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 |   ...   | 7 | 8 || 10 |

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

-- [ Страница 9 ] --

Подтверждением этого служит определение возраста БР как мелового на основании трекового анализа по апатиту (Jolivet et al., 2009), данные о меловом и более молодом возрасте байкальской нефти (Конторович и др., 2007), результаты молекулярно биологических исследований, показавшие, что возраст предковых форм байкальских гидробионтов порядка 70 млн лет (Мац и др., 2011). Пространственное распределение различных генетических типов отложений показывает, что основы современного морфоструктурного комплекса БР были заложены на мел-палеогеновом этапе его формирования (Мац, Ефимова, 2010).

Но существует иная, довольно распространенная, точка зрения, согласно которой рифтовым является только плиоцен-четвертичный этап (Буслов, 2012) или только четвертичный отрезок истории Байкальской зоны (Николаев, 1998). Но совместный анализ разрезов донной толщи и обнаженных на околобайкальской суше однозначно показывает ошибочность таких заключений. Они основаны либо на неполном знании предмета, либо на сознательном пренебрежении фактами.

Полный морфоструктурный комплекс БР. Включает рифтовые впадины с глубинами, близкими к современным, комплекс внутривпадинных морфоструктур и высокогорное окружение Байкальской впадины – ее поднятые плечи. Образование комплекса не было одномоментным, оно продолжается и сегодня – тыйская тектоническая фаза, с которой связано формирование современных глубин и высот БР, датирована тыс. лет, а постумные движения этой фазы имели место лишь несколько десятков тысяч лет тому назад (Кульчицкий, 1991).

Но основное значение имели события в середине плиоцена, около 3.5 млн лет назад.

С ними связаны несогласие в основании верхнего плиоцена, начало накопления верхнемолассовой формации и энергичный рост гор – до 2.5–3.0 км – поднятых плеч рифта. В общие поднятия был вовлечен и Предбайкальский прогиб, в котором были редуцированы озерно-болотные системы предшествующих этапов.

Поднятия западного плеча (Приморский и Байкальский хребты) фиксированы деформацией исходного пенеплена, перестройкой речной сети. Воздымание Байкальского хребта запечатлено сменой в разрезе Кочериковской впадины миоценовых глинистых отложений четвертичным (позднеплиоцен(?)–четвертичным) валунно-галечным алювио пролювием. Примерно с этим же временем связан подъем восточного плеча Баргузинского хребта и его Святоносского блока. Здесь глинисто-песчаные, с углем, отложения южносвятоносской свиты позднего миоцена – раннего плиоцена и красноцветные марковские пески позднего плиоцена сменились четвертичным глыбовым коллювием.

В донной толще БВ кардинальная перестройка тектонических процессов началась значительно позже – в середине эоплейстоцена (около 1 млн лет назад), когда деформированный комплекс ССК-2 сменился недеформированным ССК-3. Таким образом, преобразование тектонического режима внутри впадин запоздало более чем на 2 млн лет сравнительно с краевыми зонами рифта.

Сейсмостратиграфические комплексы. Донные отложения БВ расчленены на три сейсмостратиграфических комплекса – древнейший, сейсмически прозрачный ССК-1, слоистый деформированный ССК-2, подразделенный в свою очередь на ССК-2-1 и ССК-2 2, и слоистый недеформированный ССК-3 (Зоненшайн и др., 1995), или на I–V сейсмокомплексы (Николаев, 1998). Предполагается, что V сейсмокомплекс соответствует ССК-1. Как отмечено выше, они охарактеризованы спорами и пыльцой растений, включающими мел-палеогеновые и более молодые спектры. Интерпретация этих данных 212 Иркутск, 20–23 августа _ привела к различным оценкам возраста вмещающих отложений, но в литературе закрепилось отнесение ССК-1 к миоцену (раннему олигоцену). Однако корреляция ССК-1 с ТЛСК-1 меняет это представление, определяя его возраст как поздний мел – ранний олигоцен.

Нижняя граница ССК-2, как и коррелируемой с ним танхойской свиты, граница раннего и позднего олигоцена. Верхняя граница соответствует возрасту наиболее молодых деформированных отложений – шанхаихинская свита – середина эоплейстоцена, т.е.

порядка 1 млн лет. Граница ССК-2-1 и ССК-2-2 проходит между тагайской и сасинской свитами, т.е. между средним и поздним миоценом, т.е. около 10 млн лет назад (Мац, 2012).

ССК-3 – слоистый недеформированный комплекс, возраст которого – середина эоплейстоцена современность.

Список литературы Актуальные вопросы современной геодинамики Центральной Азии / Отв. ред. К.Г.

Леви, С.И. Шерман. Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2005. 297 с.

Буслов М.М. Геодинамическая природа Байкальской рифтовой зоны и ее осадочного выполнения в мел-кайнозойское время: эффект дальнего воздействия Монголо-Охотской и Индо-Евроазиатской коллизий // Геология и геофизика. 2012. Т. 53, № 9. С. 1245–1255.

Галазий Г.И., Кузьмин М.И., Лут Б.Ф. О возрасте впадины Байкала (на основе оценки поступающего в нее растворенного вещества) // География и природные ресурсы. 1999. № 11.

С. 10–15.

Зоненшайн Л.П., Казьмин В.Г., Кузьмин М.И. Новые данные по истории Байкала:

результаты наблюдений с подводных обитаемых аппаратов // Геотектоника. 1995. № 3. С. 46– 58.

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.

Кульчицкий А.А. Скорость накопления верхнеплейстоценовых отложений Верхнеангарской и Муйско-Куандинской впадин Байкальской рифтовой зоны // Доклады АН СССР. 1991. Т. 320, № 4.С. 941–945.

Логачев Н.А. Саяно-Байкальское Становое нагорье // Нагорья Прибайкалья и Забайкалья. М.: Наука, 1974. С. 16–162.

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

2003. Т. 44, № 5. С. 391–406.

Мац В. Д. Кайнозой Байкальской впадины. Автореф. дис.… д.г.-м.н. Иркутск, 1987.

42 с.

Мац В.Д. Возраст и геодинамическая природа осадочного выполнения Байкальского рифта // Геология и геофизика. 2012. Т. 53, № 9. С. 1219–1244.

Мац В.Д. Стратиграфия отложений позднего мела–кайнозоя Байкальского рифта // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2013. № 6 (в печати).

Мац В.Д., Ефимова И.М. Морфоструктура западного поднятого плеча Байкальского рифта // Геоморфология. 2010. № 1. С. 67–76.

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

Мац В.Д., Щербаков Ю.В., Ефимова И.М. Позднемеловаякайнозойская история Байкальской впадины и формирование уникального биоразнообразия Байкала // Стратиграфия.

Геологическая корреляция. 2011. Т. 19, № 4. С. 40–61.

Николаев В.Г. О времени заложения Байкальской впадины // Бюллетень МОИП. Отд.

геол. 1998. Т. 73. Вып. 4. С. 13–16.

Павлов С.Ф., Кашик С.А., Ломоносова Т.К., Мазилов В.Н., Климанова В.М., Рыбаков В.Г. Кайнозойские коры выветривания и осадочные формации Западного Прибайкалья.

Новосибирск: Наука, 1976. 160 с.

Попова С.М. Кайнозойская континентальная малакофауна юга Сибири и сопредельных территорий. М.: Наука, 1981. 178 с.

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Файзулина З.Х., Козлова Е.П. Результаты палинологического изучения третичных отложений, вскрытых глубоким бурением // Геология и нефтегазоносность Восточной Сибири.

М.: Недра, 1966. С. 362–366.

Хатчинсон Д., Гольмшток А.Я., Зоненшайн Л.П., Мур Т.К., Шольц К.А., Клитгорд К.Д.

Особенности строения осадочной толщи озера Байкал по результатам многоканальной сейсмической съемки (1989) // Геология и геофизика. 1993. Т. 34, № 10–11. С. 25–36.

Delvaux D., Moyes R., Stapel G., Petit C., Levi K., Miroshnichnko A., Ruzhich V., Sankov V.

Paleostress reconstruction and geodynamics of the Baikal region. Central Asia. Part II. Cenozoic rifting // Tectonophysics. 1997. V. 282. P. 1–38.

Jolivet M., De Boisgrollier T., Petit C., Fournier M., Sankov V.A., Ringenbach J-C., Byzov L.M., Miroshnichenko A.I., Kovalenko S.N., Anisimova S.V. How old is the Baikal rift zone? Insight from apatite fission track thermochronology // Tectonics. 2009. 28. TC3008.

doi:10.1029/2008TC002404.

Mats V.D., Khlystov O.M., De Batist M., Ceramicola S., Lomonosova T.K., Klimansky A.

Evolution of the Academician ridge accommodation zone in the central part of the Baikal rift, from high-resolution reflection seismic profiling and geological field investigations // International Journal of the Earth Sciences. 2000. V. 89 (2). P. 229–250.

Мats V.D., Lomonosova T.K., Vorobyova G.A., Granina L.Z. Upper Cretaceous – Cenozoic clay minerals of the Baikal region (Eastern Siberia) // Applied Clay Science. 2004. V. 24 (3–4).

P. 327–365.

THE AGE OF BAIKAL GEOLOGICAL PHENOMENA V.D. Mats Karmiel, Israel ПЕНЕПЛЕНЫ, КОРА ВЫВЕТРИВАНИЯ И РИФТОГЕНЕЗ В.Д. Мац Кармиэль, Израиль Разработка трехстадийной модели развития Байкальского рифта (Мац, 2012) привела к заключению о связи начальных этапов формирования Байкальского рифта и пенепленизации, охватившей огромные пространства Евразии с позднего мела до раннего олигоцена включительно – около 40 млн лет. При этом выяснилось, что Байкальский рифт в своей начальной стадии был связан не с Индо-Евроазиатской коллизией, а c господством на территории Центрально-Азиатского региона напряжений растяжения. Предложенная модель основана на геологическом изучении сухопутных пространств центральной части Байкальского региона (Мац и др., 2001;

Мац, 2012), его корреляции с Предбайкальским прогибом (Mats et al., 2004) и с донными отложениями Байкальской впадины (Мац, 2012), изученных методами сейсмической стратиграфии (Зоненшайн и др., 1995;

Moore et al., 1997;

и др.). Смысл этой связи заключается в восприятии пенепленизации как индикатора напряжений растяжения (Худяков, 1977;

Цеховский и др., 1996а, 1996б;

и др.) и рифтогенеза как процесса, продуцируемого силами растяжения (Милановский, 1983, 1995 и др.). Для Байкальского рифтогенеза эта связь прослеживается непосредственно.

