авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

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


Pages:     | 1 |   ...   | 3 | 4 || 6 | 7 |   ...   | 9 |

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

-- [ Страница 5 ] --

Милановский Е.Е. Рифтогенез и его роль в тектоническом строении Земли и ее мезокайнозойской геодинамике // Геотектоника. 1991. № 1. С. 3–20.

Расцветаев Л.М. Закономерный структурный рисунок земной поверхности и его динамическая интерпретация // Проблемы глобальной корреляции геологических явлений. М., 1980. С. 145–216.

Расцветаев Л.М. Глобальные сдвиги и зоны скалывания планетных тел // Сдвиговые тектонические нарушения и их роль в образовании месторождений полезных ископаемых. Л.:

Наука, 1991. С. 137–148.

Шенгёр А.М.С., Натальин Б.А. Рифты мира (учебно-справочное пособие). Пер. с англ.

М.: ГЕОКАРТ-ГЕОС, 2009. 189 с.

Courtillot V., Davaille A., Besse J., Stock J. Three distinct types of hotspots in the Earth’s mantle // Earth and Planetary Science Letters. 2003. V. 205. P. 295–308.

RIFTING: STRUCTURAL CINEMATICS EXPRESSION AND TECTODYNAMIC CONDITIONS OF ITS MANIFESTATION T.Yu. Tveritinova Geological Faculty of Lomonosov Moscow State University, Moscow, Russia ТРАХИДОЛЕРИТЫ ЕНИСЕЙ-ХАТАНГСКОГО И ЛЕНО-АНАБАРСКОГО ПАЛЕОРИФТОВ М.Д. Томшин, А.Г. Копылова Институт геологии алмаза и благородных металлов СО РАН, Якутск, Россия, Kopylova@diamond.ysn.ru По северной окраине Сибирской платформы в позднепалеозойское время закладывается протяженная линейная зона опускания, трансформировавшаяся на рубеже палеозоя–мезозоя в Енисейско-Хатангскую (на северо-западе) и Лено Анабарскую (на северо-востоке) рифтовые долины. В отличие от трапповых синеклиз (Тунгусской и Оленекской), с которыми связано поступление толеитовых магм и формирование траппов, для рифтогенных обстановок характерны субщелочные и щелочно-базальтовые расплавы, обусловившие становление, в том числе, и трахидолеритов. Установлено, что в северо-западном секторе платформы трахидолериты предшествовали образованию траппов, а на северо-востоке они завершают пермо-триасовый тектономагматический цикл. Объемы магматизма в них не сопоставимы. В Енисейско-Хатангской структуре развиты мощные, преимущественно пластовые интрузии, комагматичные эффузивам ергалакского комплекса (Геологические формации…, 1974), а на северо-востоке трахидолериты образуют лишь Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ дайки и дайкообразные тела (Томшин и др., 1997). Петрографическая характеристика трахидолеритов приведена в вышеупомянутых публикациях, а также в работах А.И. Архиповой и Д.А. Додина (1963) и Б.В. Олейникова (1979). Ниже мы подчеркнем лишь те минералогические особенности трахидолеритов, которые отличают их от сосуществующих с ними трапповых образований. Трахидолериты выполнены достаточно кислым плагиоклазом, преимущественно андезинового состава (An57-26), высокотитанистым (до 2 % TiO2) авгитом (Wo40-43 En38-42 Fs15-21), гиалосидеритовым оливином (Fa44-58). Для пород характерно обилие крупных выделений, иногда приобретающих порфировый облик, апатита и титаномагнетита, постоянное присутствие калиевого полевого шпата, биотита и базальтической роговой обманки.

Следует подчеркнуть отсутствие кварца.

По содержанию практически всех породообразующих окислов (таблица) трахидолериты так же существенно отличаются от образований трапповой формации.

Расплав, сформировавший тела трахидолеритов, был более дифференцирован (индекс магнезиальности Mg# лежит в пределах 33–40). Трахидолериты умеренно недосыщены кремнекислотой (содержание SiO2 изменяется в пределах 42–46 %) и характеризуются необычайно высоким содержанием TiO2 (3.5–7.0 %), P2O5 (1–2 %), железа (FeOtot %) и общей щелочностью (4–7 %), в основном за счет увеличения роли K2O. На диаграмме SiO2 – (Na2O+ K2O) фигуративные точки составов трахидолеритов располагаются в поле щелочных нормативно-нефелиновых базитов. Главным геохимическим признаком магматитов трахидолеритовой формации является обогащенность их относительно долеритов трапповой формации всеми некогерентными элементами. В них в несколько раз возрастает содержание элементов группы титана – Zr, Nb, Y, Yb, Hf, Ta и крупноионных литофильных элементов – Rb, Ba, Sr, Pb. Существенно увеличены концентрации Th и U, доля которых в 4–5 раз Химический состав представительных проб долеритов и трахидолеритов, мас. %.

Ком- Трахидолериты Долериты по нент дж-21/2е дж-23/1 дж-25/1ж уд-60-4 уд-56-1 Т-20-1в Т-20-1л уд-72-2 уд-58- SiO2 44.2 45.2 45.19 46.97 44.23 48.08 49.89 49.68 49. TiO2 3.46 3.66 3.69 5.33 6.43 1.61 1.46 1.13 1. Al2O3 15.75 15.1 14.28 10.43 10.69 15.02 14.38 15.42 15. Fe2O3 3.38 3.97 0.88 6.49 5.73 2.8 3.68 3.12 2. FeO 10.57 10.64 13.45 9.05 9.21 11.08 9.64 8.22 8. MnO 0.15 0.2 0.45 0.16 0.19 0.21 0.1 0.18 0. MgO 5.14 3.85 3.72 5.57 5.85 6.63 5.81 7.31 7. CaO 6.93 8.18 8.08 7.96 10.14 10.3 10.39 10.83 11. Na2O 3.69 4.2 3.7 2.74 2.51 2.46 2.5 1.79 1. K2O 2.2 2.35 2.25 2.34 2.00 0.53 0.63 0.57 0. P2O5 1.47 1.46 1.33 2.48 1.26 0.16 0.28 0.13 0. H2O 1.59 1.2 1.73 0.56 1.07 1.22 0.95 1.04 1. Сумма 98.99 100.36 99.96 99.98 99.66 100.1 99.96 99.90 99. Mg# 40 33 32 40 40 46 44 54 Примечание: дж-21/2е, дж-23-1, дж-25-1ж, Т-20-1в, Т-20-1л – анализы проб из северо западной части, уд-60-4, уд-56-1, уд-72-2, уд-58-10 – анализы проб из северо-восточной части Сибирской платформы.

108 Иркутск, 20–23 августа _ Распределение нормированных по примитивной мантии (McDonough, Sun, 1995) редких элементов в долеритах и трахидолеритах. 1 – долериты и 2 – трахидолериты северо-западной части;

3 – долериты и 4 – трахидолериты северо-восточной части Сибирской платформы.

превосходит их содержание в долеритах. Трахидолериты значительно обогащены редкоземельными элементами, и высока степень их дифференцированности (в северо западной части REE = 313 и (La/Yb)n = 9.8, а в северо-восточной REE = 670 и (La/Yb)n = 23). Отсутствие Ta-Nb-минимума на диаграммах распределения некогерентных элементов (рисунок) может свидетельствовать об отсутствии заметного влияния корового вещества. Следует отметить повышение в трахидолеритах таких несовместимых с основными магмами рудных элементов, как Pb, Be, Mo, Sn, Ga. При этом доля сидерофильных элементов – Ni, Co, Cr, Sc – в трахидолеритах значительно ниже, чем в траппах.

Совмещенные в окраинных частях платформы производные толеитового и щелочного оливин-базальтового расплавов отличаются по минералогии и практически по всем параметрам химических и геохимических данных, что, несомненно, отражает резко различные для них условия исходного магмообразования. Воспользуемся индикаторным отношением (Tb/Yb)n глубины формирования магматических расплавов (Wang et al., 2002). Для траппов оно равно 1.28, и, следовательно, они образовались из источника, соответствующего устойчивости шпинели. Щелочной оливин-базальтовый расплав, из которого образовались трахидолериты Лено-Анабарской структуры, с отношением (Tb/Yb)n = 3.46, несомненно, выплавлялся из существенно более глубинного источника, равновесного с гранатом. В трахидолеритах Енисейско Хатангского рифта данное отношение равно 1.7, т.е. их магматический расплав возник в пограничных областях, соответствующих величине отношения (Tb/Yb)n = 1.8. Из сказанного можно констатировать, что Енисейско-Хатангский рифт продолжает эволюционировать в сторону формирования в дальнейшем синеклизы, а Лено Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Анабарский – «захлопнулся», что привело к резкому заглублению очагов магмообразования и выплавлению более щелочного расплава.

Вполне возможно, что очаги магмообразования для щелочных оливин базальтовых расплавов могли достигать областей устойчивости алмаза, захватывать последний и транспортировать его на поверхность, как это предполагается в работе (Томшин, 2010). Тем самым, производные щелочных оливин-базальтовых магм могли быть коренным источником алмазов V–VII разновидностей, участвующих в формировании Эбеляхских алмазоносных россыпей на северо-востоке Сибирской платформы.

Список литературы Архипова А.И., Додин Д.А. Новые данные по субщелочному трапповому магматизму в северо-западной части Сибирской платформы // Геология северо-запада Сибирской платформы.

М.: Госгеолтехиздат, 1963. С. 153–167.

Геологические формации докайнозойского чехла Сибирской платформы и их рудоносность / Ред. Н.С. Малич, В.Л. Масайтис, Ю.Г. Старицкий, Н.П. Михайлов, Э.Н. Янов.

Труды ВСЕГЕИ. Нов. серия. Т. 194. М.: Недра, 1974. 263 с.

Олейников Б.В. Геохимия и рудогенез платформенных базитов. Новосибирск: Наука, 1979.

Томшин М.Д. Магматиты Эбехаинского дайкового пояса как возможный коренной источник россыпных алмазов на северо-востоке Сибирской платформы // Доклады Академии наук. 2010. Т. 431, № 1. С. 78–80.

Томшин М.Д., Округин А.В., Саввинов В.Т., Шахотько Л.И. Эбехаинский дайковый пояс трахидолеритов на севере Сибирской платформы // Геология и геофизика. 1997. Т. 38, № 9. С. 1475–1483.

