Улан-Удэ: Изд-во БНЦ СО РАН, 2004. С. 305–313.

Гордиенко И.В., Баянов В.Д., Климук В.С., Пономарчук В.А., Травин А.В. Состав и возраст (Ar/Ar) вулканогенных пород Чикой-Хилокской рифтогенной впадины в Забайкалье // Геология и геофизика. 1999. Т. 40, № 4. С. 583–591.

Гордиенко И.В., Жамойцина Л.Г., Зонхоева Э.Л., Леонов В.Е., Семушин В.Н.

Цеолитоносность базальтов Забайкалья. Новосибирск: Наука, 1989. 237 с.

Иванов В.Г., Ярмолюк В.В., Антипин В.С. и др. Внутриконтинентальный магматизм как индикатор процессов образования Байкальской рифтовой зоны // Геология и геофизика. 2000.

Т. 41, № 4. С. 557–563.

Климук В.С. Позднемезозойский-кайнозойский вулканизм Чикой-Хилокской впадины Забайкалья и геодинамические условия формирования // Вестник Томского госуниверситета.

Приложение. Материалы научной конференции «Проблемы геологии и географии Сибири».

2003. № 3 (I). С. 79–80.

Когарко Л.Н. Отношение Ni/Co – индикатор мантийного происхождение магм // Геохимия. 1973. № 10. С. 53–71.

Кононова В.А., Келлер Й., Первов В.А. Континентальный базальтовый вулканизм и геодинамическая эволюция Байкало-Монгольского региона // Петрология. 1993. Т. 1, № 2.

С. 152–179.

Метелкин Д.В., Гордиенко И.В., Жао Х. Палеомагнетизм нижнемеловых вулканитов Забайкалья: свидетельство в пользу мезозойских сдвиговых перемещений в структуре Центральной Азии // Геология и геофизика. 2004. Т. 45, № 12. С. 1404–1417.

Очиров Ц.О., Булнаев К.Б., Доржиев В.С., Турунхаев В.И., Цырендоржиев Ц.Ц.

Развитие мезозойских структур Западного Забайкалья. Улан-Удэ: Бурятское книжн. изд-во, 1965. 208 с.

Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Иванов В.Г. Внутриплитная позднемезозойская кайнозойская вулканическая провинция Центрально-Восточной Азии – проекция горячего поля мантии // Геотектоника. 1995. № 5. С. 41–67.

MEZOZOIC-CENOZOIC MAGMATISM OF THE CHIKOI-KHILOK RIFTOGENIC VALLEY I.V. Gordienko, R.A. Badmatsyrenova, A.M. Sanzhiev Geological Institute, SB RAS, Ulan-Ude, Russia, brose@gin.bscnet.ru НАВЫШСКИЙ ГРАБЕН-РИФТ НА ЮЖНОМ УРАЛЕ КАК ФРАГМЕНТ РАННЕРИФЕЙСКОГО АВЛАКОГЕНА (ТЕКТОНО-СЕДИМЕНТАЦИОННАЯ МОДЕЛЬ) В.М. Горожанин 1, Е.Н. Горожанина 1, В.Н. Пучков 1, Н.Д. Сергеева 1, Н.Б. Кузнецов Институт геологии Уфимского научного центра РАН, Уфа, Россия, gorozhanin@ufaras.ru Геологический институт РАН, Москва, Россия К самым древним образованиям Южного Урала относятся комплексы кристаллических пород тараташского комплекса с возрастом ~ 1780–2700 млн лет, по некоторым оценкам до ~ 3.5 млрд лет (Краснобаев и др., 2011;

Ронкин и др., 2012). Этот комплекс обнажен на севере осевой зоны Башкирского антиклинория (запад Южного Урала) и рассматривается как выступ волго-уральской части фундамента Восточно Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Европейской платформы (ВЕП). Наиболее древние осадочные породы Башкирского антиклинория – отложения навышской подсвиты айской свиты. Они с размывом и несогласием залегают на кристаллических гнейсах тараташского комплекса (Ленных, Петров, 1978). В строении подсвиты кроме осадочных отложений (песчаников и гравелитов) участвуют вулканиты (трахибазальты и их туфы). Возраст базальтов по данным цирконометрии составляет 1752 ± 18 млн лет (Краснобаев и др., 2013).

Трансгрессивный контакт пород навышской подсвиты и тараташского комплекса описан по результатам изучения горных выработок и скважин (Ленных и др., 1978). Отмечалось, что контакт осложнен разрывными нарушениями, которые фиксируются зеленосланцевыми милонитами, к зоне контакта приурочены дайки габбро-диабазов. В обнажениях контакт айской свиты с подстилающими образованиями тараташского комплекса ранее не наблюдался (Нижний рифей…, 1989).

В 2010 г. по левобережью р. Мисаелга, в 8 км северо-восточнее д. Аршинка, в дорожной выемке вдоль газопровода Н.Д. Сергеевой и В.И. Козловым обнаружен непосредственный контакт гравелитов навышской подсвиты айской свиты с выветрелыми кристаллическими сланцами тараташского комплекса. Данная точка является единственным местом, где трансгрессивное налегание пород навышской подсвиты на тараташский комплекс доступно для непосредственного наблюдения и изучения. Это место может рассматриваться как стратотип границы между нижним и верхним протерозоем на Южном Урале. Из кварцевых песчаников базального уровня айской свиты известны датировки детритных цирконов (Кузнецов и др., 2013, в печати). В соответствии с этими данными возрасты датированных (метод U/Pb LA-ICP MS) цирконов попадают в диапазон от 3625 ± 53 до 1891 ± 23 млн лет. При этом возраст самого молодого обломочного циркона (1891 ± 23 млн лет) древнее возраста цирконов из трахибазальтов айской свиты (1752 ± 18 млн лет (Краснобаев и др., 2013).