Развитие Байкальского рифта включает этапы: древнейший – поздний мел – ранний олигоцен;

средний – поздний олигоцен – ранний плиоцен;

и новейший – позднеплиоцен–четвертичный.

На древнейшем этапе (70–30 млн лет назад) на пространствах Евразии господствовали напряжения рассеянного растяжения, фиксируемого общей 214 Иркутск, 20–23 августа _ пенепленизацией (Цеховский и др., 1996а, 1996б), отсутствием на территории Центральной Азии горных сооружений (Кузьмин, Ярмолюк, 2006), ровным теплым климатом вплоть до северных пределов материка (Мартинсон, 1998;

Волкова, Кузьмина, 2005). В области литосферного шва, разделяющего Сибирский кратон и ЦАСП, рассеянное растяжение трансформировалось в растяжение, ориентированное вкрест простирания шва, и здесь возникла рифтовая впадина в виде одностороннего грабена. В нем сформировалось клиновидное тело – сейсмостратиграфический комплекс-1 (ССК-1), мощность которого составляла до 4000 м в депоцентрах, прижатых к северо-западным (западным) бортам впадины, там, где проходит зона отрыва – главный разлом рифта. К юго-восточному борту мощность сокращается до 1000 и менее метров. ССК-1 – типичное синрифтовое тело, формировавшееся в обстановке напряжений растяжения, ориентированных в направлении СЗ–ЮВ (Зоненшайн и др., 1995). ССК-1 коррелирует с позднемел-раннеолигоценовыми отложениями комплекс-1 – ТЛСК-1) на (тектонолитостратиграфический околобайкальском сухопутье и в Предбайкальском предгорном прогибе (Mats et al., 2004). На этом этапе Байкальский рифт развивался по пассивной модели, как щелевой рифт на фоне выровненных пространств мел-палеогенового пенеплена, покрытого мощным чехлом латерит-каолинитовой коры выветривания (КВ).

С началом среднего этапа (30–3.5 млн лет назад) влияние напряжений, вызванных Индо-Евроазиатской коллизией, достигло Байкальского региона. Общее рассеянное растяжение сменилось стрессом. Его вектор был направлен к СВ – субпараллельно ориентации Байкальской рифтовой зоны, и здесь сформировались сначала транспрессивные, а затем с 10 млн л.т.н. транстенсивные напряжения (Delvaux et al., 1997). Односторонний грабен раннего этапа был преобразован в двухсторонний (Зоненшайн и др., 1995). В развитии Байкальского рифта значительную роль начали играть сдвиговые деформации: «…без сдвигов раскрытие рифта невозможно» (Балла и др., 1990, с. 89). В рифте накапливались отложения танхойского регионального горизонта ТЛСК-2, представленные нижнемолассовой формацией, и деформированного ССК-2 в разрезе донных отложений. Байкальская структура развивалась как импактогенный рифт.

На третьем этапе (3.5 млн лет назад) в области рифтовой впадины вновь возобладали напряжения растяжения и структура Байкальского рифта вернулась к одностороннему грабену (Зоненшайн и др., 1995). В области поднятых плеч рифта начались интенсивные поднятия, и сформировалось высокогорное окружение рифтовой впадины. Эти события сопровождались формированием ТЛСК-3 и ССК-3. Следует отметить, что начало третьего этапа не было повсеместно одновременным. В области поднятых плеч рифта оно приходится на поздний плиоцен (около 3.5 млн лет) и отмечено формированием полного морфоструктурного комплекса рифта и верхнемолассовой формации, а также резким ускорением рифтового процесса (Логачев, 2005). Во внутренней области Байкальской впадины начало третьего этапа приходится на поздний отрезок эоплейстоцена (около 1 млн лет), что отмечено образованием недеформированного ССК-3. Движущей силой рифтогенеза на этом этапе были растущие плюмы в глубинной области Байкальского региона (Зорин, Турутанов, 2005).

Рифт развивался по активной модели.

Такой представляется общая схема развития Байкальского рифта, установленная трудами многих его исследователей и изложенная в ряде публикаций. Новыми элементами, внесенными работами автора, является трехстадийная модель, которая предлагается вместо двухстадийной, продление этапа рифтогенеза до позднего мела, вместо общепринятого миоценового (позднеолигоценового) возраста Байкальского Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ рифта, и предложение трех моделей рифтогенеза – пассивной, активной и вновь предлагаемой импактогенной.

Трехэтапная (трехстадийная) модель Байкальского рифта преемственно развивает двухэтапную модель Н.А. Флоренсова и Н.А. Логачева, продлевая ее в глубь, геологической истории примерно на 40 млн лет, и устанавливает принципиальное отличие раннего этапа.

Первые указания на возможность палеогенового возраста Байкальского рифта принадлежат Н.А. Логачеву (1974). Они были основаны на обнаружении палеоцен эоценовых спорово-пыльцевых комплексов в скважинах в дельте р. Селенги. Позднее он писал «…первые импульсы растяжения литосферы…произошли в конце верхнего мела – палеоцене…» (Логачев, 2005, с. 9). Несмотря на это, он оставался на позиции той же двухэтапной модели и объединял «…образования палеоцена, эоцена, олигоцена и миоцена… в литологически единую толщу, представляющую собой… типичный котловинный парагенез озерных, болотных и речных осадков…» (Логачев, 2005, с. 15).

Таким образом, Н.А. Логачев не видел особенностей, отличающих наиболее ранние этапы развития Байкальского рифта, как и его последователи (Актуальные вопросы…, 2005).

Выводы автора о трехэтапном, начиная с позднего мела, развитии Байкальского рифта, сформулированные еще в 1987 г. и неоднократно подтвержденные позднее, не получили признания, и двухэтапная модель, так же как отсчет рифтогенеза с позднего олигоцена (около 30 млн лет назад), остается господствующей.

Из трехэтапной модели следует, что более половины времени Байкальского рифтогенеза (около 40 млн лет) приходится на первую стадию. Именно выделение этой стадии вызывает наибольшие возражения (см., например, Буслов, 2012). Поскольку выделение раннего этапа выдвинуло новый аспект проблемы, а именно – связь процессов пенепленизации, корообразования и рифтогенеза, необходимо более детально рассмотреть наши утверждения.

Как показали исследования Е.Е. Милановского, В.Г. Казьмина и других, рифтогенез в ряде случаев связан с общим рассеянным растяжением. Это весьма наглядно иллюстрирует общая ориентировка рифтовых структур в фундаменте древних платформ северных континентов. «Рифтовые зоны различного простирания образовывали довольно густую сетку. Причем часто одновременно формировались рифты, имеющие различные простирания…, что указывает на общее разнонаправленное горизонтальное расширение коры…» (Милановский, 1983, с. 234).

Возникают «…сложные сети из различно ориентированных…рифтовых зон, …отражающие процесс…растяжения (расползания) континентальной коры…» (там же, с. 237). Аналогичное мнение о роли общего расширения высказано В.Г. Казьминым.

Рифты он рассматривает «…как линейные зоны деформации в литосфере, возникающие в поле региональных растягивающих напряжений» (Казьмин, 1987, с.

187). Общее рассеянное напряжение в пределах ранее существовавших линейных зон «слабости» преобразуется в линейные рифтовые зоны.

Наиболее вероятной причиной распространения на огромной территории Евразии режима общего рассеянного растяжения, положившего начало Байкальскому рифтогенезу, а также развитию позднемелового раннеолигоценового пенеплена (исходный пенеплен) и связанной с ним мощной межрегиональной коры выветривания, могло бы быть пульсационное развитие Земли, которое приводит к небольшим изменениям ее объема и площади. В мезокайнозое «…наибольшее расширение Земли …происходило …в середине и второй половине мела, а также в палеоцене и эоцене»

(Милановский, 1995, с. 22–23). Именно с этим отрезком времени связан древнейший этап развития Байкальского рифта.

216 Иркутск, 20–23 августа _ Какова же роль в рифтогенезе пенепленизации и корообразования? Вполне очевидно, что они не являются причиной рифтогенеза. Их значение в другом.

Пенепленизация обширных регионов, охватывающая значительные промежутки геологического времени служит показателем затухания вертикальных тектонических движений, свидетельством общего растяжения литосферы, то есть процесса, являющегося причиной рифтогенеза. Оно сопровождалось открытием недр – массовыми излияниями базальтов, гидротермальными проявлениями, резким обогащением вулканогенным материалом раннекайнозойских толщ Русской платформы (Цеховский и др., 1996а, 1996б). Раскрытие разломов в раннем кайнозое на платформах, а также пенепленизация и рифтогенез «…являются следствием единой причины проявления обстановок преобладающего растяжения земной коры»

(Цеховский и др., 1995, с. 52, 1996а, 1996б). Связь эпох пенепленизации с геодинамической обстановкой растяжения и рифтогенеза отмечена также при исследованиях Дальневосточного региона. Высказано мнение, что древние пенеплены отражают собой растяжение и деструкцию земной коры, сопряженную с зонами рифтообразования (Худяков, 1977).

Таким образом, пенепленизация и рифтогенез связаны едиными причинами формирования – общим растяжением литосферы, и пенеплены служат показателем эпох растяжения. В этом же ряду стоит корообразование, которое причинно связано с пенепленизацией.

Поскольку пенеплены как особая форма глобального рельефа не сохраняются в геологическом разрезе, показателем былого существования пенеплена служит региональное (межрегиональное) распространение формации коры выветривания (в широком смысле) и, отсюда, наличие обстановки общего растяжения и рифтогенеза.

Одним из примеров таких отношений служит рифейская формация коры выветривания Байкало-Патомского нагорья (пурпольская, анайская свиты) и рифтовые структуры, выполненные медвежевской свитой и ее аналогами (Иванов и др., 1995;

Мац и др., 2001;

Станевич и др., 2007;

и др.). Медвежевская свита сложена полимиктовыми пуддинговыми конгломератами и метапесчаниками с горизонтами железных руд, сланцами и метабазальтами типа N-MORB. Она выполняет узкие грабены, местами выходя за их пределы, мощность свиты меняется от первых десятков метров до 2740 м.

Таким образом, рифтогенез раннего рифея, так же как и кайнозойский Байкальский рифтогенез, в пространстве и во времени связан с эпохой формирования пенеплена и коры выветривания.

