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 |   ...   | 4 | 5 || 7 | 8 |   ...   | 10 |

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

-- [ Страница 6 ] --

Петрологическим критерием выделения камчатских рифтов первоначально являлись базальт-андезибазальтовые формации, характеризующиеся в ряде случаев повышенной щелочностью (Ермаков, 1971, 1977). Позднее на Камчатке в рифте Срединного хребта О.Н. Волынец (1993) выделил три ассоциации (формации):

абсарокит-шошонит-латит-трахитовую, щелочно-оливин-базальт-трахит-комендитовую и калиевую щелочно-базальтовую. Аналоги этих формаций впоследствии обнаружены и в других районах: в рифтовой зоне Срединного хребта – на вулканах Белоголовый, Уксичан, Кекукнайский, Теклетунуп, Алней, Чашаконджа;

в районах Западной Камчатки – Шадринские сопки и р-ны Тигильского поднятия;

в Центрально Камчатском рифте – вулканы Харчинский и Заречный, Ближний и Дальний Плоские, 134 Иркутск, 20–23 августа _ обширные древние плато в районе Ключевских вулканов, протяженные ареальные образования (включая известное извержение 1975–1976 гг. на Толбачинском долу), вулкан Николка (Кинчоклок), обширные плато на юге Камчатской депрессии (к северу от р. Озерная Камчатка) и районы Пущинских горок, а далее на юг – вулканы Большая и Малая Ипелька уже в Южной Камчатке. Вулкан Харчинский представлен последовательностью: субщелочные базальтытрахибазальтывысококалиевые андезиты. Отдельные потоки оливин-пироксеновых базальтов Харчинского близки к абсарокитам, отличаясь от них преобладанием натрия над калием, но от других пород группы трахибазальтов они отличаются еще больше низким титаном и алюминием и высокими значениями MgO и CaO. На юге ЦКД, в районах Пущино – Озерной Камчатки наблюдается смена базальтов шошонитами и далее высококалиевыми дацитами;

в виде экзотических пород встречены бониниты. Аналоги меланобазитов в. Харчинский, от оливин-пироксеновых базальтов до абсарокитов, слагают обширное поле молодых шлаковых конусов в восточной части хр. Кумроч, куда трассируется рифт Восточной Камчатки (рифт оз. Ажабачье). На Восточной и Южной Камчатке, рифтогенез которых видоизменен орогенными процессами, наблюдаются изолированные выходы типоморфных рифтовых ассоциаций в плиоцене. Вулканиты трахибазальтовой и шошонитовой ассоциаций отмечены в среднем течении р. Жупа нова, под восточными вулканами Карымской группы (в виде включений), в основании четвертичных разрезов хр. Тумрок (Ермаков, 2005).

В структурах ареальных трещинных излияний, где наблюдаются выходы глубинных разломов на поверхность и раздробленность коры значительна, магма имеет возможность такого взаимодействия с корой, которого достаточно для течения быстрых реакций, связанных с эманациями. Выявленное соответствие рифтовых структур и субщелочных, щелочных формаций пород типично лишь для тех участков вулканических дуг, которые пересекают континентальный субстрат. В подлинных островных дугах, т.е. в цепочках островов с глубоководными задуговыми впадинами, разнообразие пород невелико и остается в пределах известково-щелочной серии, притом в ее крайне известковистой и низкокалиевой серии. Встречающиеся в подобных островных дугах щелочные или шошонитовые комплексы связаны либо с «внешними дугами», либо с рифтогенными и спрединговыми структурами задуговых бассейнов.

Первые являются остаточными выходами мезозойского или палеозойского фундамента активной дуги, по существу, участками микроматерикового строения, вторые – вероятно, погруженными континентальными структурами. Из этого следует заключение о важной роли коры в формировании щелочных и субщелочных комплексов рифтовой системы. Заметим, кроме того, что щелочные породы появились на Земле позднее чем 2.7 млрд лет назад и отсутствовали в начале геологической истории, когда условия экстракции щелочей из мантии были наиболее благоприятными. По данным А.Б. Ронова, наибольший вклад в повышение калиевости магм могут вносить позднепротерозойские осадки.

Рассмотрим коротко глубокую структуру КГВ – наиболее активного и лучше других изученного геофизическими методами вулканического района рифтовой системы. По данным сейсмотомографичесих исследований (Гонтовая и др., 2003;

Ермаков, Гонтовая, 2011) в районах КГВ мощность земной коры (по границе М с Vp=7.5 км/с) весьма неравномерна, от 30 до 50 км, при этом минимальная мощность приходится на район максимальной вулканической активности в плейстоцене и голоцене, а максимальные значения соответствуют двум периферийным впадинам и погребенным участкам консолидированных массивов (?). Пересчет накопленного за это время (~0.7 млн лет) объема вулканитов в пластовую залежь дает мощность новообразованного материала в 680 м по всей площади КГВ. Этот объем молодых Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ вулканитов формирует преимущественно аккумулятивный, а не тектонический рельеф и вносит значительный вклад в наращивание данной континентальной структуры, которая может увеличиваться также за счет действия изостазии. Тем не менее под КГВ мы наблюдаем обратную картину – уменьшение мощности и локальное повышение плотности мантии. Другой интересный феномен – появление в коре обширного участка ЗПВ4 с величиной +Vp до 12 %. Поскольку этот разрез не имеет аналогов в других участках изученной территории, мы полагаем, что он является следствием процессов преобразования коры в новейший период ее высокой активности. Решение этого парадокса заключается в том, что адекватные изменения в подстилающей коре и литосфере КГВ происходят так же быстро, как и на поверхности, синхронно с высокоактивным вулканизмом. Линзоватые участки верхней мантии под районом активного вулканизма оказываются реститами, образованными при экстракции расплавов из возбужденной литосферы. В этом контексте «подъем» границы М будет связан с преобразованием континентальной литосферы и низов коры, а базальтовый вулканизм оказывается следствием этого процесса.

_ Глубина магматических очагов вулканов Ключевской группы (в км) Вулканы / Настоящая Гонтовая и Kulakov Славина и Горельчик Балеста авторы данных работа др. (2007– (1981) et al., др. (2001 и и др. (2001).

Аномалии Vp ГСЗ, КМПВ 2009 гг). (2011) др.) По гипо Аномалии Vp/Vs TAU центрии з/c Vp Ключевской 0(± 1.5–3.0) 0 (± 2) 0 (+1…–3) 1 (± 2–3) " 5–10 Vp: 2…– " 20? 10–14/15 7–10 13–20 (?) 10– " 30–35 25–35 25–40 27, 20– Безымянный 0 (±2) по сейсм. 5–10? 0±1,5 0±1.5– данным 10–15 7–13 3–5?

по Vp " 8–20 20–25 10–20 ХВ по Vp/Vs ГСЗ Пл. Толбачик 10–12 (центр) 5–10 3– 30–35? 10–15 17– Ареальный 2 СП вулканизм 10–14 10–15 6–7 ЮП 30–35 17– Шивелуч 5 1. " 40? 3– Примечание: индексы Vp и TAU (близкий к Vp/Vs) в клетках таблицы показывают, по каким параметрам определены глубины очагов: соответственно по аномалиям скорости Vp и отношению Vp/Vs. Другие обозначения: СП – Северный прорыв(1975 г.), ЮП – Южный прорыв (1975-76 гг.);

ХВ – Хапиченская впадина;

ГСЗ - глубинное сейсмическое зондирование. Диапазон ± 1.5–3.0 – глубины от 1.5 км выше у.м. до 3.0 км ниже нулевой поверхности.

* ЗПВ – зона повышенной скорости, ЗПС – зона пониженной скорости сейсмических волн.

136 Иркутск, 20–23 августа _ Увеличение мощности коры в локальных структурах может свидетельствовать о том, что здесь кора непрерывно сменяется континентальной литосферой в мантии;

ее нижняя граница расположена на глубине 130 км и более;

литосфера выделяется по пониженной скорости продольных волн в верхней мантии. На профилях вдоль рифтовой структуры, примерно от Ганальского массива до г. Николка и в смежных районах Валагинского хребта и Срединного массива, зафиксировано наиболее масштабное проявление литосферы (до 200 км);

молодой вулканизм в этих районах слабый или отсутствует, что не дает оснований для выделения здесь астеносферы.

Интересно отметить, что мощная низкоскоростная кора (до 50 км) наблюдается на п-ве Камчатский Мыс, где многие геологи предполагают выходы океанской коры на поверхность;

наши данные не подтверждают эту гипотезу. Вероятно, что между Шивелучем и Алеутами протягивается непрерывный континентальный мост.

Новым и неожиданным результатом сейсмотомографических исследований явилось открытие значительных участков антиподального понижения и повышения скорости сейсмических волн в смежных объемах на всех уровнях земной коры (Ермаков, Гонтовая, 2011;

Ермаков и др., 2012). Они представлены на семи горизонтальных срезах через 5 км по глубине. Аномальные участки ЗПС использованы нами для диагностики магматических очагов или, точнее, участков коры, содержащих магму. В таблице приводятся результаты определения глубин магматических очагов КГВ. Цифры не всегда совпадают, поскольку авторы используют разные методы и разные геофизические данные;

различаются и годы исследований. Жирным шрифтом показаны совпадающие оценки. Наблюдается синхронное развитие отмеченных антиподальных зон (ЗПС и ЗПВ), так что формирование ЗПС, совпадающих с участками обогащения магмой, приводит к образованию в смежных участках зон уплотнения. Эти особенности указывают на широкое развитие процессов быстрого замещения и преобразования первичной коры (эффектов керамизации). Глубина очагов ареальных зон, являющихся реперными структурами рифтогенеза, составляет 14–15 км (центры аномалий).

На основе объемной сейсмотомографической модели под КГВ мы выделяем круговую систему линеаментов (разломов?), из которых нижняя группа по своему типу относится к коническим трещинам или слоям, обычно возникающим над энергетическим источником, когда давление в нем превосходит давление нагрузки, а верхняя, наоборот, типична для условий превосходящего литостатического давления (Ермаков и др., 2012). Линеаменты пересекаются на глубинах 10–14 км, что позволяет говорить об их взаимодействии. В средней части коры, между 10 и 25 км, находится упомянутое тело повышенной скорости (ЗПВ) и плотности с аномалией скорости Vp до +12 %, которое является препятствием для связи нижнего очага с поверхностью.