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

V. 120. P. 223–253.

Wang K., Plank T., Walker J.D., Smith E.L. A mantle melting profile across the Basin and Range, SW USA // Journal of Geophysical Research. 2002. V. 107 (B1). 10.1029/2001JB000209.

TRACHYDOLERITES OF THE ENISEI-KHATANGA AND LENA-ANABAR PALEORIFTS M.D. Tomshin, A.G. Kopylova Diamond and Precious Metal Geology Institute, SB RAS, Yakutsk, Russia, Kopylova@diamond.ysn.ru ИНЕРЦИОННАЯ МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ ЮЖНО-ЯКУТСКОГО НАДВИГА ВСЛЕДСТВИЕ НЕЛИНЕЙНОГО ВЗАИМОДЕЙСТВИЯ БЛОКОВ ЗЕМНОЙ КОРЫ С.В. Трофименко, Н.Н. Гриб Технический институт (филиал) Северо-Восточного федерального университета им. М.К. Аммосова, Нерюнгри, Россия, urovsky@yandex.ru Исследования, направленные на выявление активных разломов в Южной Якутии по геологическим, геоморфологическим и сейсмотектоническим критериям, предпринимались неоднократно (Живая тектоника..., 1966;

Николаев и др., 1982;

Парфенов и др., 1985;

Имаев и др., 2000). Несмотря на исследования последних лет и полученные результаты (Рогожин и др., 2007;

Овсюченко и др., 2009а, 2009б), 110 Иркутск, 20–23 августа _ проблема корректности используемых критериев для оценки активности разломов до сих пор остается чрезвычайно актуальной.

Ведущую роль в тектоническом строении рассматриваемого региона играют разрывные нарушения различного ранга Южно-Якутской и Становой системы разломов (рис. 1).

Рис. 1. Активные разломы и сейсмичность Южной Якутии.

1, 2 – активные разломы (1 – основные, 2 – второстепенные): К – Кабактинский;

Н – Нижне-Нерюнгринский;

Б – Беркакитский;

С – Суннагино-Ларбинский;

Ю-Я – Южно Якутский;

В – Верхне-Гонамский;

С-С (с) – Северо-Становой (северная ветвь);

С-С (о) – Северо-Становой (основная ветвь);

Ю-С (с) – Южно-Становой (северная ветвь);

Ю-С (о) – Южно-Становой (основная ветвь);

3 – мезозойские отложения мезо-кайнозойских впадин: Ч – Чульманская;

О – Окурданская;

В – Верхне-Тимптонская;

4 – места детального изучения зон активных разломов в горных выработках;

5 – направление векторов горизонтальных смещений блоков земной коры эпохи 70-х годов XX в.;

6 – блоки земной коры по геодинамическим данным (I – Чульманский, II – Зверевский, III – Горбыляхский);

7 – элементы речной сети.

Южно-Якутская система разломов образована сопряженными зонами нарушений преимущественно взбросо-надвиговой кинематики, осложняющих южную часть Чульманской мезозойской впадины. Доминирующую роль среди них занимает плоскость Южно-Якутского взбросо-надвига, представляющего собой региональную тектоническую границу между докембрийскими образованиями Станового хребта и мезозойскими осадками Южно-Якутской системы впадин. Плоскость сместителя наклонена на юг под углами 10–70, горизонтальная амплитуда суммарного смещения по интерпретации гравитационных полей составляет около 12–15 км (Парфенов и др., 1985).

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Максимальная дислоцированность мезозойских пород и морфологические проявления в четвертичных осадках и формах рельефа связаны с Кабактинской, Нижне-Нерюнгринской и Беркакитской зонами разломов. Для кинематики разломов характерно наличие сдвиговых, надвиговых и сбросовых деформаций (Овсюченко и др., 2009а, 2009б).

Южно-Якутский взбросо-надвиг имеет в целом субширотное простирание, протягиваясь извилистой линией и примерно повторяя северное подножие Станового хребта. Основная линия надвига сопровождается параллельными или диагональными разрывами 2-го порядка, затрагивающими как юрские отложения, так и кристаллический фундамент. В рельефе эта структура выражена крутым денудационно тектоническим уступом высотой 50–150 м. Уступ прослеживается и в пределы пересекающих его речных долин. Здесь он выражен резко врезанными на различную глубину руслами водотоков, а также перегибами надпойменных террас.

Для изучения современной геодинамической обстановки в изучаемом районе в 2009 г. в пункте «Нерюнгри» (рис. 1) начаты непрерывные измерения вертикальных и горизонтальных смещений методом GPS-геодезии.

Северное ограничение блока, на котором находится пункт GPS, связано с Нижне-Нерюнгринской зоной разломов, расположенной в пределах принадвиговой зоны Чульманского прогиба, которая представляет собой сложно дислоцированную область, разбитую многочисленными разломами взбросо-надвигового, сдвигового и сбросового типа. Вблизи пункта регистрации южная ветвь Нижне-Нерюнгринского разлома меняет направление с широтного восточнее р. Чульман на северо-западное.

Южное ограничение блока связано с Беркакитским разломом, расположенным в принадвиговой сложно дислоцированной зоне непосредственно севернее Южно Якутского надвига. В современном рельефе Беркакитский разлом имеет отчетливое выражение в виде серии уступов суммарной высотой до 50 м.

Восточным ограничением блока является Суннагино-Ларбинская зона разломов правосдвиговой кинематики смещений с незначительной сбросовой компонентой (Овсюченко и др., 2009а, 2009б). Смещения по Суннагино-Ларбинскому разлому находятся в тесной взаимосвязи с взбросо-надвиговыми подвижками по Южно Якутскому разлому, в значительной степени компенсируя их правосдвиговыми перемещениями.

Таким образом, рассматриваемый блок может быть вовлечен в различные типы движений и деформаций земной коры в соответствии с кинематикой обрамляющих активизированных разломов.

В 2009 г. в зоне влияния Нижне-Нерюнгринского разлома был организован первый пункт наблюдений за деформациями земной коры методами GPS-геодезии. В результате анализа первичных данных из суммарного сигнала горизонтального смещения пункта была выделена циклическая компонента смещения на годичных реализациях (Трофименко, Гриб, 2012).

На рис. 2 представлены графики смещения пункта регистрации в горизонтальной плоскости, осредненные за двухлетний цикл измерений, а также изменение скорости модуля полного смещения, практически совпадающей с изменением скорости вращения Земли.

Смещение пункта в направлениях «северо-восток – юго-запад» может свидетельствовать о его связи с геометрией активных разломов. Аналогичными исследованиями на северо-восточном фланге БРЗ установлено направленное смещение забайкальского геоблока к юго-востоку (Саньков и др., 2005). Геолого-геофизические исследования в исследуемом районе показали, что по системам разрывных нарушений северо-восточного простирания формируются сбросы в комбинации с левосторонними 112 Иркутск, 20–23 августа _ сдвиговыми перемещениями. По широтным разломам доминируют сдвиговые деформации с подчиненной вертикальной составляющей (Овсюченко и др., 2009а, 2009б).

Рис. 2. Динамика смещения пункта измерений в горизонтальной плоскости.

Выделенные типы движений могут быть обусловлены кинематикой Нижне Нерюнгринской зоны разломов (Рогожин и др., 2007). Статистика распределения азимутов горизонтальных компонент свидетельствует о вовлечении в деформационный процесс диагональной системы разломов северо-восточного и северо-западного простирания с одновременным воздействием на блок горизонтальных сжимающих сил.

В геодинамическом плане пункт регистрации расположен в блоке I (см. рис. 1).

По данным геодезических исследований прежних лет этот блок вовлечен в зону высоких градиентов вертикальных и горизонтальных движений различных знаков смещений, причем зона высоких градиентов ограничивается Южно-Якутским надвигом. Вследствие этого различие в скоростях смещения пунктов может быть обусловлено кинематическим влиянием восточного и западного массивных блоков, формирующих систему надвигов.

С другой стороны, данная кинематика движения пункта отражает кинематику Нижне-Нерюнгринской системы разломов в виде сбросов. Беркакитский разлом в настоящее время подвержен левосдвиговым перемещениям, слабо демпфируемым системой широтных и северо-восточных по простиранию разломов. Вследствие этого I блок (см. рис. 1) можно рассматривать как вращающуюся против часовой стрелки систему.

Важным следствием проведенного анализа следует считать тот факт, что надвиговая природа Южно-Якутского разлома может быть частично сформирована инерционным взаимодействием блоков. Основную роль здесь играет блок II (см. рис.

1), как наиболее массивный. Наблюдаемое юго-восточное смещение блока обусловлено геометрией Южно-Якутского надвига. Так как движение блока I в годичных циклах сугубо нелинейное, средняя ширина гистерезиса, равная 0.003 м (рис. 2), может накапливаться в виде деформации, то есть западный блок II надвигается на блок I.

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Таким образом, в дополнение к длительным медленным в геологических масштабах времени пластическим деформациям земной коры, сформировавшим Южно-Якутский надвиг (Тимофеев, 1968;

Парфенов и др., 1983), предлагается геодинамическая модель циклических деформаций. В предлагаемой модели Южно Якутский разлом может быть активным при наступлении предельной деформации, характерной для разломных зон. Саму модель можно классифицировать как инерционную, обусловленную циклическим взаимодействием блоков земной коры вследствие неравномерного вращения Земли в течение года.

Список литературы Живая тектоника, вулканы и сейсмичность Станового нагорья / Отв. ред. В.П. Соло ненко. М.: Наука, 1966. 230 с.

Имаев B.C., Имаева Л.П., Козьмин Б.М. Сейсмотектоника Якутии. М.: Геос, 2000. 227 с.

Николаев B.B., Семенов Р.М., Семенова В.Г., Солоненко В.П. Сейсмотектоника, вулканы и сейсмическое районирование хребта Станового. Новосибирск: Наука, 1982. 150 с.

Овсюченко А.Н., Трофименко С.В., Мараханов А.В., Карасев П.С., Рогожин Е.А.

Очаговые зоны сильных землетрясений Южной Якутии // Физика Земли. 2009. № 2. С. 15–33.

Овсюченко А.Н., Трофименко С.В., Мараханов А.В., Карасев П.С., Рогожин Е.А., Имаев В.С., Никитин В.М., Гриб Н.Н. Детальные геолого-геофизические исследования зон активных разломов и сейсмическая опасность Южно-Якутского региона // Тихоокеанская геология. 2009. Т. 28, № 4. С. 55–74.