Другой этап развития палеорифтов на юге Восточной Сибири и другой их тип представляет трехлучевая рифтовая система в позднем рифее. Рифты развивались в Байкальской и Присаянской ветвях краевого шва Сибирской платформы (Станевич и др., 2007). К ним причленялся третий, Боксон-Хубсугульский, луч. В совокупности они образовывали трехлучевую систему с расходящимися под углом 120 лучами (Мац и др., 2001). Точка тройного сочленения находилась у южного (Иркутского) клиновидного выступа Сибирского кратона. Вдоль двух из них в кайнозое были заложены Байкальская и Тункинско-Хубсугульская ветви Байкальской рифтовой зоны.

Излом простирания Байкальской рифтовой зоны на юго-западе обусловлен приуроченностью к ним этих ветвей, приспосабливавшихся к древним структурным линиям. Присаянская ветвь в кайнозое располагалась в зоне напряжений сжатия, и «рифтовый потенциал» вдоль нее не реализован. Вполне очевидно, что формирование трехлучевой системы обусловлено иной причиной – действием подымающегося глубинного плюма. Эта система представляет собой пример действия активной модели рифтогенеза.

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Список литературы Актуальные вопросы современной геодинамики Центральной Азии / Отв. ред. К.Г.

Леви, С.И. Шерман. Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2005. 297 с.

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

1990. № 2. С. 86–91.

Буслов М.М. Геодинамическая природа Байкальской рифтовой зоны и ее осадочного выполнения в мел-кайнозойское время: эффект дальнего воздействия Монголо-Охотской и Индо-Евроазиатской коллизий // Геология и геофизика. 2012. Т. 53, № 9. С. 1245–1255.

Волкова В.С., Кузьмина О.Б. Флора, растительность и климат среднего кайнофита // Геология и геофизика. 2005. Т. 46, № 8. С. 844–855.

Зоненшайн Л.П., Казьмин В.Г., Кузьмин М.И. Новые данные по истории Байкала:

результаты наблюдений с подводных обитаемых аппаратов // Геотектоника. 1995. № 3. С. 46– 58.

Зорин Ю.А., Турутанов Е.Х. Плюмы и геодинамика Байкальской рифтовой зоны // Геология и геофизика. 2005. Т. 46, № 7. С. 685–699.

Иванов А.И., Лифшиц Ю.П., Перевалов О.В., Страхова Т.М., Яблоновский Б.В.

Докембрий Патомского нагорья. М.: Недра, 1995. 352 с.

Казьмин В.Г. Рифтовые структуры Восточной Африки: раскол континента и зарождение океана. М.: Наука, 1987. 288 с.

Кузьмин М.И., Ярмолюк В.В. Горообразующие процессы и варианты климатов в истории Земли // Геология и геофизика. 2006. Т. 47, № 1. С. 7–25.

Логачев Н.А. Саяно-Байкальское Становое нагорье // Нагорья Прибайкалья и Забайкалья / Под ред. Н.А. Флоренсова. М.: Наука, 1974. С. 16–162.

Логачев Н.А. История и геодинамика Байкальского рифта // Актуальные вопросы современной геодинамики Центральной Азии. Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2005. С. 932.

Мартинсон Г.Г. Палеогеновый этап истории больших озер Северо-Восточной Азии и их молассофауна // Геология и геофизика. 1998. Т. 39, № 3. С. 279–286.

Мац В.Д. Возраст и геодинамическая природа осадочного выполнения Байкальского рифта // Геология и геофизика. 2012. Т. 53, № 9. С. 1219–1244.

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

Милановский Е.Е. Рифтогенез в истории Земли (Рифтогенез на древних платформах).

М.: Недра, 1983. 280 с.

Милановский Е.Е. Пульсации Земли // Геотектоника. 1995. № 5. С. 3–25.

Станевич А.М., Мазукабзов А.М., Постников А.А., Немеров В.К., Писаревский С.А., Гладкочуб Д.П., Донская Т.В., Корнилова Т.А. Северный сегмент Палеоазиатского океана в неопротерозое: история седиментогенеза и геодинамическая интерпретация // Геология и геофизика. 2007. Т. 48, № 1. С. 60–79.

Худяков Г.И. Геоморфотектоника юга Дальнего Востока. М.: Наука, 1977. 256 с.

Цеховский Ю.Г., Муравьев В.И., Каледа К.Г. и др. Глубинное вещество в раннекайнозойском осадочном чехле на платформах Центральной Евразии // Российский фонд фундаментальных исследований в Сибирском регионе (земная кора и мантия): Тез. докл.

Иркутск: ИЗК, РФФИ, 1995. Т. 1: Геофизика, методология, геология кайнозоя, неотектоника, современные процессы, стратиграфия, литология, тектоника. С. 51–52.

Цеховский Ю.Г., Муравьев В.И., Музылев Н.Г., Ахметьев М.А. Раннекайнозойское осадконакопление на древних и молодых платформах центральной части Евразии в обстановках растяжения земной коры и пенепленизации рельефа. Статья 1. Палеогеография и вулканизм // Бюллетень МОИП. Отд. геол. 1996а. Т. 71. Вып. 1. С. 14–26.

Цеховский Ю.Г., Муравьев В.И., Музылев Н.Г., Ахметьев М.А. Раннекайнозойское осадконакопление на древних и молодых платформах центральной части Евразии в обстановках растяжения земной коры и пенепленизации рельефа. Статья 2. Накопление силицитов и гидротермальная деятельность // Бюллетень МОИП. Отд. геол. 1996б. Т. 71. Вып.

3. С. 31-41.

218 Иркутск, 20–23 августа _ Delvaux D., Moyes R., Stapel G., Petit C., Levi K., Miroshnichenko A., Ruzhich V., Sankov V. Paleostress reconstruction and geodynamics of the Baikal region. Central Asia. Part II.

Cenozoic rifting // Tectonophysics. 1997. V. 282. P. 1–38.

Мats V.D., Lomonosova T.K., Vorobyova G.A., Granina L.Z. Upper Cretaceous – Cenozoic clay minerals of the Baikal region (Eastern Siberia) // Applied Clay Science. 2004. V. 24 (3–4).

P. 327–365.

Moore T.C., Klitgord K.D., Golmshtok A.Ya., Weber E. Sedimentation and subsidence patterns in the central and north basins of Lake Baikal from seismic stratigraphy // Geological Society of America Bulletin. 1997. V. 109. P. 746–766.

PENEPLAINS, WEATHERING CRUST, AND RIFTING V.D. Mats Karmiel, Israel ПЕТРОФИЗИЧЕСКАЯ ИНТЕРПРЕТАЦИЯ СЕЙСМОГРАВИТАЦИОННЫХ ДАННЫХ Е.А. Мельник, В.Д. Суворов, З.Р. Мишенькина, Е.В. Павлов Институт нефтегазовой геологии и геофизики им. А.А. Трофимука СО РАН, Новосибирск, Россия Комплекс сейсмических и гравитационных наблюдений дает возможность построения обоснованных двумерных сейсмоплотностных моделей коры. По совокупности таких данных можно сделать следующий шаг в изучении состояния вещества на глубине. Он заключается в использовании параметра химической (петрофизической) неоднородности (Буллен, 1966). Рассматриваемый параметр является комплексным, объединяя в себе данные о скоростях сейсмических волн и плотности. Заметим, что сведения о распределении плотности с глубиной были получены по результатам сейсмогравитационного моделирования, в котором инверсия гравитационного поля осуществляется с учетом сейсмической структуры земной коры (Гольдин и др., 2006).

Использование этого параметра при изучении структуры и вещественного состава земной коры требует данных о природе его изменений. Естественной попыткой ответить на этот вопрос является использование результатов лабораторных измерений на образцах различных типов горных пород, подвергнутых всестороннему сжатию при постоянстве вещественного состава (Баюк, Лебедев, 1988). По этим данным в зависимости от всестороннего сжатия был выделен общий тренд уменьшения коэффициента петрофизической неоднородности, который может быть обусловлен главным образом закрытием трещин, а отклонения от него связаны с изменениями вещественного состава. Это подтверждается результатами теоретического моделирования скоростей продольных, поперечных волн и плотности в зависимости от давления и температуры в сухих магматических породах, в которых фактор трещиноватости не учитывался (Sobolev, Babeiko, 1994). Для них величина близка к единице во всем диапазоне изменений скоростей, минерального состава, давления (глубины) и температуры.

Аналогичные расчеты были сделаны и для земной коры северо-восточного фланга Байкальской рифтовой зоны по данным из профилей ГСЗ через Муйскую впадину (Мишенькина и др., 2004). Значения коэффициента петрофизической неоднородности в целом для этого района уменьшаются с глубиной от 20–30 до 2–3, Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ стабилизируясь в интервале глубин 10–20 км. Вместе с тем на фоне общего уменьшения наблюдаются значительные локальные положительные и отрицательные аномалии в пределах узких протяженных и наклонных зон, достигающих глубины 20– 25 км. При удалении трендовой компоненты, которая, как предполагается, связана с трещиноватостью пород, получаем петрофизические аномалии, обусловленные только вещественным составом. Сопоставление с геологическими данными (Государственная геологическая карта РФ, 2010) показывает их возможную приуроченность к зонам сочленения блоков архейских и протерозойских пород, представленных зонами динамометаморфитов и диафторитов.

Использование комплексного параметра петрофизической неоднородности свидетельствует о возможности разделения эффектов влияния на сейсмическую скорость и плотность, связанных как с трещиноватостью, уменьшающейся под действием давления, так и с изменениями вещественного состава. Это представляет интерес при выделении в земной коре структур, контролирующих размещение месторождений полезных ископаемых.

Список литературы Баюк Е.И., Лебедев Т.С. Упругие свойства минералов и горных пород // Физические свойства минералов и горных пород при высоких термодинамических параметрах: Справочник / Ред. М.П. Воларович. М.: Недра, 1988. С. 5–69.

Буллен К.Е. Введение в теоретическую сейсмологию. М.: Мир, 1966. 460 с.

Гольдин С.В., Суворов В.Д., Макаров П.В., Стефанов Ю.П. Структура и напряженно деформированное состояние литосферы Байкальской рифтовой зоны в модели гравитационной неустойчивости // Геология и геофизика. 2006. Т. 47, № 10. С. 1094–1105.

Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:1000000. Серия Алдано-Забайкальская. О-50 Бодайбо. СПб.: ВСЕГЕИ, 2010.