Величина понижения скоростей Р-волн составляет в нижнем объеме– 8–10 %, а в верхнем, на глубинах 5 км, – до 14–16 %;

для S-волн аномалии скорости несколько меньше. Предполагается, что оба этих объема, которые сосуществуют с кластерами слабых землетрясений, являются источниками магмы для действующих вулканов (Гарагаш и др., 2010;

Ермаков, Гонтовая, 2011;

Ермаков и др., 2012).

В сообщении будет представлен разрез магматической системы КГВ в плоскости глубинного разлома с характеристиками скоростей Vp и Vs и параметра b value, рассчитанного по графикам повторяемости землетрясений. Эти данные позволяют использовать модель встречных конических и кольцевых линеаментов как основу для модели пульсационного магматического питания активных вулканов из нижнего источника. Содержание магмы в нижнем объеме, по-видимому, минимально, поскольку условия этого очага характеризуются сильной гидродинамической Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ неустойчивостью легких расплавов. Выявленное расчетным путем максимальное касательное напряжение в этом объеме достигает 525 бар (Гарагаш и др., 2010).

Сейсмичность глубокого очага c магнитудой землетрясений М2–4 оказывается следствием процессов генерации и эволюции магмы. Этот очаг, в частности и за счет сейсмической вибрации, формирует среду разрушения в кровле, способствуя продвижению магмы по любым вакансиям захороненных тектонических систем. В верхнем объеме в связи с падением здесь литостатического давления идет накопление магмы. Структура в целом может быть охарактеризована как тектономагматический пробой континентальной коры. Прямые связи между глубоким и поверхностным очагами магмы малозначимы. Возможно, они могут быть выявлены при более детальных работах с большим количеством станций. Таким образом, обобщенные данные свидетельствуют о развитии Камчатки по классической модели от структуры континентального к структуре переходного типа с проявлением процессов ее преобразования (базификации), тесно связанных с вулканизмом.

Список литературы Балеста С.Т. Земная кора и магматические очаги областей современного вулканизма.

М.: Наука, 1981. 135 с.

Волынец О.Н. Петрология и геохимическая типизация вулканических серий современной островодужной системы: Автореф. дис.... д. г.-м. наук. М., 1993. 67 с.

Гарагаш И.А., Гонтовая Л.И., Ермаков В.А. Численное моделирование геодинамики в Ключевской группе вулканов по сейсмотомографическим данным // Тектоника и геодинамика складчатых поясов и платформ фанерозоя. Т. 1. М.: ГЕОС, 2010. С. 147–152.

Гонтовая Л.И., Левина В.И., Санина И.А., Сенюков С.Л., Степанова М.Ю. Скоростные неоднородности литосферы под Камчаткой // Вулканология и сейсмология. 2003. № 4. С. 56– 64.

Горельчик В.И, Гарбузова В.Т. Сейсмичность Ключевского вулкана как отражение его современной активности // Геодинамика и вулканизм Курило-Камчатской островодужной системы. Петропавловск-Камчатский: ИВГиГ ДВО РАН, 2001. С. 65–78.

Ермаков В.А. Мегаплагиофировые лавы Камчатки – вероятный аналог анортозитовых пород // Известия АН СССР. Сер. геол. 1971. № 10. С. 56–72.

Ермаков В.А. Формационное расчленение четвертичных вулканических пород. М.:

Недра, 1977. 225 с.

Ермаков В.А. Антиподальная ассоциация шошонитов–меланобазальтов как петрологический критерий рифтогенных структур активных окраин // Происхождение магматических пород: Мат-лы Петрографического совещания. Апатиты, 2005. Т. 2. С. 78–80.

Ермаков В.А., Гарагаш И.А., Гонтовая Л.И. Вулканизм как выражение скоротечного тектономагматического пробоя, связанного с изменением основных характеристик земной коры // Тектонофизика и актуальные вопросы наук о Земле. М.: ИФЗ РАН, 2012. Т. 1. С. 360– 364.

Ермаков В.А., Гонтовая Л.И. Тектономагматические процессы на активной континентальной окраине (по данным сейсмической томографии). Современное состояние наук о Земле. М.: МГУ, 2011. С. 625–630. (Электронная версия).

Ермаков В.А., Милановский Е.Е., Таракановский А.А. Значение рифтогенеза в формировании четвертичных вулканических зон Камчатки // Вестник МГУ. Сер. геол. 1974.

№ 3. С. 3–20.

Очерки тектонического развития Камчатки. М.: Наука, 1987. 248 с.

Славина Л.Б., Гарагаш И.А., Горельчик В.И., Белянкин Г.А. Скоростное строение и напряженно-деформированное состояние земной коры в районе Ключевской группы вулканов // Вулканология и сейсмология. 2001. № 1. С. 79–86.

138 Иркутск, 20–23 августа _ Koulakov I., Gordeev E., Dobretsov N., Vernikovsky V., Senyukov S., Jakovlev A. Feeding paths of the Kluchevskoy volcano group (Kamchatka) from the results of local earthquake tomography // Geoph. Res. Lett. 2011. V. 38. doi:10.1029/2011GL046957.

EVOLUTION OF TECTONOMAGMATIC PROCESS IN TYPOMORPHIC RIFT OF THE CENTRAL KAMCHATKA DEPRESSION V.A. Ermakov Shmidt Institute of Physics of the Earth, RAS, Moscow, Russia, ermak@ifz.ru МАНТИЙНЫЕ ФЛЮИДЫ. МЕХАНИЗМ МИГРАЦИИ И ВОЗДЕЙСТВИЕ НА КОНТИНЕНТАЛЬНУЮ ЛИТОСФЕРУ Н.С. Жатнуев, В.И. Васильев, Г.Д. Санжиев Геологический институт СО РАН, Улан-Удэ, Россия, zhat@gin.bscnet.ru Имеются убедительные изотопные и другие данные о современном, как и в прошлом, поступлении мантийных флюидов (МФ), в том числе и углеводородов, в кору (Валяев, 1997;

Войтов, 1986;

Коржинский, 1968;

Кузнецов, Изох, 1969;

Поляк, 2000). Все эндогенные процессы были бы невозможны без участия флюидов, источником которых являются мантия и ядро (Летников 2003;

Добрецов, 2008).

Проводниками МФ к поверхности считаются магмы и глубинные разломы (Волохов, 1979;

и др.). Да, магмы приносят флюид и выделяют его в процессе декомпрессии и кристаллизации, но для образования их самих требуются флюиды, поступающие в зону магмообразования с еще больших глубин.

Верхние геосферы Земли имеют достаточно сложную реологию (Corti et al., 2003). В их разрезе могут выделяться несколько слоев, характеризующихся сменой хрупкого состояния пластичным и наоборот. И если в верхней хрупкой коре возможно существование флюидопроводящих разломов, то в пластичной мантии вряд ли. Самые глубокие из них заканчиваются внизу хрупкой коры, где они переходят в листрические разломы (Иванов, 1990). Большинством исследователей признается наличие потоков МФ к поверхности, но достоверных механизмов их поступления к областям магмообразования и на поверхность сегодня пока не предложено.

Нами предложен механизм миграции флюидов вверх в виде замкнутых полостей в пластичной среде. Суть его изложена в (Жатнуев, 2005). Движение происходит за счет сжатия стенок полости литостатикой, а флюид, в силу его меньшей плотности, передает давление в «голову» полости, где возникает избыточное давление флюида (ИДФ) (рис. 1). Соотношения флюидного и литостатического давления на стенку полости показаны на рис. 1, а, а диаграмма, объясняющая механизм возникновения ИДФ, на рис. 1, б. При достаточной протяженности и разнице плотностей флюида и вмещающей среды ИДФ становится выше прочности породы и происходит «флюидоразрыв» в голове и схлопывание хвостовой части полости, в результате чего происходит поступательное движение ее против вектора силы тяжести.

Для подтверждения возможности миграции полостей с флюидом авторами разработана установка (рис. 2, а) и проведены аналоговые эксперименты. Для имитации пластичных пород использовался желатиновый студень, используемый для моделирования в тектонофизике (Осокина, 1963).

На рис. 2, б, представлены результаты опытов с двухслойным студнем с более прочным верхним слоем без поляризованного освещения. Порция этанола подавалась через дно под небольшим давлением, в результате чего в матрице произошел разрыв и Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Рис. 1. Механизм возникновения ИДФ в замкнутой трещине в пластических условиях.

а – полость с флюидом и векторы давления флюида изнутри и литостатического давления снаружи полости;

б – графики литостатического и гидростатического давления.

Рfl – величина ИДФ, Р1фл – величина давления флюида в «голове» полости.

_ образовалась линзовидная полость, заполненная легким по отношению к желатину раствором. При достижении полостью размера ~60305 мм она оторвалась от подпитывающего штуцера и начала подниматься сквозь матрицу. По достижении ею прочного слоя желатина подъем прекратился. При добавке следующей порции раствора наблюдалось его «растекание» под экраном.

Результаты другого опыта представлены на рис. 2, в. Здесь для подсветки опыта использовался поляризованный свет, что позволило наблюдать за напряжениями в матрице при прохождении через нее флюидной полости. Студень в донной части установки при Т 60 °C был локально расплавлен (модель магматической камеры).

Через дно в расплавленный желатин подавалось дизельное топливо с плотностью 0. г/см3. Как можно видеть, при образовании «расплава» над нагревателем напряжения в матрице отсутствуют (стадия 1), так как увеличения объема, в отличие от природного процесса плавления силикатных пород, не происходит. На следующем этапе в зону расплава вводилось дизельное топливо (флюид), которое всплывало в жидкости и скапливалось вверху расплавной камеры (стадия 2). Внедрение флюида вызвало механические напряжения в твердой матрице, что обнаруживается потерей ею изотропности в поляризованном свете. Добавка флюида вызвала рост линзы над расплавом (стадии 3–4) и при достижении ее критического размера (см. Жатнуев, 2012) произошел (стадия 4), прорыв (гидроразрыв) флюида в твердую матрицу и подъем полости до поверхности при отсутствии прочностного барьера. Выход флюида на поверхность отмечается фонтанчиком, который, к сожалению, зафиксировать не удалось.

После выхода флюида на поверхность был произведен частичный слив жидкости из зоны расплава, что вызвало напряжения во всей колонне вследствие ее проседания (стадия 7).

