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 |   ...   | 5 | 6 || 8 | 9 |

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

-- [ Страница 7 ] --

Инструкция по обработке сейсмологических наблюдений на сейсмических станциях БОМСЭ / Отв. составители Г.Я. Медведева, Л.П. Охлопкова, И.Г. Голенецкая. Иркутск, 1983.

33 с.

Масальский О.К., Гилева Н.А., Мельникова В.И., Хайдурова Е.В. Прибайкалье и Забайкалье // Землетрясения России в 2010 году. Обнинск: ГС РАН, 2012. C. 32–36.

Хритова М.А., Гилева Н.А. Программный комплекс для автоматической пересылки волновых форм землетрясений с сейсмостанций в Центр сбора информации в режиме, близком к реальному времени // Современные методы обработки и интерпретации сейсмологических данных: Мат-лы Пятой междунар. сейсмологической школы. Обнинск: ГС РАН, 2010. C. 243– 246.

Хритова М.А., Гилева Н.А. Автоматическая обработка региональных землетрясений Прибайкалья и Забайкалья // Сейсмические приборы. 2012. Т. 48, № 2. С. 15–27.

Freiberger W.F. An approximate method in signal detection // Quarterly Appl. Math. 1963.

V. 20. P. 373–378.

THE AUTOMATIC SYSTEM OF MONITORING OF SEISMICITY OF THE BAIKAL RIFT ZONE M.A. Khritova 1, Baikal Branch of Geophysics Survey, SB RAS, Irkutsk, Russia National Research Irkutsk State Technical University, Irkutsk, Russia hritova@crust.irk.ru Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ НЕОГЕНОВЫЙ ЩЕЛОЧНО-БАЗАЛЬТОВЫЙ ВУЛКАНИЗМ ДАРХАТСКОЙ ВПАДИНЫ (СЕВЕРНАЯ МОНГОЛИЯ): НОВЫЕ ГЕОЛОГО ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ С.С. Цыпукова, А.Б. Перепелов 1, Е.И. Демонтерова 2, С.В. Канакин 3, Д. Одгэрэл Институт геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН, Иркутск, Россия, region@igc.irk.ru Институт земной коры СО РАН, Иркутск, Россия, dem@crust.irk.ru Геологический институт СО РАН, Улан-Удэ, Россия, skan_61@mail.ru Институт геологии и минеральных ресурсов АНМ, Улан-Батор, Монголия, d_odgerel@yahoo.com Целью доклада является представление новых геолого-геохимических и минералогических данных по неогеновому вулканизму Дархатской впадины Северной Монголии, полученных авторами в результате исследований 2012 и 2013 гг.

Дархатская впадина является одной из крупнейших тектонических структур субмеридионального заложения на юго-западном фланге Байкальской рифтовой зоны (БРЗ), ее восточный фланг находится в 40–50 км к западу от озера Хубсугул. Впадина представляет собой рифтогенный прогиб протяженностью до 120 км с севера на юг и до 35–45 км с запада на восток. В северном секторе впадины и на участках, прилегающих к структуре с северо-запада, локализованы неогеновые вулканогенные толщи (рис. 1).

Вулканогенные комплексы Дархатской впадины залегают на мезо неопротерозойском метаморфическом и вулканогенно-осадочном фундаменте. Возраст вулканической активности этой структуры оценивается по геологическим данным в диапазоне от раннего плейстоцена до позднего плейстоцена (Быховер и др., 1968) или от миоцена до раннего плейстоцена (Enhee, Garvaa, 2003). Изотопное датирование базальтоидов вулканогенных толщ северо-западного фланга Дархатской впадины и примыкающей к ней долины реки Шишхид-гол указывает на позднемиоценовый возраст извержений (10.3–6.8–5.75 млн лет) (Ярмолюк и др., 2003). Время образования собственно Дархатской рифтогенной структуры может быть оценено согласно опубликованным данным, на основе корреляции тектонических и магматических событий в Прихубсугулье. Сведения, приведенные в работе (Логачев, 2003), предполагают, что формирование Дархатской впадины происходило на поздней стадии «быстрого рифтинга» в БРЗ, начиная с временной границы миоцена и плиоцена. По мнению других исследователей (Рассказов и др., 2010), эта структура, как и ближайшая к ней рифтогенная впадина озера Хубсугул, формировалась на протяжении последних 10 млн лет, начиная с позднего миоцена. Следует учитывать, что по данным изучения осадочных толщ было сделано заключение о том, что формирование впадины озера Хубсугул и, следовательно, начало процессов осадконакопления в ней могли иметь место не ранее чем 6–5 млн лет назад, то есть в позднем миоцене (Федотов, 2007).

Корреляция датированных вулканических событий Хубсугульской и Дархатской рифтогенных структур показывает, что возраст наиболее молодых лавовых потоков в прибрежной части озера Хубсугул составляет 10.2–7.8 млн лет по (Rasskazov et al., 2003) и 11.0–5.4 млн лет по (Ярмолюк и др., 2003) и соответствует временному интервалу проявлений базальтовых магм в бассейне реки Шишхид-гол на северо западном фланге Дархатской впадины. На основе опубликованных данных, фондовых материалов и новых геологических наблюдений предполагается, что образование Дархатской впадины началось ~11 млн лет назад, в начале позднего миоцена.

160 Иркутск, 20–23 августа _ Рис. 1. Схема геологического строения северного сектора Дархатской впадины.

Схема составлена по (Быховер и др., 1968) с изменениями и дополнениями авторов. Возрастное деление для докембрийских и палеозойских комплексов принято по (Enhee, Garvaa, 2003). Q2-4 – средне-позднеплейстоцен-голоценовые аллювиальные, озерные и водно-ледниковые отложения;

N13? – позднемиоценовые лавовые комплексы (гавайиты);

N12-3? – средне-позднемиоценовые (?) лавовые комплексы (гавайиты, базаниты, фонотефриты, трахиандезибазальты);

D2 – среднедевонские интрузивные комплексы (граниты, лейкограниты, кварцевые сиениты, граносиениты);

O2-3 – средне позднеордовикские интрузивные комплексы (диориты, гранодиориты, граниты);

NP32 – поздненеопротерозойские кремнисто-карбонатные осадочно-метаморфические комплексы (доломиты, известняки, кремни, фософориты);

NP22-NP31 – средне поздненеопротерозойские вулканогенно-осадочные и метаморфические комплексы (андезитовые, дацитовые, липаритовые порфириты, туфы, песчаники, алевролиты, гравелиты, филлиты, серицитовые сланцы);

MP22 – среднемезопротерозойские метаморфические комплексы (хлоритовые, актинолитовые, эпидотовые и серицитовые сланцы). Вулканические толщи и центры: 1 – район р. Бэдуурийн-гол, 2 – г. Их Усам-уул, – г. Ноорт-уул, 4 – г. Даршт-уул, 5 – южный берег оз. Тарган нуур, 6 – р. Хогоргын-гол, 7 – долина р. Шишхид-гол. Утолщенные линии – разломы.

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Среди вулканогенных толщ северного сегмента Дархатской впадины вслед за (Быховер и др., 1968;

Enhee, Garvaa, 2003) нами выделяются два разновозрастных комплекса. В связи с отсутствием надежных датировок для пород раннего этапа неогенового вулканизма Дархатской впадины и на основании представлений о развитии вулканизма в Южно-Байкальской вулканической области (ЮБВО) в целом (Ярмолюк и др., 2003), возраст этого этапа принят как средне-позднемиоценовый (?).

Возраст второго этапа вулканизма установлен как позднемиоценовый согласно данным изотопного датирования пород (Ярмолюк и др., 2003).

На раннем этапе вулканической активности в конце среднего и начале позднего миоцена (?) были образованы лавовые толщи вблизи западного борта оз. Доод Цаган нуур (г. Их Эсам-уул), на водораздельных поднятиях бассейна р. Хогоргын-гол в ее среднем течении (левобережье, г. Ноорт-уул;

правобережье, г. Даршт-уул) и в бассейне р. Бэдуурийн-гол, северо-восточного притока оз. Тарган нуур (рис. 1). Лавы этих толщ представлены в основном гавайитами и в меньшей степени базанитами, фонотефритами и трахиандезибазальтами. Фрагменты лавовых толщ раннего этапа фиксируются главным образом на относительно более верхних гипсометрических уровнях современного рельефа. Лавовые потоки фонотефритов обнаружены в привершинной части г. Даршт-уул (1829 м), а лавы трахиандезибазальтов – в ее восточном подножии. Кроме того, вблизи южного берега оз. Тарган нуур обнаружены дайка и связанный с ней лавовый купол фонотефритов. Субвулканическое тело (?) и лавы базанитов приурочены к возвышенности на правом борту р. Хогоргын-гол примерно в 2.5 км к северу от г. Даршт-уул. Лавы гавайитов раннего этапа залегают в районе вершины Ноорт-уул на высоте 1922 м. Данные о морфологии фрагментов лавовых толщ, различиях вещественного состава и минералогических характеристик лав позволяют предполагать, что на раннем этапе вулканического развития в северном сегменте Дархатской впадины существовало, по меньшей мере, четыре центра извержений, локализованных на месте горных поднятий Даршт-улл, Ноорт-улл, Их Эсам-уул и в бассейне р. Бэдуурийн-гол. Формирование вулканогенных толщ раннего этапа связывается с предрифтовой стадией магматического развития структуры и с началом заложения рифтогенной впадины.

Второй, позднемиоценовый, этап вулканизма Дархатской впадины представлен протяженными лававами гавайитов в долине реки Шишхид-гол и обширными лавовыми покровами гавайитов в бассейне ее правого притока, реки Хогоргын-гол (рис. 1). Лавовые потоки гавайитов второго этапа в сравнении с толщами раннего этапа находятся на меньших высотных отметках – на уровне 1660–1540 м – и заполняют участки палеодолин. На втором этапе вулканизма извержения носили трещинный характер и были связаны с процессами тектонической активизации Дархатской структуры и заложением прогибов.

Неогеновые базальтоиды Дархатской впадины относятся к субщелочной и щелочной K-Na серии внутриплитного геохимического типа (Ba/Nb=6.1–9.4). Все без исключения породы структуры имеют Ne-нормативный состав (NeN=1.2–14.3 %).