Парфенов Л.М., Козьмин Б.М., Имаев В.С. и др. Геодинамика Олекмо-Становой сейсмической зоны. Якутск: ЯФ СО АН СССР, 1985. 136 с.

Парфенов Л.М., Натальин Б.А., Попеко Л.И. Тектоника восточной части Монголо Охотской складчатой системы и природа сопряженных с ней зон мезозойской тектономагматической активизации Алдано-Становой области // Тихоокеанская геология. 1983.

№ 2. С. 26–33.

Рогожин Е.А., Овсюченко А.Н., Трофименко С.В., Мараханов А.В., Карасев П.С.

Сейсмотектоника зоны сочленения структур Байкальской рифтовой зоны и орогенного поднятия Станового хребта // Геофизические исследования. 2007. № 8. С. 81–116.

Саньков В.А., Леви К.Г., Лухнев А.В., Мирошниченко А.И. Современные движения литосферных блоков Центральной Азии по данным GPS-геодезии // Актуальные вопросы современной геодинамики Центральной Азии. Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2005. С. 165–179.

Тимофеев Д.А. Некоторые общие вопросы неотектоники и морфотектоники на примере геоморфологической истории Южной Якутии // Проблемы геоморфологии и неотектоники орогенных областей Сибири и Дальнего Востока. Новосибирск, 1968. Т. 2. С. 235–244.

Трофименко С.В., Гриб Н.Н. Геомеханическая модель блокового движения земной коры // Современные проблемы науки и образования. 2012. № 3;

URL: http://www.science education.ru/103-6462.

INERTIAL MODEL OF THE SOUTH YAKUTIAN THRUST FORMATION DUE TO NON-LINEAR INTERACTION OF EARTH’S CRUST BLOCKS S.V. Trofimenko, N.N. Grib Technical Institute (Branch) of the Ammosov Northeastern Federal University, Neryungri, Russia, urovsky@yandex.ru 114 Иркутск, 20–23 августа _ ИCСЛЕДОВАНИЕ ЗЕМНОЙ КОРЫ И ВЕРХНЕЙ МАНТИИ ЮЖНОЙ ЧАСТИ САЯНО-БАЙКАЛЬСКОЙ СКЛАДЧАТОЙ ОБЛАСТИ ТЕЛЕСЕЙСМИЧЕСКИМ МЕТОДОМ ПРИЕМНОЙ ФУНКЦИИ Д.С. Трынкова, М.М. Кобелев, В.В. Мордвинова Институт земной коры СО РАН, Иркутск, Россия, mord@crust.irk.ru Как для поисков полезных ископаемых, так и для воссоздания истории и прогнозирования направленности развития нашей планеты необходимы более детальные сведения о современном устройстве Земли, о ее глубинном строении. В первую очередь вызывают интерес мировой науки современные активные зоны, в частности Байкальская рифтовая зона. Сравнительно детальную информацию о распределении скоростей сейсмических волн в земной коре и верхней мантии для всей территории Азии дают сейсмотомографические исследования по поверхностным волнам землетрясений (Ritzwoller, Levshin, 1998;

Yanovskaya, Kozhevnikov, 2003;

Priestley et al., 2006). Выполнена и региональная томография по объемным волнам землетрясений (Мордвинова и др., 2000, 2009;

Коulakov, Bushenkova, 2010). Однако редкая сеть сейсмостанций приводит к низкому разрешению этих методов, не позволяющему судить о структуре земной коры.

Всё более распространяющийся в мировой геофизике метод функции приемника по детальности получаемых сведений о скоростной структуре занимает промежуточное место между томографическими исследованиями и глубинным сейсмическим зондированием (Vinnik, 1977;

Burdick, Langston, 1977;

Kosarev et al., 1987;

Kind et al., 1995;

Bertrand, Deschamps, 2000;

Zorin et al., 2002;

Oreshin et al., 2011). При наличии достаточно плотной сети станций метод функции приемника может конкурировать с ГСЗ, благодаря близвертикальным сейсмическим лучам далеких землетрясений и чувствительности поперечных волн к перепадам скорости на границах неоднородностей и к градиентам скоростей. Преимуществом метода приемной функции перед сейсмотомографией является возможность исследования скоростной структуры в районе отдельно взятой станции. Но, безусловно, более богатая информация может быть получена по профильной сети. Например, богатая информация о коре и мантии получена по международному трансекту MOBAL 2003 г., линия расстановки 18 широкополосных станций которого примерно вдоль 100-го меридиана пересекла различные тектонические зоны начиная от юга Сибирской платформы до Гоби-Алтая (Мордвинова и др., 2007).

В 2009 г. Институтом земной коры СО РАН с помощью Российского фонда фундаментальных исследований организованы постоянные наблюдения пятью широкополосными приборами GURALP, которые вместе со стационарными приборами Байкальской сети составили представительную сейсмическую сеть, пригодную для более детальных исследований структуры коры и верхней мантии по обе стороны Главного Саянского разлома (рис. 1). Мы поставили задачу: применив метод приемной функции (receiver function P-to-S), по распределению сейсмических скоростей выявить глубинные неоднородности в различных направлениях от точек наблюдения. Поскольку распределение естественной сейсмичности на Земле таково, что в Саяно-Байкальский регион от удаленных более чем на 2500 км землетрясений волны приходят основном с юго-востока, для получения нужного количества качественных записей сильных землетрясений со всевозможных азимутов требуются годы наблюдений.

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Рис. 1. Схема расположения сейсмостанций и азимутальных особенностей коро мантийной границы в скоростных моделях Vs(h), рассчитанных по продольным функциям приемника. Сплошной линией отмечен Главный Саянский разлом. Радиус больших окружностей вокруг станций приблизительно соответствует месту пересечения телесейсмическими лучами горизонтальной площадки на глубине 40 км. В самых светлых азимутальных секторах найден градиентный переход от мантии к коре, в остальных секторах – резкий переход. Более интенсивным тоном обозначены азимутальные секторы с наиболее резким скачком скорости сейсмических волн на коромантийной границе.

К 2012 г. широкополосными сейсмическими станциями GURALP получен необходимый материал для исследования скоростной структуры в районах наблюдения не только в юго-восточном направлении от станций, но и в некоторых других (рис. 1).

Для всех этих направлений инверсией выделенных приемных функций восстановлены одномерные скоростные разрезы поперечных волн земной коры и верхней мантии до глубины 70 км. Проведен анализ полученных скоростных моделей как по отдельным станциям для различных направлений, так и по отдельным направлениям для каждой станции. Обнаружены закономерности в распределении сейсмических скоростей в земной коре и в самой верхней мантии (рис. 2). Чередование слоев повышенной и пониженной скоростей имеет подобный характер в наиболее близко расположенных друг к другу станциях. Например, верхняя часть земной коры с двумя слоями повышенной скорости в интервале глубин от 3 до 13 км в модели Хойтогола (Хойт) подобна моделям западных станций – Орлику и Сороку. Однако нижняя часть коры и подкоровой мантии модели Хойтогола имеет больше сходства с распределением скоростей центральных станций рассматриваемого региона – Кырена и Онота, несмотря на то, что Онот расположен к северу от Главного Саянского разлома, являющегося южной геологической границей Сибирской платформы.

116 Иркутск, 20–23 августа _ Рис. 2. Одномерные модели S-скоростной глубинной структуры среды в районе Главного Саянского разлома, рассчитанные по юго-восточным телесейсмическим данным.

Хотя еще не накоплено записей землетрясений со всех азимутов, для станций Онот, Сорок, Хойтогол и Кырен появилась возможность сравнить особенности скоростной структуры по одномерным Vs(h) моделям, рассчитанным до глубины 70 км для некоторых направлений относительно каждой точки наблюдения (см. рис. 1).

Азимутальный анализ скоростных разрезов выявил следующую закономерность в характере коромантийной границы по обе стороны Главного Саянского разлома: в тех азимутах, где сейсмические лучи подходят к земной коре под участками с невысокой топографией, на глубине 40 км выявлена резкая коромантийная граница со скачком скорости S волн от 3.5–3.8 до 4.3–4.6 км/c. Под высотами более 1000 м коромантийный переход градиентный. В таких случаях среда с мантийными скоростями (V = 4.4–4. S км/с) расположена на глубинах более 40 км. Например, по данным п. Онот, в секторе 161–188° мантийные скорости глубже 45 км. Закономерность нарушают модели высокорасположенного пункта Сорок, рассчитанные пока по немногочисленным данным.

Исследования поддержаны грантами инициативного проекта РФФИ 12-05 01024 и экспедиционных проектов СО РАН.

Список литературы Мордвинова В.В., Винник Л.П., Косарев Г.Л., Орешин С.И., Треусов А.В.

Телесейсмическая томография литосферы Байкальского рифта // Доклады Академии наук. 2000. Т. 372, № 2. С. 248–252.

Мордвинова В.В., Дешам А., Дугармаа Т., Девершер Ж., Улзийбат М., Саньков В.А., Артемьев А.А., Перро Ж. Исследование скоростной структуры литосферы на Монголо-Байкальском трансекте 2003 по обменным SV-волнам // Физика Земли. 2007. № 2. С. 11–22.

Мордвинова В.В., Треусов А.В., Шарова Е.В., Ананьин Л.В. Телесейсмическая Р-томография на юге Сибири и в Монголии // Геодинамическая эволюция литосферы ЦАСП (от океана к континенту): Материалы совещания. Вып. 7. Иркутск: Институт земной коры СО РАН, 2009. Т. 2. C. 25–27.

Bertrand E., Deschamps A. Lithospheric structure of the southern French Alps inferred from broadband analysis // Physics of the Earth and Planetary Interiors. 2000. V. 122. P. 79– 102.

Burdick L.J., Langston C.J. Modeling crustal structure through the use of converted Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ phases in teleseismic body–wave forms // Bull. Seism. Soc. Amer. 1977. V. 67 (3). P. 677– 691.

Kind R., Kosarev G.L., Petersen N.V. Receiver functions at the stations of the German Regional Seismic Network (GRSN) // Geophysical Journal International. 1995. V. 121.

P. 191–202.

Kosarev G.L., Makeeva L.I. Vinnik L.P. Inversion of teleseismic P–waves particle motions for crustal structure in Fennoscandia // Physics of the Earth and Planetary Interiors.