Мишенькина З.Р., Мишенькин Б.П. Изучение зоны перехода от земной коры к мантии на северо-востоке Байкальской рифтовой зоны по данным рефрагированных и отраженных волн // Физика Земли. 2004. № 5. С. 47–57.

Sobolev S.V., Babeyko A.Yu. Modeling of mineralogical composition, density and elastic wave velocities in anhydrous magmatic rocks // Surveys in Geophysics. 1994. V. 15. P. 515–544.

PETROPHYSICAL INTERPRETATION OF SEISMOGRAVITATIONAL DATA E.A. Melnik, V.D. Suvorov, Z.R. Mishenkina, E.V. Pavlov Trofimuk Institute of Oil and Gas Geology and Geophysics, SB RAS, Novosibirsk, Russia ГЕОДИНАМИЧЕСКОЕ РАЗВИТИЕ ПАТОМСКО-ВИЛЮЙСКОГО АВЛАКОГЕНА (СИБИРСКАЯ ПЛАТФОРМА) А.В. Мигурский Сибирский научно-исследовательский институт геологии, геофизики и минерального сырья, Новосибирск, Россия, MigurskyAV@sniiggims.ru Патомско-Вилюйский авлакоген заложен в середине неопротерозоя на пассивной окраине платформы между Ангаро-Анабарским и Алданским мегаблоками.

Первоначально он представлял собой рифт, вытянутый от Патомского нагорья в северо-северо-восточном направлении (в современных координатах) до входящего угла Верхоянской складчатой области.

Его появление связано с расхождением Ангаро-Анабарского и Алданского 220 Иркутск, 20–23 августа _ мегаблоков с поворотом последнего по часовой стрелке на 10° (Сocks, Torsvik, 2007).

Этап преобладания растягивающих напряжений продолжался до начала позднего венда. Сформировавшийся рифт по более изученной запад-северо-западной окраине характеризуется ступенчатым строением, широким развитием микрограбенов, интенсивной блоковой нарушенностью, с амплитудой сбросов до многих сотен метров, иногда более километра (Мигурский, 2001а;

Мигурский и др., 2010). На территории современных Вилючанской седловины и Сунтарского свода он осложнялся диагональным к простиранию рифта Вилючано-Сунтарским горстовидным поднятием, на котором отсутствуют отложения рифея (рис. 1, А). По своему строению это поднятие напоминает Данакильский горст в Афарском треугольнике Восточно-Африканской рифтовой системы.

Рис. 1. Схема строения Патомско-Вилюйского авлакогена в позднем рифее – раннем венде (А), в среднем палеозое (Б). Составил А.В. Мигурский с использованием материалов А.И. Киселева и др. (2007), В.Л. Масайтиса и др. (2012).

1 – рифтовые депрессии;

2 – границы депрессий;

3 – основные разломы;

4 – долеритовые дайки;

5 – осевые зоны Вилюйско-Мархинского (В-М) и Чаро-Синского (Ч-С) дайковых поясов;

6 – поля долеритовых силлов;

7 – Уринско-Жуинский складчато надвиговый пояс;

8 – линия раздела областей растяжения и сжатия;

9 – месторождения нефти и газа.

_ К началу позднего венда режим растяжения в Патомско-Вилюйском авлакогене сменился стабильным плавным прогибанием с накоплением пород толщиной до 3 км.

Дифференцированные движения отсутствовали.

Этап стабилизации завершился формированием каледонского (рубеж силура– девона) Предпатомского складчато-надвигового пояса вследствие коллизии Сибирской платформы с Баргузинским микроконтинентом (Зоненшайн и др., 1990). Деформации сжатия охватили южную половину авлакогена, распространившись на север до широты Вилючанской седловины. Основные черты строения складчато-надвиговых структур изложены в работах В.Л. Масайтиса и др. (1975), А.В. Мигурского и В.С. Старосель цева (1989), В.В. Гайдука и А.В. Прокопьева (1999).

В среднем девоне – раннем карбоне в северной части Патомско-Вилюйского Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ авлакогена вновь активизируется геодинамическая обстановка растяжения с формированием Вилюйского рифта (Левашов, 1975;

Гайдук, 1988). На плечах рифта были образованы Вилюйско-Мархинский и Чаро-Синский протяженные пояса дайковых тел (рис. 1, Б). В центре рифта развивается Контайско-Джербинский дайковый пояс (Масайтис и др., 1975;

Гайдук, 1988). Объем внедрившихся магматических пород нарастает в северо-восточном направлении (Киселев и др., 2007;

Масайтис и др., 2012).

В этом же направлении отмечается расширение рифта. Палеомагнитными исследованиями установлено расхождение полюсов синхронных толщ нижнего палеозоя северного и южного мегаблоков. В.Э. Павлов, Ю.П. Петров (1997) связывают его с относительным вращением северного мегаблока на 20–25° против часовой стрелки. Ось вращения помещена на юго-западе Сунтарского свода ( = 117°, = 62°).

Отличительной чертой Вилюйского рифта является выраженное доминирование антитетических разрывов (рис. 2). Этот не характерный для рифтовых структур признак, видимо, обусловлен высокой интенсивностью магматизма, приводящей к возникновению напряжений сжатия во время его импульсов (Мигурский, 2001б).

Рис. 2. Геологический разрез западного сегмента Вилюйской рифтовой системы (Гайдук, 1988).

1–2 – верхнефранско-фаменские отложения: 1 – красноцветные гипсоносные карбонатно-терригенные, 2 – красноцветные соленосно-карбонатно-терригенные;

3–5 – франские отложения: 3 – базальтовая толща вилючанской свиты, 4 – карбонатно песчаниковые отложения, отвечающие максимуму франской трансгрессии, 5 – базальтовый комплекс верхнего девона (аппаинская, тисикская, наманинская и хайалахская свиты);

6 – кристаллический фундамент;

7 – дайки основного состава;

8 – разломы;

9 – скважины.

_ L.R.M. Сocks, T.H. Torsvik (2007) подтвердили расхождение магнитных полюсов для отложений рифея и нижнего палеозоя северной и южной частей Сибирской платформы, но отметили, что при положении оси вращения на западе Алданского мегаблока ( = 120°, = 60°) угол его поворота по часовой стрелке для рифейских пород древнее 1 млрд лет составляет 23°, а для толщ нижнего палеозоя – 13°. Это свидетельствует о мобильности мегаблоков платформы и в неопротерозое (угол поворота 10°), и в среднем палеозое.

Следует отметить, что разница в ориентировке линейных структур в нижнем 222 Иркутск, 20–23 августа _ докембрии Чарского блока и западной части Анабарского массива, объединенных А.П. Смеловым, В.Ф. Тимофеевым (2003) в Западно-Якутский кратон, близка 25° и согласуется с вращениями Алданского мегаблока в рифее и среднем палеозое.

Осевые зоны Вилюйско-Мархинского и Чаро-Синского дайковых поясов расходятся между собой в северо-восточном направлении на 12° (см. рис. 1). Это соответствует данным L.R.M. Сocks, T.H. Torsvik (2007). Прирост ширины рифта у северо-восточного окончания дайковых поясов составляет 70 км.

Пояса среднепалеозойских даек на юго-западе заканчиваются недалеко от широты 60° (см. рис. 1, Б), южнее которой появляются пластовые интрузии долеритов того же среднепалеозойского возраста (рис. 1, Б). Максимальное содержание силлов «устанавливается на правобережье р. Лены между устьями рек Халаманда и Бол.

Патом» (Масайтис и др., 1975) – западнее Уринского структурного мыса и в Березовской впадине западнее меридиана 120° (Масайтис и др., 2012).

Смена поясов даек полями силлов в плане свидетельствует о смене режима растяжения сжатием (Мигурский, Старосельцев, 2000). Линия между окончаниями даек и полями силлов (см. рис. 1, Б) является переходной от обстановки растяжения к сжатию. Именно на нейтральной по отношению к областям растяжения и сжатия линии или близко к ней должна располагаться ось вращения Алданского мегаблока.

Для уточнения строения распределения напряжений во время формирования Вилюйской рифтовой системы ключевое значение имеют Уринское поднятие и Жуинское чешуйчато-надвиговое осложнение. По данным С.В. Руженцева, Чжан Бу чуня (1961), В.Л. Масайтиса и др. (1975), Уринское поднятие возникло позже линейных дислокаций Предпатомского регионального прогиба. Также наложено на эти дислокации Жуинское чешуйчато-надвиговое осложнение.

Уринское поднятие и Жуинское осложнение объединены в Уринско-Жуинскую складчато-надвиговую зону (см. рис. 1, Б), скорее всего, синхронную Вилюйскому рифтогенезу. Об их синхронности говорит увеличение напряженности дислокаций с севера на юг – от Уринского поднятия к Жуинскому осложнению. Это согласуется с ростом напряжений сжатия при удалении от нейтральной линии на юг. С вращением Алданского мегаблока увязывается кулисность складок на Уринском поднятии, свидетельствующая об их приуроченности к левостороннему сдвигу.

В позднем палеозое – раннем мезозое в районе Вилюйского рифта формировалась Вилюйская синеклиза, фиксирующая этап тектонической стабильности.

Геодинамическая активизация, охватившая всю Сибирь, связана с апт-альбом. В Патомско-Вилюйском авлакогене ее проявлениями стали диапиры девонской соли в Кютингдинском прогибе. Они имеют четкую кулисность сочленения, указывающую на правосторонний сдвиг, вытянутый в северо-восточном направлении. Роль этой активизации в строении авлакогена пока не исследована. Вероятно, неотектонические подвижки затронули рассматриваемую территорию. Они фиксируются по приуроченности неоген-четвертичных отложений к Сунтарскому своду и их отсутствию на смежных структурах.

Следует отметить важную роль Патомско-Вилюйского авлакогена в нафтидогенезе. С патомской частью неопротерозойского рифта связан главный очаг генерации углеводородов на юге Сибирской платформы. К блоковым поднятиям авлакогена позднерифейского и среднепалеозойского генезиса приурочены уникальные Талаканское, Чаяндинское и ряд более мелких месторождений нефти и газа.

Список литературы Гайдук В.В. Вилюйская среднепалеозойская рифтовая система. Якутск: ЯФ СО АН СССР, 1988. 127 с.

Гайдук В.В., Прокопьев А.В. Методы изучения складчато-надвиговых поясов.

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Новосибирск: Наука, 1999. 160 с.

Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР: В 2 кн. М.: Недра, 1990. Кн. 1. 328 с., кн. 2. 334 с.