140 Иркутск, 20–23 августа _ Рис. 2. а – схема моделирования подьема флюидных полостей;

б – модель «всплывания» полостей в двуслойной среде с барьером;

в – подъем флюида из расплава в твердую матрицу (цифры – стадии опытов).

1 – нагреватель и «очаг» расплава;

2, 3 – всплывающие линзы, состоящие из спиртового раствора в случае (б) и дизельного топлива в случае (в);

4 – напряжения, в матрице при прохождении флюидной линзы в случае (в).

_ Как было показано выше, имеется достаточно фактов, указывающих на поступление МФ к поверхности, механизм которого был неясен до сих пор.

Высказанные еще в начале прошлого века идеи интрателлурических растворов не находили достаточно обоснованного объяснения в части механизма реализации процесса. Наши расчеты и аналоговый эксперимент показали возможность поступления флюидов из глубоких недр Земли посредством передвижения вверх в условиях пластичности среды полостей-трещин, заполненных флюидом.

Вероятно, ведя речь об интрателлурических растворах, нужно оговориться, что речь идет о флюидах, агрегатное состояние которых достоверно неизвестно. Это могут быть как жидкие растворы, так и газовые смеси или растворы в надкритическом состоянии. Состав их может быть как восстановленный (углеводороды, водород и др.), так и окисленный (вода, углекислота и др.). Если учитывать, что глубинные флюиды поступают в кору без участия магматических расплавов, что является достаточно распространенным (Войтов, 1986;

Поляк, 2000), то, вероятно, можно говорить о сопряжении глубинных разломов хрупкой коры с зонами поступления флюидов из пластичной мантии путем миграции замкнутых полостей. Таким образом, эти зоны являются поставщиками флюидов для коровых разломов, и уже по ним флюид поступает на поверхность (рис. 3). Итак, зоны миграции флюидов в мантии и коровые разломы являются звеньями одной цепи в процессе поступления мантийных флюидов на поверхность Земли.

Наличие потоков вещества в виде мантийных плюмов (МП) сегодня признается множеством исследователей. Однако общепризнанного взгляда на их происхождение нет. По (Летников, 2003;

Добрецов, 2008) следует, что причиной формирования МП Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Рис. 3. Схема сопряжения коровых разломов с зонами поступления мантийных флюидов. 1 – разломы, переходящие в листрические в основании хрупкой коры;

2 – зона поступления мантийных флюидов посредством подъема трещинных полостей.

_ является дегазация ядра водородом и углеводородами, которые в процессе подъема окисляются в воду и углекислоту. Однако механизмы подъема МП и детали эволюции в рассмотренных работах различны и неоднозначны. На основе постулата об углеводородной дегазации ядра нами предложен, по сути, новый механизм формирования плюмов (Жатнуев, 2012), который обусловлен поступлением тепла и массы от границы ядра и мантии рассматриваемым нами способом.

Представленные расчеты также показывают возможность продвижения рудоносных растворов (флюидов) на большие расстояния от магматических или других источников, что следует иметь в виду при оценке связи магматических систем с рудными образованиями, которые часто рассматриваются как парагенетические.

Само движение флюидных полостей и вступление их в предварительно напряженные породы земной коры, а также их разупрочнение за счет воздействия эффекта Ребиндера могут являться спусковым механизмом сейсмических событий.

Работа выполнена при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (проект 13-05-00262а).

Список литературы Валяев Б.М. Углеводородная дегазация Земли и генезис нефтегазовых месторождений // Геология нефти и газа. 1997. № 9. http://www.geolib.ru/ OilGasGeo/1997/09/content.html.

Войтов Г.И. Химизм и масштабы современного потока природных газов в различных геоструктурных зонах // Журнал Всесоюзного химического общества. 1986. Т. 31, вып. 5.

С. 533–540.

Волохов И.М. Магмы, интрателлурические растворы и магматические формации.

Новосибирск: Наука, 1979. 169 с.

Добрецов Н.Л. Геологические следствия термохимической модели плюмов // Геология и геофизика. 2008. Т. 49, № 7. С. 587– 604.

Жатнуев Н.С. Трещинные флюидные системы в зоне пластических деформаций // Доклады Академии наук. 2005. Т. 404, № 3. С. 380–384.

Жатнуев Н.С. Трансмантийные флюидные потоки и происхождение плюмов // Доклады Академии наук. 2012. Т. 444, № 1. С. 50–55.

Иванов С.Н. Зоны пластичных и хрупких деформаций в вертикальном разрезе 142 Иркутск, 20–23 августа _ литосферы // Геотектоника. 1990. № 2. С. 3–14.

Коржинский Д.С. Трансмагматические потоки растворов подкорового происхождения и их роль в магматизме и метаморфизме // Кора и верхняя мантия. М.: Наука, 1968. С. 69–74.

Кузнецов Ю.А., Изох Э.П. Геологические свидетельства интрателлурических потоков тепла и вещества как агентов метаморфизма и магмообразования // Проблемы петрологии и генетической минералогии. Т. 1. М.: Наука, 1969. С. 7–20.

Летников Ф.А. Сверхглубинные флюидные системы Земли и проблемы рудогенеза // Геология рудных месторождений. 2003. Т. 43, № 4. С. 291–307.

Осокина Д.Н. Пластичные и упругие низкомодульные оптически-активные материалы для исследований напряжений в земной коре методом моделирования. М.: Изд-во АН СССР, 1963. 196 с.

Поляк Б.Г. Изотопы гелия в подземных флюидах Байкальского рифта и его обрамления (к геодинамике континентального рифтогенеза) // Российский журнал наук о Земле. 2000. Т. 2, № 2. С. 109–136.

Corti G., Bonini M., Conticelli S., Innocenti F., Manetti P., Sokoutis D. Analogue modeling of continental extension: a review focused on the relations between the patterns of deformation and the presence of magma // Earth Science Reviews. 2003. V. 63. P. 169–247.

MANTLE FLUIDS: MECHANISM OF MIGRATION, AND INFLUENCE ON THE CONTINENTAL LITHOSPHERE N.S. Zhatnuev, V.I. Vasiliev, G.D. Sanzhiev Geological Institute, SB RAS, Ulan-Ude, Russia, е-mail: zhat@gin.bscnet.ru The problems of the mantle fluid inflow into the Earth’s crust have been considered on basis of conceptual, rated and analogous models. A new mechanism of this process has been suggested: the ascending migration of the fluid-filled cavities at the expense of appearance of the excess pressure and the hydraulic fracturing in their head parts. The possible applications of this mechanism to the explanation of intratelluric solutions, plumes, and other endogenic processes, have been discussed.

РАСКЛИНИВАНИЕ КАК ВЕРОЯТНЫЙ МЕХАНИЗМ РИФТИНГА В КРИСТАЛЛИЧЕСКОМ ФУНДАМЕНТЕ ПЛАТФОРМ НА НЕОТЕКТОНИЧЕСКОМ ЭТАПЕ Д.С. Зыков Геологический институт РАН, Москва, Россия, zykov@ginras.ru В работе рассмотрен вероятный механизм образования рифтинговых структур, проявляющийся в северной части Восточно-Европейской платформы на неотектоническом этапе.

Суть методического подхода исследования состоит в совместном анализе геологической структуры, денудационной прочности слагающих территорию пород и имеющегося рельефа. Выявляется морфоструктурный рисунок, который анализируется с позиций использования тектонофизических моделей. В результате для исследуемых территорий создаются морфоструктурно-кинематические схемы развития.

Районы, в которых на неотектоническом этапе происходят процессы локального рифтинга или грабенообразования, известны по периферии Балтийского щита Восточно-Европейской платформы. В частности, в районе акватории Белого моря, в его северо-западной части, развивается депрессия, которую принято Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ рассматривать как новейший Кандалакшский грабен (Невесский и др., 1977). Анализ морфоструктуры окружающей территории по изложенной выше методике позволяет выявить новый возможный механизм процесса новейшего рифтинга (грабенообразования).

В районе Беломорья фундамент Восточно-Европейской платформы сложен в большей своей части раннедокембрийскими кристаллическими породами, которые объединяются в ряд геоблоков. Основными структурными неоднородностями можно считать глубокие рифейские впадины, образующие палеорифтовые зоны северо западного простирания (Балуев, 2006) (рисунок). В районе Белого моря палеорифты разделены Архангельским выступом (блоком) кристаллического фундамента. В прилегающих районах Русской плиты кристаллические комплексы перекрываются чехольными толщами преимущественно палеозойского возраста, залегающими субгоризонтально.

Кандалакшский новейший грабен, занимающий большую часть одноименного залива, имеет протяженность около 300 км. Грабен выражен современной вытянутой в плане депрессией, с глубинами, достигающими 340 м, что является максимальным для всего Беломорья. На ее бортах широко развиты крутые тектонические эскарпы, приуроченные к древним разломам и свидетельствующие об их неотектоническом возрождении.

На дне залива, вдоль его простирания, зафиксированы узкие и протяженные зоны опускания, представляющие собой зарождающиеся полуграбены с крутыми юго западными и пологими северо-восточными бортами, выполненные современными морскими осадками (Невесский и др., 1977). Для района характерна сравнительно высокая сейсмичность, свидетельствующая о современной тектонической активности геомасс (Ассиновская, 1986).

Юго-восточнее Кандалакшского грабена в основании Двинской депрессии расположен Архангельский выступ (блок) кристаллического фундамента, вытянутый с юго-востока на северо-запад, куда он постепенно сужается. Выступ имеет видимые размеры примерно 350100 км и выступает над днищами окружающих палеорифтов на 7–8 км и более (Журавлев, 2007). Сложен выступ раннедокембрийским гранулито гнейсовым комплексом пород Лапландско-Беломорского пояса и обрамляется палеорифтами среднерифейского заложения, выполненными терригенными и вулканогенно-осадочными образованиями.

Необходимо отметить, что уже в рифее этот выступ фундамента представлял собой область повышенной компетентности, или некую структурную неоднородность, которую «обтекали» зарождающиеся в то время рифтовые структуры. Архангельский выступ является горстом с разломными границами, падающими от него в стороны, что свидетельствует об увеличении его размеров с глубиной.

