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 |   ...   | 6 | 7 || 9 |

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

-- [ Страница 8 ] --

Structure location and shape similarities for the SRS and BRS are that (1) their main western parts attached to rigid massifs with thickened crust and their eastern parts to more mobile regions with thinner crust, and (2) they are S-shaped at a plane and the shapes were created by combinations of faults and the adjacent Cenozoic basins. These criteria foremost underlying of many general geological structural characteristics of analyzed intracontinental rift systems. Similarities in geological and geophysical processes as seismicity and earthquake epicenter field organizations are less studied.

The main characteristics determined seismic process in the SRS and BRS are identical.

The Earth’s crust is thinned up to 35 km (Krylov et al., 1981;

Chen G., 1987;

Lithospheric dynamics…, 1989;

Milanovsky, 1991;

Zorin, Cordell, 1991), thermal flows are identical (Lysak, 1988, 2009), main vectors of regional tectonic stress field are similar (Milanovsky, 1991;

Sherman, 1992) and at least there are many analogies in general characteristics of the seismicity. One of them is that both seismic zones divided into S-shaped controlling segments and their generalized shapes form zonal structure of earthquake epi- and hypocenter fields.

Their areal and depth organization is first determined by us in continental lithosphere seismic zones.

New methods and GIS-technologies were used for segregation of faults that are selective activated in short-period intervals of real time (Sherman, 2009;

Sherman et al., 2005), for quantitative estimation of periodically originated earthquake sources in fault dynamic influence areas (Sherman, Gorbunova, 2008) and for selection of virtual axes of modern lithosphere destruction zones at the base of stabilized long-time space seismicity localization (Sherman et al., 2004). The maps were built for distribution of earthquake epicenter (source) density accordingly their energy potentials starting with М3 over the period from 1971 to present beside of rare strong earthquakes the all known data on them were used (figure, a, b). The earthquake source space distribution zoning with respect to each seismic zone axial line and the short-period real time interval active faults controlled the 186 Иркутск, 20–23 августа _ earthquake sources over the last forty years were shown. In seismic zones, relative zoning symmetry with respect to axial line of modern lithosphere destruction zone is distinctly registered. Zoning is characterized by earthquake source magnitude maxima decreasing with removal from seismic zone virtual axis along that the strongest earthquakes are concentrated.

In each part of seismic zone area, the relationships between quantity and magnitudes (types) of events correspond to the main mathematic relationship of seismicity (the Gutenberg-Richter law) with some increasing of recurrence graph slope when deviation from the seismic zone axial line to lateral boards.

Zonal structure organization relationships were mathematically descripted for earthquake epicenter fields of the BRS and SRS with using the studied data. The seismic event energy potential decreases with deviation from the seismic zone axial line. Historically documented events with М6 are positioned in the central parts of the zones. Four “points” were used for calculation. They represent average distance of the second, third and fourth zoning field from axial line (the first point), described the remoteness of events in BRS and SRS with maximal magnitudes М6;

М5, М4 respectively. The equations of the form Мmax(i) = f(Mmax, R) were obtained that describe horizontal zoning of maximal seismic event magnitudes in relation with the remoteness (R) from the seismic zone axial line with Mmax.

Zonal structure of earthquake epicenter fields of the Baikal (a) and Shanxi (b) continental rift systems. 1 – axes of modern lithosphere destruction zones;

2 – zones formed by earthquake epicenters with appropriate intervals of magnitude;

3 – seismoactive faults;

4 – earthquake epicenters with magnitude.

Vertical sections of the seismic zones have been compiled. For BRS, with its detail studied fault tectonics, the section represents its basic structure and rheological changes with depth (Sherman, 1992). As it is followed from calculation, approximate depth of brittle and quasibrittle fracture of lithosphere can reach to 25–30 km in the extension zones. A field of quasiplastic flow and boudinage structures lays lower in the section. The similar rheological state of the crust and principal section characterize the SRS. Distribution of earthquake source depths (h) has been studied. In these seismic zones, they are recognized to the depth of 40 km and boarded by envelop line formulated by second degree polynomial of the form h = а – bR, where a and b are empirical coefficients. Their values are determined by the depth and width of the source seismic zone parameter distributions.

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ The equations shown characterize the fundamental pattern of structural organization of earthquake epicentral and hypocentral fields in continental lithosphere seismic zones, and relaxation of maximal earthquake source power when remoteness from the central parts of seismic zones to their periphery at the Earth’ surface and depth.

This work is supported by project 12-05-91161-GFEN_а of Russian Foundation of Basic Research (RFBR), programs of the Earth’ Science Branch of Russian Academy of Science (RAS) 7.7 and Presidium of RAS No 4.1;

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

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

Krylov S.V., Mandelbaum M.M., Mishen’kin B.P. The Baikal bowels (based on seismic data).

Novosibirsk: Nauka, 1981. 105 p. (In Russian).

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.

Logatchev N.A. Volcanogenic and sedimentary series of the East Africa rift zones. Moscow:

Nauka, 1977. 184 p. (In Russian).

Logatchev N.A. History and geodynamics of the Baikal rift // Russian Geology and Geophysics. 2003. V. 44 (5). P. 373–387.

Logatchev N.A., Rasskazov S.V., Ivanov A.V. et al. Cenozoic rifting in the continental lithosphere // Lithosphere of the Central Asia. Novosibirsk: Nauka, 1996. P. 57–80 (In Russian).

Lysak S.V. Thermal flows of continental rift zones. Novosibirsk: Nauka, 1988. 200 p. (In Russian).

Lysak S.V. Thermal history, geodynamics, and current thermal activity of lithosphere in China // Russian Geology and Geophysics. 2009. V. 50 (9). P. 815–826.

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

P. 243–255.

Milanovsky E.E. Rifting in the history of the Earth: rifting on ancient platforms. Moscow:

Nedra, 1983a. 280 p. (In Russian).

Milanovsky E.E. Major stages of rifting evolution in the Earth’s history // Tectonophysics.

1983b. V. 94 (1–4). P. 599–607.

Milanovsky E.E. Rifting in the history of the Earth: rifting in mobile belts. Moscow: Nedra, 1987. 297 p. (In Russian).

Milanovsky E.E. The main stages of rifting at the China territory. Moscow: Interdepartmental geophysical committee of the Presidium AS USSR, 1991. 148 p. (In Russian).

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

V. 208 (1–3). P. 297–307.

Sherman S.I. A tectonophysical model of a seismic zone: experience of development based on the example of the Baikal rift system // Izvestiya. Physics of the Solid Earth. 2009. V. 45 (11). P. 938– 951.

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.

Sherman S.I., Sorokin A.P., Savitskii V.A. New methods for the classification of seismoactive lithospheric faults based on the index of seismicity // Doklady Earth Sciences. 2005. V. 401 (3).

P. 413–416.

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

Zorin Yu.A., Cordell L. The Earth crust extension in the Baikal rift zone based on gravimetric data // Izvestiya. Physics of the Solid Earth. 1991. V 26 (5). P. 3–11.

188 Иркутск, 20–23 августа _ ДАЙКИ ОСТРОВА ХЕЙСА (АРХ. ЗЕМЛЯ ФРАНЦА-ИОСИФА) И ИХ ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ИНТЕРПРЕТАЦИЯ Э.В. Шипилов 1, Ю.В. Карякин Полярный геофизический институт КНЦ РАН, Мурманск, Россия, shipilov@pgi.ru Геологический институт РАН, Москва, Россия На батиметрических и геологической картах (Твердые полезные ископаемые…, 2010) довольно отчетливо просматривается, что архипелаг Земля Франца-Иосифа (ЗФИ) в генеральном композиционном отношении разделен проливом Маркома (с серией субпараллельных ему узких проливов) и его северо-западным продолжением, между о-вами Артура и Харли, на две главных группировки островов – юго-западную и северо-восточную. Таким же образом разобщен на две части и шельфовый сегмент архипелага, заключенный между ним и котловиной Нансена, с некоторым отклонением к северу разделяющей их условной полосы. Это заключение подтверждается и при анализе последней модификации карты аномального магнитного поля (Minakov et al., 2012). На ней преобладающие линейные магнитные аномалии архипелага и его окружающего шельфа имеют северо-западные простирания, а отмеченная выше осевая разделительная зона отчетливо выражена положительными полосовыми аномалиями на отрицательном фоне.

Трапповый магматизм J–K возраста не только отмечается на архипелаге ЗФИ, но и фиксируется по геолого-геофизическим данным в Восточно-Баренцевском мегапрогибе (Карякин, Шипилов, 2009;

Шипилов, Карякин, 2010, 2011;

Шипилов и др., 2009). В последнем он проявлен преимущественно в виде силлов. На сводово-блоковом поднятии ЗФИ этот базальтоидный магматизм установлен во всех его возможных формах, сохранившихся несмотря на масштабные денудационно-эрозионные процессы, связанные с кайнозойским аплифтом и экзарационной деятельностью ледников.

Анализ структуры аномального магнитного поля показывает, что его главной особенностью является полосовой характер с наличием протяженных (до 400–450 км) положительных линейных аномалий северо-западного простирания. Интенсивность некоторых из них может достигать в северо-западной половине сводово-блокового поднятия, особенно в его шельфовом сегменте, свыше 300 нТл, а в юго-восточной части интенсивность значений этих аномалий ослабевает, снижаясь до менее 100 нТл с тенденцией нарушения их непрерывности. Исследователи высказывают мнения, что в структуре аномального магнитного поля таким образом получили отображение многочисленные тела даек базальтоидов, насыщающие разрез поднятия ЗФИ. Однако наибольшее количество даек установлено только на о. Хейса и о. Греэм-Белл, а единичные их проявления отмечены лишь на некоторых о-вах – Земля Вильчека, Галля и др. Вероятнее всего, в аномальном магнитном поле зафиксированы и многочисленные подводящие магматические каналы, поставлявшие расплавы для значительно более распространенных и преобладающих по площади силлов и покровов бронирующих разрезы отложений большинства островов архипелага и прилегающих шельфовых районов.