Киселев А.И., Ярмолюк В.В., Никифоров А.В., Егоров К.Н. Состав и источники девонского вулканизма Вилюйского рифта // Доклады Академии наук. 2007. Т. 414, № 6.

С. 798–804.

Левашов К.К. Среднепалеозойская рифтовая система востока Сибирской платформы // Советская геология. 1975. № 10. С. 49–58.

Масайтис В.Л., Годерис С., Клейс Ф., Ванекке Ф. Элементы платиновой группы в мафитах Патомско-Вилюйского авлакогена (восточная часть Сибирской платформы) // Региональная геология и металлогения. 2012. № 52. С. 83–94.

Масайтис В.Л., Михайлов М.В., Селивановская Т.В. Вулканизм и тектоника Патомско Вилюйского среднепалеозойского авлакогена. М.: Недра, 1975. 183 с.

Мигурский А.В. Виргации дислокаций и прогноз погребенных поднятий в зоне сочленения Сибирской платформы с Байкало-Патомским нагорьем // Фундаментальные проблемы геологии и тектоники Северной Евразии: Тез. докл. Новосибирск: Изд-во СО РАН, филиал «Гео», 2001а. С. 42–44.

Мигурский А.В. «Сухие», «мокрые» рифты, трапповые впадины и парадокс преобладания напряжений сжатия в литосфере Земле // Тектоника неогея: общие и региональные аспекты: Материалы XXXIV Тектонического совещания. М.: ГЕОС, 2001б. С.

29–32.

Мигурский А.В., Старосельцев В.С. Шарьяжное строение зоны сочленения Сибирской платформы с Байкало-Патомским нагорьем // Советская геология. 1989. № 7. С. 9–15.

Мигурский А.В., Старосельцев В.С. Зоны разломов – естественные насосы природных флюидов // Отечественная геология. 2000. № 1. С. 56–59.

Мигурский А.В., Старосельцев В.С., Мельников Н.В., Рябкова Л.В., Соболев П.Н., Сурнин А.И., Чернова Л.С. Опыт изучения Чайкинского поднятия – крупного объекта нефтегазопоисковых работ на Сибирской платформе // Геология и минерально-сырьевые ресурсы Сибири. 2010. № 4. С. 14–25.

Павлов В.Э., Петров П.Ю. Палеомагнетизм рифейских отложений Иркинеевского поднятия Енисейского кряжа – новый довод в пользу единства Сибирской платформы в среднем рифее // Физика Земли. 1997. № 6. С. 42–55.

Руженцев С.В., Чжан Бу-чунь О тектонике северных частей Патомского нагорья // Известия АН СССР. Сер. геол., 1961. № 9. С. 37–48.

Смелов А.П., Тимофеев В.Ф. Террейновый анализ и геодинамическая модель формирования Северо-Азиатского кратона в раннем докембрии // Тихоокеанская геология.

2003. № 6. С. 42–54.

Сocks L.R.M., Torsvik T.H. Siberia, the wandering northern tеrrane, and its changing geography through the Paleozoic // Earth-Science Revies. 2007. V. 82. P. 29–74.

GEODYNAMIC EVOLUTION OF THE PATOM-VILYUI AVLAKOGEN (SIBERIAN PLATFORM) A.V. Migursky Siberian Scientific Research Institute of Geology, Geophysics and Mineral Resources, Novosibirsk, Russia, MigurskyAV@sniiggims.ru 224 Иркутск, 20–23 августа _ ПОЗДНЕПАЛЕОЗОЙСКАЯ ПАССИВНАЯ ОКРАИНА КАЗАХСТАНСКО КЫРГЫЗСКОГО КОНТИНЕНТА: РИФТОГЕННАЯ БИМОДАЛЬНАЯ ВУЛКАНИЧЕСКАЯ СЕРИЯ КЫРГЫЗСКОГО ТЯНЬ-ШАНЯ А.В. Миколайчук 1, И.Ю. Сафонова 2, Е.В. Курганская 2, А.В. Дженчураева 1, Д.В. Гордеев Геологический институт НАН РК, Бишкек, Кыргызстан Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН, Новосибирск, Россия, inna@igm.nsc.ru Гигантская горная система Тянь-Шаня (ТШ) протягивается по территории трех стран: Узбекистана, Кыргызстана и Китая. По особенностям палеозойской тектоники Кыргызский сегмент Тянь-Шаня (Кыргызский ТШ) традиционно подразделяется на три геологические провинции, названные Северным, Срединным и Южным Тянь-Шанем.

Южный Тянь-Шань представляет собой покровно-складчатый пояс, ограниченный с юга Таримской платформой, а с севера – Южно-Тяньшаньским офиолитовым поясом (Биске, 1996). Ороген Южного Тянь-Шаня состоит из погружающихся к северу пакетов тектонических покровов, сложенных комплексами континентального склона, карбонатных платформ и внутриплитных базальтов с возрастным интервалом силур карбон. Раннепалеозойские комплексы Северного и Срединного Тянь-Шаня объединяются в Казахстанско-Кыргызский композитный континент (KKK), сформировавшийся в позднем ордовике после закрытия Ишым-Нарынской и Джалаир Илийской ветвей Палеоазиатского океана (Гесь, 1999). Позднепалеозойский неоавтохтон, с несогласием залегающий на Казахстан-Кыргызском континенте, состоит из двух геодинамических комплексов. На севере палеоконтинента он составляет комплекс активной окраины, оконтуривший сутуру Джунгаро-Балхашского океанического бассейна, а в южной части KKK формировалась пассивная окраина, связанная с развитием Южно-Тяньшаньского (или, по другим авторам, Туркестанского) океана. И если складчатый пояс Южного Тянь-Шаня и ограничивающая его с севера сутура надежно прослеживаются восточней, на территории Китая (Long et al., 2011), то отложения пассивной окраины KKK там не известны.

Позднепалеозойская пассивная окраина KKK прослеживается на расстоянии более 1000 км от хр. Большой Каратау (Казахстан) на северо-западе и до Хантенгрийского горного узла на востоке Кыргызстана (Миколайчук и др., 1995).

Пассивная окраина KKK отличается однообразной выдержанностью разреза. Выше регионального несогласия на раннепалеозойских комплексах залегают франские континентальные красноцветы, которые в фамене сменяются терригенно карбонатными отложениями мелководного шельфа. Северный склон хр. Сарыджаз (восточнее 79-го меридиана) сложен докембрийскими гранитоидами, ордовикскими флишевыми и шельфовыми отложениями и позднедевонскими отложениями карбонатной платформы, которые с угловым несогласием перекрываются поздневизейско-серпуховскими отложениями Эчкилиташского прогиба. Обломочные отложения Эчкилиташа, вероятно, поступали с южного склона Сарыджаза, сложенного позднедевонско-раннебашкирскими платформенными карбонатами, которые перекрываются рифтогенными вулканитами позднедевонско-турнейского возраста (Mikolaichuk et al., 2013). Вулканиты Сарыджаза представлены субщелочными и щелочными базальтами и бимодальными базальт-дацитовыми сериями. Ранее средне позднедевонские бимодальные вулканиты Срединного Тянь-Шаня, а именно, базальты, трахибазальты и риолиты, рассматривались как континентальные образования рифтового типа (Биске, 1996), но детальные геохимические характеристики пока не обсуждались. Мы представляем первые геохимические данные по вулканитам Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Сарыджаза, которые по соотношению кремнекислоты и суммы щелочей (классификация TAS) представлены щелочными разностями – трахибазальтами и трахиандезитами (Le Maitre et al., 2002). Базальты оказались сильно измененными (имеют высокие п.п.п. – около 6 мас. %), вероятно, в результате их излияния в подводных условиях и соответствующих гидротермальных изменений в условиях морского дна, а также из-за последующего регионального зеленосланцевого метаморфизма. При таких процессах возможен привнос-вынос подвижных щелочных металлов, поэтому тип базальтов был также проверен по систематике SiO2 – Nb/Y (Winchester, Floyd, 1977), в соответствии с которой основные вулканиты также являются щелочными базальтами.

С точки зрения состава породообразующих элементов базальты характеризуются средними концентрациями SiO2 (46.0 мас. %), Al2O3 (14.7 мас. %), CaO (4.2 мас. %) и MgO (6.8 мас. %) и высокими концентрациями TiO2 (2.8 мас. %), MnO (0.3 мас. %) и P2O5 (0.5 мас. %) (даны средние значения). Высокие отношения (1) во всех вулканитах предполагают высокую степень FeO*/MgO кристаллизационной дифференциации. Базальты обогащены такими несовместимыми элементами, как легкие редкоземельные элементы (РЗЭ), титан и ниобий, что характерно для континентальных рифтогенных вулканитов, например базальтов неопротерозойских бимодальных рифтовых серий Южно-Китайского блока и пермь триасовых базальтов Кузнецкого бассейна Юго-Западной Сибири (Li et al., 2002;

Буслов и др., 2010). Нормированные по хондриту (Sun, McDonough, 1989) спектры распределения редкоземельных элементов базальтов Сарыджаза характеризуются обогащением легкими РЗЭ (LaN=59–93, La/YbN=7.1–10.7, La/SmN=1.9–2.0) и заметно дифференцированными тяжелыми РЗЭ (Gd/YbN=2.4–3.5). Европиевые аномалии на спектрах РЗЭ практически отсутствуют (Eu/Eu*ср. = 1.0*). Для мультикомпонентных диаграмм редких элементов, нормированных по примитивной мантии (Sun, McDonough, 1989), характерны небольшие отрицательные ниобиевые аномалии по отношению к La и небольшие положительные аномалии по отношению к Th (Nb/Lapm=0.7–0.8;

Nb/Thpm=1.2–1.3), что предполагает незначительную контаминацию материалом верхней мантии или континентальной коры (Буслов и др., 2010), а также небольшие отрицательные аномалии по Zr–Hf. Торий обеднен по отношению к лантану в базальтах (Th/Lapm=0.5–0.7), но обогащен в кислых вулканитах (Th/Lapm=1.9–3.7), что отмечается в большинстве кислых лав (Li et al., 2002). В целом, геохимические характеристики базальтов Сарыджаза предполагают их образование из мантийного источника, обогащенного несовместимыми элементами, в первую очередь высокозарядными Ti, Nb и P, а также легкими РЗЭ.