Сопоставление крупных форм рельефа и геологического строения территории показывает, что основной геоморфологической аномалией в районе является соотношение Кандалакшского новейшего грабена и рифейского палеорифта, которое необъяснимо с позиций проявления только экзарационных или других денудационных процессов. Можно заметить, что новейший грабен наследует рифейский палеорифт в определенном месте – на продолжении Архангельского выступа кристаллического основания. В то же время те участки палеорифтов, которые обрамляют выступ по сторонам, проходят в основном под новейшими поднятиями. С точки зрения вертикальных движений, подобные соотношения являются случайными, однако они вполне объяснимы с позиции существования горизонтальной подвижности.

144 Иркутск, 20–23 августа _ Неотектоническая модель рифтогенеза в районе Белого моря. 1 – Архангельский блок;

2 – кристаллические породы фундамента Восточно-Европейской платформы;

3 – рифейские палеорифты;

4 – осевая часть Кандалакшского неотектонического грабена;

5 – главные разломы в районе Кандалакшского неотектонического грабена;

6 – направление давления в Балтийском щите;

7 – направление движения сторон грабена. Буквы на рисунке: Арх – Архангельский блок;

Кн – Кандалакшский грабен;

Кл – Кулойское поднятие;

Он – Онежское поднятие.

_ Согласно современным взглядам, тектонические напряжения, генерируемые Северо-Атлантической зоной спрединга, приводят к воздыманию Балтийского щита и, вероятно, некоторому его давлению на плитную часть платформы. При этом на пересечении радиальной системы разрывов щита и концентрической системы разрывов, обрамляющей его по периферии, по оси максимального сжатия происходит образование ряда депрессий, в том числе и Беломорских (Юдахин и др., 2003).

Кандалакшский грабен расположен на одной оси с Архангельским выступом, являющимся крупной структурной неоднородностью в земной коре, продолжающейся в глубь Русской плиты. По всей видимости, по мере «придвигания» Балтийского щита к Русской плите выступ играет роль фиксированного упора, перед которым образуется трещина расклинивания (отрыва). Вдоль бортов выступа фундамента породы, вероятно, испытывают некоторое сжатие, что объясняет пространственную связь палеорифтов и новейших поднятий. Согласно получившейся модели Архангельский выступ придает локальный импульс развитию погружений перед своим суженным северо-западным окончанием.

Таким образом, сложившееся сочетание имеющейся геологической структуры и новейших напряжений в земной коре в исследованном районе таково, что приводит к Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ активизации процессов рифтинга (грабенообразования) в узлах этой структуры на неотектоническом этапе по модели расклинивания перед препятствием.

Работа выполнена при поддержке Программы фундаментальных исследований ОНЗ РАН № 10 и гранта РФФИ № 13-05-00298.

Список литературы Ассиновская Б.А. Механизмы очагов землетрясений северо-восточной части Балтийского щита // Известия АН СССР. Физика Земли. 1986. № 1. С. 101–105.

Балуев А.С. Геодинамика рифейского этапа эволюции северной пассивной окраины Восточно-Европейского кратона // Геотектоника. 2006. № 3. С. 23–38.

Журавлев В.А. Структура земной коры Беломорского региона // Разведка и охрана недр.

2007. № 9. С. 22–26.

Невесский Е.Н., Медведев В.С., Кальниченко В.В. Белое море. Седиментогенез и история развития в голоцене. М.: Наука, 1977. 236 с.

Юдахин Ф.Н., Щукин Ю.К., Макаров В.И. Глубинное строение и современные геодинамические процессы в литосфере Восточно-Европейской платформы. Екатеринбург:

Изд-во УрО РАН, 2003. 299 c.

WEDGING AS POSSIBLE MECHANISM OF RIFTING IN THE CRYSTALLINE BASEMENT OF PLATFORMS IN THE NEOTECTONIC TIME D.S. Zykov Geological Institute, RAS, Moscow, Russia, zykov@ginras.ru Possible mechanism of the genesis of rifting structures in the northern part of the East-European platform is described for neotectonic stage.

The main idea of approach is a simultaneous study of geological structure, denudation strength of rocks, and relief. We exposed the picture of the morphostructures and analyzed it with the help of tectonophysics models. As a result, the morphostructural-cinematic reconstructions for studied territories have been done.

We know that the process of neotectonic graben formation takes place in the marginal part of the Baltic shield, on the boundary with the Russian plate. In the northwestern part of the White Sea region one can see depression that called the Kandalaksha graben (Nevessky et.al.., 1977). Using the morphostructural analysis we can suggest the new mechanism of neotectonic rifting (graben formation) in this region.

The basement of the White Sea region is composed by the Early Precambrian crystalline rocks that are grouped in several geoblocks. The main structural discontinuities are the deep paleorift depressions with NW extension (Baluev, 2006) (fig.). In the White Sea region the paleorifts are separated by the Archangelsk ledge (block) of the Earth crust. In the adjacent areas of the Russian plate, basement is covered predominantly by the Paleozoic sedimentary rocks with horizontal bedding.

The length of the neotectonic Kandalaksha graben that lies under the gulf with the same name is about 300 km. It is expressed in relief as the recent stretch depression. It depth is about 340 m and it is unique for the White Sea region. On the border of depression one can see abrupt tectonic scarps that are confined to faults and indicate neotectonic activity of those faults.

On the bottom of the gulf one can see the narrow and long recent grabens filled by recent deposits (Nevessky et. al., 1977). The earthquakes activity in region indicates the recent tectonic activity of the Earth crust (Assinovskaya, 1986).

The Archangelsk ledge of crystalline basement is situated to the SE from the Kandalaksha graben, under the Dvina depression of the White Sea. The ledge is extend in 146 Иркутск, 20–23 августа _ The model of neotectonic rifting in the White Sea region. 1 – the Archangelsk ledge (block);

2 – crystalline rocks of the basement of the East-European platform;

3 – the Riphean paleorifts;

4 – axis part of the Kandalaksha neotectonic graben;

5 – the main faults near the Kandalaksha neotectonic graben;

6 – the direction of pressure in the Baltic shield;

7 – the direction of apart motion of the sides of the graben. Arch – the Archangelsk block;

Kn – the Kandalaksha graben;

Kl – the Kuloy upland;

On – the Onega upland.

_ NW direction and became more narrow to NW. Ledge size is about 350100 km, and it’s elevation over the bottom of paleorifts is about 7–8 km and more (Zhuravlev, 2007). Ledge is composed with the Early Precambrian granulite-gneiss rocks and framed by the Riphean paleorifts that are formed by terrigenous and volcanogenic-sedimentary deposits.

It is important that in the Riphean this ledge was a high rigid part of basement or structure inhomogeneity, and emerging at the time rift structures were rounded about it. The Archangelsk ledge has a horst origin with fault borders falling away from the sides of it that are evidenced to growing of its size with depth.

The comparison of the main form of relief and geological structure of the region shows that the relations between the Kandalaksha graben and the Riphean paleorift are not normal from geomorphological positions. It is not explained by exaration or other denudation process development only. Neotectonic graben was inherited to the Riphean paleorift only on the elongation of the Archangelsk ledge. The parts of paleorifts that framed this ledge at its margins are predominantly beneath the neotectonic uplands. These relations are random in terms of vertical motions. However they are quite explicable by horizontal mobility.

According to the resent ideas, tectonic stress generated from the North-Atlantic zone of spreading, uplifted the Baltic shield and may be let it to push the Russian plate. Because of this, along the axes of the maximum stress, some depressions were formed on the intersection of the radial faults of the shield and faults that round its boundaries (Yudakhin et. al., 2003).

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ The Kandalakcha graben is situated on the same axes with the Archangelsk ledge.

This ledge is the big structural inhomogeneity that continues into the basement of the Russian plate. It looks possible, that during small motion of the Baltic shield to the Russian plate, ledge as the fixed stay wedging the earth crust before it narrow part and produce the extensional fault. Along the sides of the ledge rocks are possibly compressed and one can see now the rocks of paleorifts on the uplands. According to this model the Archangelsk ledge help to subsidence in front of its narrow northwestern end.

The established combination of geological structure and neotectonic stresses in the Earth’s crust results to activation of rifting (graben formation) in junctions of the structure at the neotectonic stage according to the model of wedging in front of rigid structural inhomogeneity.

The work was supported by program 10 of basic research of the Earth Science Department of RAS and grant 13-05-00298 of RFBR.

References Assinovskaya B.A. Focal mechanisms of earthquakes in the north-eastern part of the Baltic Shield // Bulletin of the Academy of Sciences of the USSR. Geophysics Series. 1986. Issue 1. P. 101– 105 (In Russian).

Baluev A.S. Geodynamics of the Riphean stage in the evolution of northern passive margin of the East European craton // Geotectonics. 2006. V 40 (3). P. 183–196.

Nevessky E.N., Medvedev V.S., Kalnichenko V.V. White Sea. Sedimentogenesis and history of the Holocene M.: Nauka, 1977. 236 p. (In Russian).

Yudakhin F.N., Shchukin Yu.K., Makarov V.I. The deep structure and modern geodynamic processes in the lithosphere of the East European platform. Ekaterinburg: UB RAS, 2003. 299 p. (In Russian).

Zhuravlev V.A. The structure of the earth crust of the Belomorian region // Prospecting and guarding of entrails. 2007. № 9. P. 22–26 (in Russian).

СОСТАВ И РАСПРЕДЕЛЕНИЕ АДАМАНТАНОВ В ПЕРМОТРИАСОВЫХ КОНДЕНСАТАХ ВИЛЮЙСКОЙ СИНЕКЛИЗЫ И.К. Иванова Институт проблем нефти и газа СО РАН, Якутск, Россия В работе приведены результаты исследования закономерностей, особенностей изомерного состава и распределения адамантанов и их гомологов в газовых конденсатах Якутии.

Объекты исследования – газовые конденсаты континентального генезиса Вилюйской синеклизы из триасовых отложений Т1-III. Залежь пласта находится в интервале глубин 2430–2590 м. Продуктивный пласт мощностью от 64 до 87 м представлен песчаниками с прослоями алевролитов и аргиллитов. Пластовое давление 24.8 МПа, температура +68 °С. Залежь относится к типу пластовых, сводовых.

Исследуемые конденсаты имеют невысокую плотность – 728.2–732.0 кг/м3.

Выход бензиновых фракций составляет 69–83 мас. %. Индивидуальный УВ состав конденсатов был исследован методом хромато-масс-спектрометрии. В составе конденсата на ароматические УВ приходится 27.86 мас. %, на нафтеновые – 16.29 мас.