Другая особенность аномального магнитного поля, с точки зрения районирования, заключается в его дифференцированности в генеральном плане на две значительных по площади области – юго-западную и северо-восточную, превосходящую первую по площади почти в два раза. В обеих отмечается присутствие, особенно в шельфовом сегменте (соседствующим с Евразийским бассейном), довольно крупных, по всей видимости, объединенных и сливающихся, аномалий наиболее Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ высокой для поднятия ЗФИ интенсивности – около 300 нТл. Эти две области разобщены полосой с наиболее четко выраженными на фоне отрицательных значений тремя–четырьмя протяженными положительными аномалиями средней интенсивности.

В осевой зоне полосы отмечается сближение двух линейных аномалий, которые, сливаясь, протягиваются вплоть до о-ва Хейса. Однако их продолжение имеет тенденцию к выклиниванию в районе юго-восточной оконечности о-ва Галля.

Характерно то, что вдоль отмеченных сближенных положительных аномалий осевой зоны на геологической схеме получил отображение канал, выработанный в триасовых и меловых образованиях и заполненный верхнепалеогеновыми-нижнемиоценовыми отложениями.

Две выделенные области с высокими значениями аномалий магнитного поля, как показывают материалы геологических съемок разных лет, в т.ч. и наши, представлены преобладающими, среди других форм проявления базальтоидного магматизма, телами покровов и силлов, причем с наиболее древним радиологическим возрастом (раннемезозойским). Так, по опубликованным радиологическим данным для юго-западной области здесь имеются значения от 221.5 (Земля Георга) до 207.9 млн лет (Земля Александры), а для северо-восточной – от 220 (о. Рудольфа) до 180.9–187.0 (о-ва Рудольфа и Джексона) млн лет (Кораго и др., 2010;

Пискарев и др., 2009;

Тараховский и др., 1982;

Dibner, 1998). Естественно, что в этих областях имеются магматические проявления и более молодых эпох.

Отмеченные особенности приуроченности наиболее ранних проявлений базальтоидного магматизма к краевым частям выделенных областей подтверждаются результатами наших исследований (Карякин и др., 2010;

Карякин, Шипилов, 2009;

Шипилов, Карякин, 2010, 2011;

Шипилов и др., 2009). Так, на о. Земля Александры (юго-западная область) мы располагаем 40Ar/39Ar датировками методом ступенчатого прогрева по минеральным фракциям трех покровов в двух разрезах. В первом из них (обн. 25-23-24) для нижнего покрова миндалекаменных плагиоклазовых базальтов со столбчатой отдельностью (обр. 25-6) получены значения 189.9 ± 3.1 млн лет. Возраст среднего покрова базальтов и долеритов с глыбовой отдельностью оценивается в 156. ± 5.3 млн лет. Самый верхний покров гигантостолбчатых базальтов имеет среднее взвешенное значение возраста по двум минералам (pl и pi) – 135 ± 4 млн лет. По второму разрезу возраст (обн. 26-27-28) нижнего покрова (обр. 26-4) составляет 196.5 ± 6.3 млн лет (pl), средний (обр. 27-5) – 15.6 ± 14.5 млн лет (pl) и верхний (обр. 28-9) – 131.2 ± 5.9 млн лет (среднее взвешенное по pl и pi).

Представляется, что последовательная наложенность покровов, видимая мощность которых составляет 15–35 м и более, обусловила в результате контрастную выраженность ареала положительных магнитных аномалий.

Заметим, что в скважине Нагурской в интервале глубин 1300–3200 м вскрыты четыре силла, имеющих также раннемезозойский (юрский) возраст – 151 ± 11, 192 ± 13, 170 ± 12 и 203 ± 14 млн лет ( K–Ar метод, вал) (Тараховский и др., 1982). Наши данные по возрасту покрова базальтов о. Гукера, формирующего плато Седова, – 189.1 ± 11. млн лет (pl, обр. 38-5) – также подтверждают изложенную схему пространственной приуроченности раннемезозойских базальтоидов в контексте районирования аномального магнитного поля.

Теперь обратимся к возрасту толеитового магматизма срединной зоны архипелага, разделяющей описанные выше области. В этом отношении наибольший интерес представляет о. Хейса, на котором авторами были изучены покров, дайки и силлы. 40Ar/39Ar возраст образца 90 из базальтового покрова, бронирующего о. Хейса, так же, как и о. Ферсмана, оценивается в 128.8 ± 12.1 млн лет (pi). Нижний силл (обн.

80, обр. 80-3) был внедрен в осадочный разрез острова 126.2 ± 2.8, а верхний (обн. 81, 190 Иркутск, 20–23 августа _ Палеогеодинамическая реконструкция Арктики на 130 млн лет (Лобковский и др., 2013 с изменениями) и положение даек ЗФИ.

Белые пунктирные линии – предполагаемый пояс даек ЗФИ – Канадский Арктический архипелаг. Затемненная площадь в центре – палеоконтинент Арктида.

Стрелки – основные направления смещений. 1 – Канадский бассейн и его осевой спрединговый центр, 2 – архипелаг ЗФИ и его срединная рифтовая зона, 3 – юрско меловой грабен Эглингтон, 4 – блоки будущих хребтов Альфа-Менделеева и Ломоносова, 5 – поднятие Чукотское и Нортвинд, 6 – Аляска, 7 – Чукотка, 8 – Омолон, 9 – Пацифик, 10 – зоны субдукции и островные дуги, 11 – Новая Земля, 12 – Гренландия, 13 – Евразия.

обр. 81-2) – 131.6 ± 2.4 млн лет назад. Дайки острова расположены субпараллельно друг другу, за исключением дайки «Сквозная», дистанция между ними составляет 2– км. Наиболее молодая дайка острова – «Аметистовая» – имеет возраст 125.2 ± 5.5 млн лет (обн. 40, обр. 40-1) (Карякин, Шипилов, 2009), а наиболее древняя – «Сквозная»

(обн. 79, обр. 79-4) – 138.1 ± 2.6 млн лет. Возраст даек «Кривая» (обн. 74, обр. 74-2) – 133.5 ± 4.1 млн лет, «Разбитая» (обн. 65, обр. 65-3) – 133.8 ± 3.4 млн лет. Все приведенные новые значения 40Ar/39Ar возраста – средние взвешенные значения по pl и pi. Для одного из силлов была опубликована цифра возраста 137 ± 16 млн лет (Sm/Nd), для дайки «Сквозная» – 124 ± 1 (40Ar/39Ar, вал) (Пискарев и др., 2009), для дайки «Разбитая» – 138 ± 10 млн лет (K–Ar, вал) (Dibner, 1998). Следует подчеркнуть, что, за исключением дайки «Аметистовая», все остальные дайки о-ва Хейса являются более Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ древними по отношению к покрову острова. Добавим, что вулканические образования раннемезозойского или юрского возраста на острове нашими исследованиями не обнаружены.

Таким образом, акцентированная локализация даек о. Хейса в зоне раздела двух областей, их субпараллельное простирание и сближенные значения возраста указывают на существование на временном отрезке валанжин – баррем (ранний мел) довольно хорошо проработанной тектонической полосы растяжения, обусловленной, судя по всему, развитием рифтовой зоны. Это подтверждается и трендами изменения химического состава базитов вкрест ее простирания (Кораго и др., 2010). По своему имиджу в структуре магнитного поля архипелага ЗФИ выделенная зона раздела весьма напоминает спрединговый центр хребта Гаккеля в области его сочленения с Лаптевоморской окраиной. Исходя из общей палеотектонической ситуации (Лобковский и др., 2013;

Шипилов и др., 2009;

Dssing et al., 2013) рассматриваемая зона согласуется по простиранию с полосой даек островов Королевы Элизабет (Queen Elisabeth Islands) и могла сочленяться с протяженным юрско-меловым рифтовым грабеном Эглингтон (Eglington) Канадского Арктического архипелага (рисунок). В такой совокупности и трактовке тектонической позиции эта трансрегиональная зона растяжения в геодинамическом отношении может интерпретироваться как недоразвитый вторичный спрединговый центр, возникший при перескоке оси спрединга Канадского бассейна.

Список литературы Карякин Ю.В., Скляров Е.В., Травин А.В., Шипилов Э.В. Возраст и состав базальтов центральной и юго-западной частей архипелага Земля Франца-Иосифа // Тектоника и геодинамика складчатых поясов и платформ фанерозоя. М.: ГЕОС, 2010. Т. 1. С. 293–301.

Карякин Ю.В., Шипилов Э.В. Геохимическая специализация и 40Ar/39Ar возраст базальтоидного магматизма островов Земля Александры, Нортбрук, Гукера и Хейса (архипелаг Земля Франца-Иосифа) // Доклады Академии наук. 2009. Т. 425, № 2. С. 213–217.

Кораго Е.А., Евдокимов А.Н., Столбов Н.М. Позднемезозойский и кайнозойский базитовый магматизм северо-запада континентальной окраины Евразии. СПБ.:

ВНИИОкеангеология, 2010. 174 с.

Лобковский Л.И., Шипилов Э.В., Кононов М.В. Верхнемантийная конвекция и механизм образования геоструктур Арктического региона // Доклады Академии наук. 2013.

Т. 449, № 1. С. 65–70.

Пискарев А.Л., Макарьев А.А., Макарьева Е.М. Вариации состава и магнитных свойств магматических пород архипелага Земля Франца-Иосифа в связи с проблемой эволюции Северного Ледовитого океана // Геология полярных областей Земли. М.: ГЕОС, 2009. Т. 2.

С. 121–124.

Тараховский А.Н., Фишман М.В., Школа И.В., Андреичев В.Л. Возраст траппов Земли Франца-Иосифа // Доклады АН СССР. 1982. Т. 266, № 4. С. 965–969.

Твердые полезные ископаемые архипелагов и островов арктической континентальной окраины Евразии. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2010. 336 с.

Шипилов Э.В., Карякин Ю.В. Мезозойский базальтоидный магматизм Баренцевоморской континентальной окраины: геодинамические обстановки раннего этапа раскрытия Арктического океана (по результатам исследований на архипелагах Земля Франца Иосифа и Шпицберген) // Строение и история литосферы. М.: «Paulsen», 2010. С. 312–330.

