«ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ ЛИТОСФЕРЫ ЦЕНТРАЛЬНОАЗИАТСКОГО ПОДВИЖНОГО ПОЯСА (от океана к континенту) Материалы научного совещания по Программе фундаментальных исследований ОНЗ РАН (17–20 октября 2012 г., ИЗК СО РАН, г. ...»

СИБИРСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ РОССИЙСКОЙ АКАДЕМИИ НАУК

ИНСТИТУТ ЗЕМНОЙ КОРЫ

ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ

ЛИТОСФЕРЫ ЦЕНТРАЛЬНОАЗИАТСКОГО ПОДВИЖНОГО

ПОЯСА

(от океана к континенту)

Материалы научного совещания

по Программе фундаментальных исследований ОНЗ РАН

(17–20 октября 2012 г., ИЗК СО РАН, г. Иркутск)

Том 1 Иркутск 2012 УДК 551.2:551.71/.72 Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту): Материалы совещания. Вып. 10. – Иркутск: Институт земной коры СО РАН, 2012.

– В 2-х томах. – Т. 1. – 165 с.

В сборнике представлены труды совещания, проводимого в рамках Программы фундаментальных исследований ОНЗ РАН «Строение и формирование основных типов геологических структур подвижных поясов и платформ».

Основная тематика совещания:

1. Ранние этапы становления и эволюции Центрально-Азиатского складчатого пояса (мезо- и неопротерозой).

2. Магматизм, метаморфизм и деформации литосферы на стадии закрытия Палеоазиатского океана (палеозой–мезозой).

3. Внутриплитная активность, горообразование и палеоклиматические изменения в мезозое и кайнозое Центральной Азии.

4. Палеомагнетизм, геодинамика и пространственно-временные реконструкции Центрально-Азиатского пояса и его обрамление.

5. Металлогеническая эволюция и условия проявления рудообразующих систем в геодинамических обстановках Центрально-Азиатского складчатого пояса.

Председатель Оргкомитета совещания член-корреспондент РАН Е.В. Скляров (ответственный редактор) Ученые секретари совещания д.г.-м.н. Д.П. Гладкочуб, к.г.-м.н. Т.В. Донская (составители сборника) Проведение рабочего совещания и издание материалов осуществляются при поддержке Программы фундаментальных исследований ОНЗ РАН № 10 «Строение и формирование основных типов геологических структур подвижных поясов и платформ» и Российского фонда фундаментальных исследований (проект № 12-05-06082-г) Утверждено к печати Ученым советом ИЗК СО РАН (протокол № 9 от 13.09.2012 г.) © Институт земной коры СО РАН, ISBN 978-5-902754-74-9 (т. 1) ISBN 978-5-902754-73-

СОДЕРЖАНИЕ

ОТ РЕДАКТОРА

ЭТАПЫ НОВЕЙШИХ ТЕКТОНИЧЕСКИХ ДВИЖЕНИЙ В ПРИОЛЬХОНЬЕ И ИХ

СООТНОШЕНИЕ С ВЫСОКИМИ УРОВНЯМИ ПРА-БАЙКАЛА

А.Р. Агатова

НОВЫЕ ДАННЫЕ О СИЛЬНЫХ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯХ ГОРНОГО АЛТАЯ В ПОЗДНЕМ

ГОЛОЦЕНЕ: РЕЗУЛЬТАТЫ ДЕНДРОХРОНОЛОГИЧЕСКОГО АНАЛИЗА И

РАДИОУГЛЕРОДНОГО ДАТИРОВАНИЯ

А.Р. Агатова, Р.К. Непоп, В.А. Мыглан, В.В. Баринов, Л.А. Орлова

КОМПЛЕКСНОЕ ГЕО- И БИОИНДИКАЦИОННОЕ ИЗУЧЕНИЕ ЗОН ГЛУБИННЫХ РАЗЛОМОВ

НА ТЕРРИТОРИИ ГОРНОГО АЛТАЯ

А.Р. Агатова, С.Г. Платонова, И.Г. Боярских, Л.Н. Лучшева, А.В. Шитов, А.И. Бакиянов...........

ТЕКТОНИКА И ПАЛЕОЗОЙСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ ЮЖНОГО ТЯНЬ-ШАНЯ: КОРРЕЛЯЦИЯ

КИРГИЗСКОГО И КИТАЙСКОГО СЕКТОРОВ СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА

Д.В. Алексеев, Г.С. Бискэ, Б. Ван, A.В. Дженчураева, A. Крёнер

ПРИМЕНЕНИЕ МЕТОДА ЭПР В ИЗУЧЕНИИ ДОКЕМБРИЙСКИХ ФИТОЛИТОВ ЮЖНОГО

ОБРАМЛЕНИЯ СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ

А.Ю. Анисимов, С.М. Сухаржевский, С.А. Анисимова

СРАВНИТЕЛЬНАЯ ПАЛЕОНТОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ОТЛОЖЕНИЙ ПОЗДНЕГО

ДОКЕМБРИЯ ПРИБАЙКАЛЬЯ И АРХИПЕЛАГА ШПИЦБЕРГЕН

С.А. Анисимова, А.М. Тебеньков, Н.А. Костева

ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ АЛТАЕ-САЯНСКОЙ СКЛАДЧАТОЙ ОБЛАСТИ