1987. V. 47. P. 11–24.

Koulakov I., Bushenkova N. Upper mantle structure beneath the Siberian craton and surrounding areas based on regional tomographic inversion of P and PP travel times // Tectonophysics. 2010. V. 486. P. 81–100.

Oreshin S.I., Vinnik L.P., Kiselev S.G., Rai S.S., Prakasam K.S., Treussov A.V. Deep seismic structure of the Indian shield, western Himalaya, Ladakh and Tibet // Earth and Planetary Science Letters. 2011. V. 307. P. 415–429.

Priestley K., McKenzie D. The thermal structure of the lithosphere from shear wave velocities // Earth and Planetary Science Letters. 2006. V. 244 (1–2). P. 285–301.

doi:10.1016/j.epsl.2006.01.008.

Ritzwoller M., Levshin A. Eurasian surface wave tomography: group velocities // Journal of Geophysical Research. 1998. V. 103(3). P. 4839–4878. doi:10.1029/97JB 02622.

Vinnik L.P. Detection of waves converted from P to SV in the mantle // Physics of the Earth and Planetary Interiors. 1977. V. 15. P. 39–45.

Yanovskaya T.B., Kozhevnikov V.M. 3D S–wave velocity pattern in the upper mantle beneath the continent of Asia from Rayleigh wave data // Physics of the Earth and Planetary Interiors. 2003. V. 138. P. 263–278.

Zorin Yu.A., Mordvinova V.V., Turutanov E.Kh., Belichenko V.G., Artemyev A.A., Kosarev G.L., Gao S.S. Low seismic velocity layers in the Earth’s crust beneath Eastern Siberia (Russia) and Central Mongolia: receiver function data and their possible geological implication // Tectonophysics. 2002. V. 359 (3–4). P. 307–327.

RESEARCH OF THE EARTH'S CRUST AND UPPER MANTLE OF THE SOUTHERN PART OF THE SAYAN-BAIKAL FOLDED AREA BY RECEIVER FUNCTIONS TELESEISMIC METHOD D.S. Trynkova, M.M. Kobelev, V.V. Mordvinova Institute of the Earth's Crust, SB RAS, Irkutsk, Russia, mord@crust.irk.ru СКОРОСТИ ПОПЕРЕЧНЫХ ВОЛН В ЗЕМНОЙ КОРЕ БАЙКАЛЬСКОГО РИФТА ПО ДАННЫМ БЛИЗКИХ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ Ц.А. Тубанов 1, В.Д. Суворов 2, Л.Р. Цыдыпова Геологический институт СО РАН, Улан-Удэ, Россия, siren65@mail.ru Институт нефтегазовой геологии и геофизики им. А.А. Трофимука СО РАН, Новосибирск, Россия Сейсмические свойства горных пород дают важные сведения по составу, физическому состоянию и структуре литосферы. Наиболее полная информация может быть получена при комплексном использовании волн, различающихся по типу поляризации (продольных, поперечных). Уплотненная сеть сейсмостанций в центральной части БРЗ позволяет получить данные о времени пробега «прямых»

118 Иркутск, 20–23 августа _ сейсмических волн от близких землетрясений на эпицентральных расстояниях 10–100 км.

Ключевым фактором при использовании данных близких землетрясений является наличие ошибок локализации гипоцентра, которые можно разделить на три типа (см., например, Pavlis, 1986): (1) ошибки измерения времен вступлений (ошибки данных), (2) неточность определения скоростной модели (модельные ошибки), (3) нелинейность задачи (малые возмущения в данных или модели приводят к сильным смещениям координат и времени в очаге).

Трудность получения конкретных оценок связана с тем, что здесь определяющую роль играют плотность и геометрия наблюдательной сети, что обычно является крайне нерегулярным и трудно стандартизируемым. Часто используются так называемые «эмпирические» правила с требованием окружения эпицентра как минимум десятью станциями, чтобы одна станция находилась на расстоянии глубины очага землетрясения и т.п. (Chatelain et al., 1980;

Bondar et al., 2004;

и др.).

Для изучения возможностей локальной сети сейсмостанций и влияния неоднородностей земной коры Центрального Байкала на точность определения координат очага проведено тестирование локализации гипоцентра путем решения прямой кинематической задачи для двумерной модели среды лучевым методом для существующей сети станций. Как показано ранее (Суворов, Тубанов, 2008;

Тубанов, 2009), это позволяет произвести сравнение результатов локализации с разными типами скоростных моделей среды. Поскольку количество опорных станций является критическим (данные 5–9 сейсмостанций используются для локализации одного события), применение известных алгоритмов одновременного определения координат землетрясения и скоростей сейсмических волн (Pavlis, Booker, 1980;

Kissling, 1988;

Арефьев, 2003;

Kissling et al., 1994) невозможно. Нами апробируются способы оценки влияния ошибок данных и модельных погрешностей, ранее применявшиеся в сейсмическом методе отраженных волн. Использование для локализации только прямых продольных волн позволяет оставаться в рамках априорной вертикально неоднородной модели для P-волн, не используя более грубые оценки глубинного распределения скорости поперечных волн. В качестве априорной скоростной модели использованы данные по продольным волнам профилей ГСЗ наиболее близких к сети наблюдений (Сун Юншен и др., 1996;

Nielsen, Thybo, 2009). В пользу использования только продольных волн для локализации очагов также свидетельствуют факты наличия значительной анизотропии в толще пород земной коры, которые могут привести к различиям в значениях времени пробега поперечных волн разной поляризации от –0.4 с до +0.4 с (Детальные сейсмические исследования…, 1993).

Заметим, что в сейсмологии использование значений времени пробега поперечных волн производится часто без учета направления на источник (географическая ориентация датчиков).

Вслед за решением задачи локализации по данным продольной волны можно определить вдоль путей ее распространения от источников к станциям осредненные по лучу значения скорости продольной Pg и поперечной волны Sg (при условии равенства путей их распространения в изотропной неоднородной среде, когда Vp/Vs = ts/tp = const). Усреднение скоростей вдоль лучей приводит к потере детальности, но позволяет обнаружить наиболее протяженные и устойчивые изменения скоростей и их приближенную локализацию в пространстве. Такие значения более соответствуют разрешающей способности по данным проходящих волн. Кроме того, появляется возможность анализировать общие свойства используемых данных, важные для оценки возможности и качества решения задачи, поскольку не вполне ясна точность первичной локализации очага, основанная на априорной одномерной модели.

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Поскольку априорная слоистая модель имеет границу с резким скачком скорости на глубине около 16 км, полученные данные разделяются на две совокупности, определяемые глубиной очагов землетрясений в интервалах 8–16 км и 16–22 км.

Модельное изменение скорости поперечной волны с эпицентральным расстоянием рассчитывается по тренду сглаженного отношения ts/tp = Vp/Vs с учетом значения средней лучевой скорости продольной волны (изменение ts/tp в зависимости от глубины очагов землетрясений по экспериментальным наблюдениям определить не удается из-за высокого уровня разброса значений при отчетливо выраженном среднем тренде). Тенденции влияния вертикальной неоднородности, отчетливо проявленные в изменении скорости продольных волн, существуют и здесь. В верхнем слое коры при очагах в интервале глубин 8–16 км модельная средняя лучевая скорость увеличивается с эпицентральным расстоянием от 3.4 до 3.6 км/с. Скорость по экспериментальным данным на эпицентральных расстояниях до 80–90 км повышена относительно модельных значений в среднем примерно на 0.1 км/с, а далее различие уменьшается.

Значительная часть данных для станций ZRH и STD характеризуется аномально пониженной скоростью относительно модельных значений. На эпицентральных расстояниях свыше 120 км наблюдается повышенный разброс скорости поперечных волн, подобно скорости продольных волн, что характерно для наблюдений на станциях MXM, ONG и частично KEL.

Для очагов на глубине 16–22 км модельная средняя лучевая скорость поперечных волн монотонно увеличивается с эпицентральным расстоянием от 3.48 до почти 3.8 км/с. По экспериментальным данным тренд увеличения скорости с эпицентральным расстоянием не является монотонным. На интервале расстояний 30– км скорость в среднем примерно на 0.1 км/с больше модельных, а на расстояниях свыше 80–100 км она меньше. Этот эффект менее заметен при глубине очагов 8–16 км, что может свидетельствовать о возможном существовании локальной области с пониженной скоростью в пределах сейсмоактивного слоя. Таким образом, данные об изменении средней лучевой скорости поперечной волны в целом также не противоречат возможному присутствию слоя пониженной скорости, более отчетливо проявляющемуся в изменениях скорости продольной волны. Однако окончательные выводы зависят от изучения особенностей пространственного распределения латеральных неоднородностей, так как одномерные представления показывают усредненную картину.

В первом приближении поиска возможных пространственных особенностей распределения средних скоростей продольных и поперечных волн можно использовать коэффициент Пуассона. В коровом интервале, от поверхности до глубин 8–10 км, характеризующем свойства коры над сейсмоактивным слоем, коэффициент Пуассона изменяется от 0.27 до 0.31. В слое мощностью 16–22 км контрастность его изменений по глубине и латерали возрастает за счет пониженных значений, и коэффициент изменяется от 0.25 до 0.31. При этом на локальных участках наблюдаются протяженные зоны с резко пониженными значениями коэффициента Пуассона, что увеличивает латеральную контрастность, подчеркивающую присутствие сейсмоактивного слоя и его неоднородность. Очаги землетрясений в акватории оз. Байкал расположены в области повышенных до 0.3 значений коэффициента Пуассона, а под Селенгинской депрессией – пониженных до 0.25. Наблюдаемые вариации коэффициента Пуассона (и скоростей) не являются случайными и значимы по величине, так как значения скоростей, по которым коэффициент рассчитывался, усреднялись на большой базе. При переходе от средних скоростей к локальным значениям рассматриваемые их вариации и соответственно коэффициента Пуассона 120 Иркутск, 20–23 августа _ могут быть значительно больше. Полученные данные свидетельствуют о скоростной неоднородности сейсмоактивного слоя земной коры БРЗ, проявляющейся в контрастных изменениях коэффициента Пуассона и, по всей видимости, контролирующих размещение очагов землетрясений.

Результаты получены при поддержке Интеграционных проектов СО РАН № 111 и № 54.

Список литературы Арефьев С.С. Эпицентральные сейсмологические исследования. М.:

Академкнига, 2003, 375 с.

Детальные сейсмические исследования литосферы на P- и S-волнах / С.В. Кры лов, Б.П. Мишенькин, З.Р. Мишенькина и др. Новосибирск: Наука, 1993. 199 с.