Шипилов Э.В., Карякин Ю.В. Баренцевоморская магматическая провинция: геолого геофизические свидетельства и новые результаты определения 40Ar/39Ar возраста // Доклады Академии наук. 2011. Т. 439, № 3. С. 376–382.

Шипилов Э.В., Карякин Ю.В., Матишов Г.Г. Баренцевско-Амеразийский юрско меловой суперплюм и инициальный этап геодинамической эволюции Арктического океана // Доклады Академии наук. 2009. Т. 426, № 3. С. 369–372.

192 Иркутск, 20–23 августа _ Dibner V.D. Geology of Franz Josef Land // Norsk Polarinstitutt. Meddelelser. 1998. Issue 146. 190 p.

Dssing A., Jackson H.R., Matzka J., Einarsson I., Rasmussen T.M., Olesen A.V., Brozena J.M. On the origin of the Amerasia Basin and the High Arctic Large Igneous Province – results of new aeromagnetic data // Earth and Planetary Science Letters. 2013. V. 363. P. 219–230.

Minakov A., Faleide J.I., Glebovsky V.Y., Mjelde R. Structure and evolution of the northern Barents–Kara sea continental margin from integrated analysis of potential fields, bathymetry and sparse seismic data // Geophys. J. Int. 2012. V. 188. P. 79–102.

DIKES OF THE HAYES ISLAND (FRANZ JOSEF LAND ARCHIPELAGO) AND THEIR GEODYNAMIC INTERPRETATION E.V. Shipilov 1, Yu.V. Karyakin Polar Geophysical Institute, Kola Scientific Center, RAS, Murmansk, Russia, shipilov@pgi.ru Geological Institute, RAS, Moscow, Russia СТРОЕНИЕ РИФТОВОЙ СИСТЕМЫ ЮЖНО-КАРСКОГО БАССЕЙНА Э.В. Шипилов 1, С.И. Шкарубо Полярный геофизический институт КНЦ РАН, Мурманск, Россия, shipilov@pgi.ru ОАО «Морская арктическая геологоразведочная экспедиция», Мурманск, Россия Южно-Карский осадочный бассейн входит в состав Западно-Сибирской плиты и является ее крайним северным сегментом. Периферийными ограничениями бассейна на западе и востоке служат орогенные пояса Урала, Пай-Хоя – Новой Земли и Таймыра, а с севера – Северо-Сибирский порог (Богданов и др., 1997;

Каленич и др., 2005;

Шипилов и др., 1990, 1998, 2000). В составе домезозойского основания присутствуют палеозойские складчатые комплексы, заключенные между массивами метаморфических образований более древней консолидации. Рифтовая система Западной Сибири транслируется в южную часть шельфа Карского моря, где замыкается в Южно-Карском бассейне (Астафьев и др., 2008;

Шипилов, Тарасов, 1998;

Шипилов, Шкарубо, 2010, 2011, 2012;

Шкарубо, Шипилов, 2007). Как современная геоструктура, бассейн выделяется в контуре распространения мезозойско-кайнозойского осадочного чехла (рис. 1).

По результатам интерпретации сейсмических данных основные отражающие горизонты подразделяют разрез Южно-Карского бассейна на сейсмостратиграфические комплексы (Шипилов, Шкарубо, 2010), соответствующие дорифтовым образованиям карбона–перми, синрифтовым образованиям перми–триаса и плитным отложениям мезозоя–кайнозоя (юрско-нижнеберриасский и меловой-неогеновый).

По уровню залегания, морфоструктурным особенностям рельефа домезозойского основания и геофизическим характеристикам земной коры в бассейне выделяются две главные структурные области: внешняя и внутренняя. Первая образует пояс тектонических ступеней, сопряженных со складчатыми системами обрамления и частично сохраняющих с ними структурные взаимосвязи. Блоки внешней тектонической области по геофизическим свойствам и общей мощности земной коры скорее всего являются древними массивами (микроконтинентами или фрагментами пассивных окраин кратонов) с дислоцированными палеозойскими чехлами. В совокупности эти элементы можно рассматривать как коллаж блоков, спаянных герцинским и раннекиммерийским тектогенезом. Внутренняя область охватывает Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Рис. 1. Схема тектонической позиции рифтовых структур с изогипсами кровли домезозойского основания (км) и рельеф поверхности Мохо (на врезке) Южно-Карского бассейна. Блоки земной коры: I – Южно-Карский и II – Ямало-Гыданский (с рифтовыми структурами и межрифтовыми поднятими), III – Приновоземельский, IV – Рогозинский, V – Центрально-Новоземельский, VI – Вайгачско-Новоземельский, VII – Каратаихинский, VIII – Адмиралтейский.

центральную депрессионную часть бассейна (синеклизы) с перекрестной системой пермско-триасовых рифтов в основании. Эти блоки по параметрам земной коры резко обособляются от ступеней внешнего тектонического пояса. Переход к внутренней области выражен сбросами со значительной амплитудой. Эта область с резко дифференцированной структурой поверхности домезозойского фундамента рассматривается нами как рифтогенная впадина, образованная в результате растяжения континентальной коры.

194 Иркутск, 20–23 августа _ Складчатый домезозойский фундамент, выступающий на поверхность на Пай Хое, постепенно погружается в пределах Припайхойско-Приновоземельской моноклизы и Западно-Карской ступени до 4 и 7 км соответственно.

По характеру волнового сейсмического поля на разрезах МОВ ОГТ в домезозойском основании Западно-Карской ступени выделяются три комплекса.

Верхний комплекс основания (между отражающими горизонтами А и II) в структурном отношении имеет вид седиментационных ванн и характеризуется относительно прозрачной записью с параллельными слабоволнистыми отражениями. Он, по видимому, представлен слабодислоцированными терригенными породами, и при сопоставлении его с восточной частью Новой Земли можно говорить о его каменноугольно-пермском возрасте. Подстилает эти образования комплекс с резко расчлененным рельефом поверхности, для которого характерна куполовидно холмистая форма отражений высокой динамической выразительности. Такой сейсмический образ можно отождествить с дислоцированными и слабометаморфизованными терригенно-карбонатными породами ранне среднепалеозойского возраста. Мощность этой складчатой толщи, 5–7 км, согласуется с данными МПВ-ГСЗ. Сокращение мощности этого комплекса установлено над отдельными выступами протерозойских образований, которым соответствует третий тип сейсмического образа. Он не имеет ясно выраженной волновой картины, скорее акустически прозрачен, что свойственно более консолидированным метаморфизованным породам.

Учитывая изложенное, нельзя исключить, что фундамент представляет собой лишь верхний этаж земной коры, образованный за счет многофазных дислокаций платформенного чехла, который был накоплен в палеозое в условиях внешнего шельфа или системы локализованных узких и протяженных относительно глубоководных котловин. На сейсмических разрезах просматривается, что заполняющие их отложения могут включать комплексы карбона–перми, впоследствии частично размытые в условиях предрифтового (предпозднепермско–триасового) этапа развития.

Дислоцированные комплексы домезозойского основания моноклиналей, судя по геологическому строению прилегающего восточного побережья архипелага, могут включать образования от нижнего до среднего палеозоя. Следует заметить, что каменноугольно-пермские отложения не создают сплошного покрова, а локализуются в пологих синклиналях между гребневидными складками, ядра которых сложены породами ордовика–девона.

Структуру внутренней области Южно-Карского бассейна (синеклизы) формирует система сопряженных грабенообразных прогибов и поднятий. Пухучанская впадина и Белоостровский прогиб образуют восточную систему прогибов Южно Карского бассейна. Западная (Ноябрьская) и восточная (Пухучанско-Белоостровская) зоны прогибов разделены обширной областью межрифтовых поднятий, которая получила название Русановско-Скуратовской (рис. 1).

Пермско-триасовый комплекс, как показывают геолого-геофизические данные, развит преимущественно во впадинах внутренней области Южно-Карской синеклизы.

В кровле комплекс ограничен отражающим горизонтом Iа (рис. 2). Этот региональный опорный горизонт прослеживается в кровле тампейской серии среднего-верхнего триаса на его границе с лейасом. Внутри комплекса прослеживаются горизонты Iб и Iв.

По сопоставлению с данными бурения СГ-6 и 7 региональному отражающему горизонту Iб соответствует кровля вулканогенных образований нижнего триаса, отделяющего его от среднего триаса. Пермско-нижнетриасовые синрифтовые отложения заполняют грабенообразные прогибы в рельефе складчатого основания. Их кровля – горизонт Iб – представляет поверхность регионального перерыва со Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ значительной величиной денудационного среза, возможно свидетельствующих о начале тектогенеза в Пайхойско-Новоземельском поясе. В нижней части этих отложений в прогибах (Ноябрьском, Благополучия) отмечаются интенсивные оси синфазности. Интервальные скорости в этой части разреза повышены (4.7–4.9 км/с), что позволяет связать эти отражения с магматическими образованиями основного состава. Локализация пермско-нижнетриасовых отложений в замкнутых бассейнах в совокупности с характерными особенностями сейсмической записи свидетельствует о преобладании континентальных обстановок их формирования.

Рис. 2. Сейсмический разрез, иллюстрирующий строение осадочного чехла и его домезозойского основания.

В Пухучанской впадине, судя по данным бурения СГ-6 и 7, синрифтовый комплекс также представлен в нижней части (ниже горизонта Iб) вулканогенно осадочными преимущественно континентальными образованиями, аналогами туринской серии. В верхней части комплекс сложен лагунными, озерными, аллювиальными, дельтовыми, прибрежно-морскими терригенными глинисто-алеврито песчаными формациями – аналогами тампейской серии, характеризующими стадию заполнения рифтовых впадин. Его мощность превышает 4 км. Заметим, что средне верхнетриасовые толщи распространены шире по площади и, в связи с этим, их можно рассматривать как переходный от рифтового к плитному комплекс.

Что касается юрских отложений, то они в депрессионной части синеклизы залегают на верхнетриасовых конформно, без видимого углового несогласия. Этот факт свидетельствует о том, что внутренняя область Южно-Карской синеклизы практически не была затронута раннекиммерийскими дислокациями.