Г.А. Бабин, А.Г. Владимиров

ГЕОХИМИЯ УЛЬТРАБАЗИТОВ И АССОЦИИРУЮЩИХ КРИСТАЛЛИЧЕСКИХ СЛАНЦЕВ

КРУТОЙ ГУБЫ, ШАРЫЖАЛГАЙСКИЙ ВЫСТУП ФУНДАМЕНТА СИБИРСКОГО КРАТОНА

В.А. Беляев, М.А. Горнова

ТЕКТОНИКА И ГЕОДИНАМИКА ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОГО СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА:

СОВРЕМЕННОЕ СОСТОЯНИЕ ПРОБЛЕМЫ

М.М. Буслов

ТИПИЗАЦИЯ И ХАРАКТЕРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ГРАНИТОИДОВ, ПРОДУЦИРУЮЩИХ

КАМЕРНЫЕ ПЕГМАТИТЫ (НА ПРИМЕРЕ ОБЪЕКТОВ ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОГО

СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА)

О.В. Бухарова, С.И. Коноваленко

ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ МЕТАМОРФИЗОВАННЫХ ГАРЦБУРГИТОВ, ВЕРЛИТОВ,

ВЕБСТЕРИТОВ, ГАББРО И ВУЛКАНИТОВ ПРИСТАНОВОГО ПОЯСА (ЮГО-ВОСТОЧНОЕ

ОБРАМЛЕНИЕ СЕВЕРО-АЗИАТСКОГО КРАТОНА)

И.В. Бучко, А.А. Сорокин

ПОЗДНЕКЕМБРИЙСКО-ОРДОВИКСКИЙ РУБЕЖ В ИСТОРИИ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО

РАЗВИТИЯ АЛТАЕ-САЯНСКОЙ СКЛАДЧАТОЙ ОБЛАСТИ

А.Г. Владимиров, Г.А. Бабин, А.А. Постников, А.А. Терлеев, В.Г. Владимиров, И.В. Кармышева

МЕТАМОРФИЗМ ОБРАМЛЕНИЯ БАЯНКОЛЬСКОГО МАССИВА (ЗАПАДНЫЙ САНГИЛЕН,

ЮГО-ВОСТОЧНАЯ ТУВА)

В.Г. Владимиров, И.В. Кармышева

НЕЛЬСОНИТЫ (АПАТИТ-МАГНЕТИТОВЫЕ ПОРОДЫ) КАРБОНАТИТОВЫХ КОМПЛЕКСОВ

СКЛАДЧАТЫХ ЗОН МОНГОЛИИ И ЦЕНТРАЛЬНОГО ИРАНА (ЦЕНТРАЛЬНАЯ АЗИЯ)

Н.В. Владыкин

Иркутск, 17–20 октября 2012 г.

Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту)

РЕДКИЕ ЭЛЕМЕНТЫ В МИНЕРАЛАХ ЭКЛОГИТОВ АТБАШИНСКОГО ХРЕБТА, ЮЖНЫЙ

ТЯНЬ-ШАНЬ Н.И. Волкова, С.В. Ковязин, С.И. Ступаков, В.А. Симонов, К.С. Сакиев

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ ОРДОВИКСКИХ И ДЕВОНСКИХ МАГМАТИЧЕСКИХ

КОМПЛЕКСОВ СЕВЕРНОЙ ЧАСТИ АЛТАЕ-САЯНСКОЙ ОБЛАСТИ

А.А. Воронцов, О.Ю. Перфилова, Н.А. Герасимов

ИСТОЧНИКИ РАННЕПАЛЕОЗОЙСКОГО ИНТРУЗИВНОГО МАГМАТИЗМА КУЗНЕЦКОГО

АЛАТАУ (ПО Nd–Sr-ИЗОТОПНЫМ ДАННЫМ) В.В. Врублевский, А.Д. Котельников, И.Ф. Гертнер, В.И. Крупчатников

ИЗОТОПНО-ГЕОХИМИЧЕСКАЯ НЕОДНОРОДНОСТЬ ОФИОЛИТОВ КУЗНЕЦКОГО АЛАТАУ:

ОЦЕНКА ВОЗРАСТА ФОРМИРОВАНИЯ И ИСТОЧНИКОВ ВЕЩЕСТВА ЛИТОСФЕРЫ

ПАЛЕОАЗИАТСКОГО ОКЕАНА

И.Ф. Гертнер, Т.С. Краснова, Т.Б. Баянова, Н.А. Дугарова, В.В. Врублевский, П.А. Тишин........