Все это свидетельствует в пользу раннерифейского возраста отложений навышской подсвиты.

Ранее считалось, что залегающие среди пород нижней части айской свиты магматические породы (дайки кислого состава) имеют U/Pb-изотопный возраст 1615 ± 45 млн лет (Нижний рифей…, 1989). Результаты Rb-Sr изотопного анализа трахибазальтов из разреза г. Б. Миасс показали значения возраста в 1608 ± 30 млн лет, 846 ± 24 млн лет и 717 ± 78 млн лет, вероятно, отражающие вторичные процессы (Краснобаев и др., 1992;

Горожанин и др., 2008).

Петрогеохимические особенности базальтов (по данным А.А. Алексеева, К.П.

Иванова, Н.А. Румянцевой, А.А. Краснобаева и др.) свидетельствуют об их повышенной щелочности, высокой калиевости (К2О 3–6 мас. %) и титанистости (TiO 2–3 мас. %). На дискриминантных диаграммах вулканиты навышской подсвиты попадают в поле внутриплитных базальтов. Низкие отношения Nb/Y, Zr/Y отличают их от внутриплитных базальтов нормальной щелочности («траппов») и приближают к базальтам континентальных рифтов. Вывод о формировании вулканитов навышской подсвиты в обстановках континентального рифтогенеза сделан на основе геохимических исследований (Горожанин и др., 2008;

Ernst et al., 2006).

Разрезы. Изучение строения разрезов навышской подсвиты дает возможность предложить тектоно-седиментационую модель ее образования и охарактеризовать обстановку осадконакопления и вулканизма для базального уровня рифея на Южном Урале. Отложения свиты прослеживаются в западном обрамлении Тараташского выступа непрерывной полосой длиной 40–50 км и шириной 1–3 км. С юга на север вдоль контакта с тараташским выступом можно выделить несколько типов разрезов навышской подсвиты: 1 – южное обрамление Тараташского поднятия (р. Навыш, г. М.

Миасс), 2 – г. Б. Миасс и с. Аршинка, 3 – водораздел между р. Мисаелга и р. Черный 98 Иркутск, 20–23 августа _ ключ (выемка вдоль трассы газопровода), 4 – пос. Мисаелга (скважины), 5 – р. Ушат.

Анализ изученных разрезов показывает, что на тараташских сланцах залегают разные части навышской подсвиты айской свиты, причем в направлении с юга на север наблюдается омоложение ее базального уровня. Контакт во всех случаях рассматривается как трансгрессивный.

В южном обрамлении Тараташского выступа на гнейсах залегают конгломераты и песчаники нижней части навышской подсвиты, сложенные обломками метаморфических пород тараташского комплекса, эти конгломераты не содержат вулканогенных обломков. Вверх по разрезу конгломераты сменяются гравелито песчаниками с обломками подстилающих пород. Мощность толщи около 300 м. Выше по разрезу залегают вулканиты с прослоями туфов и туфобрекчий.

В западном обрамлении Тараташского выступа в основании разреза навышской подсвиты наблюдается небольшой пласт (около 10–20 м) мелкогалечных конгломерато брекчий и песчаников, прорванных дайками монцогаббро и монцодиоритов. Контакт этих конгломерато-песчаников с кристаллическими сланцами вскрыт выемкой вдоль газопровода и скважинами в районе пос. Мисаелга. В составе гравелито-песчаников также отсутствует вулканогенная примесь, что указывает на их формирование ранее вулканитов. В самом северном из описанных разрезов, по р. Ушат, наблюдается залегание толщи базальтов почти непосредственно на тараташские породы, их отделяет небольшой пласт (10 м) зеленовато-серых песчаников, залегающий на выветрелых гнейсах и амфиболитах. Признаки тектонических нарушений здесь не выявлены.

Завершает разрез навышской подсвиты толща аркозовых песчаников, мощностью до 100 м, которая сопоставляется с песчаниками липовской подсвиты айской свиты Липовской антиклинали (Нижний рифей…, 1989).

Наблюдаемые трансгрессивные взаимоотношения навышских отложений и кристаллических пород тараташского комплекса показывают седиментогенную (трансгрессивную) природу нижней границы рифейских пород с кристаллическими сланцами раннего протерозоя.

Модель. Породы айской свиты отнесены к грабеновой формации. Они залегают с размывом на подстилающих древних породах, вверх по разрезу в осадках наблюдается уменьшение размерности обломков. Многочисленные лавовые покровы и наличие предположительно комагматичных им даек свидетельствуют о трещинных излияниях. Считается, что формирование кварцевых и аркозовых песчаников произошло в результате размыва коры выветривания, образованной по породам тараташского метаморфического комплекса (Ленных, Петров, 1978).

Песчаники и конгломераты навышской подсвиты имеют признаки субконтинентального мелководного генезиса, о чем свидетельствует красноцветность пород, связанная с гематитизацией, наличие косой слоистости. Вулканогенные породы представлены эффузивами – лавами и лавовыми брекчиями, с прослоями крупно- и среднеобломочных туфов, субвулканические породы – дайками диабазов, реже дацитов. В зоне контакта базальтов с вмещающими алевролитами развиваются гематитизированные корки закалки, указывающие на субаэральные условия вулканизма (Горожанин и др., 2008). Лавовые покровы дифференцированы: в нижней части это зеленые диопсидовые трахибазальты, в средней части – серые трахибазальты, верхние части покровов сложены вишневыми афировыми миндалекаменными трахибазальтами;

отмечаются лавобрекчии. Среди лавовых покровов залегают светлые аркозовые косослоистые песчаники (косые слойки в них обогащены рудными минералами) (Ленных, Петров, 1978;

Нижний рифей…, 1989).