Для кислых вулканитов характерно обогащение многими редкими элементами, кроме относительно низких концентраций Sr, P, Eu и Ti, возможно в результате фракционной кристаллизации (рисунок). Для трахидацитов Сарыджаза не характерны отрицательные аномалии по Nb и Ta по отношению к соседним элементам на мульти компонентных спектрах в отличие от многих других рифтогенных лав (Li et al., 2002;

Буслов и др., 2010 и ссылки там). Вероятно, образование этих щелочных кислых магм не связано ни с коровыми источниками, ни с ассимиляцией щелочной базальтовой магмой корового материала, ни с кристаллизацией, сопровождающейся фракционированием минералов, совместимых с Nb и Ta, например оксидов Ti и Fe.

Изученные трахидациты также характеризуются спектрами РЗЭ, обогащенными легкими компонентами, и наличием на них европиевых аномалий (Eu/Eu*ср. = 0.4*), а также высокими содержаниями Zr (188–236 мкг/г) и Hf (4.2–5.2 мкг/г), высокими * значение Eu* рассчитывалось по концентрациям Sm и Gd.

226 Иркутск, 20–23 августа _ значениями Ga/Al (9.9–11.4), но низкими концентрациями Sr, P и Ti. Эти геохимические характеристики близки к таковым гранитоидов А-типа (Whalen et al., 1987). Таким образом, полученные нами первые геохимические данные по бимодальным вулканитам Сарыджаза (базальты и дациты) соответствуют их образованию в рифтогенной обстановке и фактически фиксируют заложение пассивной окраины Казахстанско-Кыргызского континента.


Вулканиты Сарыджаза синхронны субщелочной бимодальной серии внутриплитных вулканитов хр. Балыкты, расположенных на противоположном борту Туркестанского океана, т.е. в пределах Южного Тянь-Шаня (Биске, Табунс, 1996). В целом, позднедевонско-раннебашкирские пассивно-окраинно-континентальные отложения Хантенгрийского горного узла схожи с таковыми, расположенными к западу на расстоянии около 1000 км, но отличаются наличием бимодальных вулканитов. Вероятно, Эчкилиташский прогиб пассивной окраины ККК представлял собой рифтовый грабен, заполненный отложениями карбонатной платформы.

Мультикомпонентная диаграмма распределения концентраций редких элементов, нормированных по примитивной мантии. Концентрации элементов в MORB (базальты срединно-океанических хребтов), OIB (базальты океанических островов) и примитивной мантии взяты из (Sun, McDonough, 1989).

_ Таким образом, в период со среднего девона до раннего карбона Срединный Тянь-Шань представлял собой пассивную окраину ККК с мелководными обстановками осадконакопления. В позднем девоне южная часть пассивной окраины ККК оказалась в пределах бассейна Туркестанского океана, и до позднего турне там был проявлен рифтогенез и бимодальный вулканизм. В позднем турне трансгрессия продолжилась к северу, в направлении центральных областей ККК, что привело к образованию флишевого прогиба (Сонкуль-Турук), заполненного сероцветными обломочными отложениями. В серпуховско-раннебашкирское время окраина ККК была покрыта красноцветными континентальными, дельтовыми и мелководными прибрежно морскими отложениями. Одновременно в тыловой части флишевого прогиба формировалась изолированная карбонатная платформа, сложенная отложениями Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ шельфовых лагун, карбонатных турбидитов и биогермных фаций (Алексеев и др., 2008). Мы считаем, что весь Срединный Тянь-Шань на территории и Кыргызстана, и Китая (Синьцзян) когда-то представлял собой единую пассивную окраину Казахстанско-Кыргызского континента. В настоящее время на территории Синьцзяня он представляет собой максимально приподнятый и глубоко эродированный восточный сегмент KKK. На территории Кыргызстана западная погруженная часть ККК, т.е.

собственно Кыргызский Тянь-Шань, состоит из докембрийского фундамента (Krner et al., 2013), перекрытого мощным поздненеопротерозойско-раннепалеозойским осадочным чехлом, а затем и отложениями позднепалеозойской пассивной окраины.

Работа выполнена в рамках проекта МПГК ЮНЕСКО #592 “Образование континентально коры в Центральной Азии”.

Список литературы Алексеев Д.В., Дегтярев К.Е., Миколайчук А.В., Кук Г.Е., Леонов М.Г. Тектонические режимы и этапы эволюции южной окраины Казахстанского континента в пределах Центрального Тянь-Шаня // Общие и региональные проблемы тектоники и геодинамики:

Материалы XLI Тектонического совещания. М.: ГЕОС, 2008. С. 12–17.

Биске Ю.С. Палеозойская структура и история Южного Тянь-Шаня. СПб.: Изд во СПбГУ, 1996. 192 с.

Биске Ю.С., Табунс Э.В. Доколлизионные базальты в Атбаши-Кокшаальских герцинидах (Центральный Тянь-Шань) и их геодинамическая природа // Доклады Академии наук. 1996. T. 348, № 1. C. 81–84.

Буслов М.М., Сафонова И.Ю., Федосеев Г.С., Рейкоу М., Дэвис К., Бабин Г.А.

Пермотриасовый плюмовый магматизм Кузнецкого бассейна, Центральная Азия: геология, геохронология и геохимия // Геология и геофизика. 2010. Т. 51. С. 901–916.

Гесь М.Д. Магматизм и геодинамическая эволюция каледонского орогена Тянь-Шаня // Известия НАН Кыргызской Республики. Проблемы геологии и географии в Кыргызстане. 1999.

С. 33–42.

Миколайчук А.В., Котов В.В., Кузиков С.И. Структурное положение метаморфического комплекса Малого Нарына и проблема границы Северного и Срединного Тянь-Шаня // Геотектоника. 1995. № 2. С. 75–85.

Krner A., Alexeiev D.V., Rojas-Agramonte Y., Hegner E.,Wong J., Xia X., Belousova E.

Mikolaichuk A., Seltmann R., Liu D., Kisilev V. Mesoproterozoic (Grenville-age) terranes in the Kyrgyz North Tianshan: Zircon ages and Nd-Hf isotopic constraints on the origin and evolution of basement blocks in the southern Central Asian Orogen // Gondwana Research. 2013. V. 23. P. 272– 295.

Le Maitre R.W. (Ed.), Streckeisen A., Zanettin B., Le Bas M.J., Bonin B., Bateman P., Bellieni G., Dudek A., Efremova S., Keller J., Lamere J., Sabine P.A., Schmid R., Sorensen H., Woolley A.R. Igneous rocks: A classification and glossary of terms, recommendations of the International Union of Geological Sciences, Subcommission of the Systematics of Igneous Rocks.

Cambridge University Press, 2002.

Li X.-H., Li Z.-X., Zhou H., Liu Y., Kinny P.D. U–Pb zircon geochronology, geochemistry and Nd isotopic study of Neoproterozoic bimodal volcanic rocks in the Kangdian rift of South China:

implications for the initial rifting of Rodinia // Precambrian Research. 2002. V. 113. P. 135–154.

Long L., Gao J., Klemd R., Beier C., Qian Q., Zhang X., Wang J., Jiang T. Geochemical and geochronological studies of granitoid rocks from the Western Tianshan orogen: Implications for continental growth in the southwestern Central Asian orogenic belt // Lithos. 2011. V. 126. P. 321– 340.

Mikolaichuk A.V., Safonova I.Yu., Krner A., Jenchuraeva A.V., Gordeev D.V. Late Paleozoic regional tectonics of the eastern part of the Kazakhstan-Kyrgyz continent // Proceedings of International Workshop and Field trip “Beishan Orogen in NW China: accretionary tectonics, magmatism, eclogites and granulite complexes” / Eds. W.-J. Xiao, I.Yu. Safonova, Z.-Y. Zhang.

Hami, China, 2013.

228 Иркутск, 20–23 августа _ Sun S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes / Eds. A.D. Saunders, M.J. Norry. Magmatism in the ocean basins // Journal of the Geological Society, London, Special Publication 42, 1989. P. 313–345.

Whalen J.B., Currie K.L., Chappell B.W. A-type granites: geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis // Contribution to Mineralogy and Petrology. 1987. V. 95. P. 407–419.

Winchester J.A., Floyd P.A. Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements // Chemical Geology. 1977. V. 20. P. 325–343.

THE LATE PALEOZOIC PASSIVE MARGIN OF THE KAZAKHSTAN-KYRGYZ CONTINENT: A CASE OF RIFT-TYPE BIMODAL VOLCANISM IN THE KYRGYZ TIENSHAN A.V. Mikolaichuk, I.Yu. Safonova, E.V. Kurganskaya 2, A.V. Jenchuraeva 1, D.V. Gordeev 1 Geological Institute, National Academy of Sciences, Bishkek, Kyrgyzstan Sobolev Institute of Geology and Mineralogy, SB RAS, Novosibirsk, Russia, inna@igm.nsc.ru The Tienshan (TS) mountain belt extends across the territories of Kazakhstan, Uzbekistan, Kyrgyzstan and northwestern China. Based on the Paleozoic tectonic framework, the Kyrgyz segment, i.e. Kyrgyz Tienshan, is traditionally considered to consist of the South, Middle and North Tienshan. The South TS is a fold-and-thrust belt bounded by the Tarim craton in the south and the South Tienshan oceanic suture in the north. The belt consists of northward-dipping tectonic sheets of Silurian-Carboniferous platform carbonates, shelf sediments and intraplate volcanic rocks (Biske and Seltmann, 2010). The early Paleozoic units of the Middle and North TS are regarded as parts of the Kazakhstan-Kyrgyz composite continent (KKC) that became amalgamated during the Late Ordovician after closure of the Ishym-Naryn and Jalair-Yili branches of the Paleo-Asian Ocean (e.g., Ghes, 2008). The KKC units are unconformably overlain by late Paleozoic allochthonous terranes such as the active margin units of the Junggar-Balkhash Ocean in the north and passive margin units of the South Tienshan (or Turkestan) Ocean in the south. The South TS of Kyrgyzstan and its bounding oceanic suture extend into the Chinese TS (Long et al., 2011), however, no passive margin units similar to those in Kyrgyzstan have so far been reported by Chinese geologists.