ИЗОТОПНОЕ ДАТИРОВАНИЕ ДЕТРИТОВЫХ ЦИРКОНОВ ИЗ ПОЗДНЕДОКЕМБРИЙСКИХ

ОСАДОЧНЫХ ТОЛЩ ЮЖНОГО ФЛАНГА СИБИРСКОГО КРАТОНА: ИНТЕРПРЕТАЦИЯ

ВОЗРАСТНОЙ ПОЗИЦИИ И ВОЗМОЖНЫХ ИСТОЧНИКОВ ВЕЩЕСТВА

Д.П. Гладкочуб, А.М. Станевич, А.М. Мазукабзов, Т.В. Донская, Ж. Шихонг, С.А. Писаревский, З.Л. Мотова

НОВЫЕ ДАННЫЕ ПО МАГМАТИЗМУ И ГЕОЛОГИЧЕСКОМУ СТРОЕНИЮ

ЦЕНТРАЛЬНОГО ЗАБАЙКАЛЬЯ

И.В. Гордиенко, А.Ю. Антонов, А.Я. Медведев, Д.А. Орсоев, Л.И. Ветлужских, Р.А. Бадмацыренова, В.С. Климук, А.Л. Елбаев, Д.В. Гороховский

СРАВНИТЕЛЬНАЯ ПЕТРОГЕОХИМИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ПАЛЕОЗОЙСКИХ

КОЛЛИЗИОННЫХ ГРАНИТОИДОВ ПРИБАЙКАЛЬЯ, О. ОЛЬХОН, И ЦЕНТРАЛЬНОЙ

ИСПАНИИ (БАТОЛИТ АВИЛА)

Н.В. Горлачева, В.С. Антипин, В.А. Макрыгина

ЛЕРЦОЛИТОВЫЕ КСЕНОЛИТЫ ИЗ ЩЕЛОЧНЫХ БАЗАЛЬТОВ ВУЛКАНА

ТУМУСУН БАЙКАЛЬСКОЙ РИФТОВОЙ ЗОНЫ

М.А. Горнова, С.И. Дриль, А.Б. Перепелов, Ванг Го Лунг

МЕТАЛЛОГЕНИЯ ШОШОНИТОВЫХ ГРАНИТОИДОВ ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ

ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОГО СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА

А.И. Гусев

ВОЗРАСТ И ОСОБЕННОСТИ МАНТИЙНОГО МАГМАТИЗМА СИНЮХИНСКОГО

ЗОЛОТОРУДНОГО ПОЛЯ (ГОРНЫЙ АЛТАЙ)

Н.И. Гусев, А.И. Гусев

БЕННЕТТИНСКИЙ «ТЕРРЕЙН» В КЕМБРИИ: ПРОДОЛЖЕНИЕ

СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ

М.К. Данукалова, А.Б. Кузьмичев, И.В. Коровников

ЭТАПЫ ФОРМИРОВАНИЯ ДОКЕМБРИЙСКОЙ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ КОРЫ СИАЛИЧЕСКИХ

МАССИВОВ КАЗАХСТАНА И ТЯНЬ-ШАНЯ: ОСНОВНЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ И

НЕРЕШЕННЫЕ ВОПРОСЫ

К.Е. Дегтярев, А.А. Третьяков, А.Б. Котов, К.Н. Шатагин

МЕГАКРИСТАЛЛЫ ПОЛЕВЫХ ШПАТОВ КАК ИСТОЧНИК ИНФОРМАЦИИ О КОРОВОЙ

КОНТАМИНАЦИИ БАЗАЛЬТОВОГО РАСПЛАВА

Е.И. Демонтерова, А.В. Иванов, Н.С. Карманов, С.В. Палесский, В.Ф. Посохов

НЕОПРОТЕРОЗОЙСКИЕ МЕТАТЕРРИГЕННЫЕ ПОРОДЫ СЕВЕРО-МУЙСКОЙ ГЛЫБЫ

(БАЙКАЛО-МУЙСКИЙ ПОЯС): НОВЫЕ ДАННЫЕ ПО ПЕТРОГЕОХИМИЧЕСКОМУ СОСТАВУ,

ВОЗРАСТУ И УСЛОВИЯМ ОБРАЗОВАНИЯ

Н.В. Дмитриева, Е.Ф. Летникова, А.И. Прошенкин

ПАЛЕОПРОТЕРОЗОЙСКИЕ ПОСТКОЛЛИЗИОННЫЕ ГРАНИТОИДЫ БИРЮСИНСКОГО

ВЫСТУПА ФУНДАМЕНТА СИБИРСКОГО КРАТОНА

Т.В. Донская, Д.П. Гладкочуб, А.М. Мазукабзов

Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту)