Вещественные характеристики базальтоидов первого и второго этапов магматического развития структуры существенно различаются (рис. 2, 3). Гавайиты раннего этапа в сравнении с гавайитами второго этапа обладают более высокими содержаниями Al2O3, K2O, P2O5 и элементов LILE, LREE и HFSE групп (La/Yb=16.9–19.5 против 12.0–16.6.) Базальтоиды вулканического центра г. Их Эсам-уул, отнесенные нами к гавайитовой группе, имеют, тем не менее, переходные вещественные характеристики между гавайитами других участков впадины с одной стороны и базанитами и фонотефритами структуры с другой. Следует отметить, что гавайиты второго этапа характеризуются в целом более высокой магнезиальностью и более высокими концентрациями Co, Cr и 162 Иркутск, 20–23 августа _ Ni. Фонотефриты раннего этапа среди всех других типов базальтоидов Дархатской впадины выделяются наиболее высокой суммарной щелочностью, высокими концентрациями в них Al2O3, P2O5 и большинства LILE, LREE и HFSE редких элементов (La/Yb=20.6–22.3) (рис. 3). Трахибазальты этой возрастной группы имеют специфические вещественные характеристики. Они выражаются не только в относительно более высокой кремнекислотности трахибазальтов, но и в значительно более низких содержаниях в них Al2O3, CaO и Y по отношению к гавайитам, базанитам и фонотефритам. Породы этого типа отличаются также значительно более высокими концентрациями в них TiO2, P2O5, Sr и высокой степенью фракционирования REE (La/Yb=27.9–32.0). Базаниты р. Хогоргын-гол характеризуются обогащением LILE, LREE и HFSE компонентами по отношению к гавайитам второго этапа и близки по составам к гавайитам раннего этапа.

Рис. 2. Классификационная диаграмма SiO2 – (Na2O+K2O) (LeBas et al., 1986) и графики корреляции Al2O3 – MgO (мас. %) для неогеновых базальтоидов Дархатской впадины.

Точки составов пород средне-позднемиоценового ? (1–4) и позднемиоценового (5) этапов: 1 – гавайиты, 2 – базаниты, 3 – фонотефриты, 4 – трахиандезибазальты, 5 – гавайиты.

Помимо вариаций вещественного состава неогеновых базальтоидов различных этапов магматического развития Дархатской впадины, так же существенно отличаются и составы их минеральных парагенезисов. Гавайиты раннего этапа имеют Pl-Ol-Cpx парагенезис минералов вкрапленников и плагиопорфировые структуры, тогда как в гавайитах второго этапа абсолютно преобладают вкрапленники Ol, а вкрапленники Cpx и Pl редки. Фонотефриты имеют Lct-Ne содержащий Ol-Pl-Cpх парагенезис вкрапленников, а трахиандезибазальты, напротив, характеризуются развитием среди фенокристаллов минералов только Ol. Для базанитов р. Хогоргын-гол, так же как и для гавайитов и фонотефритов раннего этапа, характерен Ol-Cpx-Pl парагенезис вкрапленников. Обнаруженные в базальтоидах Дархатской котловины вкрапленники с Lct-содержащим минеральным парагенезисом являются первой находкой для пород неогеновых вулканогенных толщ Северной Монголии.

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Рис. 3. Диаграммы распределения магматофильных элементов для неогеновых базальтоидов Дархатской впадины.

Содержания элементов в породах (мкг/г) нормированы на примитивную мантию (McDonough, Sun, 1995). Условные обозначения точек составов пород см. на рис. 2. OIB – средний состав базальтов океанических островов (Sun, McDonough, 1989). Графики приведены для средних составов пород: гавайиты раннего этапа (n=5), базаниты (2), фонотефриты (4), трахиандезибазальты (3), гавайиты второго этапа (11).

Результаты новых геолого-геохимических и минералогических исследований неогеновых базальтов Дархатской впадины указывают на достаточно контрастную смену типов базальтоидных магм в эволюции структуры с проявлениями субщелочных гавайитовых и щелочных базанитовых и фонотефритовых расплавов. Эти данные, наряду с данными по другим вулканическим ареалам ЮБВО, могут быть положены в основу реконструкции процессов магмообразования в позднем неогене в рифтогенных структурах южного фланга БРЗ.

Исследования выполнены при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований, гранты №№ 11-05-00425 и 13-05-12026_офи_м, Президиума СО РАН (интеграционные проекты №№ 11, 87, проект СО РАН – АНМ № 16.) и Президиума РАН (проект № 4.3).

Список литературы Быховер В.Н. и др. Геологическая карта Западного Прихубсугулья (бассейн верхнего течения р. Шишхид-гол), листы М-47-IV, X, XI. М.: В.О. Техноэкспорт, Министерство геологии МНР, 1968.

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

2003. Т. 44, № 5. С. 391–406.

Рассказов С.В., Чувашова И.С., Энхбат Д.-Э. Позднетретичные лавовые извержения в орогенах и радиальных рифтах Центральной и Северной Монголии: контроль индо-азиатской конвергенцией // Кайнозойский континентальный рифтогенез: Материалы Всероссийского научного симпозиума с международным участием, посвященного памяти Н.А. Логачева.

Иркутск, 2010. Т. 2. С. 82–84.

164 Иркутск, 20–23 августа _ Федотов А.П. Структура и вещественный состав осадочного чехла Хубсугульской впадины как летопись тектоно-климатической эволюции Северной Монголии в позднем кайнозое: Автореф. дис…. д.г.-м.н. Казань, 2007. 42 с.

Ярмолюк В.В., Иванов В.Г., Коваленко В.И., Покровский Б.Г. Магматизм и геодинамика Южно-Байкальской вулканической области (горячей точки мантии) по результатам геохронологических, геохимических и изотопных (Sr, Nd, O) исследований // Петрология. 2003. Т. 11, № 1. С. 3–34.

Enhee D., Garvaa D. Report of geological mapping at scale 1:200000 carried out to Shishgid area. M-47-III, M-47-IV. 2003. № 5465.

LeBas M.J., LeMaitre R.W., Streckeisen A., Zanettin B. A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkalisilica diagram // Journal of Petrology. 1986. V. 27. P. 745–750.

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

V. 120. P. 223–254.

Rasskazov S.V., Luhr J.F., Bowring S.A., Ivanov A.V., Brandt I.S., Brandt S.B., Demonterova E.I., Boven A.A., Kunk M., Housh T., Dungan M.A. Late Cenozoic volcanism in the Baikal rift system: evidence for formation of the Baikal and Khubsugul basins due to thermal impacts on the lithosphere and collision-derived tectonic stress / Eds. A.V. Ivanov, G. Coulter, O.A. Timoshkin, F. Riedel // Berliner palobiologische abhandlungen. Special «Ancient Lakes» issue. 2003. B4. P. 33– 48.

Sun S.S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implication for mantle composition and processes // Magmatism in the ocean basins. Geological Society Special Publication. 1989. V. 2. P. 313–346.

NEOGENE ALKALINE BASALTIC VOLCANISM OF DARKHAT BASIN (NORTHERN MONGOLIA): NEW GEOLOGICAL AND GEOCHEMICAL DATA S.S. Tsypukova 1, A.B. Perepelov 1, E.I. Demonterova 2, S.V.Kanakin 3, D. Odgerel Vinogradov Institute of Geochemistry, SB RAS, Irkutsk, Russia, region@igc.irk.ru Institute of the Earth’s Crust, SB RAS, Irkutsk, Russia, dem@crust.irk.ru Geological Institute, SB RAS, Ulan-Ude, Russia, skan_61@mail.ru Institute of Geology and Mineral Resources ASM, Ulan-Bator, Mongolia d_odgerel@yahoo.com ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ЭОЦЕНОВОГО ВУЛКАНИЗМА РИФТОГЕННЫХ ВПАДИН ЮГО-ЗАПАДНОГО ПРИМОРЬЯ А.А. Чащин, В.К. Попов, В.П. Нечаев, И.Ю. Чекрыжов, Е.В. Нечаева, М.Г. Блохин Дальневосточный геологический институт ДВО РАН, Владивосток, Россия В палеогеновый период на восточной окраине Азиатского континента в результате тектонических процессов растяжения (Геодинамика…, 2006;

Федоров, 2006;

и др.) был сформирован Восточно-Азиатский грабеновый (Варнавский, Малышев, 1986) или Западно-Тихоокеанский рифтовый (Милановский, Никишин, 1988) пояс. На территории Приморья и Приамурья депрессионные структуры выделены в Хасано Амурский ареал рифтогенных впадин (Попов, Гребенников, 2006). Их развитие сопровождалось многократными вулканическими извержениями. В первой половине эоцена (46–42 млн лет назад) на юго-западе Приморья вулканизм проявился локально и завершился внедрением небольших экструзивных тел дацитового, реже риодацитового состава (Рассказов и др., 2004;

Чащин и др., 2011). В позднем эоцене – раннем олигоцене (38–32 млн лет назад) здесь проявился бимодальный (базальт-риолитовый) вулканизм, значительно повлиявший на условия осадко- и угленакопления в рифтогенных впадинах (Попов и др., 2001;

Мартынов и др., 2001;

Рассказов и др., Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ 2004). На рубеже олигоцена и миоцена (24–22 млн лет назад) новая вспышка вулканической активности связана с извержением высокотитанистых базальтоидов внутриплитного типа в Амбинской впадине (Попов и др., 2007), а также калиевых базальтов, андезитов и риодацитов в Пойменской и Синеутесовской впадинах (Брандт и др., 2009). В этот же период на территории Юго-Западного Приморья происходили мощные эксплозивные извержения кислых магм, которые привели к накоплению во впадинах колоссального количества пеплово-пемзового материала (Попов, 2009). В миоцен-плиоцене (14–3 млн лет назад) на территории Южного Приморья происходили извержения платобазальтов внутриплитного геохимического типа (Мартынов и др., 2002). Следует отметить, что выделенные этапы эоценового вулканизма обоснованы еще недостаточным количеством геохронологических и геохимических данных. В настоящем сообщении приводятся новые результаты изучения эоценовых эффузивов Амбинской, Пойменской и Краскинской впадин, позволившие уточнить временную последовательность и геохимическую специфику базальт-андезитового и дацит риодацитового вулканизма рифтогенных впадин Юго-Западного Приморья в среднем палеогене.

В Амбинской впадине изучены экструзивные тела дацитов г. Школьной и риодацитов г. Фрунзе. По результатам геологического изучения (в рамках ГДП-200) они были отнесены к раннемиоценовому славянскому вулканическому комплексу, сложенному базальтами, андезитами, дацитами и риолитами. Позднее на основе Rb–Sr датирования дацитов г. Школьной было установлено, что их возраст составляет 46.2 ± 0.5 млн лет (Рассказов и др., 2004). Нами было проведено дополнительное K–Ar датирование образцов дацитов г. Школьной (по биотиту) и риодацитов г. Фрунзе (вал).