Суворов В.Д., Тубанов Ц.А. Распределение очагов близких землетрясений в земной коре под Центральным Байкалом // Геология и геофизика. 2008. Т. 49, № 8.

С. 805–818.

Сун Юншен, Крылов С.В., Ян Баоцзюнь и др. Глубинное сейсмическое зондирование литосферы на международном трансекте Байкал – Северо-Восточный Китай // Геология и геофизика. 1996. Т. 37, № 2. С. 3–15.

Тубанов Ц.А. Глубина очагов землетрясений в области Центрального Байкала по данным локальной системы наблюдений: Дис…. к. г.-м.н. Иркутск, 2009. 131 c.

Bondar I., Mayers S., Engdahl R., Bergman E. Epicentre accuracy based on seismic network criteria // Geophysical Journal International. 2004. V. 156 (3). P. 483–496.

Chatelain J.L., Roecker S.W., Hatzfeld D., Molnar P. Microearthquake seismicity and fault plane solutions in the Hindu Kush region and their tectonic implications // Journal of Geophysical Research. 1980. V. 85. P. 1365–1387.

Kissling E. Geotomography with local earthquake data // Reviews of Geophysics.

1988. V. 26. P. 659–698.

Kissling E., Ellsworth W.L., Eberhart-Phillips D., Kradolfer U. Initial reference models in local earthquake tomography // Journal of Geophysical Research. 1994. V. 99.

P. 19635–19646.

Nielsen C., Thybo H. No Moho uplift below the Baikal rift zone: Evidence from a seismic refraction profile across southern Lake Baikal // Journal of Geophysical Research.

2009. V. 114. B08306б, Pavlis G.L. Appraising earthquake hypocenter location errors – a complete, practical approach for single-event locations // Bull. Seism. Soc. Am. 1986. V. 76. P. 1699–1717.

Pavlis G.L., Booker J.R., The mixed discrete-continuous inverse problem: Application to the simultaneous determination of earthquake hypocenters and velocity structure // Journal of Geophysical Research. 1980. V. 85 (B9). P. 4801–4810.

SHEAR VELOCITIES IN THE EARTH’S CRUST OF THE BAIKAL RIFT ACCORDING TO THE NEAR EARTHQUAKE DATA Ts.A. Tubanov 1, V.D. Suvorov 2, L.R. Tsydypova Geological Institute, SB RAS, Ulan-Ude, Russia, siren65@mail.ru Trofimuk Institute of Petroleum Geology and Geophysics, SB RAS, Novosibirsk, Russia Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ АРХЕЙСКО-ЧЕТВЕРТИЧНЫЙ РИФТОГЕНЕЗ ФЕННОСКАНДИИ И СВЯЗАННАЯ С НИМ МЕТАЛЛОГЕНИЯ С.И. Турченко Институт геологии и геохронологии докембрия РАН, Санкт-Петербург, Россия Одним из наиболее остро обсуждаемых аспектов континентального рифтогенеза был вопрос термотектонического происхождения рифтов. В целом контрастные модели описывали «пассивные» рифты (Милановский, 1976) как результат растяжения и раскола литосферы (типа Байкальского рифта), что вызывало проявление базитового магматизма при декомпрессионном плавлении верхней мантии (McKenzie, Bickle, 1988). Cовременные геолого-геофизические и изотопно-геохронологические данные по кристаллическому фундаменту Восточно-Европейской платформы показали, что он был образован при амальгамации архейских мегаблоков: Карело-Кольско-Мезенского (ККМ), Волго-Уральского и Сарматского, которые были спаяны вместе в позднем архее вдоль коллизионных сутурных зон. В палеопротерозое к архейскому ККМ мегаблоку были приращены Прибалтийско-Белорусский и Свекофеннский коровые сегменты с возрастом пород 2.0–1.75 млрд лет. Дальнейшее развитие Фенноскандии было проявлено в наращивании коры в пределах Готского (1.75–1.40 млрд лет) и Свеконорвежского (1.2–0.9 млрд лет) блоков. Особенностью докембрийской эволюции Фенноскандии является ее кратонизация, сопровождаемая неоднократными проявлениями процессов рифтогенеза от позднего архея до позднего палеозоя, а также фиксируемая сейсмикой в четвертичную эпоху.

Наиболее ранний рифтогенез в пределах Фенноскандии был проявлен в формировании коматиит-базальтовых зеленокаменных поясов с возрастом 2800– млн лет, сопровождаемых базальтоидным и гранитоидным магматизмом. Такого рода структуры тяготеют к областям наиболее древнего корообразования – серогнейсовым комплексам с возрастом протолита более 3.5 млрд лет. Рифтогенным поясам свойственны колчеданные Cu–содержащие месторождения с сопутствующим Ag–Zn– Pb эпитермальным и Au гидротермальным оруденением. Кумуляты коматиитовых потоков и массивов перидотитов иногда содержат сульфидно-никелевую минерализацию, которая при более поздних метаморфо-метасоматических процессах трансформируется в богатые эпигенетические руды (Турченко, 1978). Континентальная кора мощностью 38–40 км была сформирована именно в архее, причем свидетельством достаточно мощной коры этого времени является внедрение карбонатит-щелочно ультраосновного массива Силлинярви возрастом 2600 млн лет с апатит-редкоземельной минерализацией.

Позднее была развита система палеопротерозойских внутриконтинентальных рифтов длительной полициклической эволюции (2500–1850 млн лет) в пределах архейского ККМ мегаблока. Она представлена субмеридиональным Северонорвежско Онежским и широкоизвестным Печенгским рифтом и рифтом Имандра-Варзуга.

Палеорифты меридионального направления прослеживаются по геолого геофизическим и космоструктурным данным (Турченко и др., 1997;

Перцов и др., 2000) под платформенным чехлом вплоть до Среднерусских рифейских авлакогенов.

Направления этих рифтов совпадают с положением рифтогенных зеленокаменных поясов архея и наследуют их развитие. С ранними стадиями развития рифтов связано внедрение расслоенных мафит-ультрамафитовых интрузий (2.50–2.35 млрд лет), к которым приурочены месторождения Сu-Ni, Ti и PGE руд. Ранние структуры северо западного направления в кольско-норвежской и лапландско-северокарельской частях 122 Иркутск, 20–23 августа _ архейского мегаблока рассечены системой радиальных разломов, сходящихся в районе северной оконечности Ботнического залива, у границы с раннепротерозойским Свекофеннским коровым блоком. Вдоль этих разломов распространены рифтогенные вещественные комплексы с возрастом 2.00–1.85 млрд лет (пояса Каутокейно, Карасйок и др.). Одна из таких структур протягивается на северо-восток и охватывает Печенгский рифт. Таким образом, Печенгская структура оказывается расположенной в области узла пересечения двух систем рифтов и трансформных разломов этих систем, что и определяет ее существенное геотектоническое, а отсюда и металлогеническое отличие от рифта Имандра-Варзуга. Оно выражено в том, что именно в Печенгской структуре присутствуют габбро-верлиты, несущие Cu-Ni оруденение с возрастом 1. млрд лет и подъем границы Мохо до глубин 35 км, фиксируемый гравианомалией, вызванные мантийной активизацией. Начало этого позднего этапа рифтогенеза также выражено в окраинно-континентальном рифтогенезе, определившем формирование Ладожско-Ботнической зоны Свекофеннской складчатой области.

В позднем протерозое начальный этап отмечен формированием анорогенных вулканоплутонических построек в период 1750–1550 млн лет (Трансскандинавский пояс гранитоидов и анортозит – рапакиви-гранитные плутоны), слагающих систему неразвитых рифтов и отличающихся существенными минимумами поля силы тяжести.

Их металлогенический потенциал незначителен и лишь для Питкярантского массива, внедренного в архейскую кору, присущи стратиформные скарново-полиметаллические и грейзеновые Sn–Be месторождения. Для более позднего среднерифейского этапа характерно образование рифтогенных структур – авлакогенов, составляющих диагональную сеть, местами секущую древние структуры, а местами наследующую древние шовные зоны в фундаменте ВЕП. Для этих структур характерны минимумы значений силы тяжести и увеличенная до 45–50 км мощность земной коры.

Металлогеническая значимость этого этапа небольшая, можно лишь отметить формирование стратиформного уранового оруденения (Мельников и др., 1993). Время образования авлакогенов совпадает со временем раскрытия Протоатлантики и распада протоматерика Лавразия. Дальнейшее развитие Фенноскандии начиная с венда происходило в стабильных условиях платформенного режима.

Палеозойский этап для Балтийского щита выражен в мантийной активизации земной коры, происходившей вдоль зон разломов, наследующих направление крупных рифейских авлакогенов. Одна из таких зон вытянута вдоль Ботнического залива и соответствующего авлакогена. Именно к ней приурочены щелочно-ультраосновные интрузии с редкометалльно-редкоземельными, апатитовыми и титан-железорудными месторождениями (Хибины, Ловозеро, Ковдор, Сокли и т.д.). Кроме того, для этого же этапа характерен рассеянный рифтинг в Лапландско-Кандалакшской зоне, выраженный в формировании многочисленных щелочных, карбонатитовых и кимберлитовых трубообразных интрузий, частично алмазоносных или несущих редкоземельную минерализацию. Зона рассеянного рифтинга совпадает по площади с областью распространения радиальных раннепротерозойских рифтов.

Четвертичный рифтогенез фиксируется сейсмичностью территории Фенноскандии, проявленной интенсивно в пределах протерозойских блоков.

Землетрясения интенсивностью 3–5 баллов четко локализованы вдоль полос северо восточного простирания, параллельных Северному Атлантическому рифту и наследующих направление рифейского Ботнического авлакогена и палеозойского рифта Осло. Кроме того, сгущение центров землятрясения характерно для Лапландско Кандалакшской зоны, под которой на сейсмопрофиле Печенга-Ловиста в нижней части выявляется высокоскоростная линза. Она может отвечать современному возбужденному состоянию мантии. Здесь же отмечается максимум горизонтального Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ градиента поверхности геоида (Богданов и др., 1991), связанного, вероятно, с глубинными (до 1500 км) зонами разуплотнения и разогрева нижней мантии по данным сейсмотомографии (Richards, 1999).

Список литературы Богданов В.И., Кременецкая Е.О., Сильдвээ Х.Х. Фенноскандинавско Средиземноморский линеамент геоида // Доклады АН СССР. 1991. Т. 316, № 4. С. 864–867.