Песчано-гравийно-конгломератовые осадки основания навышской подсвиты отнесены к фации подножий склонов и прибрежных полос. Гравийно-песчаные осадки Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ отнесены к фации русел равнинных рек. Песчаники с косой однонаправленной слоистостью с алеврито-глинистыми прослоями рассматриваются как пойменные образования. Считается, что отложения формировались в условиях приустьевых участков рек равнинного типа. Светло-серые, среднезернистые песчаники перекрывающей липовской толщи, с косой выполаживающейся слоистостью и линзами крупнозернистого и гравийного материала, формировались в условиях прибрежно аллювиальной равнины (Нижний рифей…, 1989;

Парначев и др., 1990;

Маслов и др., 1998).

Приведенные особенности строения разрезов навышской подсвиты вписываются в модель формирования асимметричной грабен-рифтовой структуры (рис. 1).

Формирование навышского грабен-рифта происходило в три стадии.

Рис. 1. Тектоно-седиментационная модель формирования навышского грабен рифта и положение изученных разрезов.

_ Стадия 1 – ранняя стадия рифтогенеза. На этой стадии формировалась толща грубообломочных пород (южные разрезы), накопление которых происходило в результате обрушения и размыва образовавшихся тектонических уступов, с последующим разносом кластики временными потоками и реками. Характерно, что гравелиты и песчаники основания большинства разрезов не содержат вулканогенного материала.

Стадия 2 – основная стадия рифтогенеза. На этой стадии в условиях аллювиально-прибрежного мелководья произошли мощные трещинные излияния щелочных базальтов.

Стадия 3 – завершающая стадия рифтогенеза. В эту стадию формировались песчаники липовской свиты, заполнившие и перекрывшие грабен. Текстурные особенности песчаников указывают на их формирование в обстановке аллювиальной равнины.

Общая последовательность смены осадков от пролювиально-аллювиальных к пойменным и прибрежным указывает на трансгрессивный характер осадконакопления с повышением уровня базиса эрозии. Подобная последовательность характерна для конседиментационных впадин (по С.С. Шульцу) с трансгрессивной последовательностью отложений. В противоположность впадинам такого типа существуют рифтовые впадины с регрессивным характером осадконакопления. Для них характерно двустадийное формирование, на ранних стадиях накапливаются 100 Иркутск, 20–23 августа _ тонкозернистые озерные осадки, а на поздней – аллювиальные и обвально-оползневые образования (Маслов и др., 1998).

Наличие в составе навышской подсвиты мощной толщи субщелочных базальтов позволяет привлечь модель формирования рифтовой структуры в процессе рифтогенеза активного типа, когда образованию грабена предшествует сводовое поднятие, а проявление магматизма несколько запаздывает по отношению к началу накопления осадков грабеновой формации (рис. 2).

Рис. 2. Идеализированная модель навышского (айского) рифтогенеза, обусловленного поднятием мантийного диапира.

_ Авлакоген. Ранний рифей – время заложения Камско-Бельского авлакогена, расположенного на восточной окраине ВЕП (платформенная часть современной Башкирии) и протягивающегося в восточном направлении на Южный Урал. По данным В.И. Козлова и других, айская свита сопоставляется с норкинской и ротковской свитами нижней части прикамской подсерии раннего рифея, вскрытыми скважинами в юго-западном борту Камско-Бельского авлакогена. Норкинская свита с размывом и несогласием залегает на кристаллическом фундаменте. Нижняя часть ее разреза сложена песчаниками и гравелитами полимиктового состава, а верхняя – алевролитами и аргиллитами. Породы норкинской свиты прорваны (скв.183 Мензелино-Актаныш) габбро-долеритами с U–Pb возрастом 1391 ± 2 млн лет (SHRIMP-II по циркону, (Puchkov et al., 2013, в печати)), близким по возрасту машакскому вулканическому комплексу восточного крыла Башкирского антиклинория. Следует отметить, что в разрезе Ушат часть выделенных из диабазов цирконов также имела машакский возраст, что свидетельствует об однотипности процессов в разных частях авлакогена либо об омоложении цирконов.

Положение выходов навышского комплекса на Южном Урале соответствует северо-восточной бортовой зоне Камско-Бельского авлакогена, вовлеченной в зону палеозойской складчатости. Формирование конгломератов и вулканитов навышской подсвиты айской свиты маркирует раннюю стадию грабенообразования и рифтогенеза северной бортовой зоны этого авлакогена.


Выводы.

1. Наблюдаемый в обнажении (в дорожной выемке вдоль трассы газопровода) контакт базальных конгломератов навышской подсвиты айской свиты и кристаллосланцев тараташского комплекса подтверждает трансгрессивный характер границы основания нижнего рифея. Этот разрез можно рассматривать как реперный для определения границы основания нижнего рифея.

2. Характер изменения строения разрезов основания подсвиты по латерали с юга на север показывает, что формирование навышской подсвиты айской свиты основания нижнего рифея происходило в условиях северного борта ступенчато погружавшейся на Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ юг грабен-рифтовой структуры с трангрессивной последовательностью осадконакопления.

3. Сопоставление толщ айской свиты с отложениями нижнего рифея на платформе позволяет считать, что формирование конгломератов и вулканитов навышской подсвиты айской свиты происходило на ранней стадии развития бортовой зоны раннерифейского Камско-Бельского авлакогена в обстановке континентального рифтогенеза.

Исследования проведены при финансовой поддержке РФФИ (гранты 12-05-01063, 09–05–00845 и 12-05-00709) и программы ОНЗ РАН № 10.