Полученные датировки (46.1 ± 1.1 и 42.8 ± 1.0 млн лет соответственно) подтвердили эоценовый возраст этих магматических образований. Они свидетельствуют о локальном проявлении в юго-западном Приморье кислого вулканизма синхронного бимодальному базальт-риолитовому вулканизму Восточного Сихотэ-Алиня (Геодинамика…, 2006). Аналогичные по возрасту породы нами были изучены в Поисковой впадине (бассейн р. Илистой). Данные K–Ar датирования экструзивных тел дацитов этой структуры, полученные В.В. Серединным (2010), а позднее нами (Чащин и др., 2011), показали близкие значения (46.7 ± 1.1 и 45.52 ± 1.1 млн л. соответственно).

При этом было установлено, что изученные породы по геохимическим признакам (Sr/Y = 70–82, La/Yb = 37–41) соответствуют адакитам (Чащин и др., 2011).

Дациты и риодациты Амбинской впадины относятся к умереннокалиевой, реже высококалиевой известково-щелочной серии. Им свойственны повышенные содержания глинозема (15–16 мас. %), “натровая” специфика (K2O/Na2O = 0.74–0.88) и умеренное содержание MgO (0.52–1.70 мас. %) при магнезиальности Mg # = 0.45–0.55.

По химическому составу они близки адакитопобным породам Поисковой впадины (за исключением SiO2 и MgO), но различаются по содержанию микроэлементов. Так, в них наблюдается более высокое содержание U и Ta и более низкое – HREE и Ti. Им свойственны также более высокие величины отношений Dy/Yb (соответственно 3.0–3. и 2.2–2.3), Sm/Yb (соответственно 5.9–10.3 и 4.2–4.6), (La/Yb)n (соответственно 44.4– 78.6 и 25.9–29.3). На графиках нормированного распределения микроэлементов в дацитах и риодацитах Амбинской впадины обнаруживаются отрицательные аномалии по Nb-Ta и Ti и положительная аномалия по Ba, свойственные продуктам надсубдукционного магматизма. Породам присущи низкие значения Nb/La, но высокие – Ba/La и K/Nb. К геохимической специфике «амбинских» дацитов и риодацитов относятся низкие содержания в них HREE, Y (4.22–8.40) и высокие значения Sr/Y (75.7–154) и (La/Yb)n (44.4–89.4) отношений. На классификационных диаграммах Sr/Y – Y и (La/Yb)n – (Yb)n, используемых для разделения адакитов и производных 166 Иркутск, 20–23 августа _ известково-щелочных магм (Defant, Drummond, 1990;

Martin, 1999), фигуративные точки изученных пород располагаются в поле адакитов.

В Краскинской впадине были изучены базальты и андезиты зайсановского комплекса, получившие распространение в пределах п-ова Краббе и п-ова Посьет.

Результаты K/Ar датирования базальтов на п-ове Краббе (35.1–39.3 млн лет) оказались близки датировкам (38–34 млн лет) высокотитанистых базальтов на п-ове Клерка в Пойменской впадине (Рассказов и др., 2004). Андезиты п-ва Посьет и п-ва Краббе, согласно полученным нами данным, были сформированы 36.0–35.6 млн лет назад.

Лавы основного состава зайсановского комплекса относятся к породам умеренно-, реже высококалиевой известково-щелочной серии. По другим петрохимическим характеристикам они принадлежат к высоко- и умеренноглиноземистым разностям (al’=1.45–0.84), калиево-натриевого ряда (Na2O/K2O = 1.38–4.4). Для них характерны несколько повышенные содержания TiO (1.26–1.59 мас. %) и P2O5 (0.26–0.61 мас. %). Уровень концентрации MgO в базальтах колеблется в интервале от 4.52 до 6.23 мас. % (при Mg# = 0.57–0.61) и только в отдельных в образцах достигает 8.91 мас. % (при Mg# = 0.65–0.71). Породы характеризуются высокими содержаниями Ba, Sr Zr, Ni, Cr. От высокотитанистых базальтов п-ва Клерка они отличаются более низкими концентрациями К 2О, TiO2, Rb, Ba, Sr, Nb, Ta, Hf, Zr, Y, Yb, Lu и высоким содержанием Th.

Спектры распределения некогерентных элементов базальтов зайсановского комплекса имеют максимум по Ba и минимумы по Hf, Ti, Nb–Ta. На диаграммах Th– Hf–Ta и Th–Hf–Nb их фигуративные точки попадают в поле базальтов островных дуг и активных континентальных окраин. От пород островодужных обстановок изученные базальты отличаются отсутствием в спектрах распределения микроэлементов Sr максимума и слабопроявленного Ce минимума. На диаграмме Zr–Nb–Y точки их составов располагаются в полях внутриплитных пород. Кроме того, для них характерны несколько пониженные величины Zr/Nb (15–20), Ba/La (10–15) и повышенные отношения Ti/V (44.87–80.44), Ni/Co (1.6–3), Ce/Pb (13–20), Zr/Hf (40–43), близкие к внутриплитным породам. На основе приведенных данных мы предполагаем, что формирование базальтов п-ва Краббе, в отличие от высокотитанистых базальтов п-ва Клерка, связано с плавлением относительно неглубоких метасоматически переработанных горизонтов континентальной литосферы.

Андезиты, андезидациты, дациты зайсановского комплекса соответствуют умеренно- и высококалиевой известково-щелочной серии и принадлежат к весьма высокоглиноземистому (al’ = 1.9–2.9) типу. Породы характеризуются высоким содержанием натрия (Na2O = 4–5 мас. %) при значениях K2O/Na2O (0.6–0.8), обусловленных повышенными концентрациями K2O. Геохимической особенностью изученных андезитов и дацитов является значительное преобладание легких лантаноидов над тяжелыми (La/Yb)n = 18.8–23.7, а также высокое содержание Sr (560– 812) и низкие концентрации Y (12–14), что характерно для производных адакитовых магм. На диаграмме (La/Yb)n – (Yb)n фигуративные точки андезитов и дацитов комплекса находятся в области неопределенности, где сопряжены поля адакитов и известково-щелочных лав. На диаграмме Sr/Y – Y составы андезитов и дацитов комплекса располагаются преимущественно в поле адакитов и частично смещены в поле известково-щелочных пород. Таким образом, в составе средних и умереннокислых пород зайсановского комплекса установлена значительная доля «адакитового»

компонента.

По сравнению с дацитами и риодацитами Амбинской впадины андезиты и дациты Краскинской вулканоструктуры отличаются высокими концентрациями Ti, HREE и термофильных элементов (Ni, Co, Cr, V, Cu) и низкими – Ba и Pb. Кроме того, Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ они отличаются величинами отношений Dy/Yb, Sm/Yb и (La/Yb)n. Приведенные данные свидетельствуют о различном происхождении рассмотренных пород. В то же время андезиты и дациты зайсановского комплекса по характеру распределения некогеретных элементов и уровню отношений Dy/Yb, Sm/Yb, (La/Yb)n обнаруживают большее геохимическое сходство с адакитоподобными дацитами р. Илистой.

Присутствие в андезитах и дацитах зайсановского комплекса ксенокристов и порфировых вкрапленников с обратной зональностью, а также резорбированный и оплавленный облик ксенокристов кислого плагиоклаза указывают на активное взаимодействие андезитовых магм с кислым материалом коры. В пользу процессов гибридизации свидетельствует гиперболический характер зависимости отношений некогерентных элементов с близким валовым коэффициентом распределения, например K/Rb и Ba/Rb. Таким образом, полученные данные в целом подтверждают точку зрения, ранее высказанную в работах (Попов и др., 2001;

Рассказов и др., 2004), об участии корового компонента в эволюции умереннокислых пород зайсановского комплекса.

Появление в пределах Юго-Западного Приморья эоценовых пород, имеющих адакитовые геохимические характеристики, может быть рассмотрено с позиции существующих моделей эволюции литосферы региона в кайнозое. По одной модели (Мартынов, Ханчук, 2013) формирование эоцен-раннемиоценовых вулканитов в регионе происходило в результате внедрения горячей океанической астеносферы в разрывы субдуцируемой плиты (slab windows), образующиеся при геодинамическом режиме «скольжения литосферных плит». Согласно этой модели адакитовые магмы могли образоваться в ходе плавления океанической плиты на контакте с горячей астеносферой. В дальнейшем поднимающиеся на поверхность расплавы активно взаимодействовали с кислым материалом коры. Альтернативной моделью может служить предположение о плавлении мафического материала нижних уровней утолщенной, иногда деламинированной континентальной коры, как это установлено для многих мезозойско-кайнозойских адакитов Китая (Xiao, Clemens, 2007). Чтобы понять, какая из этих моделей более реальна, необходимы дополнительные изотопно геохимические исследования пород.

Список литературы Брандт И.С., Рассказов С.В., Попов В.К., Брандт С.Б. Калиевая специфика базальтов Синеутесовской впадины: геохимические корреляции и проблемы калий-аргонового датирования (Южное Приморье) // Тихоокеанская геология. 2009. Т. 28, № 4. С. 75–89.

Варнавский В.Г., Малышев Ю.Ф. Восточно-Азиатский грабеновый пояс // Тихоокеанская геология. 1986. № 3. С. 3–13.

Геодинамика, магматизм и металлогения востока России / Отв. ред. А.И. Ханчук Кн. 1.

Владивосток: Дальнаука, 2006. 572 с.

Мартынов Ю.А., Коваленко С.В., Рассказов С.В., Саранина Е.В. Геохимия и вопросы металлогении кайнозойских постсубдукционных известково-щелочных вулканитов Юго Западного Приморья // Рудные месторождения континентальных окраин. Вып. 2. Владивосток:

Дальнаука, 2001. Ч. 1. С. 5–22.

Мартынов Ю.А., Ханчук А.И. Кайнозойский вулканизм Восточного Сихотэ-Алиня:

результаты и перспективы петрологических исследований // Петрология. 2013. Т. 21, № 1. С. 1– 16.

Мартынов Ю.А., Чащин А.А., Рассказов С.В., Саранина Е.В. Позднемиоцен плиоценовый базальтовый вулканизм юга Дальнего Востока России как индикатор гетерогенности литосферной мантии в зоне перехода континент-океан // Петрология. 2002.

Т. 10, № 2. С. 5–22.

Милановский Е.Е., Никишин А.М. Западно-Тихоокеанский рифтовый пояс // Бюл.

МОИП. Отд. геол. 1988. Т. 63. Вып. 4. С. 3–15.

168 Иркутск, 20–23 августа _ Попов В.К. Пепловые туфы из олигоцен-миоценовых отложений Юго-Западного Приморья: возрастные генерации, особенности распространения, вулканические центры // Материалы IV Всероссийского симпозиума по вулканологии и палеовулканологии.