Мельников Е.К., Петров Ю.В., Рябухин В.Т., Савицкий А.В. Онежский рудный район с уран-золото-платинометалльно-ванадиевыми месторождениями // Разведка и охрана недр.

1993. № 8. C. 31–34.

Милановский Е.Е. Рифтовые зоны континентов. М.: Недра, 1976. 215 с.

Перцов А.В., Гальперов Г.В., Антипов В.С., Никольский В.С., Стрельников С.И., Турченко С.И. Космический образ России: уникальная минерагения крупнейших линеаментов // Отечественная геология. 2000. № 6. C. 29–32.

Турченко С.И. Особенности формирования сульфидно-никелевого оруденения в метаморфических поясах // Петрологические основы формирования сульфидных медно никелевых месторождений. Л.: Наука, 1978. C. 66–69.

Tурченко С.И., Антипов В.С., Вострокнутов Е.П., Гальперов Г.В., Перцов А.В.

Дистанционные и геологические свидетельства протерозойского рифта и размещения золоторудной минерализации на востоке Балтийского щита // Исследования Земли из космоса.

1997. № 1. C. 3–17.

McKenzie D., Bickle M.J. The volume and composition of melt generated by extension of the lithosphere // Journal of Petrology. 1988. V. 29 (2). P. 625–679.

Richards M.A. Prospecting for Jurassic slabs // Nature. 1999. V. 397. P. 203–204.

ARCHEAN-QUARTERNIAN RIFTOGENESIS OF FENNOSCANDIA AND CONNECTED METALLOGENY S.I. Turchenko Institute of Precambrian Geology and Geochronology RAS, Saint-Petersburg, Russia The first from main aspects of continental riftogenesis was a question of thermo tectonic origin of the rifts. The contrast models outlooks a passive rifts (Milanovsky, 1976) as a result extension and split of lithosphere (type of Baikal rift), that call of manifestation basic magmatism during decompression melting of upper mantle (McKenzie, Bickle, 1988).

Modern geological-geophysical and isotope-geochronologic data on the crystalline basement of the East European platform (EEP) have shown, that it was formed with accretion of megablocks: Karelian-Kola-Mesenian (KKM), Volga-Uralian and Sarmatian, which were agglutinated together in the Late Archaean along collision suture zones. In the Early Proterozoic the Baltic-Byelorussian and Svecofennian crustal segments with age of rocks 2.0– 1.75 Ga were added to the Archaean KKM megablock and such the way a basement of Fennoscandia have been formed. The further development of Fennoscandia was displayed in escalating of the crust in limits of Gothian (1.75–1.4 Ga) and Sveconorwegian (1.2–0.9 Ga) blocks. Feature of Precambrian evolution of Fennoscandia is it cratonisation, accompanied by numerous displays of riftogenic processes from the Late Archaean up to Late Palaeozoic, and also fixed by seismic data in the Quaternary epoch.

Earliest riftogenic events in Fennoscandia were displayed in formation of komatiite basalt greenstone belts with age 2800–2750 Ma accompanied by basalt and granitoid magmatism. Such structures belong to area most ancient crustal-forming events - to grey gneiss complexes with age of protholite more than 3.5 Ga. To riftogenic belts are peculiar massive sulphide Cu-bearing deposits which accompanied by Ag-Zn-Pb epithermal and Au hydrothermal mineralization. Cumulates of komatiitic flows and massifs sometimes contain 124 Иркутск, 20–23 августа _ of sulphide-nickel mineralization, which during more lately metamorphic-metasomatic processes was transformed in rich epigenetic ores (Turchenko, 1978). Continental crust of 38 40 km thickens was generated just in the Archaean, and certificate it is enough thick crust of this time is an emplacement of carbonatite-alkaline-ultramafic intrusion Silliinjarvi with apatite-REE mineralization and age of 2600 Ma.

System of Early Proterozoic intracontinental rifts with long polycyclic evolution (2500–-1850 Ma) was developed in the Archaean KKM megablock. They are submitted by North Norwegian-Onega and widely known Pechenga and Imandra-Varsuga rifts, which are traced on geologic-geophysical and remote sensing structural data (Turchenko et al., 1997;

Pertsov et al., 2000) under platform cover down to Middle-Russian Riphean aulacogens. The directions of these rifts coincide with a rule of the Archaean riftogenic greenstone belts and inherit their development. The emplacement of layered mafic-ultramafic intrusions (2.5–2. Ga) is connected to early stage of rift development, to which the deposits of Cu-Ni, Ti and PGE ores are dated. Early structures of NW direction in the Kola-Norwegian and Lapland North Karelian parts of the Archaean megablock are cut by system of radial faults converging in area of northern extremity of Bothnia gulf, at border with the Early Proterozoic Svecofennian block. Along these faults are widespread riftogenic substantial complexes with age 2.0–1.85 Ga (e.g. Kautokeino, Karasjok belts). One of such structures is stretched on north-east and grasps of earlier formed Pechenga rift of NW direction. Thus, the Pechenga structure appears located in the field of unit of crossing of two rift systems, as defines its essential geotectonic, and from here metallogenic difference from Imandra-Varsuga rift. It is expressed what in to the Pechenga structure are present: gabbro-wehrlite, bearing Cu-Ni ores with age 1.96 Ga and rise of Moho border up to depths of 35 km which is fixed by gravitational anomaly, caused by a mantle activation. The beginning of this late stage of riftogenesis also is expressed in marginal-continental rift forming event, defined formation of the Ladoga-Bothnia zone of the Svecofennian orogenic area.

The initial stage of the Late Proterozoic events are marked by formation of anorogenic volcano-plutonic constructions during 1750–1550 Ma (Transscandinavian granitic belt and anorthosite - rapakivi-granite plutons), composing system aborted rifts, distinguished by essential minima of gravitational fields. Them metallogenic potential is insignificant and only for Pitkjaranta rapakivi-granite pluton, introduced in the Archaean crust, stratiform skarn-base metal and greizen Sn-Be deposits are inherent. For later (Middle Riphean) stage the formation of riftogenic structures - aulacogens were typical. They form a component of diagonal network, which cut ancient structures, and places inheriting of an ancient suture zone in the basement of EEP. The minima of meanings of gravitational fields and increased of thickness of earth crust till 45–50 km are characteristic of these structures. The metallogenic importance of this stage is insignificant, it is possible only to note formation stratiform uranium mineralization (Mel’nikov et al., 1993). On time, the formations of aulacogens coincide in due course disclosing of the proto-Atlantic Ocean and disintegration of the Lavrasian protocontinent. The further development of Fennoscandia, since Vendian, occurred in stable conditions of a platform mode.

The Palaeozoic stage for the Fennoscandia is expressed in mantle activation of the earth crust along zones of faults, inheriting a direction of large Riphean aulacogens. One of such zones is extended lengthways of the Bothnia gulf and appropriate aulacogen. Just for it are dated alkaline-ultramafic intrusions with rare metal-REE and apatite-titanium-iron-bearing deposits (Khibiny, Lowozero, Kovdor, Sokli, etc.). Besides of the same stage is characterised by dispersal rifting in the Lapland-Kandalaksha zone expressed in a formation numerous alkaline, carbonatite and kimberlite pipe-liked intrusions, partially diamond-bearing or carrying REE mineralization. The zone of dispersal rifting coincides with an area of distribution radial Early Proterozoic rifts.

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Quaternary rifting is fixed by seismic features of the Fennoscandia, displayed essential heavily in limits of the Proterozoic blocks. The earthquakes are precisely located by magnitude 3-5 along strips NE direction parallel North Atlantic rift and inheriting a direction of Bothnian aulacogen and Palaeozoic rift Oslo. Except that, condensation of earthquake centres is characteristic also for the Lapland-Kandalaksha zone, which under on the seismic profile Pechenga-Lowista, in bottom of its part, the high-velocity lens is revealed. It can correspond to the modern exited condition of the mantle. Here the maximum of a horizontal gradient of a geoid surface (Bogdanov et al., 1991), connected, it is probable, with deep (up to 1500 km) zones of uncompressing and heating in the mantle bottom on the seismic tomography data (Richards, 1999).

Reference Bogdanov V.I., Kremenetskaya E.O., Sildvaa X.X. Fennoscandia-Mediterranean sea lineament of geoid // Doklady AS USSR. 1991. V. 316 (4). P. 864–867 (In Russian).

McKenzie D., Bickle M.J. The volume and composition of melt generated by extension of the lithosphere // Journal of Petrology. 1988. V. 29 (2). P. 625–679.

Mel’nikov Е.К., Petrov Yu.V., Ryabukhin V.Т., Savitsky A.V. Onega ore region with U–Au– PGE–V deposits // Prospect and protection of Mineral Resources. 1993. Issue 8. P. 31–34 (In Russian).

Milanovsky Е.Е. Rift zones of continents. Мoscow: Nedra, 1976. 215 p. (In Russian).

Pertsov А.V., Gal’perov G.V., Аntipov V.S., Nikolsky V.S., Strel’nikov S.I., Turchenko S.I.

The cosmic overview of Russia: exceptional minerageny giant lineaments // Native Geology. 2000.

Issue 6. P. 29–32 (In Russian).

Richards M.A. Prospecting for Jurassic slabs // Nature. 1999. V. 397. P. 203–204.

Turchenko S.I. Peculiarities of sulfide-nickel ore genesis in metamorphic belts // Petrologic basis of the genesis sulfide Cu-Ni deposits. Leningrad, 1978. P. 66–69 (In Russian).

Turchenko S.I., Аntipov V.S., Vostroknutov Eu. P., Gal’perov G.V., Pertsov А.V. Remote sensing and geological evidences of Proterozoic rift and gold mineralization in the east of Baltic shield // Research of the Earth from Space. 1997. Issue 1. P. 3–17 (In Russian).