Список литературы Горожанин В.М., Горожанина Е.Н., Закирова А.Д., Панова Н.П. Геохимия и геохронология основных вулканитов навышского комплекса раннего рифея (Южный Урал) // Геологический сборник № 7. ИГ УНЦ РАН. Уфа: ДизайнПолиграфСервис, 2008. С. 167–178.

Краснобаев А.А., Бибикова Е.В., Ронкин Ю.Л., Козлов В.И. Геохронология вулканитов айской свиты и изотопный возраст нижней границы рифея // Известия Академии наук. Сер.

геол. 1992. № 6. C. 25–40.

Краснобаев А.А., Козлов В.И., Пучков В.Н. Бушарина С.В., Бережная Н.Г., Нехорошева А.Г. Цирконология железистых кварцитов тараташского комплекса на Южном Урале // Доклады Академии наук. 2011. Т. 437, № 6. С. 1–5.

Краснобаев А.А., Пучков В.Н., Козлов В.И., Сергеева Н.Д., Бушарина С.В., Лепехина Е.Н. Цирконология навышских вулканитов айской свиты и проблема возраста нижней границы рифея на Южном Урале // Доклады Академии наук. 2013. Т. 448, № 4. С. 1–6.

Кузнецов Н.Б., Маслов А.В., Белоусова Е.А. и др. Первые результаты U/Pb LA-ICP-MS изотопного датирования обломочных цирконов из базальных уровней стратотипа рифея // Доклады Академии наук. 2013 (в печати).

Ленных В.И., Петров В.И. Стратиграфия айской свиты и проблемы ее возраста // Вулканизм, метаморфизм и железистые кварциты обрамления тараташского комплекса.

Свердловск: УНЦ АН СССР, 1978. С. 33–44.

Маслов А.В., Гареев Э.З., Крупенин М.Т. Осадочные последовательности рифея типовой местности. Уфа: «Принт», 1998. 225 с.

Нижний рифей Южного Урала / В.И. Козлов, А.А. Краснобаев, Н.Н. Ларионов и др.

М.: Наука, 1989. 208 с.

Парначев В.П., Швецов П.Н., Крупенин М.Т. Строение и условия седиментации отложений нижнего рифея Тараташского антиклинория на Южном Урале. Препринт.

Свердловск: УрО АН СССР, 1990. 71 с.

Ронкин Ю.Л., Синдерн С., Лепихина О.П. Изотопная геология древнейших образований Южного Урала // Литосфера. 2012. № 5. С. 50–76.

Шульц С.С. Тектоника земной коры. Л.: Недра, 1979. 272 с.

Ernst R.E., Pease V., Puchkov V.N., Kozlov V.I., Sergeeva N.D., Hamilton M. Geochemical characterization of Precambrian magmatic suites of the southeastern margin of the East European craton, Southern Urals, Russia // Геологический сборник ИГ УНЦ РАН № 5. Уфа:

ДизайнПолиграфСервис, 2006. С. 119–161.

Puchkov V.N., Bogdanova S.V., Ernst R.E. et al. The ca. 1380 Ma Mashak igneous event of the Southern Urals Lithos, Published online 2013, Corrected Proof.

THE NAVYSHSKY GRABEN-RIFT IN THE SOUTHERN URAL AS A FRAGMENT OF THE EARLY RIPHEAN AULACOGEN (TECTONOSEDIMENTARY MODEL) V.M. Gorozhanin 1, E.N. Gorozhanina 1, V.N. Puchkov 1, N.D. Sergeeva 1, N.B. Kuznetsov Institute of Geology, Ufa Scientific Center, UB RAS, Russia, gorozhanin@ufaras.ru Geological Institute, RAS, Moscow, Russia 102 Иркутск, 20–23 августа _ РИФТОГЕНЕЗ И ФОРМИРОВАНИЕ КАЙНОЗОЙСКИХ НЕФТЕГАЗОНОСНЫХ ОСАДОЧНЫХ БАССЕЙНОВ ОХОТОМОРСКОГО РЕГИОНА В.М. Гранник Институт морской геологии и геофизики ДВО РАН, Южно-Сахалинск, Россия, gvm2564@mail.ru;

grannik@imgg.ru Охотоморский регион входит в состав сложной Западно-Тихоокеанской континентальной окраины, включающей окраинные моря с задуговыми, междуговыми и преддуговыми прогибами, островными дугами и глубоководными желобами.

Довольно широкие (до 1000–1500 км) приконтинентальные участки окраинных морей обладают большим сходством с пассивными окраинами атлантического типа. Их характерным элементом являются дельты и авандельты крупных рек, таких как Амур, Меконг, Ировади, Махакам и др. (Хаин, Соколов, 1984;

Конюхов, 2009;

и др.). В тылу этих окраин уже на самом континенте протягивается мощная Восточно-Азиатская континентальная рифтовая система, включающая крупные нефтегазоносные осадочные бассейны. Охотоморский регион включает структурные элементы северной части Японского моря и Татарского пролива, дна Охотского моря, Хоккайдо, Сахалина, Корякского нагорья, Камчатки и Курильских островов. Западными и северо-западными пограничными образованиями региона считаются Восточно-Сихотэ-Алинский и Охотско-Чукотский окраинно-континентальные вулканоплутонические пояса, а восточными и северо-восточными – Курило-Камчатский, северная часть Японского глубоководного желоба и западная кромка Командорской впадины. Ларамийские складчатые области и тектонические пояса Охотоморского региона сложены главным образом тектоническими блоками и террейнами, представляющими собой фрагменты континентальных окраин. Они входят в состав фундамента, перекрытого кайнозойскими рифтовыми и пострифтовыми вулканогенно-осадочными отложениями или осложненного наложенными впадинами, заполненными флишевыми и молассовыми отложениями.