The KKC passive margin extends for more than 1000 km from the Bolshoi Karatau Range in Kazakhstan to the Khan-Tengri Massif of the Saryjas Range in Kyrgyzstan (Mikolaichuk and Buchroithner, 2008). The stratigraphically and lithologically consistent early Paleozoic passive margin units are unconformably overlain by Frasnian continental red color deposits and Famennian clastic-carbonate shelf deposits. The northern Saryjaz Range consists of Precambrian granites, Ordovician flysch and shelf deposits and Late Devonian platform carbonates, which are overlain with an angular unconformity by Late Visean Serpukhovian clastic deposits of the Echkilitash trough. The clastic material of the Echkilitash trough was probably transported from the Late Devonian-Early Bashkirian carbonate platform deposits of the southern Saryjaz slope, which are overlain by rift-type volcanic rocks of Late Devonian-Tournaisian age (Mikolaichuk et al., 2013). The Saryjaz volcanic unit consists of subalkaline and alkaline basalts and bimodal basalt-dacite series. Previously, the Middle and Late Devonian bimodal volcanic rocks of the Middle TS were reported as continental rift-type basalt, trachybasalt and rhyolite (Biske and Seltmann, 2010), but no up-to-date geochemical data have been know so far. In this paper we report first geochemical data on Saryjas volcanic rocks. According to the TAS diagram, the analyzed samples are alkaline varieties, trachybasalt and trachydacite (Le Maitre et al., 2002).

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ As the basalts are characterized by very high L.O.I (around 6 %) we suggest that they erupted in submarine conditions and consequently underwent sea-floor hydrothermal alteration coupled with regional low greenschist metamorphism. During those processes alkaline metals can be mobile and we checked the type of basalts using the SiO2 – Nb/Y systematics (Winchester and Floyd, 1977), according to which they are also alkaline. The principal major element characteristics of the basalts (all shown as averages) are the medium concentrations of SiO2 (46.0 wt. %), Al2O3 (14.7 wt. %), CaO (4.2 wt. %) and MgO (6.8 wt. %) and the high concentrations of TiO2 (2.8 wt. %), MnO (0.3 wt. %) and P2O (0.5 wt. %). High FeO*/MgO ratios (1) correspond to a high degree of crystallizational differentiation in all volcanic varieties. The basalts are enriched in incompatible elements (LREE, Ti, Nb), which is typical of continental rifting-related basalts, e.g., the Neoproterozoic Kangdian Rift bimodal volcanic series of South China or Permian-Triassic basalts of the Kuznetsk Basin of south-western Siberia, Russia (Li et al., 2002;


Buslov et al., 2010). The Saryjas basalts have highly LREE-enriched chondrite normalized (Sun and McDonough, 1989) rare-earth patterns: LaN=59–93, La/YbN=7.1–10.7, La/SmN=1.9–2.0, which have notably differentiated HREE (Gd/YbN=2.4–3.5). The REE patterns possess zero to small Eu anomalies (Eu/Eu*av. = 1.0*). The primitive mantle normalized (Sun and McDonough, 1989) multi-component diagrams of the basaltic samples display weak negative Nb anomalies with respect to La and weak positive ones in respect to Th and (Nb/Lapm=0.7–0.8;

Nb/Thpm=1.2–1.3), which is indicative of weak contamination by upper mantle or continental crust material (Buslov et al., 2010). In the basaltic samples, Th is depleted in respect to La (Th/Lapm=0.5–0.7), but strongly enriched in the felsic varieties (Th/Lapm=1.9–3.7), that is typical of most felsic lavas. The basalt samples are characterized by weak negative Zr-Hf anomalies. Generally, the geochemical features of Saryjas basalts are consistent with their formation from a mantle source enriched in incompatible elements, such as the HFSE and LREE.

The felsic volcanic samples display an overall enriched pattern except for depletion in Sr, P, Eu and Ti due to fractional crystallization (fig.). However, unlike many other rift-type magmas (Li et al., 2002), Nb and Ta show no negative anomalies relative to the neighboring elements, indicating that these alkaline felsic magmas were neither generated from a crustal source, nor by assimilation fractional crystallization of an alkaline basaltic magma, involved no crystallization of Nb, Ta-rich minerals, such as Ti–Fe oxides. In overall, the felsic volcanics have elevated REE patterns with significant negative Eu anomalies, high contents of Zr (188–236 ppm) and Hf (4.2–5.2 ppm), high Ga/Al ratios (9.9–11.4), and low Sr, P and Ti, therefore, sharing most of the geochemical features of A-type granites (e.g., Whalen et al., 1987). Thus according to our first though limited geochemical data the Saryjas volcanic rocks formed in a rifting environment, i.e. fix an early stage of the formation of the KKC passive margin.

The Saryjas volcanic rocks are relatively coeval with the Early Carboniferous bimodal volcanic rocks of the Balykty Range, which are located on the opposite side of the former Turkestan Ocean, i.e. within the South Tienshan (Biske and Seltmann, 2010). In general, the Late Devonian-Early Bashkirinan passive margin sequence of the Khan-Tengri Massif is similar to that 1000 km to the west, but it is unique for the presence of rift-related bimodal volcanic rocks. Thus, we consider that the Echkilitash trough of the KKC passive margin is a rift-type graben filled by carbonate platform sediments.

* Eu/Eu* was calculated following the method of Taylor and McLennan (1985), i.e. referenced to Sm and Gd.

230 Иркутск, 20–23 августа _ Primitive mantle-normalized multi-component trace element patterns for Saryjas volcanic rocks. OIB, MORB and normalization values are from Sun and McDonough (1989).

_ Retrospectively, from the Middle Devonian to Late Carboniferous, the Middle TS comprised part of the passive margin of Kazakhstan and was dominated by shallow-marine siliciclastic and carbonate deposits. In Late Devonian time, the southern part of the KKC passive margin became part of the Turkestan Ocean, experienced rifting and bimodal volcanism. In the Late Tournaisian, the transgression migrated to the north, towards the center of the KKC, and resulted in the formation of a flysch trough filled with gray clastic deposits.

In Serpukhovian-Early Bashkirian time, the northernmost area of the KKC was covered by red-colored continental, delta and shallow marine beach sediments. Simultaneously, an isolated carbonate platform consisting of shelf lagoon deposits, carbonate turbidites and bioherm facies (Alexeiev et al., 2008), formed in the rear part of the flysch trough. We suggest that the entire Middle TS belt, in both parts, Kyrgyzstan and Xinjiang (China), once represented a single passive margin unit of the KKC, but the present elevation in the Xinjiang segment is significantly higher than in the Kyrgyz segment. The western buried part of the KKC, i.e. the Kyrgyz Middle Tienshan, consists of a Precambrian basement and late Neoproterozoic-early Paleozoic sedimentary cover (Krner et al., 2013).

Contribution to IGCP Project #592 “Continental construction in Central Asia”.

References Alekseiev D.V., Degtyarev K.E., Mikolaichuk A.V., Cook H. E., Leonov M.G. Tectonic regimes and evolution of the southern margin of the Kazakhstan continent within the Central Tienshan // General and regional problems of tectonics and geodynamics: Proc. XLI Tectonic meeting.

Moscow: GEOS, 2008. P. 12–17 (in Russian).

Biske Yu.S., Seltmann R. Paleozoic Tianshan as a transitional region between the Rheic and Urals–Turkestan oceans // Gondwana Research. 2010. V. 17. P. 602–613.

Buslov M.M., Safonova I.Yu., Fedoseev G.S., Reichow M., Davies C., Babin G.A. Permo Triassic plume magmatism of the Kuznetsk Basin, Central Asia: geology, geochronology and geochemistry // Russian Geology and Geophysics. 2010. V. 51. P. 901–916.

Ghes M.D. Magmatism and geodynamic evolution of the Caledonian Tienshan orogen. NAS KR Publ. Bishkek, 2008. 159 p. (in Russian).

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Krner A., Alexeiev D.V., Rojas-Agramonte Y., Hegner E.,Wong J., Xia X., Belousova E.

Mikolaichuk A., Seltmann R., Liu D., Kisilev V. Mesoproterozoic (Grenville-age) terranes in the Kyrgyz North Tianshan: Zircon ages and Nd-Hf isotopic constraints on the origin and evolution of basement blocks in the southern Central Asian Orogen // Gondwana Research. 2013. V. 23. P. 272– 295.

Le Maitre R.W. (Ed.), Streckeisen A., Zanettin B., Le Bas M.J., Bonin B., Bateman P., Bellieni G., Dudek A., Efremova S., Keller J., Lamere J., Sabine P.A., Schmid R., Sorensen H., Woolley A.R. Igneous Rocks: A Classification and Glossary of Terms, Recommendations of the International Union of Geological Sciences, Subcommission of the Systematics of Igneous Rocks.

Cambridge University Press, 2002.

Li X.-H., Li Z.-X., Zhou H., Liu Y., Kinny P.D. U–Pb zircon geochronology, geochemistry and Nd isotopic study of Neoproterozoic bimodal volcanic rocks in the Kangdian Rift of South China:

implications for the initial rifting of Rodinia // Precambrian Research. 2002. V. 113. P. 135–154.

Long L., Gao J., Klemd R., Beier C., Qian Q., Zhang X., Wang J., Jiang T. Geochemical and geochronological studies of granitoid rocks from the Western Tianshan Orogen: Implications for continental growth in the southwestern Central Asian Orogenic Belt // Lithos. 2011. V. 126. P. 321– 340.

Mikolaichuk A.V., Buchroithner M.F. (Eds.) Digital Geological Map of the Khan Tengri Massif (Kyrgyzstan) / ISTC Project No KR-920, 2008. www.cluster.istc.kg/geomap.

Mikolaichuk A.V., Safonova I.Yu., Krner A., Jenchuraeva A.V., Gordeev D.V. Late Paleozoic regional tectonics of the eastern part of the Kazakhstan-Kyrgyz continent // Proceedings of International Workshop and Field trip “Beishan Orogen in NW China: accretionary tectonics, magmatism, eclogites and granulite complexes” / Eds. W.-J. Xiao, I.Yu. Safonova, Z.-Y. Zhang.

Hami, China, 2013.

Sun S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes // Magmatism in the Ocean Basins: Journal of the Geological Society, London, Special Publication 42, 1989. P. 313–345.

Whalen J.B., Currie K.L., Chappell B.W. A-type granites: geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis // Contribution to Mineralogy and Petrology. 1987. V. 95. P. 407–419.

Winchester J.A., Floyd P.A. Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements // Chemical Geology. 1977. V. 20. P. 325–343.