196 Иркутск, 20–23 августа _ Таким образом, особенности структуры рельефа поверхности фундамента и осадочного чехла, характера геофизических полей и глубинного строения региона свидетельствуют о формировании тектонических элементов внутренней области Южно-Карского бассейна в результате позднепермско-триасового этапа растяжения и деструкции уже сложившегося к этому времени аккреционного комплекса континентальной коры Западно-Сибирской плиты. Консолидированный герцинским тектогенезом мегаблок домезозойского основания рассматриваемого бассейна, по видимому, объединил как массивы внутренней области, так и блоки внешнего пояса, спаяв фрагменты жестких древних блоков и замкнувшихся палеозойских бассейнов. В таком варианте геотектонической трактовки находят обоснование причины, приведшие к формированию в триас-раннеюрское время складчато-надвиговой структуры Пайхойско-Новоземельского пояса, обусловленные геодинамическим схождением плит. А ослабленные шовные зоны между блоками внешних тектонических ступеней и внутренней области определили заложение структур позднепермско-раннетриасовой рифтовой системы, лежащей в основании Южно-Карского бассейна.

Список литературы Астафьев Д.А., Скоробогатов В.А., Радчикова А.М. Грабен-рифтовая система и размещение зон нефтегазонакопления на севере Западной Сибири // Геология нефти и газа.

2008. № 4. С. 2–8.

Богданов Н.А., Хаин В.Е., Шипилов Э.В. Раннемезозойская геодинамика Баренцево Карского региона // Доклады Академии наук. 1997. Т. 357, № 4. С. 511–515.

Каленич А.П., Морозов А.Ф., Орго В.В. и др. Магматизм и тектоника Вайгач – Новоземельского орогена // Разведка и охрана недр. 2005. № 1. С. 20–25.

Шипилов Э.В., Богданов Н.А., Хаин В.Е. Глубинная структура и тектонические преобразования Арктической окраины Евразии в фанерозое (Баренцево, Карское и Лаптевых моря) // Общие вопросы тектоники. Тектоника России. М.: ГЕОС, 2000. С. 605–608.

Шипилов Э.В., Кузьмичев А.Б., Богданов Н.А. Структура дна Карского моря // Объяснительная записка к Тектонической карте морей Карского и Лаптевых и севера Сибири М 1:2 500 000. М.: Институт литосферы окраинных и внутренних морей РАН, 1998. С. 64–81.

Шипилов Э.В., Тарасов Г.А. Региональная геология нефтегазоносных осадочных бассейнов Западно-Арктического шельфа России. Апатиты: Изд-во КНЦ РАН, 1998. 306 с.

Шипилов Э.В., Шкарубо С.И. Современные проблемы геологии и тектоники осадочных бассейнов Евразиатско-Арктической континентальной окраины. Т. I. Литолого- и сейсмостратиграфические комплексы осадочных бассейнов Баренцево-Карского шельфа.

Апатиты: Изд-во КНЦ РАН, 2010. 266 с.

Шипилов Э.В., Шкарубо С.И. Новые данные о структуре комплексов основания Южно Карского бассейна // Доклады Академии наук. 2011. Т. 438, № 1. С. 95–100.

Шипилов Э.В., Шкарубо С.И. Строение домезозойского основания Южно-Карского сегмента Западно-Сибирской плиты // Разведка и охрана недр. 2012. № 1. С. 38–42.

Шипилов Э.В., Юнов А.Ю., Моссур А.П. Строение Баренцево-Карской зоны перехода от континента к океану в связи с деструктивными процессами // Геология и геофизика. 1990.

№ 5. С. 13–19.

Шкарубо С.И., Шипилов Э.В. Тектоника Западно-Арктической платформы // Разведка и охрана недр. 2007. № 9. С. 32–47.

STRUCTURE OF THE SOUTH-KARA RIFT SYSTEM E.V. Shipilov 1, S.I. Shkarubo Polar Geophysical Institute, Kola Scientific Center, RAS, Murmansk, Russia, shipilov@pgi.ru ОАО «Marine Arctic Geophysics Expedition», Murmansk, Russia Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ ИНВЕРСИИ В МОРФОТЕКТОНИКЕ БАЙКАЛЬСКОЙ РИФТОВОЙ ЗОНЫ А.А. Щетников Институт земной коры СО РАН, Иркутск, Россия Внутриконтинентальный новейший рифтогенез на юге Восточной Сибири и в Северной Монголии характеризуется углублением межгорных впадин и их расширением за счет горных поднятий (остаточно-глыбовый, или байкальский, механизм горообразования, по Н.А. Флоренсову (1965)). На фоне этой общей тенденции новейшей геодинамики проявляются процессы, накладывающиеся на общую направленность рифтогенеза, его нарушения. Они могут характеризоваться сменой знака тектонических перемещений, общих или периодически меняющихся и повторяющихся в днищах межгорных впадин, в междувпадинных и междурифтовых перемычках, на краевых ступенях.

В общем процессе байкальского рифтогенеза наблюдается проявление трех основных видов морфотектонических инверсий (Уфимцев и др., 2009): 1) инверсии как часть процесса рифтогенеза, когда структурные элементы или их части испытывают смену знака перемещений, и эта особенность их развития входит в общий процесс рифтогенеза;

2) инверсии как нарушения процесса рифтогенеза (или его осложнения);

3) инверсии как смена внутриконтинентального рифтогенеза другим геодинамическим режимом.

Механизм направленного развития новейшей тектонической структуры Байкальской рифтовой зоны был сформулирован Н.А. Флоренсовым в следующей схеме: рифтовые долины являются активными элементами новейшей тектоники и не только испытывают интенсивные тектонические погружения их фундамента и углубление днищ, но и растут в ширину за счет окружающих их горных поднятий. От последних отделяются узкие тектонические блоки – промежуточные ступени (Замараев, Мазукабзов, 1978;

Уфимцев, 1992;

Щетников, 1999) – и вовлекаются в погружения. Вся совокупность этих процессов объединяется под понятием остаточно глыбового, или байкальского, механизма новейшего горообразования (Флоренсов, 1965). Здесь важны два обстоятельства. Первое заключается в том, что погружение промежуточных тектонических ступеней, заключенных в зонах краевых сбросов, обусловливает периодическое морфологическое омоложение тектонических уступов на бортах рифтов. Во-вторых, погружение промежуточных ступеней как бывших частей окружающих рифты поднятий представляет собой частные случаи инверсионного преобразования тектонических блоков, и в то же время они являются одним из характерных элементов процесса внутриконтинентального рифтогенеза вообще.

На сбросовых бортах рифтовых долин процесс обособления промежуточных ступеней можно наблюдать на различных стадиях развития. На первом этапе происходит обособление краевого тектонического блока от горного поднятия благодаря появлению перегибов на гребнях междуречий. Далее обособляющийся краевой блок-ступень теряет свою высоту, и над ним возникает тыловой уступ в виде крутых вершинных тектогенных граней-фасет. При этом в верхней части сбросового уступа начинается обособление тыловых тектогенных граней, ограничивающих еще полые объемы верховьев долин — намечается будущая позиция краевого сбросового уступа, который, благодаря погружению тектонических блоков, испытывает постоянное морфологическое омоложение, сопутствующее расширению рифтовой долины.

В Байкальской рифтовой зоне краевые сбросовые уступы располагаются, как правило, на западных и северо-западных бортах грабенов, противоположные 198 Иркутск, 20–23 августа _ ограничения которых чаще всего имеют изгибовую природу, поскольку с востока и юго-востока рифты сопровождаются сводовыми поднятиями. Крылья последних в процессе воздыманий расширяются и вовлекают краевые части рифтов в сводовое развитие. Это уже локальные инверсии как нарушения процесса рифтогенеза, поскольку сам процесс сводово-глыбового горообразования противоположен рифтогенезу. Его структурные и геоморфологические следствия в Байкальской рифтовой зоне: 1) поднятые ступени, сложенные неогеновыми отложениями на южном побережье Байкала под Хамардабанским сводом;

2) сложенные плейстоценовыми песками пологонаклонные предгорья, поверхности которых наращивают крылья Хамардабанского, Икатского и других сводов (Уфимцев, 1992;

Щетников, Уфимцев 2004). Особенно показательны в этом отношении так называемые куйтуны в Баргузинской впадине (Флоренсов, 1960) – сложенные плейстоценовыми песками куэстоподобные предгорные гряды, наращивающие западное крыло Икатского хребта свода порой почти на 10 км. Здесь же в состав крыла этого свода входит малая Ясская впадина, днище которой поднято на значительную высоту над поверхностью Баргузинского рифта (Уфимцев, 1992).

Лучший пример «чистых» морфотектонических инверсий в днищах межгорных впадин дают куполообразные массивы в их центральных частях или поднятые ступени, причем обычно и те, и другие формы сложены плейстоценовыми песками.

Куполообразные поднятия – это песчаные массивы Бадар в Тункинской впадине и урочище Пески в Чарском рифте. Массив Бадар занимает центральную часть впадины, возвышаясь над ее днищем на 150 м, и сложен верхнеплейстоценовыми песками. Это бескорневое куполообразное антиклинальное (Флоренсов, 1960) поднятие в центральной, с наиболее глубоким (более 2500 м) погружением фундамента, части впадины. Слагающая его аллювиальная песчаная толща имеет возраст в кровле разреза около 60000 лет (Уфимцев и др., 2003), и этого же временного интервала осадки залегают в цоколе низкой (1 надпойменной) террасы на правобережье р. Иркута и его притоков у уреза воды в их руслах (Уфимцев и др., 2004;

Уфимцев и др., 2010). Разница высот залегания одновозрастных аллювиальных отложений достигает здесь более м, притом что куполовидный массив Бадар располагается в геометрическом центре межгорной впадины.

Типичными примерами и общими особенностями проявления морфотектонических инверсий в развитии рифтовых долин юга Восточной Сибири, с учетом того, что основные элементы этих новейших структур – межгорные впадины, выполненные кайнозойскими отложениями (и базальтовыми покровами в Тункинском рифте), являются междувпадинные и междурифтовые перемычки и связанные с последними краевые тектонические ступени (Уфимцев, 1992).

Наиболее многочисленные свидетельства и инверсионных воздыманий, и, напротив, инверсионных погружений можно наблюдать в пределах междувпадинных перемычек. Эти характерные элементы новейшей структуры рифтовой зоны представляют собой сочетания относительно поднятых тектонических ступеней и горстов, малых впадин и реже структурных седловин, разделяющих крупные впадины.