Петропавловск-Камчатский. 2009. Т. 2. С. 461–464.

Попов В.К., Гребенников А.В. Хасано-Амурский ареал (палеоцен–миоцен) Кислый вулканизм // Геодинамика, магматизм и металлогения востока России / Отв. ред. А.И. Ханчук.

Кн. 1. Владивосток: Дальнаука, 2006. С. 354–361.

Попов В.К., Гребенников А.В., Коваленко С.В., Кутуб-Заде Т.К. Петролого геохимическая характеристика вулканических кайнозойских комплексов Краскинской впадины на примере п-ва Краббе (Приморье) // Мезозойские и кайнозойские магматические и метаморфические образования Дальнего Востока: Материалы V Дальневост. регион.

петрограф. совещ. Хабаровск: ФГУГГП «Хабаровскгеология», 2001. С. 38–40.

Попов В.К., Максимов С.О., Вржосек А.А., Чубаров В.М. Базальтоиды и карбонатитовые туфы Амбинского вулкана (Юго-Западное Приморье): геология и генезис // Тихоокеанская геология. 2007. Т. 26, № 4. С. 75–93.

Рассказов С.В., Ясныгина Т.А., Саранина Е.В., Масловская М.Н., Фефелов Н.Н., Брандт С.Б., Брандт И.С., Коваленко С.В., Мартынов Ю.А., Попов В.К. Кайнозойский магматизм Юго Западного Приморья: импульсное плавление мантии и коры // Тихоокеанская геология. 2004.

Т. 23, № 6. С. 3–31.

Середин В.В. Металлогения кайнозойских угленосных структур Приморья // Новые горизонты в изучении процессов магмо- и рудообразования. М.: ИГЕМ РАН, 2010. С. 153–154.

Федоров П.И. Кайнозойский вулканизм в зонах растяжения на восточной окраине Азии.

М.: ГЕОС, 2006. 316 с.

Чащин А.А., Нечаев В.П., Нечаева Е.В., Блохин М.Г. Находка эоценовых адакитов в Приморье // Доклады Академии наук. 2011. Т. 438, № 5. С. 1–6.

Defant M.J., Drummond M.S. Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere // Nature. 1990. V. 347. P. 662–665.

Martin H. Adakitic magmas: modern analogues of Archaean granitoids // Lithos. 1999. V. 46.

P. 411–429.

Xiao L., Clemens J.D. Origin of potassic (C-type) adakite magmas: Experimental and field constraints // Lithos. 2007. V. 95. Р. 399–414.

GEOCHEMICAL FEATURES OF THE EOCENE VOLCANISM OF RIFTOGENIC BASIN IN THE SOUTHWESTERN PRIMORIE A.A. Chashchin, V.K. Popov, V.P. Nechaev, I.Yu. Chekryzhov, E.V. Nechaeva, M.G. Blokhin Far East Geological Institute, FEB RAS, Vladivostok, Russia МОНИТОРИНГ 234U/238U В ВОДАХ АКТИВНЫХ РАЗЛОМОВ НА ЗАПАДНОМ ЗАМЫКАНИИ ЮЖНО-БАЙКАЛЬСКОЙ ВПАДИНЫ БАЙКАЛЬСКОЙ РИФТОВОЙ ЗОНЫ: ПЕРВЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ Е.П. Чебыкин 1,2,3, С.В. Рассказов 2,3, Е.Н. Воднева 1,2,3, А.М. Ильясова 2, Е.А. Михеева 2,3, И.С. Чувашова 2,3, С.А. Борняков 2,3, А.К. Семинский 2, С.В. Снопков Лимнологический институт СО РАН, Иркутск, Россия Институт земной коры СО РАН, Иркутск, Россия Иркутский государственный университет, Иркутск, Россия В 1999 и 2008 гг. в Южно-Байкальской впадине Байкальской рифтовой зоны произошли землетрясения с MW = 6.8 и 6.6. Условия их проявления – предмет специальных исследований в серии работ (Радзиминович и др., 2006;

Мельникова и др., 2012;

Тимофеев и др., 2013;

и др.). Один из дискуссионных вопросов касается характера активизации разломов во впадине и ее окружении. В настоящей работе в Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ качестве ключевой территории исследований в этом направлении рассматривается западное замыкание впадины – район пос. Култук. Здесь сочленяются Обручевский и Главный Саянский разломы. Первый имеет резкое морфологическое выражение как кайнозойский сброс. Второй слабо выражен в рельефе. В его зоне выявлены сейсмодислокации, которые интерпретируются как показатель современной сдвиговой активности этой структуры (Чипизубов, Смекалин, 1999). Для расшифровки характера предшествующей (новейшей) тектонической обстановки нами выполнено изучение условий развития вулканизма в районе пос. Култук. Установлен структурный контроль Обручевским разломом Култукского вулкана, на котором происходили извержения во временном интервале 18–12 млн лет назад в связи с развитием вулканизма в субмеридиональной транстенсионной системе трех зон: Камарской, Становой и Быстринской. В районе пос. Култук Обручевский разлом характеризуется быстро уменьшающейся к западу амплитудой вертикальных движений (Рассказов и др., 2013).

Для выяснения текущего напряженно-деформированного состояния и соотношений активности Обручевского и Главного Саянского разломов определена сеть опробования вод Култукского полигона для мониторинга (234U/238U) (скобки обозначают единицы активности). Теоретическое обоснование применения (234U/238U) в водах для оценки состояния разломов дано в работах П.И. Чалова и В.В. Чердынцева.

Обогащение 234U вод известно в литературе как эффект Чалова–Чердынцева.

Определение U и (234U/238U) проводили методом ИСП–МС на квадрупольном масс-спектрометре Agilent 7500ce в ЦКП «Ультрамикроанализ» (ЛИН СО РАН, Иркутск). Для определения изотопного состава урана в природных водах разработана методика выделения и обогащения урана на ионообменной смоле TRU (Eichrom).

Образцы воды фильтровали (0.45 мкм), подкисляли азотной кислотой (3 %) и загружали в ионнообменные полипропиленовые колонки, содержащие 0.5 мл смолы TRU. Уран элюировали 1.5 мл 0.1 М оксалата аммония (NH4)C2O4. Элюаты разбавляли в два раза 3%-ной HNO3 и анализировали методом ИСП–МС согласно подходам, разработанным ранее (Чебыкин и др., 2007). Типичная относительная ошибка определения изотопных отношений ~1 % (1 ). Предварительно в пробах определялся спектр 65 химических элементов.

На Култукском полигоне в опробование вовлечены пробы подземных вод из скважин и родников в сопоставлении с водами поверхностного стока речек Култучная, Тигунчиха и Медлянка. Общий диапазон измеренных концентраций U в водах на полигоне составил от 0.02 нг/г в 10-метровых колодцах по ул. Октябрьской пос. Култук (станции 15 и 30) до 4.2 нг/г в водозаборной скважине в западной части поселка (станция 31) и (234U/238U) – от 1.09 в роднике долины р. Тигунчиха (станция 14к) до 3. в водозаборной скважине, расположенной рядом со школой № 7 (станция 27).

Сравнительно низкие (234U/238U) в пробах рек Култучная и Тигунчиха, дренирующих зону Главного Саянского разлома, соответственно, 1.31 и 1.38, отражают его пассивный характер в настоящее время. Более высокое значение (234U/238U) (1.90) в пробе воды р. Медлянка, отобранной недалеко от ее устья, свидетельствует о том, что эта река дренирует зону более активного Обручевского разлома.

На полигоне выделяются аномалии Земляничная, Школьная, Вербная с высокими значениями (234U/238U) (более 2.0) и аномалии Медлянка, Тигунчиха с низкими значениями (234U/238U) (1.3 и менее) (рис. 1).

Земляничная аномалия (ЗМ) пространственно соответствует зоне Обручевского разлома и протягивается в субширотном направлении на расстояние около 2 км от долины р. Медлянка на западе (станция 29) до 154-го км Кругобайкальской железной дороги – на востоке (станция 11). Далее, в приустьевой части р. Ангасолка, на 149-м км (станции 13, 33), аномалия уже не выражена. Вероятно, активная зона разлома здесь 170 Иркутск, 20–23 августа _ Рис. 1. Схема аномалий (234U/238U) в водах Култукского полигона (пос. Култук и сопредельные территории).

1 – станция опробования, ее номер и максимальное значение (234U/238U) в пробах воды за период наблюдений (часть точек находится за рамкой схемы);

2 – аномалия с высокими значениями (234U/238U) (2.0 и более), ЗМ – Земляничная, ШК – Школьная, ВР – Вербная (в контуре Школьной аномалии особо выделена станция 27 с самым высоким значением (234U/238U) для Култукского полигона – 3.28);

3 – аномалия с низкими значениями (234U/238U) (1.3 и менее), МД – Медлянка, ТГ – Тигунчиха;

4 – железная дорога;

5 – шоссейная дорога.

смещена в акваторию Байкала. Западное окончание аномалии определяется пониженным значением (234U/238U) в воде станции 44 (1.68) (рис. 1). Школьная аномалия (ШК) названа по станции 27 с наиболее высоким значением ( 234U/238U) (3.28).

Эта аномалия почти изометричной формы оконтурена по четырем станциям. Самая южная из них (станция 40) находится в активизированной части Главного Саянского разлома, обозначенного крутым северным склоном долины р. Култучная. Вербная аномалия (ВР) намечена пока только по станции 38, находящейся в зоне активного разлома, по которому происходило опускание днища долины р. Култучная относительно ее южного борта.

В отличие от трех охарактеризованных аномалий с высокими значениями (234U/238U), обозначающих активные области текущих деформаций, аномалии Медлянка (МД) и Тигунчиха (ТГ) с низкими значениями (234U/238U) могут отражать пространственное распределение относительно стабильных участков коры и/или особый гидрологический режим, обусловивший быстрое снижение в водах эффекта Чалова–Чердынцева. Возможно, аномалии с высокими и низкими значениями (234U/238U) закономерно связаны между собой в пространстве как трассеры пространственно-сопряженных участков сильных и слабых деформаций. Для проверки этого предположения необходимо более детальное изучение пространственных переходов между аномалиями.

В период наблюдений с 27 июня 2012 г. до 5 мая 2013 г. отобрано 18 серий проб с меняющимися концентрациями U и (234U/238U). Частота отбора составляла от двух до трех недель. На рис. 2, А, представлены результаты мониторинга (234U/238U) в водах станции 9 Земляничной аномалии. Интервал наблюдений (234U/238U) в водах этой станции разделяется на периоды: 1) регулярных циклических деформаций и 2) более частых наложенных деформационных импульсов.