Палеогеодинамические реконструкции кайнозойского этапа развития Охотоморского сектора Пацифики показали, что процессы конвергентного и трансформного взаимодействия литосферных плит в этот период переместились на восточный край региона, где в позднем олигоцене и миоцене развивалась Курило Камчатская и Тохоку-Хонсю островодужные системы. Одновременно с этим на территории Сахалина, Хоккайдо, Западной Камчатки и большей части дна Охотского моря и Татарского пролива происходило формирование задуговых структурных элементов континентальной кайнозойской окраины Пацифики, которое сопровождалось зарождением и развитием рифтовых, синсдвиговых и пострифтовых прогибов, осадочных бассейнов и окраинно-континентальных задуговых вулканоплутонических поясов или зон локального вулканизма (Гранник, 2008).

Рифтогенез был вызван взаимодействием Северо-Американской, Евразийской, Тихоокеанской, Филиппинской и Индийской литосферных плит (Имаев и др., 2009;

и др.). Глубинной причиной рифтогенеза считаются диапиры астеносферы, которые контролировали рифтогенез, магматизм и тепловой режим (Родников и др., 2007).

Непосредственно формирование осадочных нефтегазоносных бассейнов и деформации их отложений были связаны с развитием следующих рифтовых зон: Восточно Япономорской, Западно-Сахалинской (Северо-Япономорской), Исикари-Румои, Центрально-Сахалинской, Восточно-Сахалинской, Макаровской, Атласовско Голыгинской, Дерюгинской (Йонской), Восточно-Дерюгинской (Кашеваровской), Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Тинровской, Западно-Камчатской (Охотоморско-Западно-Камчатской), Северо Охотоморской. Перечисленные рифтовые зоны развивались в составе Северо Охотской, Тан-Лу-Охотской, Хоккайдо-Сахалинской, Охотоморско-Западно Камчатской сдвигово-раздвиговых систем (Гранник, 2008;

Гранник и др., 2013).

Рифтогенез проявлялся с неодинаковой интенсивностью в различных частях региона с пятью фазами активности: ранний палеоцен, средний-поздний эоцен, поздний олигоцен, средний-поздний миоцен, плиоцен-квартер. В эти периоды формировались синрифтовые комплексы. Разделены они комплексами пострифтового прогибания.

Развитие рифтов и сдвигов приводило к возникновению и заполнению осадками вначале рифтовых и пострифтовых прогибов, а затем осадочных бассейнов. Формы и размеры бассейнов не были постоянными. Вначале осадконакопление шло в отдельных изолированных или сообщающихся впадинах. С течением времени впадины расширялись, сливались или разделялись, пока бассейны не приняли современные очертания. В результате отмеченных процессов были сформированы Северо Сахалинский, Западно-Сахалинский, Южно-Сахалинский, Дерюгинский, Пограничный, Южно-Охотский, Срединно-Курильский, Голыгинский, Тинровский, Западно Камчатский, Гижигинский, Магаданский, Кухтуйский (Магаданский), Шантарский (Охотско-Шантарский) осадочные бассейны, осложненные различными по размерам прогибами и поднятиями.

Необходимо отметить, что осадочные бассейны Сахалина и его шельфа сформировались при преобладающем влиянии сдвигового (трансформного) взаимодействия Амурской и Охотоморской литосферных плит. Установлено, что область сдвигания распространяется здесь до глубин 120 км и проявляется в формировании зон разуплотнения в верхней мантии. Сдвиговые взаимодействия геоблоков различного ранга в условиях транстенсии формировали рифтовые троги, создавали интенсивную субвертикальную и наклонную нарушенность геосферы и ее субгоризонтальную расслоенность. Благодаря этому здесь возникла система каналов – проводников глубинной энергии, по которым мощные восходящие газофлюидные потоки (струи-плюмы) достигали самых верхних слоев земной коры. Таким образом, сдвиговая тектоника и флюидная плюм-тектоника контролировали в пределах рифтовых систем литосферы Сахалина и его шельфа процессы нефтегазонакопления.


На региональном уровне мантийные плюмы образовывали расколы литосферы в виде рифтовых зон и депрессий, способствовавших образованию нефтегазоносных бассейнов. На локальном уровне тектоника и флюидная плюм-тектоника способствовали дислокациям осадочных отложений и образованию субвертикальных зон деструкции – каналов для флюидопотоков-миниплюмов, контролировавших степень нефтегазонасыщенности конкретных месторождений (Харахинов, 2010).

В строении осадочных бассейнов Охотоморского региона принимают участие образования двух структурных этажей, разделенных непродолжительным стратиграфическим и отчетливым, особенно на прилегающих акваториях, структурным несогласием. Нижний структурный этаж или фундамент осадочных бассейнов включает палеозойские-датские океанские, окраинно-морские, преддуговые и островодужные интенсивно дислоцированные, местами метаморфизованные, образования. Верхний структурный этаж объединяет палеоценовые-четвертичные окраинно-морские континентальные рифтовые, синсдвиговые и пострифтовые менее интенсивно деформированные вулканогенно-кремнисто-терригенные угленосные и нефтегазоносные отложения. В Магаданском и Кухтуйском бассейнах в состав верхнего структурного яруса входят верхнемеловые и согласно их здесь перекрывающие палеоценовые-эоценовые отложения. Расчлененный рельеф фундамента осадочных бассейнов характеризуется значительными перепадами глубин, 104 Иркутск, 20–23 августа _ свидетельствующими о фрагментации и значительных перемещениях его отдельных блоков в процессе заполнения бассейнов осадочными отложениями (Гранник, 2008;

Гранник и др., 2013).