%, на метановые структуры – 24.87 мас. %. Основными УВ, преобладающими в конденсате, являются метилциклогексан и п-+м-ксилолы. Адамантановые УВ в конденсате Средневилюйского месторождения были изучены сканированием по фрагментарным ионам m/z 135, 136, 149, 163 и 177. Эти УВ начинают элюировать в диапазоне н-С11-н-С13. Следует отметить необычный порядок их элюирования, так, все метилзамещенные (в голове моста) адамантаны имеют значительно более низкие температуры кипения, чем углеводороды, где хотя бы один из заместителей не 148 Иркутск, 20–23 августа _ расположен в голове моста (2-метил(М)-, 1,2- и 1,4-диметиладамантаны (ДМА) и пр.).

Разница в температурах кипения таких адамантанов настолько велика, что 2 метиладамантан (С11) элюируется позднее 1,3,5,7-тетраметиладамантана (С14) (рисунок).

Масс-фрагментограммы адамантанов конденсата Средневилюйского месторождения.

_ Адамантановые УВ представлены гомологическим рядом С10Н16 - С14Н24, максимумы распределения приходятся на 1-МА и 2-МА, составляющие 15.8 и 11.1 отн.

%, соответственно. Наибольшим заместителем, связанным с адамантановым ядром, является этильный радикал. В ряду адамантанов состава С11 преобладает 1- МА;

в ряду С12 – 1,3-ДМА;

в ряду С13 – 3-М-1-ЭА;

в ряду С14 – 3,5-ДМ – 1-ЭА.

Влияние генезиса органического вещества (ОВ) на состав адамантановых УВ зависит от состава осаждаемого ОВ. В случае континентальных конденсатов это высшие растения.

В таблице представлена геохимическая характеристика изученного конденсата по распределению адамантанов состава С10 – С13.

Геохимическая характеристика Средневилюйского газового конденсата по распределению адамантанов состава С10 – С Параметр Значение С11/С13 1. С12/С13 2. С11:С12:С13 26.8:42.5:20. А/(1-МА+2-МА) 0. 1,4-ДМА-цис/1,4-ДМА-транс 1. 1,3,4-ТМА-цис/1,3,4-ТМА-транс 1. 1-МА/(1-МА+2-МА), % 58. 1-ЭА/(1ЭА+2ЭА), % 50. 1,3-ДМА/(1,3-ДМА+1,2-ДМА+1,4-ДМА), % 30. 1,3,5-ТМА/(1,3,5-ТМА+1,3,6-ТМА+1,3,4-ТМА), % 21. _ Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Видно, что в конденсате континентального генезиса высоко содержание адамантанов состава С12 – 42.5 отн. %, отношение С12/С13 больше С11/С13 в 1.6 раза.

Известно (Петров, 1971), что в состоянии равновесия относительные концентрации устойчивых изомеров адамантанов состава С 11 – С13 близки. Однако из полученных данных видно, что относительные концентрации более устойчивых изомеров метиладамантанов состава С11 – С13 далеки от равновесных и падают с увеличением молекулярной массы. Так, отношение 1-МА/(1-МА+2-МА) составляет 58.83 %;

1,3 ДМА/(1,3-ДМА+1,2-ДМА+1,4-ДМА) – 30.57 %;

1,3,5-ТМА/(1,3,5-ТМА+1,3,6 ТМА+1,3,4-ТМА) – 21.18 %. Также можно отметить, что содержание цис-изомеров выше содержания транс-изомеров, несмотря на их одинаковую термодинамическую устойчивость. Возможно, это зависит от условий и особенностей механизма их образования из протоадамантановых УВ. Хотя адамантаны не являются хемофоссилиями, тем не менее адамантановые показатели находят свое применение при решении задач органической геохимии (Гордадзе, 2008). Это связано с высокой устойчивостью адамантанов, например, к условиям биодеградации нефтей, когда информативность стерановых и терпановых показателей снижается, а также особую ценность адамантановые показатели приобретают в случае исследования конденсатов или легких нефтей, в которых отсутствуют высшие биомаркеры. Кроме того, вероятно, адамантановые УВ могут выступать в роли маркеров по глубинам превращения ОВ, так как тетра-, пента- и гексамантаны были обнаружены в глубокозалегающих (6800 м) газовых конденсатах Мексиканского залива (Lin, 1995), что, возможно, говорит об усложнении адамантанового скелета с глубиной залегания.

В результате проведенного исследования установлено, что в составе адамантанов газового конденсата континентального генезиса Средневилюйского месторождения доминируют адамантаны состава С12 (42.5 отн. %). Среди стереоизомеров наблюдается преобладание цис-изомеров над транс-изомерами, что говорит об определенных литолого-фациальных условиях образования исходного ОВ.

В составе Средневилюйского конденсата протоадамантанных структур, имеющих те же характеристические ионы, что и адамантаны, не обнаружено.

Список литературы Гордадзе Г.Н. Геохимия углеводородов каркасного строения (обзор) // Нефтехимия.

2008. Т. 48, № 4. С. 243–255.

Петров А.А. Химия нафтенов. М.: Наука, 1971. 388 с.

Lin R., Wilk Z.A. Natural occurrence of tetramantane (C22H28), pentamantane (C26H32) and hexamantane (C30H36) in a deep petroleum reservoir // Fuel. 1995. V.74 (10). Р. 1512–1521.

COMPOSITION AND DISTRIBUTION OF ADAMANTANES IN THE PERMIAN– TRIASSIC CONDENSATES OF THE VILUY SYNECLISE I.K. Ivanova Institute of Problems of Oil and Gas, SB RAS, Yakutsk, Russia МАССОВОЕ ОБРАЗОВАНИЕ НЕФТИ И ГАЗА – НЕИЗБЕЖНЫЙ СОПУТСТВУЮЩИЙ ПРОЦЕСС ОНТОГЕНЕЗА БАЙКАЛЬСКОГО РИФТА В.П. Исаев Иркутский государственный университет, Иркутск, Россия, isaevvp@yandex.ru В процессе изучения Байкальской рифтовой системы (БРС), наряду с расшифровкой геодинамических и структурно-тектонических особенностей формирования этого грандиозного рифта, академик Н.А. Логачев уделял, если не главное, то весьма существенное внимание впадинам БРС. Он полагал, что все впадины БРС, особенно впадины самого Байкала (Логачев, 2000, 2001), позволяют проводить биологические, палеогеографические и тектонические реконструкции через детальное 150 Иркутск, 20–23 августа _ изучение литолого-стратиграфических, палеонтологических, палинологических и геохронологических особенностей байкальских впадин. Изучая в течение многих лет осадочные толщи суходольных впадин байкальского типа (Баргузинской, Тункинской, Усть-Селенгинской), а также прибрежной полосы озера, Николай Алексеевич заложил основы байкальской стратиграфии.

Благоприятными для нефтегазообразования являются все геологические, геохимические и термодинамические параметры впадин БРС:

- высокие скорости погружения, способствующие быстрой седиментации и накоплению рассеянного органического вещества (РОВ);

- повышенный эндогенный тепловой поток, формирующий устойчивое тепловое поле и высокий геотермический градиент;

- терригенный состав осадочных пород, в котором глины являются потенциальными нефтегазоматеринскими толщами, а песчаники обладают прекрасными коллекторскими свойствами и могут вмещать громадные запасы углеводородов (УВ);

- повышенное и высокое содержание РОВ, приводящее к формированию углистых пород вплоть до образования угольных пластов, толщиной до 30 м (Бодонское месторождение бурого угля в Баргузинской впадине);

- сейсмичность Байкальского региона, с одной стороны, способствует быстрой генерации УВ, с другой – провоцирует катастрофические выбросы метана из сформировавшихся скоплений, образуя грязевые вулканы.

В результате реализации вышеперечисленных термодинамических и геохимических параметров во всех впадинах байкальского типа, и прежде всего в Южнобайкальской, постоянно образуется громадное количество газообразных и жидких УВ, которые проявляются на дне Байкала, в водной толще и на поверхности такими УВ-системами, как:

- свободные газы, - водорастворенные газы, - газы, сорбированные донными осадками, - газы, генерируемые осадочными породами, - газовые кристаллогидраты, - газы «грязевых» вулканов, - нефть, - байкериты.

Проявления свободных газов наиболее многочисленны. Они сосредоточены в основном в дельтах и авандельтах крупных рек, впадающих в озеро: Селенги, Баргузина, Верхней Ангары, Кичеры, Бугульдейки, Голоустной. Газовые грифоны присутствуют всегда в одних и тех же местах, но наблюдать и опробовать их удобнее в весеннее время, когда они проявляются в виде пропарин во льду. Общий состав этих газов приведен в таблице 1.

Таблица 1. Компонентный состав свободных газов, выделяющихся из пропарин (Исаев и др., 2002) Статистическая Содержание компонентов, % об.

характеристика Не Н2 О2 N2 СО2 СН Среднее 0 0.01 10.45 52 0.04 37. арифметическое Минимум 0 0 0.32 2.29 0 Максимум 0.01 0.06 20.4 90.68 1.94 96. _ Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Из таблицы 1 следует, что в газах, выделяющихся со дна Байкала, присутствуют воздушные компоненты и метан. По преобладанию главных компонентов все газы пропарин делятся на азотные и метановые (табл. 2).


Таблица 2. Средний состав различных типов свободных газов, выделяющихся со дна Байкала из пропарин (по работам ИГУ 1998–2000 гг.) Тип газа Содержание компонентов, % об. Кол-во анализов Не Н2 О2 N2 СО2 СН Метановый 0 0.008 8.21 18.91 0.20 72.69 Азотный 0.0006 0.002 15.41 66.30 0.034 18.23 _ Каждая группа газов имеет определенный компонентный состав, от чего, собственно, и зависит название типа газа. Метановые газы составляют 9.4 % от числа всех проб, на азотные приходится 44.8 %, на остальные, промежуточные формы: 23.4 % - азотно-метановые, 22.4 – метаново-азотные.