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Рис. 2. Результаты мониторинга (234U/238U) (А) и временных вариаций фактора 1 с максимальным весовым значением (234U/238U) (–0.7) (Б) в водах скважины в районе ст. Земляничная (станция 9).

За время наблюдений выделилось три максимума (234U/238U): 2.56 – 26.10.2012 г., 2.55 – 04.02.2013 г. и 2.51 – в период с 12.04.2012 г. по 27.04.2012 г. Максимумам предшествовали минимумы (234U/238U): 2.44 – 31.07.2012 г., 2.47 – 10.01.2013 г. и 2.45 – 16.03.2013 г. Связывая вариации этого параметра с деформациями, мы обозначаем первый максимум (234U/238U) как отражение сравнительно длительного деформационного цикла, начавшегося 31.07.2012 г. (или несколько раньше) и продолжавшегося не менее 5 месяцев и 10 дней. Затем последовали менее длительные 172 Иркутск, 20–23 августа _ наложенные деформационные импульсы, первый из которых продолжался 2 месяца дней, а второй к завершению наблюдений составлял почти 2 месяца и находился в нисходящей стадии развития.

В течение длительного деформационного цикла начального периода наблюдений в Южно-Байкальской впадине не произошло ни одного заметного сейсмического события. Первые признаки активизации проявились в слабом землетрясении 10-го класса с эпицентром рядом с пос. Листвянка, удаленном от полигона пос. Култук на ~100 км вдоль Обручевского разлома. В пробе, отобранной на станции 9 через два дня после этого события, значение (234U/238U) оставалось на минимуме (2.47), но уже через девять дней (19.01.2013 г.) возросло до 2.52. Максимуму второго наложенного деформационного импульса соответствовало слабое сейсмическое событие 10 класса с эпицентром в пос. Култук 24.04.2013 г. При подготовке настоящего сообщения здесь же имело место такое же сейсмическое событие 8.06.2013 г. (данные по изотопному составу урана на момент написания тезисов еще не получены). Между двумя сейсмическими событиями прошло менее 2-х месяцев. Наложенные деформационные импульсы, зарегистрированные по максимумам (234U/238U) в водах станции 9, могут сопоставляться с сейсмическими событиями и, соответственно, служить их прогностическим признаком.

Данные измерений концентраций элементов и (234U/238U) в водах Култукского полигона систематизировались с помощью факторного анализа (рисунок 2, Б).

Исследуемый параметр (234U/238U) вносит основной вклад в изменчивость совокупности данных с весовым значением –0.7 в сочетании с редкоземельными элементами (весовые значения от –0.64 до –0.61) и находится в наиболее резкой обратной зависимости с Ba, Ti, S, Cu (весовые значения от +0.30 до +0.55). Во время длительного деформационного цикла выявлены широкие регулярные короткопериодные вариации фактора 1. Эффект наложения деформационных импульсов выражен в усложненном распределении точек.

Изучение соотношений (234U/238U) с концентрациями элементов вносит дополнительную прогностическую информацию в анализ закономерностей сейсмических событий.

Первые результаты исследований вариаций (234U/238U) в водах Култукского полигона свидетельствуют о наличии на западном замыкании Южно-Байкальской впадины трех очаговых областей потенциальной сейсмической разрядки тектонических напряжений в верхней части коры с аномально высокими значениями этого параметра.

Одна из них (Земляничная) пространственно связана с активностью Обручевского разлома, две других (Школьная и Вербная) – со структурными ограничениями Култукской долины, заложенной в зоне Главного Саянского разлома. Мониторинг (234U/238U) в воде станции 9 Земляничной аномалии выявил колебательный характер временных вариаций этого параметра и совпадение слабых сейсмических событий с его максимумами.

Работа выполняется по проекту ФЦП «Научные и научно-педагогические кадры инновационной России на 2009–2013 годы», соглашение № 14.B37.21.0583.

Список литературы Мельникова В.И., Гилева Н.А., Арефьев С.С., Быкова В.В., Масальский О.К.

Култукское землетрясение 2008 г. с МW = 6.3 на юге Байкала: пространственно-временной анализ сейсмической активизации // Физика Земли. 2012. № 11. С. 44–62.

Радзиминович Н.А., Мельникова В.И., Саньков В.А., Леви К.Г. Сейсмичность и сейсмотектонические деформации земной коры Южно-Байкальской впадины // Физика Земли.

2006. № 11. С. 44–62.

Рассказов С.В., Ясныгина Т.А., Чувашова И.С., Михеева Е.А., Снопков С.В. Култукский вулкан: пространственно-временная смена магматических источников на западном окончании Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Южно-Байкальской впадины в интервале 18–12 млн лет назад // Geodynamics & Tectonophysics.

2013. V. 4 (2). P. 135–168. doi:10.5800/GT2013420095.

Тимофеев В.Ю., Калиш Е.Н., Стусь Ю.Ф., Ардюков Д.Г., Арнаутов Г.П., Смирнов М.Г., Тимофеев А.В., Носов Д.А., Сизиков И.С., Бойко Е.В., Грибанова Е.И. Вариации силы тяжести и современная геодинамика юго-западной части Байкальского региона // Geodynamics & Tectonophysics. 2013. V. 4 (2). P. 119–134. doi:10.5800/GT2013420094.

Чебыкин Е.П., Гольдбеpг Е.Л., Куликова Н.C., Жученко Н.А., Степанова О.Г., Малопевная Ю.А. Метод опpеделения изотопного cоcтава аутигенного уpана в донныx отложенияx озеpа Байкал // Геология и геофизика. 2007. Т. 48, № 6. C. 604–616.

Чипизубов А.В., Смекалин О.П. Палеосейсмодислокации и связанные с ними палеоземлетрясения по зоне Главного Саянского разлома // Геология и геофизика. 1999. Т. 40, № 6. С. 936–937.

U/238U MONITORING IN WATER OF ACTIVE FAULTS AT THE WESTERN TERMINUS OF THE SOUTH BAIKAL BASIN IN THE BAIKAL RIFT ZONE:

FIRST RESULTS 1,2,, S.V. Rasskazov, E.N. Vodneva 1,2,3, A.M. Ilyasova 2, E.A. Mikheeva 2,3, 2, E.P. Chebykin I.S. Chuvashova 2,3, S.A. Bornyakov 2,3, A.K. Seminsky 2, S.V. Snopkov Limnological Institute, SB RAS, Irkutsk, Russia, usmarina@inbox.ru Institute of the Earth's Crust, SB RAS, Irkutsk, Russia Irkutsk State University, Irkutsk, Russia КОМПОНЕНТНЫЙ СОСТАВ И ВРЕМЕННАЯ СМЕНА ИСТОЧНИКОВ КАЙНОЗОЙСКОГО ВУЛКАНИЗМА ВИТИМСКОГО ПЛОСКОГОРЬЯ:

АКТИВИЗАЦИЯ И ПРЕКРАЩЕНИЕ РАСТЯЖЕНИЯ ЛИТОСФЕРЫ В КРАЕВОЙ ЧАСТИ БАЙКАЛЬСКОЙ РИФТОВОЙ ЗОНЫ И.С. Чувашова 1,2, Е.А. Михеева 1,2, Н.А. Руднева 1,2, С.В. Рассказов 1,2, Т.А. Ясныгина Институт земной коры СО РАН, Иркутск, Россия, chuvashova@crust.irk.ru Иркутский государственный университет, Иркутск, Россия Рифтогенез – процесс растяжения и утонения литосферы, выражающийся в плавлении ее нижней части и образовании грабенов – в верхней. Совместный анализ данных по глубинному и поверхностному выражению рифтогенеза во времени и пространстве открывает возможности реконструкций этого процесса как единого целого.

Развитие Байкальской рифтовой системы сопровождалось вулканической деятельностью на протяжении всего кайнозоя (Логачев, 2003). На вулканических полях Центральной Монголии выявлено распространение пород калинатровой серии (производной плавления подлитосферной мантии) с переходом к калиевой (производной плавления нижней части литосферы) и соответствие вулканической ритмичности чередованию активности подлитосферных и литосферных источников (Рассказов и др., 2012). В отличие от Центральной Монголии, на юге Сибири в кайнозое представлена только калинатровая серия, поэтому для выделения пространственно-временных закономерностей в эволюции глубинных процессов на этой территории требуется, прежде всего, разработка подходов к идентификации компонентов мантийных источников.

Позднекайнозойское Витимское вулканическое поле, образующее плоскогорье, образовалось в области сочленения Еравнинского островодужного, Икатского турбидитового и Западно-Станового террейнов. Граница между Еравнинской 174 Иркутск, 20–23 августа _ островной дугой и ее Икатским задуговым бассейном выражена нечетко (Беличенко и др., 2006). В мезозое территория Еравнинского террейна оказалась охваченной вулканическими извержениями преимущественно трахибазальтового состава, не распространявшимися в пределы Икатского террейна. Соответственно, вулканическое поле кайнозойских базальтов также образовалось в пределах Еравнинского террейна.

Его северо-западная граница пространственно подчинялась границе этого террейна с сопредельным Икатским, а северо-восточная – границе с Западно-Становым террейном.

По пространственно-временному распределению осадочных отложений и вулканических пород предполагается, что в раннем и среднем кайнозое рифтогенез получил развитие в субширотной Тунка-Еравнинской рифтовой зоне, а в позднем кайнозое – перераспределился в центральную и северо-восточную части Байкальской рифтовой зоны (Рассказов, 1996). Вулканическое поле Витимского плоскогорья оказалось за южной структурно-геоморфологической границей Байкальской рифтовой зоны, оформившейся в плиоцен-четвертичное время. Возникает вопрос: если территория плоскогорья в настоящее время находится за пределами рифтовой зоны, были ли выражены рифтогенные процессы в ходе развития новейших структур и вулканической деятельности этой территории во временном интервале позднего кайнозоя?

На вулканическом поле закартировано 88 вулканических конусов, выступающих над аккумулятивной лавовой поверхностью. При бурении обнаружено еще погребенных вулканических построек. Вулканические аппараты распределены дискретно и образуют семь крупных и шесть небольших вулканических центров.

Крупные имеют поперечник 16–20 км и насчитывают от 9 до 17 отдельных шлаколавовых построек. Вулканические центры меньших размеров (в поперечнике первые километры) объединяют от двух до четырех шлаколавовых построек. Каждый вулканический центр действовал в течение ограниченного временного интервала и отличался по времени активности от других вулканических центров. На западе Витимского плоскогорья извержения происходили из крупного вулканического центра Яоле и небольшого Мухальского, на востоке – из крупного Береинского вулканического центра и небольшого Салбулинского (Рассказов и др., 2000).