ПОЗДНЕПЕРМСКИЙ – РАННЕТРИАСОВЫЙ МАГМАТИЗМ ЗАПАДНОГО ЗАБАЙКАЛЬЯ

Т.В. Донская, Д.П. Гладкочуб, А.М. Мазукабзов, Е.Н. Лепехина, Т. Ванг

ТЕРРИГЕННЫЕ ПОРОДЫ РИФЕЙ-РАННЕПАЛЕОЗОЙСКОЙ ЦИПИКАНСКОЙ

ТОЛЩИ: ЛИТОХИМИЯ, ИСТОЧНИКИ СНОСА

Н.А. Доронина

Sr-Pb ИЗОТОПНАЯ СИСТЕМАТИКА И ИСТОЧНИКИ ВЕЩЕСТВА ПЕРМО-ТРИАСОВЫХ

РИФТОГЕННЫХ ВУЛКАНИТОВ ЗАПАДНОЙ СИБИРИ

С.И. Дриль, А.Я. Медведев, М.И. Кузьмин, Н.С. Герасимов, Т.А. Владимирова

ТРАНСМАНТИЙНЫЕ (ИНТРАТЕЛЛУРИЧЕСКИЕ) ФЛЮИДЫ И ГЕОДИНАМИКА

Н.С. Жатнуев, Г.Д. Санжиев, В.И. Васильев, Е.В. Васильева

БАЗАЛЬТОВЫЙ ВУЛКАНИЗМ В ШАРЫЖАЛГАЙСКОМ БЛОКЕ СИБИРСКОГО КРАТОНА С

ВОЗРАСТОМ ОДИН МИЛЛИАРД ЛЕТ

А.В. Иванов, Е.И. Демонтерова, В.А. Лебедев

СРЕДНЕТРИАСОВЫЙ ВОЗРАСТ ЛАМПРОИТОВ НОРИЛЬСКА И ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ

СЛЕДСТВИЯ

А.В. Иванов, Х. Хё, В.В. Рябов, А.Я. Шевко, С.В. Палесский

НАДСУБДУКЦИОННЫЙ УЛЬТРАМАФИТ-МАФИТОВЫЙ МАГМАТИЗМ (НУММ)

УРАЛО-МОНГОЛО-ОХОТСКОГО ПОДВИЖНОГО ПОЯСА: ВОЗРАСТНЫЕ РУБЕЖИ,

ПЕТРОЛОГИЧЕСКИЕ И ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ФОРМИРОВАНИЯ

А.Э. Изох, Е.В. Скляров, Д.П. Гладкочуб, А.А. Сорокин

НИЖНЕКЕМБРИЙСКИЙ И ДЕВОНСКИЙ ВНУТРИПЛИТНЫЙ МАГМАТИЗМ НА СЕВЕРОВОСТОЧНОЙ ОКРАИНЕ СИБИРСКОГО КРАТОНА

А.И. Киселев, В.В. Ярмолюк, И.И. Колодезников, К.К. Стручков, К.Н. Егоров

СИЛЬНЫЕ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ БАЙКАЛЬСКОЙ РИФТОВОЙ СИСТЕМЫ: БИФУРКАЦИИ ПРИ

ГИСТЕРЕЗИСЕ НЕЛИНЕЙНОГО РЕЗОНАНСА

А.В. Ключевский, Р.Г. Хлебопрос

К ПРОБЛЕМЕ ВЫДЕЛЕНИЯ БАРГУЗИНСКОГО МИКРОКОНТИНЕНТА В СТРУКТУРЕ

ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОГО СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА: Sr-Nd-Hf-Pb ИЗОТОПНЫЕ

ДАННЫЕ ПО ГРАНИТОИДАМ

В.П. Ковач, Е.Ю. Рыцк, А.Б. Котов, К.-Л. Ван, В.В. Ярмолюк, Б.-М. Джан, Г.В. Овчинникова, С.-Л. Чан, Н.Ю. Загорная, Н.А. Сергеева, Б.М. Гороховский, Х.-Я. Ли

ЭТАПЫ ДО- И ПОСТАККРЕЦИОННОГО РАЗВИТИЯ ВОСТОЧНОГО СЕГМЕНТА ГЕРЦИНИД

ЦЕНТРАЛЬНОЙ АЗИИ

А.М. Козловский, В.В. Ярмолюк, А.В. Травин, Е.Б. Сальникова, И.В. Анисимова, Ю.В. Плоткина

ПЛЕЙСТОЦЕНОВЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ АКВАЛЬНОГО КОМПЛЕКСА ВЕРХНЕАНГАРСКОЙ

ВПАДИНЫ СЕВЕРО-ВОСТОЧНОГО ПРИБАЙКАЛЬЯ И ИХ ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКАЯ

ХАРАКТЕРИСТИКА

В.Л. Коломиец

ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКАЯ РЕКОНСТРУКЦИЯ ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ ПРИУСТЬЕВОГО

ПЕСЧАНОГО МАССИВА Р. ЧИКОЙ (ЮГО-ЗАПАДНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ)

В.Л. Коломиец, Р.Ц. Будаев

СТРУКТУРА ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ И ФОРМИРОВАНИЕ ПЕРМО-ТРИАСОВЫХ ТРАППОВ

СИБИРИ

К.М. Константинов, М.Л. Баженов, А.М. Фетисова

К ДИСКУССИИ О ТРАППАХ МЕЖДУРЕЧЬЯ ИЛИМПЕИ И ВИЛЮЯ

Н.Н. Копылова

ПАЛЕОМАГНЕТИЗМ КАЛАРСКОГО И ГЕРАНСКОГО АВТОНОМНЫХ АНОРТОЗИТОВЫХ

МАССИВОВ

А.В. Косынкин, А.Н. Диденко, А.Ю. Песков

НОВЫЕ ДАННЫЕ О ВОЗРАСТЕ ДАЙКОВЫХ ПОЯСОВ СЕВЕРО-ЗАПАДНОГО ПРОСТИРАНИЯ

В КАЛБА-НАРЫМСКОЙ ЗОНЕ ВОСТОЧНОГО КАЗАХСТАНА

П.Д. Котлер

Иркутск, 17–20 октября 2012 г.

Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту)

ИЗОТОПНОЕ ДАТИРОВАНИЕ (U-Pb, Ar-Ar) И ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ИНТЕРПРЕТАЦИЯ

КАЛБА-НАРЫМСКОГО БАТОЛИТА (ВОСТОЧНЫЙ КАЗАХСТАН)

П.Д. Котлер, О.В. Навозов, А.В. Травин, А.Г. Владимиров, С.В. Хромых

ВОЗРАСТ ПРОТОЛИТОВ МЕТАОСАДОЧНЫХ ПОРОД УРИЛЬСКОЙ СВИТЫ АМУРСКОЙ

СЕРИИ (БУРЕЯ-ЦЗЯМУСИНСКИЙ СУПЕРТЕРРЕЙН ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОГО

СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА)

А.Б. Котов, В.П. Ковач, Е.Б. Сальникова, С.Д. Великославинский, Б.-М. Джан, Е.В. Толмачева, А.А. Сорокин, А.П. Сорокин, К.-Л. Ван, С.-Л. Чан, Х.-Я. Ли

ПОЗДНЕДЕВОНСКИЙ МАГМАТИЗМ РУДНОГО АЛТАЯ

Н.Н. Крук, М.Л. Куйбида, Н.И. Гусев

ГЕОХИМИЯ ПОЗДНЕДЕВОНСКИХ ВУЛКАНИТОВ И ЩЕЛОЧНЫХ ГРАНИТОВ

КУРАТИНСКОГО ПРОГИБА, ГОРНЫЙ АЛТАЙ

В.И. Крупчатников, О.М. Попова, А.Л. Пономарев, В.А. Кривчиков, В.В. Врублевский...............

СОСТАВ И ИСТОЧНИКИ ПЕРВИЧНЫХ РАСПЛАВОВ ВНУТРИПЛИТНОГО

ПОЗДНЕКАЙНОЗОЙСКОГО МАГМАТИЗМА ХАНГАЙСКОГО НАГОРЬЯ (МОНГОЛИЯ):

ПО ДАННЫМ ИЗУЧЕНИЯ РАСПЛАВНЫХ ВКЛЮЧЕНИЙ В МИНЕРАЛАХ-ВКРАПЛЕННИКАХ

ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОРОД

Е.А. Кудряшова, В.В. Ярмолюк, А.М. Козловский

ТЕСТИРОВАНИЕ КОНЦЕПЦИИ "AUSTRALIA UPSIDE DOWN" НА ОСНОВЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

ДАТИРОВАНИЯ ДЕТРИТНЫХ ЦИРКОНОВ ИЗ АШИНСКОЙ СЕРИИ (ЮЖНО-УРАЛЬCКАЯ

ЧАСТЬ ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОГО ПОДВИЖНОГО ПОЯСА)

Н.Б. Кузнецов, Т.В. Романюк, А.В. Шацилло, И.В. Голованова, К.Н. Данукалов

ДЛИТЕЛЬНОСТЬ ЖИЗНИ НЕОПРОТЕРОЗОЙСКИХ ОСТРОВНЫХ ДУГ ЮГО-ВОСТОЧНОЙ

ЧАСТИ ВОСТОЧНОГО САЯНА

А.Б. Кузьмичев, А.Н. Ларионов

ДРЕВНЕЙШИЕ ПЛАГИОГРАНИТОИДЫ РУДНОГО АЛТАЯ

М.Л. Куйбида, Н.Н. Крук, Н.И. Гусев

ПРИРОДА И ИСТОЧНИКИ ПРОТОЛИТОВ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД КУРАЙСКОГО

БЛОКА (ГОРНЫЙ АЛТАЙ)

Я.В. Куйбида, Н.Н. Крук, Н.И. Гусев, В.Г. Владимиров, Е.И. Демонтерова

ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ТИПЫ ГАББРОИДОВ АНГИНСКОЙ ЗОНЫ (ОЛЬХОНСКИЙ РАЙОН)

А.В. Лавренчук, Е.В. Скляров, А.Э. Изох, В.С. Федоровский, А.Б. Котов, А.М. Мазукабзов........

ГЕЛИОГЕОДИНАМИКА

К.Г. Леви, С.А. Язев, Н.В. Задонина, В.И. Воронин, М.М. Наурзбаев, Р.М. Хантемиров................

ВЕЩЕСТВЕННЫЕ ОСОБЕННОСТИ ГРАНУЛИТОВЫХ КОМПЛЕКСОВ ДОКЕМБРИЯ

ФУНДАМЕНТА СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ И ФАНЕРОЗОЯ ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОГО

СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА

В.И. Левицкий, Л.З. Резницкий, А.Б. Котов, И.В. Левицкий, С.И. Школьник, Е.Б. Сальникова, И.Г. Бараш

ИСТОЧНИКИ СНОСА ДЛЯ НЕОПРОТЕРОЗОЙСКИХ ТЕРРИГЕННЫХ ОТЛОЖЕНИЙ

БИРЮСИНСКОГО ПРИСАЯНЬЯ: ПЕТРОГРАФИЧЕСКИЕ, ГЕОХИМИЧЕСКИЕ И ИЗОТОПНЫЕ

СВИДЕТЕЛЬСТВА

Е.Ф. Летникова, А.И. Прошенкин

ХАРАКТЕРИСТИКА СЕЙСМОГЕННЫХ ДЕФОРМАЦИЙ МОНДИНСКОГО ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ

4.04.1950 Г. (ЮГО-ЗАПАДНЫЙ ФЛАНГ БАЙКАЛЬСКОЙ РИФТОВОЙ ЗОНЫ): НОВЫЕ ДАННЫЕ О.В. Лунина, А.В. Андреев, А.С. Гладков, И.В. Кузьмин

АВТОРСКИЙ УКАЗАТЕЛЬ

Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту)

ОТ РЕДАКТОРА

Дорогие коллеги!