Структурно-вещественные комплексы осадочных бассейнов представлены разнообразными по составу осадочными и вулканогенно-осадочными отложениями, сформировавшимися в глубоководных, умеренно-глубоководных, мелководных, прибрежно-морских и континентальных обстановках в рифтовую и пострифтовую стадии развития бассейнов. Установленные особенности сейсмических комплексов и ограничивающих их сейсмических горизонтов свидетельствуют о разнообразных и достаточно неспокойных обстановках формирования слагающих их отложений, что выражается в наличии многочисленных несогласий различного типа и периодических размывах накапливавшихся отложений, особенно на поднятиях. Во время накопления отложений происходили смещения зон максимального прогибания дна бассейнов в сторону наиболее молодых отложений. Большой вклад в накопление мощных толщ кайнозойских нефтегазоносных отложений осадочных бассейнов вносили крупные реки типа Палео-Амура и активная вулканическая деятельность. На дне Дерюгинского осадочного бассейна обнаружены конические горы, возвышающиеся на 200–300 м над его дном, которые предположительно могут являться недавно действовавшими вулканами (Гнибиденко, 1986). Астеносфера, содержащая магматические очаги с высокими температурами (до 1200), располагается под впадиной Дерюгина на глубине 25–30 км (Родников и др., 2007). Высокая современная тектоническая активность, высокий тепловой поток (до 200 мВт/м2), активные газово-гидротермальные процессы (баритовая минерализация, высокое содержание метана, водорода, углекислого газа, гелия и сероводорода в придонном слое, наличие газогидратов в глинистых осадках (Осадконакопление и рудогенез..., 2008;

Обжиров, Телегин, 2011)), происходящие в районе впадины, очевидно, обусловлены влиянием диапира астеносферы. В западном борту Пограничного осадочного бассейна сформированы Лиманский (Восточно Сахалинские горы) и Западно-Шмидтовский (п-ов Шмидта) вулканоплутонические пояса. Рассеянный субщелочной магматизм в виде даек проявился и в восточном борту грабен-синклинального прогиба п-ва Шмидта. С развитием Южно-Сахалинского осадочного бассейна связано формирование Тымь-Поронайского вулканоплутонического пояса, расположенного в восточном борту одноименного разлома, и Оленереченского синсдвигового (Архипов, 1991) вулканоплутонического пояса, приуроченного к зоне Первомайского глубинного разлома, а также локальные проявления магматизма в Тымь-Поронайской впадине (усковский дацитовый комплекс). В Охотоморско-Западно-Камчатском осадочном бассейне особенно большое влияние на состав накапливавшихся отложений оказывали извержения вулканов, поставлявшие в бассейн огромные количества пирокластического материала.

Деформации отложений осадочных бассейнов Охотоморского региона характеризуются конседиментационным развитием, формированием горст антиклинальных и грабен-синклинальных структур, узких антиклинальных и широких синклинальных складок, смещением осей бассейнов осадконакопления от древних к более молодым образованиям. Широко развиты складки, связанные с перемещениями блоков фундамента. В рассматриваемом регионе наиболее дислоцированные отложения приурочены к разломам различного заложения, на удалении от которых наблюдается их слабая дислоцированность. Наиболее интенсивная складчатость и тектоническая нарушенность были вызваны периодическими проявлениями орогенических процессов, обусловленных интенсивным глобальным сжатием.

Дополнительное осложнение формирующихся складок происходило под воздействием Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ вулканической, субвулканической и интрузивной деятельности и сейсмичности, сопровождавшей развитие разрывных нарушений и вызывавшей оползневые явления.

В кайнозойской истории Охотоморско-Западно-Камчатского осадочного бассейна выделяется три крупных тектономагматических этапа: палеоцен-эоценовый, эоцен среднемиоценовый и позднемиоцен-четвертичный незавершенный. Завершали каждый этап геологического развития складчато-блоковые дислокации накопившихся отложений, имевшие место в обстановках смены полей напряжений. В конце каждого этапа происходили поднятия выше уровня моря отдельных блоков осадочного бассейна и формирование в прибрежно-морской и континентальной обстановках угленосных отложений. В современной внутриплитной геодинамической обстановке граница между охотоморской частью осадочного бассейна и Западной Камчаткой, проходящая по Восточно-Охотоморской сдвигово-раздвиговой системе, развивалась преимущественно в условиях левосторонней транспрессии и сдвига (Вержбитский, Соловьев, 2009;

Моисеев, Соловьев, 2010).

Приведенные сведения свидетельствуют о том, что рифтогенез сыграл важную роль в формировании кайнозойских нефтегазоносных осадочных бассейнов Охотоморского региона.

Исследования выполнены при поддержке гранта ДВО РАН № 12-1-ОНЗ-07.

Список литературы Архипов Г.Г. Новый магматический комплекс в юго-западной части Восточно Сахалинских гор // Геология, металлогения и гидрогеология Сахалина и Курильских островов.

Владивосток: ДВО РАН, 1991. С. 57–63.

Вержбицкий В.Е., Соловьев А.В. Новые данные о кайнозойских деформациях Западной Камчатки и их значение для новейшей тектоники востока Охотоморского региона // Океанология. 2009. Т. 49, № 4. С. 568–585.

Гнибиденко Г.С. Связь тафрогенеза с формированием седиментационных бассейнов // Строение и динамика зон перехода от континента к океану. М.: Наука, 1986. С. 126–130.

Гранник В.М. Геология и геодинамика южной части Охотоморского региона в мезозое и кайнозое. Владивосток: Дальнаука, 2008. 297 с.

Гранник В.М., Литвинова А.В., Рудницкая Е.С., Ким А.Х. Кайнозойские осадочные бассейны Охотоморского региона: особенности строения и формирования // Тихоокеанская геология. 2013. Т. 32, № 2. С. 20–28.