Относительно исследуемого восточного участка, плейстоценовые лавы распространялись восточнее, т.е. ниже по течению р. Бол. Амалат. Шлаколавовых аппаратов здесь, однако, не обнаружено, поэтому предполагается, что потоки этой части поля связаны с излияниями, происходившими на Береинском и Салбулинском вулканических центрах.

Анализ вариаций состава вулканических и субвулканических пород проводится отдельно для пород западной и восточной частей вулканического поля. В общей последовательности событий выделяется семь разновозрастных групп пород (таблица).

Аналитические исследования микроэлементного состава вулканических пород выполнены в лаборатории изотопии и геохронологии Института земной коры СО РАН методом ICP–MS с использованием масс-спектрометра Agilent 7500се Байкальского аналитического центра коллективного пользования (пробоподготовка химиков– аналитиков М.Е. Марковой, Е.А. Михеевой, расчеты – Т.А. Ясныгиной).

Характеристика методик приведена в работе (Ясныгина и др., 2003). Петрогенные оксиды определены в аналитическом центре института классическим «мокрым»

методом (аналитики Г.В. Бондарева и М.М. Самойленко). Измерения изотопных отношений Sr, Nd и Pb выполнялись на 7-коллекторном масс-спектрометре Finnigan MAT 262 Байкальского аналитического центра коллективного пользования по методике, приведенной в работе (Рассказов и др., 2012). Использованы опубликованные данные.

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Сопоставление групп (трендов) разновозрастных вулканических и субвулканических пород западной и восточной частей Витимского плоскогорья № п/п Западная часть, Восточная часть, вулканического вулканические центры вулканические центры Береинский эпизода: Мухальский и Яоле и Салбулинский возраст, № группы, Породы № группы, Породы млн лет подгруппы подгруппы (тренда) (тренда) 7: 1.


1–0.6 7А Базаниты 7Б Базаниты, фонотефриты, тефрифонолиты 6: 4–3 6 Базальты 5: ~9.2 5А Трахибазальты, базаниты 5Б Базаниты, фонотефриты 4: 11.8–9.5 4А Базальты 4А Базальты, трахибазальты 4Б Силлы, подобные по 4Б Силлы, подобные по составу лавам с составу лавам с трендом 4А трендом 4А 3: 13–12 3А Базаниты с 3А Базаниты с повышенным An в повышенным An в фациях лав и силлов фациях лав и силлов 3Б Базаниты с пониженным An 2: 14–13 2 Щелочные оливиновые 2 Базальты, базальты андезибазальты 1: 16–14 1 Пикритобазальты, Mg базаниты Примечание: жирным шрифтом выделены тренды эпизодов 3 и 4 со сходной эволюцией глубинного магматизма во временном интервале 13.0–9.5 млн лет назад под западной и восточной частями плоскогорья.

На Витимском плоскогорье под вулканическими породами погребены три крупные магистральные палеодолины, протягивающиеся в северо-восточном направлении: Хойготская (Северная), Джилиндинская (Южная) и Аталангинская (Центральная). Первая прослежена на 120 км, вторая – на 100 км, третья – на 50 км.

Палеодолины формировались в среднем-позднем миоцене одновременно с палеодолинами центральной части Байкальской рифтовой зоны и служили выражением процессов растяжения в верхней части коры. В середине позднего миоцена, однако, прогибание палеодолин прекратилось.

На основе анализа выявленной временной смены источников вулканических пород западной и восточной частей Витимского плоскогорья принимается модель эволюции глубинных процессов, согласно которой:

1) начальный вулканический эпизод восточной части плоскогорья 16–14 млн лет назад явился результатом высокотемпературного плавления слабо изотопно обедненного перидотитового материала, поднявшегося по адиабате из глубокой части 176 Иркутск, 20–23 августа _ мантии, и сильно изотопно-обедненного Mg-пироксенитового материала нижней части литосферы;

2) во временном интервале 14–9 млн лет назад вулканизм был обусловлен процессами «пассивного» рифтогенеза в западной части плоскогорья и «активного» – в восточной. «Пассивный» рифтогенез выражался в плавлении литосферного материала с примесью материала подстилающей астеносферы, «активный» – в плавлении материала внутренней части литосферы без участия астеносферного материала;

3) структурная перестройка, произошедшая в Байкальской рифтовой системе в последние 9 млн лет, привела к прекращению рифтогенеза на Витимском плоскогорье.

В результате релаксации и нивелирования литосферы, утоненной в восточной части территории по «активному» механизму, во временном интервале 1.1–0.6 млн лет назад излились выплавки из умеренно изотопно-обедненной астеносферы, контаминированной глубинным слабо изотопно-обедненным мантийным материалом.

Работа выполнена по проекту ФЦП «Научные и научно-педагогические кадры инновационной России на 2009–2013 годы», соглашение № 14.B37.21.1147, и гранта для поддержки научно-исследовательской работы аспирантов и молодых сотрудников ИГУ по направлению Науки о Земле (геология и география) № 2012–09–02.

Список литературы Беличенко В.Г., Гелетий Н.К., Бараш И.Г. Баргузинский микроконтинент (Байкальская горная область): к проблеме выделения // Геология и геофизика. 2006. Т. 47, № 10. С. 1049– 1059.

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

2003. Т. 44, № 45. С. 391–406.

Рассказов С.В. Вулканизм и структура северо-восточного фланга Байкальской рифтовой системы // Геология и геофизика. 1996. Т. 37, № 4. С. 60–70.

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., Чувашова И.С., Ясныгина Т.А., Фефелов Н.Н., Саранина Е.В. Калиевая и калинатровая вулканические серии в кайнозое Азии. Новосибирск: Академическое изд-во «ГЕО». 2012. 351 с.

Ясныгина Т.А., Рассказов С.В., Маркова М.Е., Иванов А.В., Демонтерова Е.И.

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.

COMPONENTS AND TEMPORAL CHANGE OF SOURCES FOR CENOZOIC VOLCANISM IN THE VITIM PLATEAU: REACTIVATION AND CESSATION OF LITHOSPHERIC EXTENSION AT A MARGINAL PART OF THE BAIKAL RIFT ZONE I.S. Chuvashova 1,2, E.A. Mikheeva 1,2, N.A. Rudneva 1,2, S.V. Rasskazov 1,2, T.A. Yasnygina Institute of the Earth's Crust, SB RAS, Irkutsk, Russia, chuvashova@crust.irk.ru Irkutsk State University, Irkutsk, Russia Based on analysis of the temporal change of sources for volcanic rocks from the western and eastern parts of the Vitim plateau, a model of deep processes evolution is suggested, according to which:

1. Initial volcanic episode in the eastern part of the plateau at 16–14 Ma was due to high-temperature melting of slightly isotopically-depleted peridotite material, which has risen adiabatically from the deep mantle source, and strongly isotopically-depleted Mg-pyroxenite material from the one at the bottom of the lithosphere.

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ 2. In the time interval of 14–9 Ma, volcanic activity was caused by processes of "passive" rifting in the west of the plateau and the "active" one in the east. The "passive" rifting was expressed by melting of the lithospheric material mixed with those of the underlying asthenosphere, whereas the "active" rifting was represented by melting of the material inside the lithosphere without involvement the asthenospheric material.

3. A structural reorganization that took place in the Baikal rift system in the last 9 Ma has led to the cessation of rifting in the Vitim plateau. As a result of relaxation and flattening of the thinned lithosphere, the eastern part of the area, affected by the "active" mechanism of rifting, was dominated by eruptions of moderately isotopically-depleted asthenospheric material, slightly contaminated with the deeper isotopically-depleted mantle material in the time interval of 1.1–0.6 Ma.

БАЙКАЛЬСКАЯ РИФТОВАЯ СИСТЕМА МЕЖДУ ГЕОДИНАМИЧЕСКИМИ ПРОВИНЦИЯМИ РАСПАВШЕЙСЯ РОДИНИИ И ЗАКРЫВШИХСЯ ФАНЕРОЗОЙСКИХ ПАЛЕООКЕАНОВ: ФЕНОМЕНОЛОГИЯ ИСТОЧНИКОВ НОВЕЙШЕГО МАНТИЙНОГО МАГМАТИЗМА И.С. Чувашова 1,2, С.В. Рассказов 1,2, А.М. Ильясова Институт земной коры СО РАН, Иркутск, Россия Иркутский государственный университет, Иркутск, Россия Новейшая глубинная динамика Внутренней и Восточной Азии определяется процессами в Саяно-Монгольском и Забайкальском низкоскоростных доменах верхней мантии. Саяно-Монгольский домен с низкими скоростями S-волн в глубинном интервале 200–50 км имеет протяженность с юга на север около 2 тыс. км и пространственно соответствует области вулканизма позднего мела и кайнозоя. В северной части домена вулканизм активизировался в мантии распавшегося суперконтинента Родиния, а в южной и центральной частях получил развитие при очищении низкоскоростного домена от стагнировавших палеослэбовых фрагментов Гобийской и Хангайской систем закрывшихся фанерозойских палеокеанов:

Солонкерского, Урало-Монгольского и Монголо-Охотского залива Тихого (Рассказов и др., 2012б).

Позднекайнозойскую Байкальскую рифтовую систему образуют одноименная Байкальская (центральная), Окинско-Тоджинская (северо-западная) и Центрально Монгольская (южная) рифтовые зоны. Рифтогенез Байкальской и Окинско-Тоджинской зон наложен на остаточные структуры суперконтинента Родиния, а Центрально Монгольской зоны – на область перехода от суперконтинента к структурам Гобийско Хангайской геодинамической провинции закрывшихся фанерозойских палеоокеанов.

Каждая рифтовая зона характеризуется развитием вулканизма. При изучении компонентного состава мантийных источников вулканических пород выявляется провинциальная специфика мантии Родинии и структур закрывшихся палеоокеанов.