Мы дожили до первого приличного юбилейного события: это Совещание – десятое. Признаться, хотелось проанализировать выпуски материалов совещания за эти годы, навести некоторую статистику, выделить «активистов», обозначить прорывные работы и т.п. Но хорошо известно – куда вымощена дорога благими намерениями. Как обычно, возникли непредвиденные авралы и более важные сиюминутные задачи, поэтому времени на серьезный анализ не нашлось. Чтобы хоть как-то заглушить угрызения совести, взял сборники материалов Совещания за 2006 (более ранних под рукой не оказалось) и за 2011 гг. и посмотрел списки авторов публикаций. Понятно, что авторский список сборника материалов и список участников совещания – не одно и то же, но и первый можно использовать в качестве некоего показателя. Так вот, в списке за 2006 г. чуть больше 130 фамилий, а в 2011 году – более 200. Тенденция, однако! Посмотрел совпадения. Почти половина авторов из первого списка присутствует и во втором. Квазистатистическое подтверждение того, что костяк совещания сложился, и этот костяк я хорошо знаю без всякой статистики. Серьезные команды из разных городов с растяжкой от Питера до Хабаровска. Если добавить нерегулярно присутствующих отдельных представителей других городов, то географическое пространство будет расширено до Калининграда на западе и Южно-Сахалинска и Петропавловска-Камчатского на востоке. И не грех будет помянуть всуе те мощные команды, которые приезжали и, надеюсь, будут и в дальнейшем активными участниками Совещания.

Санкт-Петербург представлен командой геохронологических «тяжеловесов» из ИГГД РАН во главе с А.Б. Котовым – одним из «зачинщиков» интеграционной программы РАН – СО РАН, благодаря которой и проводится регулярное совещание. В последние годы появились и представители ВСЕГЕИ, и надеюсь, что их количество будет нарастать. Москва представлена многими геологическими организациями, две из которых сформировали мощные команды: 1) команда ГИН РАН с переменным составом, но неизменным активным участником всех совещаний является Валентин Сергеевич Федоровский – корифей Сибирской геологии (подробнее см.Geodynamics & Tectonophysics, 2011, V. 2, № 4); 2) команда ИГЕМ РАН, возглавляемая В.В. Ярмолюком, который за период совещаний стал членом-корреспондентом, а затем академиком РАН.

С Урала хотелось бы видеть на совещаниях больше участников, завсегдатаем является В.Н. Пучков (я знаю, что Уфа – это не Урал, но практически все доклады Виктора Николаевича были посвящены уральской тематике).

Из Новосибирска всегда приезжала самая многочисленная команда, которая сначала представляла один объединенный институт, а сейчас распалась на две составляющих: ИГМ СО РАН и ИНГГ СО РАН. И эта команда перекрывала весь спектр тематик Совещания: тектонисты (М.М. Буслов и др.), магматисты (А.Э. Изох, А.Г. Владимиров и др.), метаморфисты (Н.И. Волкова и др.), геохимики (О.М. Туркина и др.), «рудознатцы» (А.С. Борисенко, И.В. Гаськов и др.), «пузыристы» (В.А. Симонов и др.), литологи (Ю.К. Советов, А.А. Постников и др.), палеомагнитчики (А.Ю. Казанский и др.).

Понятно, что представительство геологов Иркутска – города-организатора совещаний – всегда было самым большим. Из скромности о своем институте (ИЗК СО РАН) промолчу, отмечу лишь, что главные организаторы Совещания Д.П. Гладкочуб и Т.В. Донская были и одними из наиболее активных докладчиков. А спектр тематики докладов, характеризующих институт, охватывал пространство от раннего докембрия до современности и от мантии до рыхлых отложений. Коллеги из соседнего ИГХ СО РАН во главе с М.И. Кузьминым представляли на Совещании различные аспекты геохимии самых разнообразных породных комплексов широкого возрастного диапазона.

Иркутск, 17–20 октября 2012 г.

Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту) Наши соседи из ГИН СО РАН (г. Улан-Удэ), возглавляемые И.В. Гордиенко, с самого начала активно включились в проведение совещаний, представляя доклады самой разнообразной тематики: по палеогеодинамике, магматизму, метаморфизму, минералогии, геофизике и др.

Хабаровск подключился не сразу, но как только директором ИТИГ ДВО РАН стал А.Н. Диденко (тоже один из «зачинщиков» интеграционной программы РАН – СО РАН), на совещание из института стали приезжать геофизики, тектонисты и специалисты других направлений.