Характерный их пример – остров Ольхон. Он, как часть междурифтовой перемычки, включает в себя наклонный горст массива горы Жима, на пологом северо-западном склоне которого располагаются малые неогеновые впадины с днищами, поднятыми до 150–200 м над уровнем Байкала. Напротив, северо-западные борта этих впадин, сложенные породами фундамента, в настоящее время погружаются и подвержены интенсивному абразионному разрушению, а в днище молодого рифта пролива Малое Море мощность рыхлых отложений исчезающе мала. На юго-запад днище инициального Маломорского рифта, клиновидно сужаясь, выходит на сушу, как бы Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ вторгаясь вдоль подошвы Приморского сброса в Приольхонскую краевую ступень.

Здесь днище его имеет денудационный рельеф, и, таким образом, следуя вдоль этой впадины с северо-востока на юго-запад, мы наблюдаем последовательное образование и расширение рифтовой долины на начальной стадии ее развития за счет инверсионного погружения и разрушения поднятой тектонической ступени. Здесь четко прослеживается: 1) втягивание днищ неогеновых впадин в молодые воздымания и 2) опускание обрамления этих впадин с его сопутствующей денудационно абразионной обработкой и формированием молодого (инициального) рифта, практически еще лишенного осадочного накопления. Локальные озерные террасы и поднятые волноприбойные уровни под сбросовым юго-восточным склоном массива г. Жима тоже говорят о молодых воздыманиях. Эти последние их свидетельства еще более проявлены на Ушканьих островах – надводном выступе Академического хребта, где серия из десяти абразионных террас занимает интервал высот 216 м над уровнем Байкала.

В междурифтовых перемычках, ограничивающих Тункинскую рифтовую долину с востока (от Байкала) и с запада (от Хубсугула и Окинского плоскогорья), наблюдаются близкие по характеру свидетельства молодых тектонических инверсий.

Днища малых впадин – Мондинской и Быстринской – здесь приподняты, эрозионно расчленены и полностью выведены из сферы бассейновой аккумуляции, их рифтогенное формирование прекратилось. В Мондинской впадине на ее северном крыле сформирована система тектонических ступеней, которые имеют ту же высоту, что и расположенная восточнее Харадабанская поднятая ступень, являющаяся основным элементом междувпадинной перемычки. Восточное окончание малой Быстринской впадины как бы «нависает» над Байкалом более чем на 200 м, в днище ее проявился достаточно глубокий эрозионный врез, величина которого в долине р. Быстрой (бассейн р. Иркута) достигает 50 м, а в долине р. Ильчи (бассейн Байкала) превышает 100 м.

В поднятых тектонических ступенях как основе междурифтовых перемычек наблюдается другое интересное явление – чередование эрозионных врезов и последующее их заполнение валунно-галечным аллювием и флювиогляциальными отложениями.

В Харадабанской поднятой ступени на западном окончании Тункинского рифта современный эрозионный врез, выработавший как в толще рыхлых отложений, так и в коренных породах серию террас врезания (Уфимцев и др., 2004), еще не достиг подошвы древнего вреза. Примечательно, что этот древний эрозионный врез выработал в коренных породах серию террас врезания и потому можно говорить о том, что: 1) эрозионные врезы происходят в достаточно протяженные временные интервалы, что обеспечивает формирование серий террас врезания в высотных интервалах до 120 м и более;

2) чередование эрозионных врезов и их заполнений свидетельствует о цикличности процессов и о возможной их обусловленности вертикальными колебательными движениями, геолого-геоморфологические эффекты проявления которых в межгорных впадинах подавлены общими погружениями.

Геоморфологическая ситуация в Торской впадине в восточной части Тункинского рифта также может свидетельствовать о временнoй цикличности морфогенеза в днищах впадин. Здесь аллювиальные верхнеплейстоценовые пески с галькой, в кровле разреза проработанные эоловыми процессами, залегают на северном склоне Хамардабанского хребта-свода, проникая в его пределы на 7–8 км от современного днища впадины и на относительную высоту до 300 м. Русло р. Иркута в казанцевское время, мигрируя по впадине, смещалось далеко на юг, и площадь осадконакопления в это время значительно (почти в два раза) превышала современные 200 Иркутск, 20–23 августа _ размеры впадины. Затем инверсионное воздымание южной присводовой части впадины сместило русло р. Иркута на север. Однако в последующем оно снова мигрировало на юг и в конце позднего плейстоцена – начале голоцена выработало в подошве хр. Хамар-Дабан (и в песчаной толще верхнего плейстоцена) серию крупных (радиусом до 3 км) вырезанных меандр в форме обширных крутосклонных амфитеатров. В настоящее время русло р. Иркута вновь прижато к северному борту Торской впадины.

Описанная ситуация свидетельствует о периодическом (циклическом) проявлении перекосов днища Торской впадины, которые в чем-то сродни явлениям чередования эпох эрозионных врезов и их заполнений потоковыми отложениями.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проекты № 11-05-00075, 12-05-00544, 12-05-98028).

Список литературы Замараев С.М., Мазукабзов А.М. Роль промежуточных тектонических ступеней в структуре Байкальской рифтовой зоны // Динамика земной коры Восточной Сибири.

Новосибирск: Наука, 1978. С. 94–98.

Уфимцев Г.Ф. Морфотектоника Байкальской рифтовой зоны. Новосибирск: Наука, 1992. 215 с.

Уфимцев Г.Ф., Перевалов А.В., Резанова В.П., Кулагина Н.В., Мащук И.М., Щетников А.А., Резанов И.Н., Шибанова И.В. Радиотермолюминесцентное датирование четвертичных отложений Тункинского рифта // Геология и геофизика. 2003. Т. 44, № 3. С. 224–230.

Уфимцев Г.Ф., Щетников А.А., Филинов И.А. Речные террасы Тункинской рифтовой долины // Геоморфология. 2004. № 1. С. 113–122.

Уфимцев Г.Ф., Щетников А.А., Филинов И.А. Инверсии в новейшей геодинамике Байкальской рифтовой зоны // Геология и геофизика. 2009. Т. 50, № 7. С. 796–808.

Уфимцев Г.Ф., Щетников А.А., Филинов И.А. Последний эрозионный врез в речных долинах юга Восточной Сибири // Геология и геофизика. 2010. Т. 51, № 9. С. 815–819.

Флоренсов Н.А. Мезозойские и кайнозойские впадины Прибайкалья. М.: Изд-во АН СССР, 1960. 258 с.

Флоренсов Н.А. К проблеме механизма горообразования во Внутренней Азии // Геотектоника. 1965. № 4. С. 3–14.

Щетников А.А. Структура и морфодинамика бортов Тункинской системы впадин // География и природные ресурсы. 1999. № 4. С. 75–82.

Щетников А.А., Уфимцев Г.Ф. Структура рельефа и новейшая тектоника Тункинского рифта (Юго-Западное Прибайкалье). М.: Научный мир, 2004. 160 с.

INVERSIONS IN THE BAIKAL RIFT ZONE MORPHOTECTONICS A.A. Shchetnikov Institute of the Earth's Crust, SB RAS, Irkutsk, Russia ПАЛЕОНТОЛОГИЧЕСКОЕ ОБОСНОВАНИЕ ХРОНОСТРАТИГРАФИИ ОПОРНЫХ РАЗРЕЗОВ ПОЗДНЕГО НЕОПЛЕЙСТОЦЕНА ТУНКИНСКОЙ РИФТОВОЙ ДОЛИНЫ (ЮГО-ЗАПАДНОЕ ПРИБАЙКАЛЬЕ) А.А. Щетников, А.М. Клементьев, А.В. Сизов, И.А. Филинов Институт земной коры СО РАН, Иркутск, Россия Тункинский рифт служил и остается одним из главных полигонов в исследовании бассейновых континентальных накоплений плейстоцена Байкальской рифтовой зоны.

Здесь выделен целый ряд стратотипов осадочных формаций кайнозоя Прибайкалья Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ (Логачев, 1958;

Равский и др., 1964). В последние годы нами был проведен комплекс работ по литолого-стратиграфическому изучению вскрытой естественными обнажениями четвертичной части разреза кайнозойских отложений Тункинского рифта (Щетников и др., 2009;

Shchetnikov et al., 2012). Ревизии подверглись уже известные обнажения, были обнаружены и изучены новые разрезы. В ходе исследований собрана представительная коллекция палеонтологического материала и проведено радиоуглеродное датирование образцов. Это позволило уточнить возрастные границы распространения на юге Восточной Сибири ряда ключевых представителей фауны крупных млекопитающих, используемых при палеонтологическом обосновании опорных разрезов плейстоцена Байкальского региона.

Основными костеносными разрезами в Тункинском рифте на сегодняшний день являются: Славин Яр, Шабартай, Еловка, Белый Яр, Зактуй и Большой Зангисан.

Местонахождение Славин Яр расположено на левобережье приустьевой части р. Зун-Мурин на юго-западной окраине Торской впадины, инверсионно приподнятой и расчлененной на глубину до 30 м. На коренных кристаллических породах здесь залегают неогеновые охристые конгломераты (Щетников и др., 2009). На их размытой поверхности с угловым несогласием покоится толща нелитифицированных аллювиальных отложений. В обнажении на глубине 8 и 11 м в погребенных почвах нами были найдены кости Mammuthus primigenius, Coelodonta antiquitatis, Cervus elaphus, Capreolus sр. На глубине 13 м был обнаружен роговой стержень Procapra gutturosa. С глубины 19–20 м были подняты кости Ursus sp. и Equus sp. Из костеностного горизонта, залегающего на глубине 11 м, нами получена 14С дата 4070 лет назад, а с 8-метрового – 37790 ± 310 лет назад (Щетников и др., 2009).