По сходящимся трендам на диаграммах изотопных отношений в позднекайнозойских лавах Восточного Саяна определен умеренно изотопно обедненный (относительно недифференцированной мантии) общий компонент: 87Sr/86Sr ~0.7040–0.7041, 143Nd/144Nd ~0.5128 ( Nd = +3), 206Pb/204Pb ~18.1–18.2, 207Pb/204Pb ~15.53, 208Pb/204Pb ~38.2. Он рассматривался как показатель участия в магматическом процессе материала подлитосферной конвектирующей мантии (астеносферы). В 178 Иркутск, 20–23 августа _ структурном сочленении неопротерозойского Тувино-Монгольского массива с Сибирским кратоном изучены пространственно совмещенные между собой девонские дайки Урик-Бельского и Шагайтэ-Гол-Урикского поясов и миоценовые лавы Урикского вулканического поля. Первый дайковый пояс представлен базальтами– андезибазальтами толеитовой серии, второй – трахибазальтами–трахиандезибазальтами умереннощелочной серии с локальным распространением трахибазальтов– фонотефритов серии повышенной щелочности. Урикское вулканическое поле образуют трахибазальты–трахиандезибазальты умереннощелочной серии. Выявлено частичное сходство концентраций петрогенных оксидов, микроэлементов и изотопных отношений стронция и свинца разновозрастных магматических серий. С поправкой на возраст определен общий компонент магматических расплавов по сходящимся трендам его смешения с компонентами мантийной части литосферы и коры. Идентификация компонента послужила основой для расшифровки характера изотопно-геохимической гетерогенности разновозрастных магматических источников. Сделан вывод о том, что общий компонент характеризует либо модифицированный (обедненный) нижнемантийный резервуар, либо, что более вероятно, локальную область конвектирующей астеносферной мантии, подстилающей Тувино-Монгольский массив.


В последней интерпретации допускается образование локального конвектирующего объема астеносферы в середине неопротерозоя, одновременно с заложением и развитием Окинской зоны массива, и накладываются ограничения на последующие существенные преобразования астеносферы под влиянием поднятия плюмового или погружения слэбового материала (Рассказов и др., 2012а).

Изотопный состав Nd и Sr, подобный общему компоненту позднекайнозойских вулканических пород Восточного Саяна, определен в позднекайнозойских вулканических породах Витимского плоскогорья. Но под этой территорией астеносфера подпитывалась в позднем кайнозое слабо изотопно-обедненным глубинным материалом, поднимавшимся по адиабате. В результате образовалась подлитосферная конвектирующая мантия гибридного состава.

Южная часть Саяно-Монгольского домена очищалась от стагнировавших фрагментов Гобийской системы в интервале 91–32 млн лет назад, а его средняя часть очищалась от стагнировавших фрагментов Хангайской системы с 32 млн лет назад до настоящего времени. Переход активности от Гобийской системы к Хангайской сопровождался развитием высококалиевого надпалеослэбового магматизма временного интервала 41–32 млн лет назад. Этот интервал характеризовал состояние перестройки Гобийской системы с ее вырождением, длившимся порядка 10 млн лет. Окончательная потеря активности Гобийской системы ~32 млн лет назад сменилась активностью Хангайской системы.

В отличие от изотопно-обедненного общего компонента мантии распавшейся Родинии, в новейших магмах из мантии со стагнировавшими палеослэбовыми фрагментами Гобийской и Хангайской систем важную роль играл общий компонент с изотопно-обогащенным составом: 87Sr/86Sr ~0.7047, 143Nd/144Nd ~0.5124 ( Nd ~ –5).

Эффект обогащения и изотопной гомогенизации мантии достигался в конвектирующей мантии надпалеослэбовых областей. Изотопно-обедненные компоненты были производными плавления слэбового материала. В процессе эволюции глубинного магматизма изотопно-обогащенные и обедненные компоненты присутствовали в различных пропорциях.

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Соотношения (87Sr/86Sr)0 – 103/Sr (а) и 143Nd/144Nd – (87Sr/86Sr)0 (б) в разновозрастных вулканических породах Орхон-Селенгинского ареала.

1–4 – разновозрастные вулканические породы: 1 – высококалиевые, Угей Нурского поля;

2 – умереннокалиевые, Нижнеорхонского поля;

3 – умереннокалиевые, Хануйского поля;

4 – высоко- и умереннокалиевые, 180 Иркутск, 20–23 августа _ Селенгинского поля. На рисунке, а, штриховыми линиями, параллельными оси абсцисс, обозначены общие компоненты DM(Sr) и DM(Sr)EM(Nd). Для первого компонента указана принятая градация обратных концентраций стронция 1 и 2.

Компонент DM(Sr)EM(Nd) соответствовал изотопному составу подошвы литосферы, находившейся в изотопном равновесии с подстилающей астеносферой в интервале 4.3–2.8 млн лет назад. Намечены вероятные тренды смешения компонентов. Компонент А – общий подлитосферный компонент базальтов западной части Байкальской рифтовой системы. На рисунке, б, компоненты DM(Sr)EM(Nd) и DM(Sr)DM(Nd) смешиваются с одним и тем же компонентом DM(Sr) и являются комплементарными составляющими от него, соответственно, с относительным обеднением и обогащением радиогенными изотопами Sr и Nd. Тренд А–EM проведен по рассеянным группам точек с общим смещением от компонента ЕМ к компоненту А от лав Угей-Нурского поля через лавы Нижнеорхонского поля к лавам Хануйского поля. Для сопоставления показаны тренды лав Окинско-Тоджинской рифтовой зоны на Восточно Тувинском поле: гавайит-оливин-толеитовый для лав возрастом 17–16 млн лет и базанитовый для лав возрастом 2.2 млн лет (Рассказов и др., 2012б).

Переходный характер мантии между структурами распавшегося суперконтинента Родиния и стагнировавших палеослэбовых фрагментов Хангайской системы отчетливо выражен в пространственно-временной смене компонентного состава магматических расплавов в Орхон-Селенгинском ареале Центрально Монгольской рифтовой зоны. Вопрос о происхождении трендов лав Орхон Селенгинского ареала решается при их сопоставлении с трендами лав, установленными в западной части Байкальской рифтовой системы. Подобные вариации изотопов Nd и Sr определены в лавах Окинско-Тоджинской рифтовой зоны, на Восточно-Тувинском вулканическом поле и в сопредельной части Окинского плоскогорья. Гавайиты и оливиновые толеиты раннего миоцена возрастом 17–16 млн лет образуют тренд, протягивающийся выше тренда орхон-селенгинских лав возрастом 15.5–2.8 млн лет, а базаниты плейстоцена возрастом 2.2 млн лет находятся на продолжении тренда орхон-селенгинских плейстоценовых лав. Тренды сходятся между собой в общей точке А, обозначающей изотопно-обедненную подлитосферную конвектирующую мантию распавшегося суперконтинента Родиния.

Мы обращаем внимание на ограничение обоих восточно-тувинских трендов изотопно-обедненными составами Nd и продвижение обоих орхон-селенгинских трендов в изотопно-обогащенные. Логично предположение о генетическом подобии ранних и поздних трендов лав обеих территорий. Однотипная временная смена изотопных составов Nd и Sr в вулканических породах служит показателем сходных условий магмогенерации в центральных частях Центрально-Монгольской и Окинско Тоджинской рифтовых зон.

Вызывает интерес происхождение отчетливо выраженного составного тренда молодых орхон-селенгинских и восточно-тувинских лав временного интервала последних 2 млн лет (рисунок). Вероятно, слэбовый компонент DM(Sr) служил в качестве исходного материала для комплементарного разделения на компонент DM(Sr)DM(Nd) с относительным обеднением и компонент DM(Sr)EM(Nd) с относительным обогащением радиогенными изотопами Sr и Nd. Магматические расплавы Орхон-Селенгинского среднегорья сформировались из части изотопно Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ обогащенного материала комплементарной компоненту DM(Sr)EM(Nd), DM(Sr)DM(Nd).

Работа выполнена по проекту ФЦП «Научные и научно-педагогические кадры инновационной России на 2009–2013 годы», соглашение № 14.B37.21.1147.

Список литературы Рассказов С.В., Ильясова А.М., Ясныгина Т.А., Фефелов Н.Н. Миоценовый и девонский магматизм в сочленении Тувино-Монгольского массива и Сибирского кратона:

общий компонент мантийных источников и его происхождение // Geodynamics & Tectonophysics. 2012а. V. 3 (2). P. 77–102. doi:10.5800/GT–2012–3–2–0064.

Рассказов С.В., Чувашова И.С., Ясныгина Т.А., Фефелов Н.Н., Саранина Е.В. Калиевая и калинатровая вулканические серии в кайнозое Азии. Новосибирск: Академическое изд-во «ГЕО», 2012б. 351 с.

THE BAIKAL RIFT SYSTEM BETWEEN THE GEODYNAMIC PROVINCES OF BROKEN RODINIA AND CLOSED FANEROZOIC PALEOOCEANS:

FENOMENOLOGY OF YOUNG MANTLE MAGMATIC SOURCES I.S. Chuvashova 1,2, S.V. Rasskazov 1,2, А.М. Ilyasova Institute of the Earth's Crust, SB RAS, Irkutsk, Russia Irkutsk State University, Irkutsk, Russia РИФТОВЫЕ СИСТЕМЫ БАЙКАЛЬСКАЯ И ШАНЬСИ:

ТЕКТОНОФИЗИЧЕСКИЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ ЭПИЦЕНТРАЛЬНЫХ И ГИПОЦЕНТРАЛЬНЫХ ПОЛЕЙ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ С.И. Шерман 1, Ма Дзинь 2, В.М. Демьянович 1, Гуо Яншуанг Институт земной коры СО РАН, Иркутск, Россия Государственная лаборатория динамики землетрясений, Институт геологии, Управление сейсмологии КНР, Пекин, Китай Изучение закономерностей сейсмичности континентальных рифтовых систем Земли является естественным продолжением многоплановых работ академиков Н.А. Логачева (Логачев, 1977, 2003;

Логачев и др., 1996) и Е.Е. Милановского (1983, 1987, 1991) по геолого-историческим и тектоническим проблемам рифтогенеза.

Сейсмичность – важнейший показатель процесса рифтогенеза в реальном времени. Его энергию в объёме верхней части литосферы отражают эпицентральные и гипоцентральные поля землетрясений.

Байкальская рифтовая система (БРС) и рифтовые системы Северо-Китайской платформы, наиболее ярким представителем которых является рифтовая система Шаньси (РСШ), представляют собой крупнейшие кайнозойские тектонотипы рифтовых систем континентальной литосферы на Азиатском континенте и идеальные объекты для изучения закономерностей организации эпицентрального и гипоцентрального сейсмических полей. РСШ образует восточную часть крупной Циркум-Ордосской рифтовой системы, огибающей весь округлый древний Ордосский массив. Обе системы – БРС и РСШ – формируются на границе с жесткими массивами: БРС с востока обрамляет Сибирский кратон, РСШ с востока обрамляет древний Ордосский массив.

Структурное сходство БРС и РСШ неоднократно обсуждалось российскими и китайскими исследователями (Милановский, 1991;

Логачев, 2003;

Liu, 1987;

Ma, Wu, 182 Иркутск, 20–23 августа _ 1987;

Wang, 1987). К сожалению, публикаций, обсуждающих проблемы сейсмологии континентальных рифтовых систем, мало.