МЕХАНИЗМ БАЙКАЛЬСКОГО РИФТОГЕНЕЗА ПО СЕЙСМИЧЕСКИМ ДАННЫМ О ГЛУБИННОМ СТРОЕНИИ В.В. Мордвинова Институт земной коры СО РАН, Иркутск, Россия, mordv@crust.irk.ru Почти четверть века назад в результате анализа тектонических исследований (Замараев и др., 1979), геофизических данных и физико-математического моделирования (Попов, Киселев, Лепина, 1991) А.М. Поповым и А.И. Киселевым был сделан вывод о пассивном характере Байкальского рифтогенеза на основе длительно существующей литосферной неоднородности на южной окраине Сибирского кратона, а также о том, что многократная тектономагматическая активизация является следствием конвективного воздействия глубинного вещества из-под литосферы кратона на ее окраинные зоны, обладающие повышенной проницаемостью.

Предполагалось, что спусковым механизмом рифтогенеза служат межплитные перестройки.

Первые подтверждения о современном конвективном течении из-под Сибирской платформы получены поверхностно-волновой томографией верхней мантии 232 Иркутск, 20–23 августа _ Т.Б. Яновской и В.М. Кожевниковым (Yanovskaya, Kozhevnikov, 2003) и томографией на продольных волнах (Мордвинова и др., 2005). Позднее на основании томографических исследований по продольным волнам для большей территории вывод А.М. Попова был подтвержден И.Ю. Кулаковым (Кулаков, 2008;

Koulakov, Bushenkova, 2010).

Совокупность томографических образов (Bijwoord et al., 1998;

Yanovskaya, Kozhevnikov, 2003;

Priestley et al., 2006;

Кулаков, 2008;

Мордвинова и др., 2009) позволяет понять, что объем верхней мантии Центральной и Юго-восточной Азии, заключенный между мощными древними платформами на северо-западе и зонами современной и погребенной субдукции на юге и востоке, представляет собой подобие относительно низкоскоростной и, следовательно, низкоплотностной воронки. Такая среда является более прогретой и пластичной, чем высокоскоростная. Прогретая мантия неизбежно меняет и свойства коры над нею, ослабляя ее. Кроме того, дневная поверхность обширных низкоплотностных областей, в силу их большей плавучести, возвышается над сопоставимыми по масштабам более плотными областями (древними прочными плитами). В случае коллизии с плитами низкоскоростные области будут отдавать им свою возвышенную часть.

К. Пристли с соавторами с помощью томографических карт и вертикальных сечений до глубины 400 км удалось показать связь аномалий сейсмической скорости с топографией и тектоникой большей части Азии, уделив особое внимание Байкальской рифтовой системе (Priestley et al., 2006). Эта крупномасштабная работа подтверждает тезис А.М. Попова о роли межплитных перестроек в запуске механизма Байкальского рифтогенеза. Особенно четко связь скоростного строения с тектоническими структурами проявляется на вертикальных томографических разрезах, в трех направлениях секущих Байкальскую рифтовую зону (Priestley et al., 2006). Разрез, имеющий азимут 120°, пересекает Байкальский рифт в районе г. Нижнеангарска.

Томография показывает, что и Cеверный Байкал, и Ангаро-Баргузинская горная страна и протянувшийся далее к востоку Южно-Муйский хребет расположены на высокоскоростной жесткой литосфере Сибирского кратона. К востоку от Кадарского хребта вплоть до пододвигающейся под Азию Тихоокеанской плиты во всем исследуемом интервале глубин присутствует низкоскоростная пластичная мантия.

Наличие мощной (100–200 км) высокоскоростной литосферы окраины Сибирского кратона под центром и северо-восточным флангом Байкальской системы рифтов подтверждается и нашими результатами по P-томографии вдоль юго-запад – северо-восточного простирания рифтовой зоны. Вдоль профиля PASSCAL, имеющего азимут 140–150° и пересекающего юг Байкальского рифта в районе п. Листвянка, отмечается такая же ситуация: Байкальская впадина и высокие хребты Хамар-Дабан находятся над прочным Сибирским кратоном, и лишь юго-восточные отроги Хамар Дабан расположены над примыкающей к кратону низкоскоростной пластичной областью (Мордвинова и др., 2009;

Мордвинова, Артемьев, 2010).

Иная обстановка в области Тункинского рифта: по сейсмическим скоростям вдоль профиля MOBAL (азимут 190°) очевидно, что эта субширотного простирания впадина находится над разогретыми пластичными недрами южнее кратона (Priestley et al., 2006;

Мордвинова и др., 2009). Отметим, что непосредственно примыкающие к кратону кора и верхняя мантия его южного и юго-восточного окружения становятся еще более прогретыми и пластичными вследствие восходящего потока накапливаемого тепла и флюидов из-под малопроницаемого для них кратона.

Непротиворечивость скоростных моделей, выполненных различными методами, подтверждает их надежность и дает возможность перейти к геодинамической интерпретации полученных сведений.

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Учитывая, что главная впадина Байкальской рифтовой системы и ее восточные и юго-восточные высокие хребты расположены преимущественно над прочной и довольно мощной литосферой окраины Сибирской платформы, а их отроги – над местом контакта жесткой и пластичной мантийных областей, и принимая во внимание сложившуюся к поздней перми (Pisarevsky et al., 2006) и в основном сохраняющуюся конфигурацию плит Евразии, а также кайнозойскую тектоническую обстановку на ее периферии (Срединно-Атлантический спрединг, Тихоокеанская субдукция, Индо Азиатская коллизия), способствующую движению «состава» трех древних мощных плит в юго-восточном направлении (Morgan, 1972), можно предположить коллизионный сценарий Байкальского рифтогенеза, в котором основная роль принадлежит южному выступу Сибирской платформы, жесткому и прочному, оказывающему непосредственное давление и влияние на смежные более пластичные области коры и мантии юго-востока. Повышенная плавучесть и пластичность последних создает условия для поддвига под них жесткой литосферы Сибирского кратона, что во многом определяет характер Байкальского горообразования и рифтогенез.

Как известно, впадины Байкальской рифтовой системы являются структурами древнего заложения, сформировавшимися в триасе в течение длительной эпохи растяжения (Флоренсов, 1960;

Замараев и др., 1979). Для запуска коллизионного механизма на контакте жесткой и пластичной сред необходим существенный этап сжатия. По-видимому, им мог стать период сжатия 215–190 млн лет назад, в соответствии с рассматриваемым подходом сменившийся позже северо-запад – юго восточным растяжением, которое продолжалось около 40 млн лет. В начале этапа сжатия на границе разных по реологии массивов относительно слабое плато «стекает»

под действием гравитационных сил над крепким, но менее возвышающимся над уровнем моря регионом. В результате происходит срыв верхней части коры у более слабого массива (образование аллохтона на кратоне). Деформируясь под давлением кратона, пластичная мантия производит дополнительное коробление и утолщение коры. В начальной стадии такой коллизии неизбежно деформировалась и сама Байкальская депрессия древнего заложения, на месте современного Байкала шло образование надвиговых структур. Когда фронт коллизии продвинулся к юго-востоку, вовлекая в процесс горообразования последующие участки коры, производя эксгумацию верхнепротерозойских гранитоидов, территория коллизионных Байкальских гор оказалась в условиях растяжения. Растяжению может способствовать интенсивная флюидизация недр в условиях нарушенной целостности коры. Прежние надвиги преобразовывались в сбросы (Замараев и др., 1979). Растяжение создавало также условия для магматических процессов.

В зависимости от общей тектонической обстановки на планете процесс коллизии «Сибирский кратон – пластичная область Юго-Восточной Азии» то полностью затихал, то возобновлялся, но его механизм радикально не изменился (мог меняться вектор приложения главных сил). В настоящее время процесс по предполагаемому сценарию продолжается, о чем свидетельствуют подвижки в очагах сильных землетрясений (Мельникова, Радзиминович, 2007;

Sloan, Jackson, 2011). Во фронтальной зоне, в случае линейного или близкого к линейной форме фронта коллизии (Восточное Прибайкалье), смещения при наиболее сильных землетрясениях, которые происходят при росте гор, должны носить в основном сбросовый и взбросовый характер, что и имеет место. На южном конце Байкальской впадины и вдоль юго-западного края движущейся платформы должны происходить и происходят сдвиги, способствующие раскрытию юго-западных впадин рифтовой системы. На северо-восточном участке рифтовой системы, в зоне действия обращенной к югу байкало-муйской окраины 234 Иркутск, 20–23 августа _ Сибирского кратона, должны происходить более сложные деформации под действием разнонаправленных сил, определяемых конфигурацией этой внешней части кратона.

Кроме того, северный фланг Байкальских рифтов мог принять на себя основной натиск Индийской коллизии. Максимум этого удаленного воздействия, возможно, приходится на период 7–3 млн лет назад, для которого характерна ось сжатия регионального напряжения юго-запад – северо-восток (Парфеевец, Саньков, 2006;

Лунина и др., 2010).

Однако эти смещения могли быть произведены вогнутой формой кратона при том же его юго-восточном движении.

Скорость движения Сибирского кратона к юго-востоку – это параметр, который пока не поддается строгой оценке. Если принять, что кратон движется со средней скоростью 5 мм/год, то, например, за 60 млн лет фронт его воздействия может переместиться к юго-востоку на 300 км, что в этом направлении является близким поперечнику области, охваченной кайнозойскими горообразованием и рифтогенезом.

При скорости 10 мм/год период активизации составит 30 млн лет.

Работа выполнена при частичной поддержке грантов: РФФИ 12-05-01024а, Междисциплинарного интеграционного СО РАН № 111.

Список литературы Замараев С.М., Васильев Е.П., Мазукабзов А.М., Ружич В.В., Рязанов Г.В. Соотношение древней и кайнозойской структур в Байкальской рифтовой зоне. Новосибирск: Наука, 1979.

125 с.

Кулаков И.Ю. Структура верхней мантии под Южной Сибирью и Монголией по данным региональной сейсмотомографии // Геология и геофизика. 2008. Т. 49, № 3. С. 248–261.

Лунина О.В., Гладков А.С., Неведрова Н.Н. Тектоническое строение, напряженное состояние и геодинамика мезозойско-кайнозойских рифтовых впадин Прибайкалья // Геотектоника. 2010. № 3. С. 40–67.

Мельникова В.И., Радзиминович Н.А. Параметры сейсмотектонических деформаций земной коры Байкальской рифтовой зоны по сейсмологическим данным // Доклады Академии наук. 2007. Т. 416, № 4. С. 1–3.

Мордвинова В.В., Артемьев А.А. Трехмерная модель юга Байкальской рифтовой зоны и сопредельных территорий по объемным волнам // Геология и геофизика. 2010. T. 51, № 6.

C. 887–904.



Pages:     | 1 |   ...   | 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.