Выходы нефти известны только в акватории Байкала и непосредственно у его берегов. Наиболее изученные выходы нефти располагаются в прибрежной акватории озера севернее залива Провал, напротив устьев рек Сваловая (Стволовая), Большой и Малой Зеленовских. Последнее место иногда называют «у мыса Толстого». Описания этой нефти можно встретить в работах В.Д. Рязанова, В.А. Успенского, В.Г. Пуцилло и др., В.К. Шиманского, В.В. Самсонова, А.Э. Конторовича и др. (2007), В.П. Исаева и др. Нефть, как правило, черная, тяжелая, вязкая, содержащая повышенное количество ароматических и нафтеновых углеводородов, асфальтенов и смол. О происхождении и возрасте байкальской нефти мнения исследователей расходятся. Возрастной диапазон колеблется от кембрия (докембрия) до кайнозоя.

Совершенно другая нефть обнаружена летом 2005 г. сотрудниками Лимнологического института (ЛИН) СО РАН (г. Иркутск) с научно-исследовательского судна «Верещагин» Место выхода нефти расположено в открытом Байкале в 7 км к западу–северо-западу от мыса Горевой Утес (к юго-западу от Баргузинского залива).

Это мощное выделение газа и нефти, зафиксированное эхолотом на дне (глубина м), вверх по водной толще постепенно растворяется. Нефть выходит активно, на поверхности проявляется яркими цветными пятнами, сильным нефтяным запахом.

Обнаруженное нефтепроявление опробовано со льда 2 апреля 2006 г. В.П.

Исаевым, Н.А. Фишевым и А.А. Ширибоном. Зафиксированы координаты: 53° с.ш., 108°2320 в.д. Нефть светло-коричневая, желто-коричневая, с сильным запахом бензина. На рисунке приведена фотография нефти в лунке, пробуренной во льду.

Состав отобранной нефти проанализирован в ФГУП «ВостСибНИИГГиМС»

(г. Иркутск) под руководством Р.Н. Пресновой. Плотность одной из проб составила 860.7 кг/куб. м. В ее составе 4.53 % асфальтенов, 6.47 % смол, 0.16 % серы. На долю УВ приходится 89 %. Среди них нафтено-метановые УВ составляют 53.7 %, ароматические – 35.3 %.

Летом 2006 г. специалистами ЛИН СО РАН (Иркутск) и Института геологии и геофизики нефти и газа СО РАН (Новосибирск) на этом нефтепроявлении были вновь отобраны пробы нефти с поверхности воды, а также со дна. По результатам анализа опубликована научная статья (Конторович и др., 2007), авторы которой утверждают, что источником байкальской нефти являлось органическое вещество пресноводных водоемов. По их мнению, предполагаемый возраст нефтематеринских отложений не может быть древнее меловой эпохи.

152 Иркутск, 20–23 августа _ Нефть в лунке, пробуренной во льду озера.

_ Битумы, обнаруженные в начале ХХ столетия на Байкале, названы байкеритами (байкальскими керитами) и имеют явное генетическое родство с байкальской нефтью.

Нефтяные битумы чаще всего представлены озокеритом, т.е. твердыми метановыми УВ. Битумы найдены на мысе Облом (в северной части залива Провал), вблизи пос. Ключи-Стволовая, в бухте Песчаной, у станции Танхой. Анализы битума показали его нефтяную природу.

Газовые кристаллогидраты впервые обнаружены на Байкале во льду зимой 1978 г. сотрудниками Всесоюзного научно-исследовательского института ядерной геофизики и геохимии (ВНИИЯГГ) (Алексеев и др., 1979). Ими были описаны серовато-белые, непрозрачные кристаллы в форме тетрагональных пирамид в газовых пузырях, вмерзших в лед вокруг пропарин. Газ, полученный при таянии гидратов, по своему составу существенно метановый, содержит гомологи метана до С6, концентрация которых превышает их содержание в свободных газах, отобранных в том же месте, в 50–400 раз. Этот факт объясняется тем, что тяжелые УВГ переходят в гидратное состояние при более мягких термобарических условиях, чем метан, поэтому они и накапливаются в гидратном слое в больших количествах, чем метан.

Первое свидетельство существования газовых гидратов на дне Байкала было получено летом 1978 г. сотрудниками Научно-исследовательского института природных газов и газовых технологий (ВНИИГАЗ) при изучении донных осадков (Ефремова и др., 1980) в Южном Байкале. При подъеме грунтовых трубок с больших глубин из них происходил выброс осадков под давлением расширяющихся газов. В донном грунте наблюдались белые вкрапления газогидратов.

Косвенное свидетельство присутствия газогидратов в осадках озера Байкал было получено в 1992 г. на основании результатов российско-американской глубинной Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ сейсмической экспедиции, исследовавшей Южную и Центральную котловины озера.

Проведенные в 1989 и 1992 гг. геофизические работы МОВ – ОГТ позволили обнаружить «кажущуюся отражающую границу» (BSR – bottom simulating reflectors), отождествляемую с подошвой газогидратного слоя, и оценить его среднюю толщину величиной 350–400 м (Хатчинсон и др., 1993).

При выполнении Международной программы «Байкал-бурение» в скважине BDP-97 на глубинах 121 и 161 м ниже поверхности осадка обнаружены газогидраты (Кузьмин и др., 1998). Отобранные образцы газогидратов изучались в Институте геохимии СО РАН, Институте неорганической химии СО РАН, Институте химической кинетики и горения СО РАН, а также в Объединенном институте геологии, геофизики и минералогии СО РАН. Находка газогидратов в толще донных отложений озера подтвердила уникальный факт существования их в пресной воде.

Сотрудниками ЛИН СО РАН совместно с зарубежными коллегами в рамках проекта «Байкал-бурение» «обнаружены новые районы скопления приповерхностных газовых гидратов... в Южной... и Средней котловине.... В кернах... в большом количестве присутствовала вулканическая брекчия, позволяющая нам отнести эти структуры к грязевым вулканам». Результаты работ позволили «сделать первую прогнозную оценку запасов газа в гидратах озера в пределах от 8.81011 до 9.01012 м3»

(Хлыстов и др., 2007, с. 208).

Гидраты метана обнаружены в кратерах «грязевых» вулканов, даже на глубинах менее 353 м. Это объясняется тем, что при струйном выходе газа из вулкана срабатывает дроссельный эффект Джоуля-Томсона, при котором температура резко снижается, в результате чего образуется газовый гидрат (Исаев, Михеев, 2001).

Следует отметить, что существующий газогидратный слой на дне Байкала играет важную экологическую роль, экранируя водную толщу от проникновения метана. Если бы гидратного слоя не было, то водная толща озера была бы заражена метаном, что привело бы к возникновению восстановительной геохимической среды, не совместимой с жизнью.

«Грязевые» вулканы широко распространены на дне Байкала, а также во впадинах байкальского типа. Расположение «грязевых» вулканов, скорее всего, приурочено к зонам разломов, но не исключено их генетическое родство с газовыми гидратами. Возможно, что грязевые вулканы возникают за границей гидратного слоя.

В любом случае это может быть связано с накоплением громадных количеств газов в подошве гидратного слоя и их прорывом на поверхность во время сильных землетрясений (Исаев, 2001).

Углеводородные газы, растворенные в воде. Эта углеводородная система на Байкале наименее изучена. Впервые исследования водорастворенных газов и в том числе углеводородных газов в водной толще Байкала были произведены геохимической партией ПГО «Востсибнефтегазгеология» в 1981–1983 гг. (Лебедь и др., 1984).

Растворенные УВГ представлены в основном метаном. Содержание гомологов метана в 10–40 раз меньше. Максимальный коэффициент жирности газов зафиксирован в районах, где известны выходы нефти на поверхность.

В 1984–1987 гг. геохимические исследования на Байкале были продолжены Байкальским опытно-методическим отрядом той же партии (Носов и др., 1987) с целью выяснения природы нефтегазопроявлений озера. Водногазовое и гидрохимическое опробование проводилось в Чивыркуйском и Баргузинском заливах, Малом море, вдоль северо-западного берега от м. Хардо до м. Котельниковского и в районе м. Толстого.

Обширное исследование по распределению водорастворенного метана в водной толще Байкала выполнено в период с 2002 по 2004 г. коллективом нескольких 154 Иркутск, 20–23 августа _ академических организаций: Тихоокеанским океанологическим институтом ДВО РАН (Владивосток), Лимнологическим институтом СО РАН (Иркутск), Институтом океанологии РАН (Москва). В шести экспедициях получены данные о распределении метана в водной толще озера Байкал, как по площади озера, так и по глубине (Обжиров и др., 2005;

Егоров и др., 2005).

Углеводородные газы донных осадков. Газы донных осадков Байкала изучались в разные годы неоднократно (Ефремова и др., 1980;

Лебедь и др., 1984;

Носов и др., 1987;

Исаев, 2001;

Коллектив..., 1998).

Эти газы всегда представляют собой смесь газов различного происхождения и различных условий присутствия в осадках. По генезису это могут быть газы сингенетичные (седиментационные, диагенетические) и эпигенетичные (миграционные, катагенетические).

В 1998 г. в журнале «Геология и геофизика» появилась статья коллектива участников проекта «Байкал-бурение» (Коллектив…, 1998), в которой приводится следующий состав газа из керна с глубины 60–80 м: СН4 = 78–94 % об., среднее – 88 % об.;

N2 (безвоздушный) = 4.1–22 % об.;

СО2 = 0.04–10.5 % об., среднее – 1.96 % об.;

О = в основном 0.3 % об. (до 4 % об.);

С2Н6 = 373–950 мкг/г, возрастает с глубиной;

Не = 4–5 мкг/г;

Н2 (в двух пробах) = 0.5–0.8 мкг/г. Авторы считают, что газ имеет биогенное происхождение, так как отношение СН4 / С2Н6 больше 1000.


Изучение газов донных осадков проведено в 1999 г. с катера типа «Ярославец»

сотрудниками ИГУ В. Исаевым, А. Арсенюком, Н. Скворцовой, А. Ширибоном.

Профиль проведен от с. Исток до с. Заречье. По этому профилю отобрано 65 проб.

Максимальное сосредоточение проб, содержащих гомологи метана, приурочено к крайней северо-восточной части профиля (у сел Энхалук, Сухая и Заречье). Это место примечательно тем, что в 5–10 км к северо-востоку от с. Заречье расположено несколько широкоизвестных выходов нефти. Сочетание более жирных газов с нефтепроявлениями – факт вполне закономерный.

Таким образом, разнообразие форм присутствия углеводородных газов, нефти и битумов на Байкале предопределено быстрым погружением дна озера, накоплением мощных толщ осадков, обогащенных органическим веществом. Активная генерация углеводородов инициирована повышенным тепловым полем недр. Высокая сейсмичность Байкальского рифта провоцирует катастрофические извержения метана, в результате которых образуются «грязевые» вулканы.