Имаев В.С., Имаева Л.П., Маккей К., Козьмин Б.М. Геодинамика отдельных сегментов литосферных плит на северо-востоке Азии // Геофизические исследования. 2009. Т. 10, № 1.

С. 44–63.

Конюхов А.И. Геологическое строение, обстановки осадконакопления и нефтегазоносность осадочных бассейнов Юго-Восточной Азии // Литология и полезные ископаемые. 2009. Т. 44, № 5. С. 468–482.

Моисеев А.В., Соловьев А.В. Новые данные о деформациях третичных отложений Западной Камчатки (Тигильский район) // Известия ВУЗов. Геология и разведка. 2010. № 1.

С. 13–18.

Обжиров А.И., Телегин Ю.А. Метан нефтегазосодержащих пород – основной источник формирования газогидратов в Охотском море // Газогеохимия. 2011. № 1. С. 44–49.

Осадконакопление и рудогенез во впадине Дерюгина (Охотское море) / А.С. Астахов, Н.В. Астахова, В.В. Саттарова и др. Владивосток: Дальнаука, 2008. 288 с.

Родников А.Г., Сергеева Н.А., Забаринская Л.П. База данных и модели глубинного строения осадочных бассейнов Земли // Природа. 2007. № 10. С. 59–66.

Хаин В.Е., Соколов Б.А. Окраины континентов – главные нефтегазоносные зоны Земли // Советская геология. 1984. № 7. С. 49–60.

Харахинов В.В. Нефтегазовая геология Сахалинского региона. М.: Научный мир, 2010.

276 с.

106 Иркутск, 20–23 августа _ RIFTING AND FORMATION OF THE CENOZOIC SEDIMENTARY BASINS CONTAINING OIL AND GAS IN THE OKHOTSK SEA REGION V.M. Grannik Institute of Marine Geology and Geophysics, FEB RAS, Yuzhno-Sakhalinsk, Russia, gvm2564@mail.ru;

grannik@imgg.ru The Okhotsk Sea region is a part of the complex of the West Pacific continental margin, including the marginal seas with back-arc, interdeep and forearc troughs, island arcs and deep-sea trenches. Quite wide (up to 1000–1500 km) near-land adjacent seas have great similarity to the Atlantic-type passive margin. Their characteristic element is the continental delta and underwater delta of large rivers such as the Amur River, Mekong, Irovadi, Mahakam and others (Khain, Sokolov, 1984;

Konyukhov, 2009;

etc.). In the rear of these regions along the continent, powerful East Asian continental rift system extends including major oil and gas sedimentary basins. The Okhotsk Sea region includes the structural elements of the northern part of the Sea of Japan and the Tatar Strait, the bottom of the Sea of the Okhotsk, Hokkaido, Sakhalin and Koryak Highlands, Kamchatka and the Kuril Islands.

The East Sikhote-Alin and Okhotsk–Chukotka continental margin volcanoplutonic zone are considered as western and north-western boundary formation of this region, and the Kuril Kamchatka and the northern part of Japan trenches and western edge of the Commander Basin are the eastern and north-eastern boundaries of it. The Laramide orogenic regions and tectonic belts of the Okhotsk Sea region consist mainly of tectonic blocks and terranes that represent fragments of continental margins. They are parts of basement covered by the Cenozoic rift and post-rift volcanic-sedimentary deposits or complicated by superimposed basins filled with flysch and molasse deposits.

Paleogeodynamic reconstruction of the Cenozoic stage of the Okhotsk sector of the Pacific region has shown that the processes of convergent and transform interaction of lithospheric plates at that time moved to the eastern edge of the region, where the Kurile Kamchatka and Tohoku-Honshu island arc systems evolved in the Late Oligocene and Miocene. Back-arc elements of continental margin of the Cenozoic Pacific region were formed at the same time on the territory of Sakhalin, Hokkaido, western Kamchatka, and on the main part of bottoms of the Okhotsk Sea and the Tatar Strait. It was accompanied by origin and development of rift, syn-displacement and post-rift depressions, sedimentary basins and back-arc continental margin volcanoplutonic belts or zones of local volcanism (Grannik, 2008). Rifting was caused by the interaction of the North American, Eurasian, Pacific, Philippine and Indian tectonic plates (Imaev et al., 2009 etc.). The root cause of rifting is considered to be asthenosphere diapirs that controlled rifting, magmatism and thermal conditions (Rodnikov et al., 2007). Direct formation of sedimentary oil-and-gas bearing basins and deformation of sediments were associated with the development of these rift zones: the East Sea of Japan, Western Sakhalin (the North Sea of Japan), Ishikari–Rumoi, Central Sakhalin, East Sakhalin, Makarov, Atlasovsk–Golyginsk, Deryugin (Ion), East Deryugin (Kashevarovsk) Tinrovsk, West Kamchatka (Okhotsk Sea – West Kamchatka), North Okhotsk. These rift zones develop in the northern Okhotsk Sea, the Tan Lu – Okhotsk, Hokkaido–Sakhalin, Okhotsk Sea – West Kamchatka displacement-move-aside systems (Grannik, 2008;

Grannik et al., 2013). Rifting manifested with varying intensity in different parts of the region with the five phases of activity: the Early Paleocene, Middle-Late Eocene, Late Oligocene, Middle-Late Miocene, Pliocene–Quarter. During these periods, syn-rift complexes formed. They separated the complexes of postrift subsidence. The development of rifts and displacement leads to origin and filling by sediments initially the rift and postrift trenches and then sedimentary basins. Shape and size of basins were not permanent. Initially, sedimentation proceeded in separate, isolated or interconnected cavities. Over time, the cavity Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ expanded, merged or separated until the basins are adopted present shape. As a result of the processes mentioned the North Sakhalin, West Sakhalin, South Sakhalin, Deryugin, Border, South Okhotsk, Middle Kuril, Golyginsk, Tinrovsk, West Kamchatka, Gizhiginsk, Magadan, Kukhtuisk (Magadan), Shantarsk (Okhotsk–Shantarsk) sedimentary basins are formed and complicated by the different sized troughs and uplifts.