Подобие структурного положения и форм РСШ и БРС состоит в том, что (1) своей основной, западной, частью они примыкают к жестким массивам с утолщенной корой, восточной – к более подвижным областям с более тонкой корой и (2) образуют S-образные на плане формы, созданные сочетанием разломов и примыкающими к ним кайнозойскими впадинами. Таковы основные критерии, лежащие в основе многих общих геолого-структурных признаков анализируемых внутриконтинентальных рифтовых систем. Менее изучены общности в геолого-геофизических процессах, в частности сейсмичности и организации эпицентральных полей землетрясений.

Общие характеристики, определяющие сейсмический процесс в РСШ и БРС, идентичны. Утонена земная кора до 35 км (Зорин, Корделл, 1991;

Крылов и др., 1981;

Милановский, 1991;

Chen G., 1987;

Lithospheric dynamics…, 1989), тождествен тепловой поток (Лысак, 1988, 2009), подобны основные векторы регионального поля тектонических напряжений (Милановский, 1991;

Sherman, 1992), наконец, много аналогий в общей характеристике сейсмичности. Одна из них заключается в том, что обе сейсмические зоны подразделяются на контролирующие их сегменты, обобщенная S-образная форма которых формирует зональную структуру эпи- и гипоцентральных полей землетрясений. Их площадная и глубинная организация нами впервые устанавливается в сейсмических зонах континентальной литосферы.

Использованы новые методики и ГИС-технологии для выделения селективно активизирующихся в короткопериодные интервалы реального времени разломов (Шерман, 2009;

Шерман и др., 2005) и количественной оценки периодически возникающих в областях их динамического влияния очагов землетрясений (Sherman, Gorbunova, 2008), а также для выделения виртуальных осей зон современной деструкции литосферы на основе стабильной долговременной пространственной локализации сейсмичности (Sherman et al., 2004). Построены карты распределения плотностей эпицентров (очагов) землетрясений в соответствии с их энергетическими потенциалами, начиная с М3, за период времени с 1971 г. Исключение составили редкие сильные землетрясения, все известные данные о которых также использованы (рисунок, a, б). Показаны зональности в пространственном распределении очагов землетрясений по отношению к осевой линии каждой из сейсмических зон, активные в короткопериодные интервалы реального времени разломы, контролирующие очаги землетрясений за рассматриваемый сорокалетний интервал времени. В сейсмических зонах отчетливо фиксируется относительная симметрия зональности по отношению к осевой линии зоны современной деструкции литосферы. Зональность характеризуется снижением максимальных магнитуд очагов землетрясений по мере удаления от виртуальной оси сейсмической зоны, вдоль которой концентрируются наиболее сильные землетрясения.

В любой части площади сейсмической зоны соотношения между количеством событий и их магнитудами (классами) соответствуют основному математическому закону сейсмичности, закону Гутенберга-Рихтера, с некоторым увеличением угла наклона графика повторяемости при удалении от осевой линии сейсмической зоны в сторону латеральных границ.

Имеющийся материал позволил математически описать закономерности организации зональной структуры эпицентрального поля землетрясений для БРС и РСШ. Установлено снижение энергетического потенциала сейсмических событий по мере удаления от осевой линии сейсмической зоны. В их центральной части располагаются исторически зафиксированные события с М6. При расчетах использованы четыре «точки», отражающие средние значения расстояний, на которые Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ удалены от осевой линии (1-я точка) 2, 3 и 4-е поля зональности, соответственно отражающие удаленность событий с максимальными магнитудами М6;

М5, М4 в БСЗ и РСШ. Получены уравнения вида Мmax(i)=f(Mmax, R), описывающие горизонталь ную зональность распределения максимальных магнитуд сейсмических событий в зависимости от удаленности R от осевой линии сейсмической зоны.

Зональная структура эпицентральных полей землетрясений континентальных рифтовых систем Байкальской (a) и Шаньси (б).

1 – оси зон современной деструкции литосферы;

2 – зоны, образуемые эпицентрами землетрясений с соответствующими интервалами магнитуд;

3 – сейсмоактивные разломы;

4 – эпицентры землетрясений соответствующих магнитуд.

Составлены вертикальные разрезы сейсмических зон. Для БСЗ, разломная тектоника которой детально изучена, разрез отражает ее базовую структуру и изменения реологии с глубиной (Sherman, 1992). Из расчетов следует, что в зонах растяжения примерная глубина хрупкого и квазихрупкого разрушения литосферы может достигать 25–30 км. Ниже по разрезу распространена область квазипластического течения и развития будинажных структур. Аналогичное реологическое состояние коры и принципиальный разрез характерны и для РСШ.

Изучено распределение глубин очагов землетрясений h. В рассматриваемых сейсмических зонах они фиксируются до глубины 40 км и ограничены огибающей линией, представленной полиномом второй степени вида h = а – bR2, где a и b – эмпирические коэффициенты, значения которых определяются конкретной глубиной и шириной распространения исходных параметров сейсмической зоны.

Приведенные уравнения характеризуют принципиальную картину структурной организации эпицентральных и гипоцентральных полей землетрясений в сейсмических зонах континентальной литосферы и затухание максимальной силы очагов 184 Иркутск, 20–23 августа _ землетрясений по мере удаления от центральных частей сейсмических зон к их периферии на земной поверхности и на глубине.

Исследования поддержаны грантом РФФИ 12-05-91161-ГФЕН_а;

программами ОНЗ РАН 7.7;

Президиума РАН № 4.1;

International Cooperation and Exchange Project for NSFC-RFBR (Grant No. 41211120180), National Natural Science Foundation of China (Grant No. 41172180).

Список литературы Зорин Ю.А., Корделл Л. Растяжение земной коры в Байкальской рифтовой зоне по гравиметрическим данным // Физика Земли. 1991. № 5. С. 3–11.

Крылов С.В., Мандельбаум М.М., Мишенькин Б.П. Недра Байкала (по сейсмическим данным). Новосибирск: Наука, 1981. 105 с.

Логачев Н.А. Вулканогенные и осадочные формации рифтовых зон Восточной Африки.

М.: Наука, 1977. 184 с.

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

2003. Т. 44, № 5. С. 391–406.

Логачев Н.А., Рассказов С.В., Иванов А.В. и др. Кайнозойский рифтогенез в континентальной литосфере // Литосфера Центральной Азии. Новосибирск: Наука, 1996. С. 57– 80.

Лысак С.В. Тепловой поток континентальных рифтовых зон. Новосибирск, Наука, 1988.

200 с.

Лысак С.В. Термальная эволюция, геодинамика и современная геотермальная активность литосферы Китая // Геология и геофизика. 2009. Т. 50, № 9. С. 1058–1071.

Милановский Е.Е. Рифтогенез в истории Земли: рифтогенез на древних платформах. М.:

Недра, 1983. 280 с.

Милановский Е.Е. Рифтогенез в истории Земли: рифтогенез в подвижных поясах. М.:

Недра, 1987. 297 с.

Милановский Е.Е. Основные этапы рифтогенеза на территории Китая. М.:

Междуведомственный геофизический комитет при Президиуме АН СССР, 1991. 148 с.

Шерман С.И. Тектонофизическая модель сейсмической зоны: опыт разработки на примере Байкальской рифтовой системы // Физика Земли. 2009. № 11. С. 8–21.

Шерман С.И., Сорокин А.П., Савитский В.А. Новые методы классификации сейсмоактивных разломов литосферы по индексу сейсмичности // Доклады Академии наук.

2005. Т. 401, № 3. С. 395–398.

Chen G. On the geotectonic nature of the Fen-Wei rift system // Tectonophysics. 1987. V. (1–3). P. 217–223.

Lithospheric dynamics atlas of China. China Cartographic Publ. House, 1989. 225 p.

Liu G. The cenozoic rift system of the North China plain and the deep internal process // Tectonophysics. 1987. V. 133 (3–4). P. 277–285.

Ma X., Wu. D. Cenozoic extensional tectonics in China // Tectonophysics. 1987. V. 133.

P. 243–255.

Sherman S.I. Faults and tectonic stresses of the Baikal rift zone // Tectonophysics. 1992.

V. 208 (1–3). P. 297–307.

Sherman S.I., Dem’yanovich V.M., Lysak S.V. Active faults, seismicity and fracturing in the lithosphere of the Baikal rift system // Tectonophysics. 2004. V. 380 (3–4). P. 261–272.

Sherman S.I., Gorbunova E.A. Variation and origin of fault activity of the Baikal rift system and adjacent territories in real time // Earth Science Frontiers. 2008. V. 15 (3). P. 337–347.

Wang J.M. The Fenwei rift and its recent periodic activity // Tectonophysics. 1987. V. (3–4). P. 257–275.

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ THE BAIKAL AND SHANXI RIFT SYSTEMS: TECTONOPHYSICAL REGULARITIES OF EARTHQUAKE EPICENTER AND HYPOCENTER FIELDS S.I. Sherman 1, Ma Jin 2, V.M. Dem’yanovich 1, Guo Yanshuang Institute of the Earth’s Crust, SB RAS, Irkutsk, Russia State Key Laboratory of Earthquake Dynamics, Institute of Geology, China Earthquake Administration, Beijing, China The research of continental rift systems seismicity is a continuance of the multidisciplinary works of academicians N.A. Logatchev (Logatchev, 1977, 2003;

Logatchev et al., 1996) and E.E. Milanovsky (1983a, 1983b, 1987, 1991) from historical geology and tectonic problems of rifting. Seismicity is one of the main real-time characteristics of rifting.

In the upper part of lithosphere, its energy is reflected by earthquake epicenter and hypocenter fields.

The Baikal rift system (BRS) and the North China platform rift systems with the Shanxi rift system (SRS) as striking specimen of them are the greatest Cenozoic tectonotypes of continental lithospheric rift system in Asia. They are ideal objects for study of epicenter and hypocenter seismic field organization regularities. The SRS forms the Eastern part of the large Circum-Ordos rift system at a margins of the all rounded ancient Ordos massif. The both systems (BRS and SRS) are formed at border line with rigid massifs: the BRS frames the Siberian Craton at the East, and the SRS frames the ancient Ordos massif at the East. The BRS and SRS structural similarity was repeatedly discussed by Russian and Chinese scientists (Liu, 1987;

Logatchev, 2003;

Ma, Wu, 1987;

Milanovsky, 1991;

Wang, 1987). Unfortunately, there are few publications discussed problems of continental rift system seismology.



Pages:     | 1 |   ...   | 5 | 6 || 8 | 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.