ЛИТОЛОГИЧЕСКИЕ И СТРАТИГРАФИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ МИОЦЕНОВЫХ ОТЛОЖЕНИЙ ХОЙГОТСКОЙ ПАЛЕОДОЛИНЫ ВИТИМСКОГО ПЛОСКОГОРЬЯ (ЗАБАЙКАЛЬЕ) М.В. Усольцева 1, C.В. Рассказов 2,3, Е.А. Михеева 2,3, И.С. Чувашова 2,3, Л.А. Титова Лимнологический институт СО РАН, Иркутск, Россия, usmarina@inbox.ru Институт земной коры СО РАН, Иркутск, Россия Иркутский государственный университет, Иркутск, Россия Витимское плато представлено тремя магистральными палеодолинами:

Хойготской, Аталагинской и Амалатской (Рассказов и др., 2000). Детальный стратиграфический анализ разных участков Витимского плоскогорья приведен в монографии (Рассказов и др., 2007), где Хойготская палеодолина представлена несколькими скважинами. В ходе полевых работ 2012 г. дополнительно опробованы скважины, пробуренные Байкальским филиалом «Сосновгеология» Федерального государственного унитарного геологического предприятия «Урангеологоразведка» на юге (скв. 8101) и на севере (скв. 8182) Хойготской палеодолины Витимского плоскогорья. Для расчленения разреза выполнены определения микроэлементов в осадочных отложениях методом индуктивно-связанной плазменной масс 126 Иркутск, 20–23 августа _ спектрометрии (ICP-MS). Подготовка проб проводилась в лаборатории изотопии и геохронологии ИЗК СО РАН по методике, приведенной ранее (Ясныгина и др., 2003), для измерений использовался масс-квадрупольный спектрометр Байкальского аналитического центра коллективного пользования Agilent 7500ce. Диатомовые водоросли исследовали с помощью сканирующего электронного микроскопа Philips SEM 525M на базе Приборного центра «Электронная микроскопия».

В результате описан литологический состав кернов, выполнен микроэлементный анализ и показано стратиграфическое распределение доминирующих таксонов диатомовых водорослей в кернах этих скважин.

Выявлено, что в скв. 8101 вскрыта осадочная толща мощностью 130 м. Нижняя часть разреза сложена преимущественно алевролитами серыми, однородными, верхняя часть – преимущественно песками (рис. 1).

Рис. 1. График зависимости значений фактора 3 концентраций микроэлементов от глубины отбора проб в скв. 8101.

В основании разреза над линзой алевролитов, в интервале глубин 159–150 м, находится слой зеленовато-серых хлидолитов, перекрытых стволами деревьев. Выше среди алевролитов встречаются прослои песков. На глубине 108–106 м встречен крупнозернистый песок с многочисленными древесными обломками. В интервале глубин 94–92 м четко выражена полосчатость (слоистость) алевролитов. В глубинном интервале 87–80 м распространены обломки черных оливин-порфировых базальтов с сульфидами. В вышележащей толще песков встречена небольшая линза полосчатых алевролитов на глубине 58–57 м и линза, обогащенная органическим материалом на глубине 42–41 м. На глубине менее 32 м залегают пористые и массивные базальты.

Таким образом, в разрезе скважины выделяются два пакета: нижний, алевролитовый, и верхний, песчаный. Для нижнего характерны однородные алевролиты без видимой полосчатости (слоистости), для верхнего – отдельные линзы полосчатых алевролитов.

Пограничное положение между пакетами занимает линза крупнозернистого песка (глубины 108–106 м). Из анализа микроэлементов следует, что характеристики, Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ свойственные нижнему пакету, сохраняются в вышележащих песках до глубины 94 м и только с глубины 92 м в песках выражены микроэлементные характеристики осадочных отложений пакета 1.

В скв. 8182 вскрыта толща, состоящая из пяти пакетов осадочных отложений с двумя базальтовыми прослоями (рис. 2).

Рис. 2. График зависимости значений фактора 2 концентраций микроэлементов от глубины отбора проб в скв. 8182.

Фундамент представлен верхнемеловыми выветрелыми плагиофировыми базальтами (глубина более 165 м). Пакет 1 (подбазальтовый), мощностью 40 м, представлен алевролитами с прослоями средне- и крупнозернистых песков (в интервалах глубин 162–159, 153–152 и 139–133 м). По всему пакету встречены гумусированные слойки мощностью 1–3 см. В верхней части пакета вскрыт галечный материал (интервал 129–124 м). Галечник перекрыт черным стекловатым пепловым материалом (интервал 124–121 м) и массивными базальтами (интервал 121–102 м).

Пакет 2 (надбазальтовый), мощностью 24 м, представлен преимущественно алевролитами. В средней части пакета встречена метровая линза гумусированных песков (интервал 91–90 м), а в верхней части – 20-сантиметровый гумусированный прослой (глубина ~82 м). В алевролитах хорошо выражена слоистость. На двух уровнях пакета встречены зерна вивианита. Его наиболее крупные скопления найдены выше гумусированного прослоя, в интервале глубин 82–78 м, и ниже линзы гумусированных 128 Иркутск, 20–23 августа _ песков, в интервале глубин 94–91 м. На глубине 86 м отмечен отпечаток листа. Пакет мощностью 36 м сложен исключительно алевролитами, серыми, однородными по всему пакету. Каких-либо включений гумусового материала или вивианита не встречено.

Пакет 4, мощностью 17 м, представлен в основном мелкозернистым песком с прослоями алевролитов (глубины 39–38, 36–35, 30–29 и 27–26 м) и крупнозернистых песков (глубины 37–36 и 34–33 м). Пакет перекрыт слоем пористых базальтов мощностью 2 м. Пакет 5 (надбазальтовый), вскрытый в интервале глубин до 23 м, представлен алевритистым песком.

При анализе всего массива данных выделена изменчивость микроэлементных параметров трех факторов. Увеличение фактора 1 связано с повышением роли редкоземельных элементов (РЗЭ) и Th относительно щелочных (K, Rb) и щелочно земельных (Ba, Sr) элементов. Увеличение фактора 2 обозначает возрастание роли высокозарядных элементов (Zr, Hf, Nb, Ti), а также Pb и Sc. Увеличение фактора выделяет эффект обогащения Mn и тяжелыми РЗЭ относительно K, Rb, Ba, Sr в совокупности с Nb и Cs. По фактору 1 общей выборки подтверждается литологическое деление осадочных отложений, вскрытых скважиной 8101, на два пакета.

Характеристики, свойственные нижнему, преимущественно алевролитовому, пакету, сохраняются до глубины 94 м, а с глубины 92 м в преимущественно песчаном пакете микроэлементные характеристики осадочных отложений резко меняются. В образцах нижнего и верхнего пакетов значения фактора 1 уменьшаются снизу вверх по разрезу (штриховые овалы на рис. 1). В скважине 8182 северного борта палеодолины в ходе выполнения проекта измерения концентраций микроэлементов в осадочных отложениях выполнены не полностью, поэтому результаты факторного анализа рассматриваются как предварительные. В факторный анализ вовлечены данные, полученные для пакетов 2–5. Образцы нижней части разреза скважины 8182 не анализировались. На рис. 2 наблюдается корреляция микроэлементного состава осадков в интервале глубин 95–35 м с микроэлементным составом верхнего пакета скважины 8101 южного борта палеодолины. Образцы из интервала глубин 35–15 м скважины 8182 обнаруживают широкие вариации значений фактора 1 и, по-видимому, характеризуют самую верхнюю часть осадочного разреза Хойготской палеодолины.

Исследование диатомовых водорослей скв. 8101 показало, что в нижнем пакете 1 (интервал глубин 147–107 м) доминируют представители эндемичного для данного региона вида Concentrodiscus variabilis. В пакете 2 (в интервале глубин 94–87 м и 78– 42 м) выделяются два комплекса диатомей. Нижний комплекс представлен видами Alveolophora robusta, C. variabilis, Aulacoseira distans, Aulacoseira sp. 1. и большим разнообразием бентосных видов рода Tetracyclus. В верхнем комплексе пакета доминирует широко распространенный вид Aulacoseira ambigua и разнообразные представители бентосных диатомей.

Скважина 8182 по литологическому составу подразделяется на пять пакетов.

Исследование распределения диатомовых водорослей в керне скв. 8182 показало, что комплексы видов меняются как при переходе от пакета к пакету, так и внутри пакетов.

В образцах пакета 1 (интервал глубин 102–99 м) и пакета 4 (интервал глубин 42–29 м) диатомовые не обнаружены. В пакете 2 (интервал глубин 95–79 м) выделяются два комплекса видов. В нижнем доминирует Aulacoseira сanadensis с сопутствующими видами A. valida, Aulacoseira sp. 2., Alveolophora sp.1 и видами рода Тetracyclus, в верхнем – Alveolophora robusta c сопутствующими видом С. variabilis. В пакете (интервал глубин 78–42 м) выделяются три комплекса видов. В нижнем доминируют виды Alv. robusta и Aulacoseira sp. 1, отмечено большее разнообразие видов Aulacoseira (A. distans, A. islandica, A. pusilla, A. spiralis). Род Tetracyclus представлен только тремя видами. В средней части пакета 3 доминирует Аctinocyclus кrasskei, появляется вид Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Alveolophora tsheremissinovae и виды как вымершие – A. praeislandica и A. spiralis, так и широко распространенные в современных водоемах – A. ambigua, A. humilis, Melosira undulatа и Ellerbekia teres. В верхней части пакета 3 и пакете 5 (интервал глубин 22– м) доминирует A. ambigua, отмечено множество бентосных видов. Последнее свидетельствует об измельчении водоема и неблагоприятных условиях для планктонных видов, отмеченных в средней части пакета 3.

При сравнении стратиграфического распределения комплексов диатомей скважин 8101 и 8182 очевидна корреляция по верхним пакетам обеих скважин, а также нижней части пакета 2 скв. 8101 с верхней частью пакета 2 и нижней частью пакета скв. 8182. Отличия наблюдаются по большему количеству бентосных видов Tetracyclus в скв. 8101 и видов Aulacoseira в скв. 8182. Вероятно, во время осадконакопления данных отложений на территории Хойготской палеодолины существовало обширное озеро с более мелководной зоной на юге (место локализации скв. 8101) и относительно глубоководной частью на севере Хойготской палеодолины. Условия в данном водоеме неоднократно изменялись, о чем свидетельствует смена комплексов диатомей и литологический состав осадков.

В результате работы выявлены новые для флоры данного региона виды (A.

spiralis, A. pusilla, T. elegans и T. radius), показано их распределение в кернах изученных скважин. Полученные данные расширяют представления о миоценовой флоре Витимского плоскогорья и необходимы для понимания эволюции флоры Байкальского региона в целом.

Работа выполнена в рамках проекта РФФИ №12-05-33007 и проекта ФЦП «Научные и научно-педагогические кадры инновационной России» на 2009–2013 годы», соглашение № 14.B37.21.1147.