Список литературы Алексеев Ф.А., Лебедев В.С., Лебедев В.С. Генетическая природа углеводородов газопроявлений юго-восточного побережья Байкала // Геология нефти и газа. 1979. № 4. С. 49– 53.

Егоров А.В., Земская Т.И., Грачев М.А. Основные закономерности распределения метана в воде и осадках озера Байкал // Четвертая Верещагинская Байкальская конференция.

Иркутск: ЛИН СО РАН, 2005. С. 76–77.

Ефремова А.Г., Андреева М.В., Левшенко Т.В., Царев В.П. О газах в осадках Байкала // Геология и разведка газовых и газоконденсатных месторождений. Реф. сб.: Изд-во ВНИИГазпром, 1980. Вып. 2. С. 15–23.

Исаев В.П. О газовом палеовулканизме на Байкале // Геология нефти и газа. 2001. № 5.

С. 45–50.

Исаев В.П., Коновалова Н.Г., Михеев П.В. Природные газы Байкала // Геология и геофизика. 2002. Т. 43, № 7. С. 638–643.

Исаев В.П., Михеев П.В. Газовые кристаллогидраты озера Байкал // Материалы IV региональной научно-практической конференции «Интеллектуальные и материальные ресурсы Сибири». Сер. «Естеств. науки». Иркутск, 2001. С. 213–223.

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Коллектив участников проекта «Байкал-бурение». Непрерывная запись климатических изменений в отложениях оз. Байкал за последние 5 млн. лет // Геология и геофизика. 1998.

Т. 39, № 2. С. 139–156.

Конторович А.Э., Каширцев В.А., Москвин В.И., Бурштейн Л.М., Земская Т.И., Костырева Е.А., Калмычков Г.В., Хлыстов О.М. Нефтегазоносность отложений озера Байкал // Геология и геофизика. 2007. Т. 48, № 12. С. 1346–1356.

Кузьмин М.И., Калмычков Г.В., Гелетий В.Ф., Гнилуша В.А., Горегляд А.В., Хахаев Б.Н., Певзнер Л.А., Каваи Т., Иошида Н., Дучков А.Д., Пономарчук В.А., Конторович А.Э., Бажин Н.М., Махов Г.А., Дядин Ю.А., Кузнецов Ф.А., Ларионов Э.Г., Манаков А.Ю., Смоляков Б.С., Мандельбаум М.М., Железняков Н.К. Первая находка газогидратов в осадочной толще озера Байкал // Доклады Академии наук. 1998. Т. 362, № 4. С. 541–543.

Лебедь Г.Г. и др. Отчет о результатах региональных, площадных и опытно методических геохимических работ за 1981–83 гг. Иркутск: Востсибнефтегазгеология, 1984.

220 с.

Логачев Н.А. О рациональном районировании геологической структуры впадины озера Байкал // Доклады Академии наук. 2000. Т. 375, № 5. С. 657–661.

Логачев Н.А. Об историческом ядре Байкальской рифтовой зоны // Доклады Академии наук. 2001. Т. 376, № 4. С. 510–513.

Носов В.В. и др. Результаты прогнозно-рекогносцировочных площадных и опытно методических работ в пределах Непского свода и акватории озера Байкал (отчет комплексной геохимической партии за 1984–87 гг.). Иркутск: Востсибнефтегазгеология, 1987. 185 с.

Обжиров А.И., Верещагина О.В., Салюк А.А., Гранин Н.Г., Мизадронцев И.Б., Агеев А.А., Дружинин В.В., Гнатовский Р.Ю. и партнеры проекта ИНТАС. Распределение метана в воде озера Байкал // Четвертая Верещагинская Байкальская конференция. Иркутск: ЛИН СО РАН, 2005. С. 141–142.

Хатчинсон Д.Р., Гольмшток А.Ю., Зоненшайн Л.П., Мур Т.К., Шольц К.А., Клитгорд К.Д. Особенности строения осадочной толщи оз. Байкал по результатам многоканальной сейсмической съемки (1989) // Геология и геофизика. 1993. Т. 34, № 10/11. С. 25.

Хлыстов О.М., Земская Т.И., Грачев М.А. Газовые гидраты озера Байкал: история и перспективы исследования // Мировые ресурсы и запасы газа и перспективные технологии их освоения: Тез. докл. I Международной научно-практической конференции. М.: Газпром ВНИИгаз, 2007. С. 163–164.

LARGE-SCALE FORMATION OF OIL AND GAS – INEVITABLE ACCOMPANYING PROCESS OF THE BAIKAL RIFT ONTOGENESIS V.P. Isaev Irkutsk State University, Irkutsk, Russia, isaevvp@yandex.ru СРЕДНЕПАЛЕОЗОЙСКИЙ РИФТОГЕНЕЗ И СОПУТСТВУЮЩИЙ МАГМАТИЗМ ВОСТОКА СИБИРСКОГО КРАТОНА А.И. Киселев 1, В.В. Ярмолюк 2, К.Н. Егоров Институт земной коры СО РАН, Иркутск, Россия, akiselev@crust.irk.ru Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН, Москва, Россия На территории Сибирского кратона после его стабилизации около 1.9 млн лет тому назад произошло несколько тектонотермальных событий, в результате которых сформировался ряд разновозрастных рифтовых систем и сопряженных с ними областей внутриплитного магматизма. Среднепалеозойское событие сопровождалось деструкцией кратона, образованием тройной системы рифтов, две ветви которой определили его раскол и отделение восточных территорий, а третья ветвь представлена 156 Иркутск, 20–23 августа _ Вилюйским, Собопольским и Кютюнгдинским рифтами, слепо выклинивающимися в теле кратона. Причиной деструктивных процессов было воздействие крупных мантийных плюмов на литосферу Сибирского кратона. Эти воздействия сопровождались базальтовыми излияниями в пределах рифтовых впадин, образованием роев параллельных даек и силлов, сопряженных с рифтами, а также с внедрениями тел кимберлитов. При этом в ряде районов разновозрастные проявления рифтогенеза и магматизма оказались пространственно совмещенными (Сетте-Дабанский и Верхоянский рифты).

Вилюйский рифт представляет собой систему впадин, выполненных вулканогенно-осадочными толщами, мощность которых колеблется от сотен метров до 7 км (рисунок). Развитие рифта началось с образования обширной пологой депрессии, заполненной среднедевонскими осадками. Вторая стадия (первая половина франского века) была связана с ростом свода и одновременным заложением в его пределах системы рифтовых впадин. Эти процессы сопровождались массовыми излияниями базальтов. В это же время произошло образование дайковых роев на плечах рифта (Киселев и др., 2006).

Вилюйско-Мархинский дайковый рой расположен на северо-западном плече рифта. Он представлен долеритовыми дайками, силлами и хонолитами. Среди даек преобладают тела одноактных внедрений. Более редкими являются сложные дайки с вариациями состава от оливиновых долеритов до монцонит-порфиров. Встречаются также базитовые трубки взрыва, сложенные эксплозивными брекчиями. В пределах Вилюйско-Мархинского пояса расположены два кластера алмазоносных кимберлитовых трубок, известные как Мирнинское (Мало-Ботуобинское) и Накынское кимберлитовые поля. Следует подчеркнуть, что кимберлиты расположены на плече рифта за пределами рифтовых впадин. Особый интерес вызывает проблема пространственно-временных отношений кимберлитового и базитового магматизма.

Базиты Вилюйского рифта отвечают в значительной степени дифференцированным расплавам (Mg# = 0.35–0.55). Характерной особенностью этих пород является их принадлежность к производным высокотитанистых мантийных расплавов под доменами толстой кратонной литосферы (низкие степени плавления).

Содержание титана уменьшается в базальтах рифтовых впадин, связанных с более тонкой и ослабленной расколами литосферой (более высокие степени плавления). В отношении содержания элементов-примесей составы базальтов рифтовых впадин и долеритов Вилюйско-Мархинского роя практически идентичны.

В целом базиты по составу близки OIB. Для них также характерно отсутствие Ta-Nb минимума. Породы характеризуются положительными величинами Nd(T) и Sr(T) и рассматриваются в рамках модели смешения, с одной стороны, умеренно деплетированного источника типа PREMA и, с другой – источника, обогащенного радиогенным стронцием.

Кютюнгдинский и Собопольский рифты расположены севернее Вилюйского рифта. Они представлены своими северо-западными окончаниями в теле Сибирского кратона и не имеют четкого структурного выражения. Северо-западным продолжением Кютюнгдинского рифта являются Молодинский долеритовый дайковый рой.

Уникальность данной территории заключается в том, что здесь имело место пространственно-временное совмещение базитового и кимберлитового магматизма как в среднем палеозое, так и в интервале пермь–юра. К юго-западу от Собопольского рифта дайки долеритов группируются в Мунский рой. Петрографические и изотопно геохимические характеристики этих роев аналогичны долеритам Вилюйского рифта.

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Рифты, выполненные красноцветными терригенными эвапоритовыми отложениями мощностью до 6 км (Вилюйский (ВЛ), Собопольский (СП), Кютюнгдинский (КТ)) 1260 Рифтовые образования в пределах Верхоянского 120 Море Лаптевых 1140 складчато-надвигового пояса (Верхоянский рифт (ВР), Сетте-Дабанский рифт (СД) и одноименный дайковый рой ВР Сводовые поднятия, сопряженные с рифтами Тикси ар н ек Анаб Долеритовые дайковые рои (дайки и силлы) Ол е Щелочно-ультраосновные породы и карбонатиты М KT Д А ОЛ 1080 Кимберлиты (D+T-J2) Й ОД КО И В Ы НС ВЕ Й КИ РО Й Сбросы и сбросо-сдвиги Й РХО ЯН Центральная часть плюма по ( Ernst and Buchan, ) ДАЙ МУНС КОВ КИЙ СП СКИ 680 ЫЙ РОЙ Й на СИБ ИРСКИЙ Ле Й С КЛА Д ЧА Т О - Н А Д В И ГО В Ы Й КИ ЙС РО ИН Й РХ ВЫ МА ПО КО КО АЙ С ДЙ ЯС ЛЮ ВЛ ВИ КРАТОН й лю 640 СД Ви ФТ РИ Якутск а Й Л ен КИ Мирный ан ЙС Алд ЛЮ РО Й ЫЙ КИ Й га ВИ Ам ОВ НС ЙК СИ ДА РО ЧА 1140 1200 Среднепалеозойские базитовые дайковые рои, кимберлитовые поля и рифты на восточной окраине Сибирского кратона (Тектоника…, 2001, с изменениями).