Местонахождение Шабартай расположено на правобережье Иркута (магистрального водотока Тункинского рифта) в месте пересечения рекой Еловской междувпадинной перемычки. Здесь аллювиальные, а в кровле разреза перевеянные пески облекают высокую инверсионно приподнятую тектоническую ступень, составляющую правобережную часть Еловского отрога. Высота увала достигает 115– 120 м над руслом р. Иркута. На его вершине отложения обнажаются в придорожной выемке на глубину до 10 м. Сложен разрез преимущественно светло-коричневыми волнисто-слойчатыми алевритистыми песками. Преобладают слойки мощностью не более 10 см. В верхней части разреза отложения перевеяны. В нижней части обнажения наблюдаются преимущественно желтовато- и буровато-серые мелкозернистые пески, а прослойки гравелистых песков часто обогащены лимонитом. Характерна параллельная наклонная слойчатость с общим наклоном слойков в юго-западных румбах под углами 20–25. На глубине 10 м пески этого разреза имеют радиотермолюминесцентный возраст 50400 3000 лет (Уфимцев и др., 2003), а чуть выше на глубине 9 м в обнажении нами был обнаружен фрагмент челюсти Mammuthus primigenius, по которому получена AMS 14С дата 46600 ± 900 лет назад (Щетников и др., 2013).

Местонахождение Еловка расположено на восточной окраине Тункинской впадины в пади Убукур. Здесь на глубину до 5 м в овраге обнажаются склоновые отложения. С глубины 4.5 м нами ранее была получена радиотермолюминесцентная дата 22000 8300 лет назад (Уфимцев и др., 2003). В верхней части разреза нами найдены фрагменты черепа аргали Ovis ammon, а также лучевой кости пещерного льва Panthera spelaea, по которой была получена AMS 14C дата 18350 ± 75 лет назад (Щетников и др., 2013).

Местонахождение Белый Яр расположено на левобережье р. Иркута в восточном окончании Тункинской впадины, окраина которой здесь вовлечена в инверсионное воздымание Еловской междувпадинной перемычки. Разрез экспонирован в двух естественных обнажениях – Белый Яр-I и Белый Яр-II, расположенных на расстоянии 202 Иркутск, 20–23 августа _ км друг от друга. Белый Яр – один из наиболее изученных и в то же время спорных разрезов квартера Тункинского Прибайкалья. На размытой поверхности туфогенных песчаников поздненеогенового возраста (Адаменко и др., 1975) здесь залегают преимущественно аллювиальные пески 20-метровой мощности с заключенными в них погребенными почвенными горизонтами. Долгое время считалось, что в основании «песчаной» пачки разреза залегают осадки верхнего эоплейстоцена, а в средней части – самаровского времени (Равский и др., 1964). Однако позже по обнажению Белый Яр-II стали появляться биостратиграфические данные, подкрепленные радиоуглеродными датировками, свидетельствующие о более молодом, поздненеоплейстоценовом, возрасте всей песчаной части разреза (Адаменко и др., 1975;

Кульчицкий и др., 1994).

Палеонтологический материал найден на разных стратиграфических уровнях разреза. О.М. Адаменко с коллегами (1975) в обнажении Белый Яр-I на глубине 15–16 м была обнаружена кость Equus hemionus, а в Белом Яре-II на глубине 10 м – Equus sp. В обоих обнажениях в средней части разреза на стратиграфическом уровне с наиболее интенсивными мерзлотными деформациями (Белый Яр-I – глубина 15–16 м, Белый Яр-II – 6–8 м) группой исследователей под руководством Э.И. Равского (1964) собрано большое количество костей Coelodonta antiquitatis. Позже А.А. Кульчицким в осыпи была обнаружена кость Ovis ammon, по которой была получена радиоуглеродная дата 28730 ± 160 лет назад, и тазовая кость Coelodonta antiquitatis, датированная ± 125 лет назад (Щетников и др., 2013).

Местонахождение Зактуй расположено в Тункинской впадине восточнее села с одноименным названием. Из обнажения, вскрывающего более чем 4-метровой мощности комплекс облессованных склоновых отложений, были собраны фрагменты костей следующих млекопитающих: Mammuthus primigenius, Coelodonta antiquitatis, Bison priscus, Cervus elaphus, Capreolus pygargus, Alces sp., Crocuta spelaea. По кости Crocuta spelaea, отобранной с костеносного горизонта, залегающего на глубине примерно 2.3 м, получена радиоуглеродная дата 35560 300 лет назад (Щетников и др., 2013). Из этого же горизонта нами были собраны кости нескольких разновозрастных особей Mammuthus primigenius, по которым были получены AMS 14C даты 33090 лет назад и 33190 240 лет назад (Щетников и др., 2013), а также фрагмент бивня мамонтенка, представляющего особый интерес.

Бивень еще только начал формироваться. До захоронения он находился в альвеоле, которая позже была разрушена. Длина фрагмента составляет 37 мм, размеры в основании 8.27.1 мм. Толщина эмали составляет 1.1 мм. На вершине эмаль обломана, виден дентин. Сам фрагмент заметно изогнут спиралевидно, как и бивни у взрослых особей. Задняя поверхность несет эмалевые выросты, направленные вершинами к корню. Мамонтенок, видимо, так и не успел начать пользоваться бивнем, поскольку эмалевый колпачок не стерт. По предварительному заключению Е.Н. Мащенко, это бивень постоянной смены, поэтому возраст особи, которой принадлежал зуб, мог находиться в пределах 2–3 лет. По бивню нами была получена радиоуглеродная AMS дата 36800 1200 лет назад (Щетников и др., 2013).

Чуть ниже основного костеносного горизонта, на глубине 2.4–2.6 м нами была обнаружена кость лося Alces sp. По ней получена запредельная для радиоуглеродного метода дата 50100 лет назад (AMS, OxA-25678).

Местонахождение Большой Зангисан расположено в 8.5 км на восток от с. Туран, на левобережье реки Б. Зангисан. Отложения представлены лессовидными супесями мощностью до 5 м, покрывающими валунные галечники. В подошве лессовидной части разреза фиксируются погребенные почвы, в которых были обнаружены остатки костей Equus sp., Coelodonta antiquitatis, Cervus elaphus, Spirocerus kiakhtensis, Procapra Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ gutturosa (cборы А.Б. Федоренко). По кости Spirocerus kiakhtensis нами была получена С дата 32570 340 лет назад (Щетников и др., 2013).

Обобщая фаунистические ассоциации разрезов Тункинского рифта, можно констатировать присутствие в фауне каргинского интерстадиала (MIS3), охарактеризованной радиоуглеродными датировками в пределах 29–46 тыс. лет назад, следующих видов крупных млекопитающих: Crocuta spelaea, Mammuthus primigenius, Coelodonta antiquitatis, Equus sp., Hemionus hemionus, Sussemionus sp., Cervus elaphus, Capreolus pygargus, Alces sp., Bison priscus, Ovis ammon, Spirocerus kiakhtensis, Procapra gutturosa.

Экологические характеристики большинства видов (70 %) позволяют реконструировать открытые пространства степного типа, подобные ландшафты были характерны для каргинского времени Западного Забайкалья (Клементьев, 2011). Виды, приуроченные к лесным и лесостепным ландшафтам, относятся только к семейству оленей. Практическое отсутствие находок позднекаргинской фауны в интервале 24– тыс. лет назад, видимо, свидетельствует о смене климатической обстановки в это время и наступлении менее благоприятных для ее обитания условий (похолодания). Все это в значительной мере согласуется с данными (Bezrukova et al., 2010), полученными по результатам бурения донных отложений оз. Котокель, расположенного на восточном берегу Байкала.

Сведения о фауне крупных млекопитающих времени сартанского гляциала (MIS2) для Тункинского Прибайкалья ограничиваются наличием единичных датированных костных остатков, принадлежащих Panthera spelaea и Coelodonta antiquitatis.

Отсутствие комплексов палеонтологических находок может рассматриваться в качестве одного из следствий неблагоприятных условий окружающей среды, препятствующих широкому развитию здесь макротериофауны и сформировавшихся, по всей видимости, еще в позднекаргинское время.

Таким образом, собранный в опорных разрезах плейстоцена впадин Тункинской рифтовой долины остеологический материал принадлежит преимущественно мамонтовому поздненеоплейстоценовому фаунистическому комплексу с «примесью»

центральноазиатских видов. Стратифицированные условия залегания ископаемых остатков и абсолютные датировки позволяют проследить хронологические рамки существования крупных млекопитающих в регионе. Например, по кости носорога из разреза Белый Яр-II получена одна из наиболее молодых дат в Сибири – 12405 ± лет назад. Особый интерес представляют находки Crocuta spelaea, Panthera spelaea, Spirocerus kiakhtensis. Это довольно редкие виды местной ископаемой фауны, находки которых единичны в Восточной Сибири. Кости этих животных нами были датированы радиоуглеродным методом, причем для винторогой антилопы абсолютная дата была получена впервые, а для пещерной гиены – впервые в России. Имеющиеся в распоряжении авторов датировки в пределах 18000–35000 лет назад позволяют существенно омолодить верхнюю границу общепринятого временного интервала обитания этих животных на юге Восточной Сибири. Пещерная гиена и винторогая антилопа обитали в Тункинском Прибайкалье вплоть до позднекаргинского времени, а пещерная кошка и шерстистый носорог пережили максимум сартанского криохрона.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (№ 11-05-00666, 12-05 00544, 11-05-00677).

Список литературы Адаменко О.М., Белова В.А., Попова С.М., Адаменко Р.С., Пономарева Е.А., Ефимова Л.И. Биостратиграфия верхнеплейстоценовых отложений Тункинской впадины // Геология и геофизика. 1975. № 6. С. 78–85.

204 Иркутск, 20–23 августа _ Логачев Н.А. Кайнозойские континентальные отложения впадин байкальского типа // Известия АН СССР. Сер. геол. 1958. С. 18–29.

Клементьев А.М. Индикация ландшафтных условий в позднем неоплейстоцене бассейна реки Уды (крупные млекопитающие, Забайкалье): Автореф. дис…. к.г.н. Иркутск, 2011. 21 с.


Кульчицкий А.А., Осадчий С.С., Мишарина В.А. Результаты изучения песчаных отложений Тункинской впадины (разрезы Белый Яр I и II) // Материалы Иркутского геоморфологического семинара. Иркутск: ИЗК СО РАН, 1994. С. 100–103.