.

Список литературы Рассказов С.В., Логачев Н.А., Брандт И.С., Брандт С.Б., Иванов А.В. Геохронология и геодинамика позднего кайнозоя (Южная Сибирь – Южная и Восточная Азия). Новосибирск:

Наука, 2000. 288 с.

Рассказов С.В., Лямина Н.А., Черняева Г.П. Стратиграфия кайнозоя Витимского плоскогорья: феномен длительного рифтогенеза на юге Восточной Сибири. Новосибирск:

Академическое изд-во «Гео», 2007. 193 с.

Ясныгина Т.А., Рассказов С.В., Маркова М.Е. и др. Определение микроэлементов методом ICP–MS с применением микроволнового кислотного разложения в вулканических породах основного и среднего состава // Прикладная геохимия. Вып. 4. Аналитические исследования. М.: ИМГРЭ, 2003. С. 48–56.

LITHOLOGICAL AND STRATIGRAPHICAL STUDY OF THE KHOIGOT PALEOBASIN MIOCENE SEDIMENTS (THE VITIM PLATEAU, TRANSBAIKALIA) M.V. Usoltseva 1, S.V. Rasskazov 2,3, E.A. Mikheeva 2,3, I.S. Chuvashova 2,3, L.A. Titova Limnological Institute, SB RAS, Irkutsk, Russia, usmarina@inbox.ru Institute of the Earth's Crust, SB RAS, Irkutsk, Russia Irkutsk State University, Irkutsk, Russia 130 Иркутск, 20–23 августа _ БАЙКАЛЬСКАЯ РИФТОВАЯ ЗОНА:

МОРФОТЕКТОНИКА И СЕЙСМИЧЕСКИЙ РЕЖИМ Г.Ф. Уфимцев Институт земной коры СО РАН, Иркутск, Россия Новейшая структура Байкальской рифтовой зоны характеризуется упорядоченностью и последовательным вкрест ее простирания расположением ее главнейших элементов (с северо-запада на юго-восток): плечо-противоподнятие в виде наклонного к Сибирской платформе блока, рифтовых долин и ступенчатых глыбовых поднятий и сводового изгиба на юго-востоке. Симметрия (порядок) в рифтовой зоне обусловлена продольным (по простиранию) чередованием (трансляциями) ее секций, составленных структурными формами, а также тем, что северо-западная часть рифтовой зоны зеркально подобна ее центральной и юго-западным частям. Так же зеркально подобно расположены прорывы крупных водотоков – Селенги, Ангары и Витима поперек рифтовой зоны, Иркута и Чары в пересечениях через плечи противоподнятия Тункинских Гольцов и Олхинского плоскогорья на юго-западе и хребта Кодар на северо-востоке.

Столь же упорядочены парагенезы новейшей структуры рифтовой зоны и ее глубинного строения. Крутой тектонический уступ северо-западного борта Байкальского рифта соответствует субвертикальному положению выступа аномальной мантии, причем таковой определенно связан с крупным астенолитом, залегающим под Монголо-Сибирским орогеническим поясом. Локальный выступ аномальной мантии залегает под Байкальским рифтом и на юго-запад переходит в субгоризонтальную апофизу, прослеживающуюся на юго-восток до зоны краевых разломов Монголо Охотского пояса. Литосфере рифтовой зоны свойствен волновод с пониженными скоростями прохождения сейсмических волн. Наличие в зоне волновода многочисленных сейсмических площадок дает основания для предположения, что он является субгоризонтальным разломом-делителем на уровне раздела Конрада, который во многом определяет характер сейсмического режима литосферы рифтовой зоны.

Основания для этого следующие.

Восточный борт Байкальского рифта и его горное обрамление отличаются высокой сейсмичностью, и обширное поле эпицентров в совокупности может рассматриваться как объемный сейсмический процесс. По глубинам максимум сейсмической активности приурочен, по данным С.И. Голенецкого, к кровле волновода. На западном борту рифта, где распространены листрические сбросы, которые на глубине сливаются с волноводом, уровень сейсмической активности понижен. Напротив, на восточном борту рифта распространены нормальные сбросы, которые торцово сочленяются с кровлей волновода, что и определяет частое проявление здесь сейсмических толчков. В целом, литосфера Байкальского рифта представляет собой сочетание двух литосферных пластин, разделенных волноводом и дифференцированно перемещающихся относительно друг друга на юго-восток над выступом аномальной мантии (астенолитом). Торцовое сочленение с волноводом сбросов верхней литосферной пластины и определяет главные сейсмические особенности восточного борта Байкальского рифта, а листрические сбросы его западного борта плавно сочленяются с волноводом, что и определяет их сейсмическую «молчаливость».

Байкальская рифтовая зона представляет собой пример остаточно-глыбового, по Н.А. Флоренсову, механизма новейшего горообразования: рифтовые долины Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ расширяются за счет горных поднятий. При этом можно полагать, что деструкция последних осуществляется не на северо-западных бортах рифтов, а на противоположных, где происходит расширение тектонических ступеней.

THE BAIKAL RIFT ZONE: MORPHOTECTONICS AND SEISMIC REGIME G.F. Ufimtsev Institute of the Earth's Crust, SB RAS, Irkutsk, Russia РАННЕКАЙНОЗОЙСКИЙ РИФТОГЕННЫЙ ВУЛКАНИЗМ ВОСТОКА ЧУКОТСКОГО ПОЛУОСТРОВА П.И. Федоров 1, В.Н. Смирнов Геологический институт РАН, Москва, Россия, pi_fedorov@mail.ru Северо-восточный комплексный научно-исследовательский институт им. Н.А. Шило ДВО РАН, Магадан, Россия, smirnov@neisri.ru Терригенные и магматические комплексы маастрихт-раннеэоценового возраста размещаются в системах грабенов, нарушающих восточный край Евроазиатского континента, и в целом конформно трассируют границу последнего с палео-Пацификом.

Грабены несогласно пересекают разнообразные в генетическом и возрастном отношении геологические образования Охотско-Чукотского вулканогенного пояса, южной части Сибирского кратона, Верхояно-Чукотской тектонической области, а также Восточно-Чукотского, Северо-Охотского и Северо-Корякского сегментов аккреционно-коллизионного орогенического пояса (Федоров, Филатова, 1999).

На востоке Чукотского полуострова установлен ряд геологических объектов, указывающих на рифтогенный характер развития полуострова в течение кайнозоя. Это межгорные впадины, проявления базальтоидного магматизма с характеристиками внутриплитного магматизма, высокая сейсмическая активность, термальные источники. Подобная ассоциация позволила В.Ф. Белому выделить серию субпараллельных структурных прогибов, названную «Мечигменской рифтовой зоной»

(Белый, 1995). Вместе с тем остаются малоисследованными структурные и вещественные характеристики ряда объектов зоны, а сама природа рифтогенеза трактуется крайне неоднозначно (Богданов и др., 1995;

Fujita et al., 2002).

На склонах горы Отдельной, расположенной в пределах Игэльвеемской впадины рифтовой зоны (Крюков, 1980), выделяется около шести потоков базальтов общей мощностью до 190 м. Базальты перекрывают потоки вулканитов и гранитоидные массивы Охотско-Чукотского вулканоплутонического пояса верхнемелового возраста и перекрываются флювиогляциальными верхнеплейстоценовыми отложениями.

Выполненные в СВКНИИ ДВО РАН калий-аргоновые анализы четырех образцов базальтов г. Отдельной показали их возраст от 54±2 до 60±1 млн лет (Смирнов и др., 2007).

Базальты г. Отдельной – порфировые породы с интерсертальной основной массой. Вкрапленники сложены плагиоклазами (лабрадоры и андезины (An53.3-45.8)), оливинами (Fo43-57), железистыми авгитами (TiO2 1.65–3.0 %;

En35.0-29-7Wo44.9-45. Fs18.9-25.1), а также выделениями титаномагнетита и сфена. Основная масса представлена ассоциацией клинопироксена, плагиоклазов, титаномагнетита. Базальты частично 132 Иркутск, 20–23 августа _ изменены: в отдельных образцах отмечается карбонатизация и соссюритизация основной массы.

Согласно петрохимической классификации базальты г. Отдельной по составу отвечают трахибазальтам и располагаются в области щелочных пород. Породы умереннокалиевые (K2O/Na2O = 0.6–0.8), высокотитанистые (TiO2 2.7–3.1 %), характеризуются высокими содержаниями железа (Fe2O3 12.6–14.1 %) и фосфора (P2O 0.85–1.0 %). Базальтам свойственны низкие концентрации Ni и Cr, которые, наряду с невысокой магнезиальностью (mg# = 0.6–0.4), характеризуют породы как дифференциаты первичных расплавов.

Поведение редких элементов демонстрирует двойственность индикаторных характеристик пород. Так, базальтоиды имеют высокие Zr/Y-отношения (7.1–9.0) при высоких концентрациях Zr и Y (270–300 и 31–40 мкг/г, соответственно), что свойственно внутриплитным базальтам. Отношения La/Ta, изменяющиеся от 23 до 26, охватывают интервалы значений, с одной стороны, лав островных дуг и активных континентальных окраин, с другой – океанических и континентальных внутриплитных вулканитов. Th/Ta-отношения изменяются от 2.7 до 3.0, перекрывая интервал вариаций лав срединно-океанических хребтов (Th/Ta = 0.45–1.3) и надсубдукционных вулканитов (Th/Ta = 5.4–21). Базальтоидам свойственны высокие Ba/Zr (3.1–3.3) отношения. В породах также наблюдается определенный дефицит в содержании Nb и Ta, выраженный отчетливой отрицательной аномалией на спайдерграммах и смещающий фигуративные точки составов на диаграмме Th–Hf–Ta в поле островодужных и окраинно-континентальных пород. Однако по соотношению Ta/Yb – Th/Yb базальты г. Отдельной близки обогащенным толеитам MORB. Распределение REE в базальтах фракционированное: отношения Lan/Smn и Lan/Ybn (2.4–2.5 и 7.5–7.8, соответственно) также близки обогащенным толеитам MORB. Отношения изотопов неодима в базальтах умеренно деплетированные (Nd = 1.5–1.9) при высоких отношениях изотопов стронция (87Sr/86Sr = 0.70607–0.70639).



Pages:     | 1 |   ...   | 3 | 4 || 6 | 7 |   ...   | 9 |
 





 
© 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.