It should be noted that the sedimentary basins and the Sakhalin shelf were formed with predominant influence of the displacement (transform) of the interaction of the Amur and Okhotsk tectonic plates. It was found that the area of displacement is to depths of 120 km and is manifested in the formation of decompression zones in the upper mantle. Displacement interaction of geoblocks of various ranks in transtense formed rift troughs, creating an intense sub-vertical and inclined disturbance of geosphere and its sub-horizontal layering. Thanks to this a system of canals – deep power conductors is formed in which gas-fluid powerful upward flows (jet-plumes) reached the uppermost layers of the Earth's crust. Thus, the displacement of tectonics and fluid-plume tectonics controlled the lithosphere and the Sakhalin shelf oil and gas accumulation within the rift systems. At the regional level, mantle plumes formed splits lithosphere as rift zones and depressions contributed to the formation of oil and gas basins. At the local level, tectonics and fluid plume-tectonics contributed to dislocations and formation of sedimentary sub-vertical destruction zones: channels for fluid flow (mini-plumes) that controlled the degree of oil and gas saturation of the specific depositions (Kharakhinov, 2010).

Series of two structural stages take place in structure formation of the sedimentary basins of the Okhotsk Sea region, separated by a brief stratigraphic and clear, especially in the adjacent waters, structural unconformity. The lower structural stage or foundation consists of the Paleozoic sedimentary basins, the Danish ocean, marginal-marine, and island forearc formations that are intensively deployed and partly metamorphized. The upper structural stage combines the Paleocene-Quaternary marginal sea, continental rift, syn-displacement and post rift less intensely deformed volcanogenic-siliceous-terrigenous coal and oil-and-gas bearing sediments. In Magadan and Kukhtuisk basins, the upper structural stage consists of the Upper Cretaceous and the Paleocene-Eocene concordant overlapping sediments. Dissected topography basement of sedimentary basins is characterized by significant differences in depths which are suggestive of fragmentation and significant movement of some of the blocks in the basin fill sediments (Grannik, 2008;

Grannik et al., 2013).

Structural and material systems of sedimentary basins are presented by compositionally different sedimentary and volcano-sedimentary deposits formed in deep, moderately deep, shallow, coastal marine and continental environments in the rift and post-rift stages of basin development. Established features of seismic systems and their limiting seismic horizons indicate diverse and quite troubled settings of their constituent sediments forming, resulting in the presence of many different types of disagreements and periodical washouts of accumulative sediments especially on uplifts. During the accumulation of sediments, displacements of maximum descent zones of basin bottoms were to the side of the youngest sediments. A great contribution to the accumulation of thick sequences of Cenozoic sedimentary basins of oil and gas deposits was made by major rivers (i.e. Paleo-Amur) and volcanic activity. Conical mountains were founded at the bottom of the Deryugin sedimentary basin. They rise to 200–300 m above its bottom and presumably can be recently active volcanoes (Gnibidenko, 1986). Asthenosphere containing magma chambers with high temperatures (up to 1200) located under the Deryugin basin at a depth of 25–30 km (Rodnikov et al., 2007). Modern high tectonic activity, high heat flow (up to 200 mW/m 2), active gas-hydrothermal processes (barite mineralization, high concentrations of methane, hydrogen, carbon dioxide, helium, and hydrogen sulfide in the bottom layer, the presence of gas hydrates in clay sediments (Sedimentation and ore genesis..., 2008;

Obzhirov, Telegin, 108 Иркутск, 20–23 августа _ 2011) occur in the basin, apparently caused by influence of the asthenosphere diapir. The Liman (the East Sakhalin Mountains) and West-Schmidt (the Schmidt Peninsula) volcanoplutonic belts were formed in the western side of the Border sedimentary basin.

Scattered subalkaline magmatism in the form of dykes also appeared in the eastern side of the graben-synclinal basin of Schmidt Peninsula. Formation of the Tym-Poronaisk volcanoplutonic belt located in the eastern side of the fault of the same name, the Olenerechensk syndisplacement (Arkhipov, 1991) volcanoplutonic belt confined by the Pervomaisk deep fault zone, and local magmatism in the Tym-Poronaisk depression (the Uskov dacitic complex) are connected with development of the South Sakhalin sedimentary basin. In the Okhotsk Sea – West Kamchatka sedimentary basin, volcanic eruptions supplied huge amounts of pyroclastic material to the basin and provided especially strong influence on the composition of accumulated sediments.

Sediment deformation of the sedimentary basins of the Okhotsk Sea region are characterized by consedimentation development, formation of horst and graben-anticlinal synclinal structures, narrow anticlines and broad synclinal folds, and movement of axes of ancient sedimentary basins to the younger formations. Widely developed folds were associated with the movement of blocks of the basement. In this region, the most dislocated rocks are confined to the faults of different burial, with a very poor dislocation at a distance from them. The most intense folding and the degree of tectonic disturbance were caused by the periodic manifestations of orogenic processes due to intense global contraction.

Additional complication of these formed folds was under the influence of volcanic, subvolcanic and intrusive activity and seismicity accompanied with the development of faults and resulted in landslides.



Pages:     | 1 |   ...   | 2 | 3 || 5 | 6 |   ...   | 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.