Равский Э.И., Александрова Л.П., Вангенгейм Э.А., Гербова В.Г., Голубева Л.В.

Антропогеновые отложения юга Восточной Сибири. Труды ГИН АН СССР. Вып. 105. М., 1964.

280 с.

Уфимцев Г.Ф., Перевалов А.В., Резанова В.П., Кулагина Н.В., Мащук И.М., Щетников А.А., Резанов И.Н., Шибанова И.В. Радиотермолюминесцентное датирование четвертичных отложений Тункинского рифта // Геология и геофизика. 2003. Т. 44, № 3. C. 226–232.

Щетников А.А., Клементьев А.М., Сизов А.В., Филинов И.А., Семеней Е.Ю. Новые данные о возрасте неоплейстоценовых отложений Тункинской рифтовой долины (Юго Западное Прибайкалье) по результатам 14С датирования фауны крупных млекопитающих // Доклады Академии наук. 2013. Т. 449, № 2. С. 1–6.

Щетников А.А., Филинов И.А., Шибанова И.В., Мащук И.М., Сизов А.В. Новый опорный разрез верхнего кайнозоя "Cлавин Яр" в Тункинской рифтовой долине (Юго-Западное Прибайкалье) // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2009. Т. 17, № 4. С. 114–119.

Bezrukova E.V., Tarasov P.E., Solovieva N., Krivonogov S.K., Riedel F. Last glacial– interglacial vegetation and environmental dynamics in Southern Siberia: Chronology, forcing and feedbacks // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 2010. V. 296. P. 185–198.

Shchetnikov A.A., White D., Filinov I.A., Rutter N. Late Quaternary geology of the Tunka rift basin (Lake Baikal region), Russia // Journal of Asian Earth Sciences. 2012. V. 46. P. 195–208.

THE PALEONTOLOGICAL SUBSTANTIATION OF KEY CROSS-SECTIONS OF THE LATE PLEISTOCENE IN THE TUNKA RIFT VALLEY (SOUTHWESTERN BAIKAL REGION) А.А. Shchetnikov, А.М. Klementiev, А.V. Sizov, I.A. Filinov Institute of the Earth’s Crust SB RAS, Irkutsk, Russia РИФТОГЕНЕЗ И НЕФТЕГАЗООБРАЗОВАНИЕ М.А. Щукина, С.П. Примина Иркутский государственный университет, Иркутск, Россия, dean@geo.isu.ru В фундаментальных отечественных и зарубежных сводках отмечается непрерывный прогресс в понимании природы рифтогенеза, выявлении новых структур, особенно палеоструктур этого типа, и в оценке перспектив их нефтегазоносности.

Большие перспективы нефтегазоносности рифтогенных осадочных бассейнов предопределяются такими факторами, как высокая остаточная тектоническая активность рифтовых зон, большие мощности и площади распространения надрифтового плитного комплекса, устойчивое погружение на протяжении мезозоя и кайнозоя, режим повышенного теплового потока наряду с высокой концентрацией органического вещества в осадках с благоприятным составом отложений (коллекторы, покрышки).

Рифтогенные пояса протягиваются либо по окраинам современных материков (окраинно-континентальные), либо располагаются внутри них (внутрикон тинентальные). Они отличаются друг от друга временем своего заложения и развития.

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Рифтовые системы, которые не трансформировались в океаны, в современной структуре земной коры представлены внутриконтинентальными рифтами с мощными надрифтовыми впадинами (синеклизами). В совокупности они образовывали внутриконтинентальные рифтогенные пояса нефтегазонакопления: Североморский, Западно-Сибирский и др.

Если рифтовые системы в процессе эволюции литосферы преобразовывались в океанические бассейны, то внутриконтинентальные системы рифтов оказывались разобщенными с симметрично удаленными друг от друга фрагментами. В современной структуре земной коры они существуют в виде окраинно-континентальных рифтогенных поясов нефтегазонакопления: Восточно-Североамериканский и Западно Европейский, Восточно-Южноамериканский и Западно-Африканский и т.д. Названные пояса нефтегазонакопления рифтогенного типа имеют сравнительно длительную историю развития – 150–200 млн лет. Наряду с ними существует совсем молодой рифтогенный пояс, в котором активное нефтегазообразование и нефтегазонакопление протекают лишь в течение последних 5–7 млн лет, т.е. буквально на наших глазах, – это Красноморский пояс нефтегазонакопления. Формирование его связано с раскрытием рифта Красного моря, и в настоящее время пояс является внутриконтинентальным.

Влияние рифтогенеза на нефтегазообразование и нефтегазонакопление неоднократно рассматривалось многими исследователями на примере промышленно нефтегазоносных рифтогенных бассейнов различных регионов мира. Обобщение результатов этих исследований показывает, что одним из наиболее важных факторов является накопление в рифтовых бассейнах за относительно короткий срок (5–12 млн лет) осадков большой мощности, представленных в нижней части терригенно вулканическими породами;

выше обычно накапливаются мощные соленосные и морские терригенные отложения, а иногда и карбонатные. Внутренние горсты и обрамления ("плечи") рифта служат источником обломочного материала. Мощные глинистые толщи с высоким содержанием органического вещества, формирующиеся в рифтовых грабенах в условиях ограниченной циркуляции вод, образуют высококачественные нефтегазоматеринские породы (как морского, так и озерного происхождения). Ускоренной реализации их потенциала способствует прогрев осадков в условиях высокого теплового потока под воздействием мантийного диапира в основании рифтовых структур. В силу этого именно рифтовые грабены и надрифтовые палеовпадины могли служить очагами нефти и газа во многих крупных сложнопостроенных рифтогенных бассейнах.

Особенностью рифтогенных бассейнов является широкий спектр разнообразных структурных и неструктурных ловушек, причем ведущую роль в рифтовом комплексе играют горстово-блоковые выступы, где нефтегазоносность наблюдается в породах фундамента. В вышележащих отложениях крупные зоны нефтегазонакопления могут быть приурочены к инверсионным надразломным валообразным структурам, генетически связанным с подстилающим рифтом. Большой интерес представляют участки пересечения древних рифтов и ассоциированных разломов с разломами и структурами более поздней генерации.

Таким образом, многие осадочные бассейны мира (около 35%) так или иначе связаны с процессами рифтогенеза, определяющими не только специфику их строения и развития, но и особенности условий нефтегазообразования и нефтегазонакопления.

RIFTING AND OIL-AND-GAS FORMATION M.A. Shchukina, S.P. Primina Irkutsk State University, Irkutsk, Russia, dean@geo.isu.ru 206 Иркутск, 20–23 августа _ ГЛОБАЛЬНЫЕ ПРИЧИНЫ РИФТОГЕНЕЗА А.Н. Эсминцев Институт геологических наук им. К.И. Сатпаева, Алматы, Казахстан, ignkis@mail.ru Наряду с поставленным для cимпозиума вопросом, что сопутствует континентальному рифтогенезу, имеет смысл и вопрос: чему сопутствует сам рифтогенез? Очевидно, рифтогенез участвует некоторым образом в общепланетарных процессах. Возможны разного рода допущения, гипотезы и построения моделей.

В 1978 г. Е.Е. Милановский опубликовал обзорную статью (Милановский, 1978), в которой реанимировал старую экзотическую идею А. Ротплетца о пульсациях Земли (Rotpletz, 1903). В первой половине века идея пользовалась широкой популярностью, ее развивали геологи, физики и астрономы. В. Бухер (США) подвел некоторые итоги этого направления (Bucher, 1933). Поддерживали эту идею советские геологи М.М. Тетяев, В.А. Обручев, М.А. Усов, П.Н. Кропоткин и некоторые другие.

М.А. Усов в одной из своих последних работ писал, что на материале Сибири он выделяет в фанерозое не менее 14 основных тектонических циклов. Он убежденно объяснил это возможными регулярными пульсациями Земли (Усов, 1960).

Полагая цикличность пульсаций установившейся и гармоничной, найдем:

570 млн лет / 14 = 40.71 млн лет или длительность одного цикла составляет около 40 миллионов лет.

Идея пульсаций была постепенно забыта, как не работавшая на господствующую в течение ХХ столетия геосинклинальную версию геотектоники. И только на волне научной революции в геологии Е.Е. Милановский на мировом фактическом материале выстроил правильное чередование обстановок растяжения и сжатия в литосфере и возвратился к идее А. Ротплетца о пульсациях Земли. В схеме, приведенной в указанной статье, насчитывается 13 смен обстановок расширения и сжатия и одна незавершенная. Результат совпал с концепцией М.А. Усова. Тогда:

570 млн лет / 13.5 = 42(2) млн лет, или 542 млн лет / 13.5 = 40.15 млн лет.

В дальнейшем Е.Е. Милановский в течение 20 лет активно разрабатывал это направление, опираясь на модель пульсаций (Милановский, 1995). В мировой и советской литературе нашлось множество подтверждений концепции установившейся периодичности. В монографии Н.А. Логвиненка и соавторов, в частности, говорится:

«Если в отношении периода 20 миллионов лет имеется совсем мало данных, то период 35–40 миллионов лет можно считать основным элементарным периодом колебательных тектонических движений планетарного масштаба» (Логвиненко и др., 1976).

Наиболее обоснованная цифра элементарного тектонического цикла (ЭТЦ) получена И.А. Одесским и А.И. Айнемером на материале массовых промеров керна глубоких скважин (Одесский, Айнемер, 1969). Статистическое среднее по массиву их данных – 42.33 млн лет (Эсминцев, 2006).

Полагая такую цикличность в модели непрерывного колебательного процесса, примем, что цикл аппроксимируется функцией:

f (t) = Sin wt, где w – шаг периодичности;

t – время, и состоит из четырех фаз: расширения, сжатия и двух фаз максимальной кинетической энергии (инверсионных), подобно маятнику в противофазах и в пролете своей нижней точки. Каждая фаза строго соответствует четверти цикла, или Sin. В случае ЭТЦ это 42.33 млн лет / 4.00 = 10.6 млн лет.