_ Сетте-Дабанский рифт находится в южном секторе Верхоянского складчато надвигового пояса. Здесь в ходе неопротерозойского рифтинга образовался Усть Майский авлакоген, в пределах которого терригенно-карбонатные толщи были интрудированы неопротерозойскими силлами и дайками долеритов. В среднем палеозое здесь же произошло заложение Сетте-Дабанского рифта, структурно вещественные комплексы которого в мезозое оказались в зоне форланда Верхоянского складчато-надвигового пояса совместно с неопротерозойскими отложениями.

Собственно Сетте-Дабанский рифт в виде системы впадин с их осадочно вулканогенным наполнением вытянут в субмеридиональном направлении более чем на 500 км (рисунок) при ширине не более 60 км. Западное плечо Сетте-Дабанского рифта 158 Иркутск, 20–23 августа _ маркируется протяженным (около 500 км) одноименным поясом среднепалеозойских субмеридионально ориентированных даек долеритов, расположенных в пределах аллохтонных пластин, надвинутых в мезозое на край кратона.

Долериты девонских даек обладают спектрами составов, сближающими их с базальтами типа E-MORB. Распределение редкоземельных элементов также подобно спектру E-MORB при более выраженном обогащении тяжелыми редкими землями ((La/Yb)N = 1.3–1.6). Субстратом плавления для девонского плюмового магматизма служила мантия, сочетавшая в своем составе источники с характеристиками E-MORB и OIB. Изотопные характеристики Nd (Nd(T) = 2.1–6.1) пород соответствуют параметрам умеренно деплетированной мантии.

Заключение. Динамическая эволюция восточной части Сибирского кратона в среднем палеозое рассматривается с позиций плюм-литосферного взаимодействия.

Активизация пассивной континентальной окраины кратона связывается с Якутским плюмом (Ernst, Buchan, 2001). Этот плюм инициировал образование системы трехлучевых рифтов общей протяженностью около 1500 км. Воздействие плюма на основание литосферы определяло магматическую активность не только внутри рифтовых впадин, но и за их пределами в виде дайковых роев (в том числе и с кластерами кимберлитовых тел), расположенных на плечах рифтов, а также на их дистальных ограничениях. Идентификация среднепалеозойского плюма базируется на критериях, предложенных в (Campbell, 1997, 2005). В данном случае к ним относятся предвулканические сводовые поднятия, сопряженные с рифтами, радиальное расположение дайковых роев относительно головной части плюма, OIB-подобные геохимические характеристики долеритов (Ernst, Buchan, 2001;

Kiselev et al., 2012).

Количество расплава, генерируемого плюмом, определяется его избыточной температурой относительно окружающей мантии, а также мощностью литосферы.

Последовательность тектономагматических событий в процессе развития среднепалеозойского рифтогенеза на востоке Сибирского кратона в целом соответствует импактной модели взаимодействия плюма с литосферой или модели активного рифтинга. Плавучесть плюма вызывала поднятие топографической поверхности, образование свода, рифтогенез и подъем базитовых магм к поверхности.

Скорость плавления и количество расплава, генерируемого плюмом, определяется его избыточной температурой относительно окружающей мантии, а также мощностью литосферы. На территории Сибирского кратона наиболее масштабная тектоническая ативность и магматическая продуктивность в среднем палеозое в основном ограничивались пределами интра- и перикратонных палеопротерозойских орогенных поясов, а также мезо-неопротерозойских рифтов с относительно тонкой и ослабленной литосферой по отношению к смежным архейским террейнам. В последних мощность литосферы оценивается в 190–230 км (Griffin et al., 1999).

Пространственно-временная сопряженность кимберлитовых и базитовых магм относится к пограничной области перехода от толстой кратонной литосферы архейских террейнов к районам с относительно тонкой литосферой палеопротерозойских орогенных поясов в составе Сибирского кратона. Локальный апвеллинг горячего вещества плюма под областями с утоненной литосферой вследствие более высокого температурного градиента сопровождался более высокой степенью адиабатического плавления и появлением базальтовых расплавов, образующих магматические очаги и субаэральный вулканизм. Прекращение подъема плюма под архейскими террейнами с мощной тугоплавкой литосферой происходило на более глубинных уровнях. Здесь из за повышенного давления вещество плюма подвергалось более низкой степени частичного плавления (Campbell, 2005). В этих условиях появлялись более глубинные кимберлитовые расплавы. Подобная ситуация характерна для Далдыно-Алакитского Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ ареала среднепалеозойских алмазоносных кимберлитов на северо-западе Якутской алмазоносной провинции. Здесь образование киберлитовой магмы могло быть связано с участием в плавлении относительно холодных периферических частей латерально растекающейся головы плюма и метасоматически обогащенной толстой кратонной литосферы.

Работа выполнена при поддержке РФФИ (грант 11-05-00444).

Список литературы Киселев А.И., Ярмолюк В.В., Чернышов Р.А., Никифоров А.В. Среднепалеозойский базитовый магматизм северо-западной части Вилюйского рифта: состав, источники, геодинамика // Петрология. 2006. Т. 14, № 6. С. 660–682.

Тектоника, геодинамика и металлогения территории Республики Саха (Якутия) / Ред.

Л.М. Парфенов, М.И. Кузьмин. М.: «Наука/Интерпериодика», 2001. 571 с.

Campbell I.H. Identification of ancient mantle plumes // Large igneous provinces: continental oceanic and planetary volcanism. Am. Geophys. Union Geophys. Monogr. 100. 1997. P. 5–22.

Campbell I.H. Large igneous provinces and the mantle plume hypothesis // Elements. 2005.

Issue 1. P. 265–269.

Ernst R.E., Buchan K.L. The use of mafic dikes swarms in identification and locating mantle plumes // Mantle plumes: their identification through time: Geol. Soc. of America Spec. Papers. 2001.

V. 352. P. 247–266.

Griffin W.L., Ryan C.J., Kaminsky F.V., O’Reilly S. Y., Natapov L.M., Win T.T., Kinny P.D., Ilupin I.P. The Siberian lithosphere traverse: mantle terranes and the assembly of the Siberian craton // Tectonophysics. 1999. V. 310 (1–4). P. 1–35.

Kiselev A.I., Ernst R.E., Yarmolyuk V.V., Egorov K.N. Radiated rifts and dyke swarms of the middle Paleozoic Yakutsk plume of Eastern Siberian craton // Journal of Asian Earth Sciences. 2012.

V. 45 (2). P. 1–16.

MIDDLE PALEOZOIC RIFTING AND CONTAMINENT MAGMATISM OF THE EASTERN SIBERIAN CRATON A.I. Kiselev 1, V.V. Yarmolyuk 2, K.N. Egorov Institute of the Earth’s Crust, SB RAS, Irkutsk, Russia, akiselev@crust.irk.ru Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry, RAS, Moscow, Russia ИССЛЕДОВАНИЕ ЭНЕРГЕТИЧЕСКОЙ СТРУКТУРЫ СЕЙСМИЧНОСТИ ЮГО-ЗАПАДНОГО ФЛАНГА БАЙКАЛЬСКОЙ РИФТОВОЙ СИСТЕМЫ А.В. Ключевский, В.М. Демьянович, А.А. Ключевская Институт земной коры СО РАН, Иркутск, Россия, akluchev@crust.irk.ru Классификация землетрясений по шкалам энергетических классов дает возможность построения графиков повторяемости, определения их параметров, изучения и сопоставления энергетической структуры сейсмичности различных регионов и областей. Графики повторяемости землетрясений используются для оценки средней повторяемости толчков различной энергии, а параметры, A и Kmax характеризуют энергетическую структуру сейсмичности и в интегральной форме отражают упругие и реологические свойства литосферы, а также темп нарастания деформаций в ней (Гайский, 1970). Незначительные статистические флуктуации наклона графика повторяемости для больших площадей и продолжительных интервалов наблюдений свидетельствуют об устойчивости генерирования литосферой количества толчков разных классов, что, в свою очередь, указывает на наличие 160 Иркутск, 20–23 августа _ аттрактора и квазистационарность энергетической структуры сейсмичности. Уровень графика характеризует сейсмическую активность, A – число толчков фиксированного энергетического класса, обычно нормированное по пространству и времени, а Kmax – энергетический класс максимально возможного землетрясения в исследуемой области литосферы (Ризниченко, 1968).

При классификации сейсмических событий Байкальской рифтовой системы (БРС) применяется шкала энергетических классов KР Т.Г. Раутиан (1964), и на протяжении всего периода инструментальных наблюдений сейсмичность традиционно характеризуется параметрами графиков распределения чисел землетрясений по этой шкале (Голенецкий, 1972, 1990;

Ключевский, 2006 и др.). Для шкалы энергетических классов KP график повторяемости представляется в виде (Ризниченко, 1968) log N= log A – (KP – KP0) при KPKmax, (1) при KPKmax, N= где N – число сейсмических событий, а KP0=10 – фиксированный энергетический класс.

Вычисляемая статистически совокупность выражений (1) позволяет описать энергетическую структуру сейсмичности величиной Kmax, наклоном и уровнем A графика повторяемости землетрясений и их стандартными отклонениями, что дает возможность идентификации и анализа значимых пространственно-временных вариаций энергетики сейсмичности. В настоящей работе энергетическая структура сейсмичности юго-западного фланга БРС (=49.0-54.0 с.ш., =96.0-104.0 в.д.) исследована на трех иерархических уровнях литосферы по материалам инструментальных наблюдений за 1964–2002 гг. Использование выборок землетрясений разных территорий и отрезков времени дает возможность изучить динамику и специфику формирования наклона графиков повторяемости, оценить устойчивость энергетической структуры сейсмичности и ее аттрактор. Значительные отклонения от аттрактора энергетической структуры сейсмичности, наблюдаемые в зонах минимумов выделенной сейсмической энергии, обсуждаются как области нескомпенсированного избытка сейсмотектонической энергии и потенциальные очаги землетрясений.



Pages:     | 1 |   ...   | 4 | 5 || 7 | 8 |   ...   | 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.