Действительно, И.А. Одесский позже эмпирически получил цифру 10.5 млн лет и построил внутреннюю периодичность одного ЭТЦ (42 млн лет): 0;

10.5;

21;

31.5;

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ (Одесский, 1975). Это арифметическая прогрессия с разностью 10.5 млн лет. Получено математическое ожидание цикличности тектонофаз, входящих в Канон Штилле и открытых позже, всего около 50 в фанерозое. Орогенные фазы по Штилле на линейной миллионнолетней хроностратиграфической шкале располагаются вполне регулярно и близко к характеристическим точкам синусоиды с периодом 42 миллиона лет и с отсчетом в ретроспективу от штирийской орогенной фазы, 14–12 миллионов лет назад. Это точки противофаз и нулевые точки синусоиды, где первые и вторые производные равны нулю. Этот факт в заметной мере подтверждает модель процесса непрерывных пульсаций фигуры Земли.

Только 1/3 тектонофаз отклоняется заметным образом от характеристических точек синусоиды. Полагаем, что некоторые из них датированы ненадежно. Другие удлиняют течение тектонофаз. Но выделяются и сгущения тектонофаз во времени в девоне, мезозое и кайнозое, которые можно объяснить как возможные периоды многоэтажной конвекции в мантии или каким-либо иным образом.

Различаются тектонофазы – 10.5 млн лет (таконская, арденнская, эрийская и т.д.);

ЭТЦ – 42 млн лет;

тектоноцикл – 170 млн лет (каледонский, герцинский и другие).

Обращает на себя внимание отношение:

170.00 млн лет / 42.33 млн лет = 4.01, или 42.33 млн лет 4.00 = 169.32 млн лет.

4.01 – в данном случае слишком точная цифра, чтобы быть случайной. В представленной модели это четыре фазы колебательного цикла. Следовательно, каледонский, герцинский, киммерийский циклы по 170 млн лет состоят каждый из четырех ЭТЦ по 42.33 млн лет, или по 16 тектонофаз (тектонических ярусов). В известной схеме соподчиненности тектонических циклов, построенной В.Е. Хаиным (2001), выстраивается тектоническая цикличность в трех гармониках: 10.5 млн лет, 42.33 млн лет и 170 млн лет. Первая гармоника – тектонофазы;

вторая - циклы Штилле или ЭТЦ;

третья – циклы Бертрана, в терминологии В.Е. Хаина (Хаин, 2001).

ЭТЦ представляет собой основной процесс периодического накопления и сброса энергии в слое D" нижней мантии, который корректно аппроксимируется циклом Карно в термодинамике. Этим объясняются первые две гармоники в цикле Штилле.

Третья гармоника – цикл Бертрана – пока не ясна. Но с циклами Бертрана – каледонским, герцинским, киммерийским и начавшимся альпийским – практически совпадают циклы преобладающей полярности в магнитостратиграфии фанерозоя, имея свой дрейф в силу инерции геологических процессов. Циклы Бертрана, по 170 млн лет, прослежены до раннего протерозоя (Николаев, 1988;

со ссылкой на А.Н. Тихонова).

Будучи причиной тектонической активности, циклы Бертрана и их регламент представляются как надежные реперы для хронотектонической периодизации, равноценной с фанерозойской биостратиграфией.

Возвращаясь к образу внутриконтинентального рифта, на основе показанной модели можно полагать, что в ходе пульсаций фигуры Земли с периодом 42 млн лет в каждом цикле (170 млн лет;

каледонский или герцинский цикл и т.д.) происходит четыре фазы растяжения в литосфере или четыре рифтогенные обстановки и такое же количество орогенных, пред- и послеорогенных фаз, в их правильном последовательном чередовании.

Инверсионная фаза, известная как предорогенная, обычно понимается как некая прелюдия к орогенезу. Но в рассматриваемой модели непрерывного циклического процесса это самостоятельная тектонофаза со своими особыми механизмами в максимально энергичной перестройке векторов напряжений в литосфере. Найдено, что предорогенные и послеорогенные фазы магматически более активны, чем орогенные и рифтовые (Эсминцев, 2011). Действительно, в противофазах, рифтовой и орогенной, 208 Иркутск, 20–23 августа _ система находится в состоянии потенциальной энергии, как маятник, на мгновение зависающий в крайних положениях. Но нижнюю инверсионную точку маятник пролетает максимально энергично. И в условиях земных пульсаций эти фазы соответствуют достижению максимальной механической энергии процессов, генерирующих соответствующим образом и магматизм. В тектонике каждая фаза генерирует свой тектонический ярус, жестко инвариантный двум стратиграфическим. В «ISC–2000» и в более поздних ее аналогах количество стратиграфических ярусов приближается к теоретическому пределу, заданному моделью пульсаций. В фанерозое 13 ЭТЦ и один незавершенный. В каждом ЭТЦ – по четыре тектонофазы, всего 51.

Ныне длится и подходит к завершению предрифтовая фаза. Следующая тектонофаза, после плейстоцена–голоцена, будет рифтогенная, через 7–8 млн лет (Милановский, 1996;

Эсминцев, 2006). Каждый тектонический ярус представлен короткой тектоноактивной субфазой и более длительной тектонопаузой (всего 10.5 млн лет). Обе субфазы генерируют разные формации, соответствующие стратиграфическим ярусам.

В последних вариантах ISC (International stratigraphic chart, 2004, 2007, и др.) количество стратиграфических ярусов в фанерозое приближается к 100. В данной модели их 102. Стратиграфических ярусов – по два в каждом тектоническом ярусе, поэтому на 51 тектонический ярус приходится 102 стратиграфических. В «ISC-2007» их зафиксировано 96. Дефицит представляют еще не выделенные ярусы, видимо, в ордовике и в юре.

Пульсирующая планетарная система пульсирует всей своей сферой, как на континентах, так и в океанах, в пределах 1 % от радиуса (6340–6400 км), в максимуме ± 19 метров на километр, по экватору и другим большим кругам (Эсминцев, 2006).

Своеобразие континентальной литосферы в том, что она толще, холоднее и механически прочнее. В ней процессы растяжения и сжатия происходят иначе, чем в океанической. На континентах образуются крупные, но редкие структуры, в океанической литосфере – мелкие, но частые. Структура океанического дна отличается от структуры континентов. Существуют две основные версии, объясняющие эти различия. Мобилистская версия объясняет эту разницу образованием океанической коры в срединно-океанических рифтовых камерах и спредингом новообразованной коры в стороны континентальных окраин. Фиксистская версия объясняет разницу океанизацией коры исходно континентального типа. В доказательство приводятся многочисленные случаи нахождения в океанической обстановке пород кислого состава, как интрузивных, так и вулканических. Среди них – андезиты, дациты, риолиты, а также щелочные породы, граниты, рапакиви, чарнокиты и т.д. Высказывается мнение, что это комплексы континентального происхождения как реликты еще не полностью океанизированной континентальной коры (Рудич, 1984).

Но в модели пульсирующей земной сферы условия растяжения и сжатия одинаково распространяются по всей земной сфере, равно как на континентах, так и в океанах. И при всем своеобразии океанической коры, в ней также образуются как рифтогенные, так и орогенные структуры, со свойственными им типами магматизма.

Магматизм в океанической коре фиксируется не только в срединно-океанических вулканических цепях, но и по всей площади дна океанов, и не менее часто, чем на континентах. Но океаническая кора как новообразование в условиях спрединга тем древнее, чем дальше от СОХ, но не древнее юрского возраста в западной части Тихого океана. Именно здесь наблюдается наибольшее скопление гайотов – вулканических аппаратов, накопившихся от юры доныне. В этой же области отмечается наибольшее количество находок диоритов, гранитов, гранитов-рапакиви, щелочных пород всех составов, сходных с континентальными. За 200 миллионов лет здесь накопились продукты не менее чем 19 тектонофаз по 10.5 млн лет, в пяти ЭТЦ по 42 млн лет;

в Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ более молодых участках океанической коры – пропорционально меньше. В Атлантике происходит спрединг, но не известны случаи субдукции. Дно не поглощается в мантии.

Однако вулканизм Канарских островов, Островов Зеленого мыса, Острова Святой Елены и многочисленные аналоги, широко рассеянные по всей площади дна Атлантики (Тристан, Гоф, Буветоя, Тринидад и др. (Апродов, 1982)), трудно отнести как к СОХ, так и к островным дугам. В модели пульсаций всей земной сферы этот вулканизм и его глубинные интрузивные аналоги конвергентны с континентальными в предрифтовых, рифтовых, предорогенных и орогенных тектонофазах по сходству в механизмах растяжения, инверсий и сжатия. В этой модели рифтогенез представляет собой только один из четырех основных механизмов геодинамики литосферы в ЭТЦ.

Циклы Вилсона, по В.Е. Хаину, 650–680 млн лет (Хаин, 2001). Принимая млн лет кратным 170 млн лет, можно было бы предположить четвертую гармонику:

680 / 170 = 4.

Но циклический процесс непрерывен, в случае цикла Вилсона, «от пангеи до пангеи», он близок к 780–800 млн лет, и включает около 100 млн лет стояния суперконтинента (пермь–триас) (Эсминцев, 2006). Тогда цикл Вилсона не кратен циклам Бертрана, что предполагает иные периодические механизмы его процессов в медленном конвективном обращении всей мантии.

Циклы Вилсона представляют собой периоды «от пангеи до пангеи», предположим, от распада до распада. Ранее это известные каучичинг, киватин, гренвил (Канада) – периоды докембрия неясного значения, приобретающие содержание в такой периодизации. При этом гренвил, в соответствии с циклом пангей, прослеживается до границы юры и триаса (начало распада Пангеи, 200 млн лет). Отсюда начинается новый, альпийский, цикл Вилсона. Циклы Бертрана, не кратные циклам Вилсона, модулируют медленное конвективное обращение мантии, ускоряя и замедляя его.

Механизмы циклов Вилсона гонят волны деформаций по литосфере в темпе дрейфа континентов, поэтому тектонофазы фиксируются не везде, и в мерцающем режиме.

Список литературы Апродов В.А. Вулканы. М.: Мысль, 1982. 367 с.

Логвиненко Н.В., Айнемер А.И., Ритенберг М.И., Сергеева Э.И., Иванов В.Н.

Периодические процессы в геологии. Л.: Недра, 1976. C. 62.



Pages:     | 1 |   ...   | 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.