Представительство других городов Сибири, Дальнего Востока и европейской периферии (по отношению к Центрально-Азиатскому подвижному поясу) не столь многочисленно, но такие колоритные фигуры, как А.П. Смелов (ИГАБМ СО РАН, г. Якутск), А.А. Сорокин (ИГиП ДВО РАН, г. Благовещенск), Г.М. Вовна (ДВГИ ДВО РАН, г. Владивосток), дорогого стоят.

Прошу извинения у тех ярких и высокопрофессиональных специалистов, которых я не упомянул, но формат вводной части не позволяет перечислить всех достойных участников Совещания.

Наряду с признанными корифеями отечественной геологии в Совещании с самого начала участвовала геологическая молодежь – студенты (МГУ, НГУ, ИГУ, ИрГТУ), аспиранты и молодые специалисты из разных городов, и их количество нарастает от совещания к совещанию.

За 10 лет «совещательного периода» многие активные участники Совещания подросли карьерно и профессионально (за два-три десятка защит кандидатских и докторских диссертаций я ручаюсь). Из более тысячи опубликованных в материалах Совещания коротких заметок несколько сотен трансформировались в солидные журнальные статьи и даже монографии.

Завершая вступительную часть, можно процитировать классика: «Верной дорогой идете, товарищи!»

Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту)

ЭТАПЫ НОВЕЙШИХ ТЕКТОНИЧЕСКИХ ДВИЖЕНИЙ В ПРИОЛЬХОНЬЕ И

ИХ СООТНОШЕНИЕ С ВЫСОКИМИ УРОВНЯМИ ПРА-БАЙКАЛА

Новосибирск, Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН, [email protected] Полевые работы, проведенные на Ольхонском геодинамическом полигоне, и анализ материалов дистанционного зондирования высокого разрешения позволили получить ряд новых фактов и сделать выводы, подводящие промежуточный итог геоморфологических исследований в районе Мраморного плато, бухт Будохта 1 и 2, Змеиной и Крестовской падях, Чернорудском, Холбо-Нурском и Ангинском грабенах.

Одним из направлений исследований являлось картирование площадей распространения глыб и валунов кварцитов – своеобразного маркера преобразований рельефа Приольхонья [1].

Формирование чехла этих устойчивых к физическому воздействию пород в Приморском хребте может быть объяснено длительным воздействием процессов выветривания коренных кварцитов в относительно спокойной тектонической обстановке, при этом не исключен вариант их криогенного выветривания [2]. В условиях неотектонической дифференциации рельефа сток валунов с Приморского хребта и их дальнейшее распространение по территории Приольхонья контролировались общим уклоном местности, существованием и простиранием крупных грабенообразных долин и разделяющих их хребтов. Смещение обломочного чехла с Приморского хребта происходит и в настоящее время. Начало стока (либо один из ранних эпизодов стока, зафиксированный в рельефе) можно отнести ко времени формирования террасы в районе поселка Еланцы, сложенной толщей аллювия, предположительно относимого к манзурскому [3], и перекрытой, как и днище грабена Анги, чехлом кварцитовых валунов. Наличие чехла неокатанных кварцитовых обломков в районе Мраморного плато и Холбо-Нурского грабена связано с выходами местных коренных кварцитов и, по всей видимости, обусловлено другими процессами. В то же время, несмотря на различный возраст коренных кварцитов (раннедокембрийский в Приморском хребте и палеозойский в Приольхонье), сток крупноглыбовых элювиальноделювиальных отложений и здесь контролируется теми же элементами современного рельефа.

Об этом свидетельствует характер распространения обломков в Холбо-Нурском грабене – сток идет согласно уклону днища от выходов коренных кварцитов у южного борта к северному борту грабена. При этом обломки не достигли противоположного борта, то есть скорость их перемещения меньше скорости наклона соскальзывающей неотектонической пластины, полностью унаследовавшей контуры палеозойской Главной сдвиговой зоны региона [4]. В районе Мраморного плато сток обломков происходит по грабенообразным долинам согласно общему уклону побережья Байкала, то есть уже в южном направлении. В целом, анализ распространения чехла валунов кварцитов позволил выделить на исследуемой территории несколько фаз новейших тектонических движений. В наиболее древнюю фазу оформились субпараллельные Байкалу крупные грабенообразные понижения (такие, как Чернорудский и Холбо-Нурский грабены) и разделяющие их хребты (такие, как хребты Томота, Хора-Нюрачан), совпадающие по простиранию с палеозойскими сдвиговыми пластинами. Возможно, одновременно либо несколько позднее формировались косо секущие их грабены, вероятно, связанные со сдвиговыми смещениями по реактивированным палеозойским швам. В одном из таких грабенов, протягивающихся от подножия Приморского хребта до Холбо-Нурского грабена, расположен поселок УланХаргана. Косой грабен, в свою очередь, смещен сдвигами (границами хребтов и грабенов), что указывает на тесную взаимосвязь субпараллельных Байкалу и косо секущих их структур. Скорее всего, уже после того, как по косым грабенам валуны заполнили днище Чернорудского грабена, произошло формирование водораздела, разделившего днища серии параллельных грабенов на участки с противоположным падением. Сложнее определить время формирования грабенов Сармы, Анги, пади Крестовской, имеющих то же простирание, что и Улан-Харгинский грабен, – их более значительные размеры могут быть следствием большей скорости роста и, в Иркутск, 17–20 октября 2012 г.

Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту) некоторой степени, эрозионного углубления, а не более раннего возникновения. Позднее возникли параллельные Приморскому хребту мелкие долинообразные понижения на его предгорной ступени, полностью перекрытой чехлом кварцитовых валунов. Наиболее молодыми являются сейсмоактивные разломы, имеющие принципиально иное простирание и секущие все остальные структуры, включая Приморский разлом. В настоящее время данная хронология является относительной. В рамках этого направления работ был установлен интересный, с нашей точки зрения, факт сохранения фрагментов древнего рельефа с корнями коры выветривания, представляющих относительно приподнятые части днищ современных грабенов. Однако наиболее крупные фрагменты древнего рельефа сохранились в прибрежной северо-восточной части Приольхонья, где они срезаны уступами разломов, объединяемыми в Обручевский сброс (в некоторых публикациях это Морской либо Ольхонский разлом).

Другим направлением работ было накопление фактического материала, свидетельствующего о значительно более высоких уровнях пра-Байкала и следах его присутствия в рельефе и отложениях Приольхонья. Данные предшественников о высотах низких и высоких террас Байкала и сопутствующие дискуссии обобщены в работе [3]. Нами террасы с валунно-галечными отложениями и волноприбойные уровни были обнаружены как в прибрежной зоне Приольхонья [5], так и в его внутренней части, на бортах Чернорудского и Холбо-Нурского грабенов, а также поперечных Байкалу грабенов Анги и Крестовского. Террасы и уровни расположены на разных гипсометрических уровнях вплоть до днищ грабенов, что указывает на постепенное снижение уровня озера либо, в случае колебаний его уровня, на общий тренд снижения, когда каждое последующее поднятие зеркала озера не достигает высоты предшествующего. Система сообщающихся друг с другом субпараллельных Байкалу грабенов Приольхонья не несет следов активной аллювиальной деятельности, на их бортах отсутствуют крупные обвалы и оползни, которые могли бы служить дамбами локальным озерам. Следовательно, абразионные формы рельефа могли быть созданы только самим Байкалом. Обнаруженные озерные отложения на поверхности плечей Крестовского грабена залегают на высоте 720 м. На высоте 750–800 м, на бровке грабена Анги в районе поселка Еланцы, на поверхности Бирхинского массива габбро, отдельные валуны несут следы волноприбойной деятельности (волноприбойные ниши). Буроцветные тонкослоистые супеси и суглинки слагают фрагменты террасы, сохранившиеся у подножия склонов в районе поселка Еланцы, однако для корректных генетических и палеоклиматических реконструкций требуется дальнейшее всестороннее изучение этих отложений. Уступы этих фрагментов также покрыты серией террас, уже более мелких. Если уровень праБайкала действительно достигал столь значительной высоты (750–800 м н.у.м.), то в это время береговая линия Байкала совпадала с Приморским разломом, а все Приольхонье представляло собой ряд островов, сложенных габбро (массивы габбро занимают господствующие высоты в современном рельефе). На наш взгляд, косвенным доказательством подводного этапа развития рельефа Приольхонья является морфология открытых здесь гейзеритов – отложений гидротерм, характеризующих один из этапов неотектонической активности этой территории [6]. В отличие от покровов, формирующихся в аэральных условиях (современный аналог – Долина гейзеров на Камчатке), это шарообразные тела, оторванные от своих подводящих каналов. Шарообразную морфологию тела гейзеритов могут приобретать в водной среде. Фактически происходит обособление более плотного раствора и последующий отрыв огромного и тяжелого шара от подводящего канала. Одновременно происходит закалка и мгновенное образование корки на поверхности этого шара, в результате чего он сохраняет свою форму. Так как гейзериты имеют радиоуглеродный возраст около 19–20 тыс. лет [6], можно достаточно уверенно говорить о том, что в это время уровень Байкала превышал 650 м – абсолютные отметки местонахождений гейзеритов. По мере снижения уровня Байкала на днищах грабенов формировались остаточные озера, следы которых в виде отложений и береговых линий сохраняются в современном рельефе в пределах изученных территорий. Наиболее вероятной причиной значительного и быстрого снижения уровня озера, по всей видимости, является продолжающееся расширение и углубление Байкальской рифтовой впадины. Колебания климата и тектонически обусловленная перестройка гидросети могли играть роль дополнительного фактора в этом процессе.

[1] Федоровский В.С., Мазукабзов А.М., Агатова А.Р. Клавишная структура рельефа и тектоническая позиция коры выветривания в Приольхонье (Западное Прибайкалье) // Геодинамическая эволюция лиИркутск, 17–20 октября 2012 г.

Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту) тосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту). Вып. 9. Иркутск: Институт земной коры СО РАН, 2011. С. 220–221.

[2] Тевелев А.В., Федоровский В.С., Коварская В.Е. Гляциотектонические валунно-глыбовые покровы Приольхонья // Тектоника и геодинамика складчатых поясов и платформ фанерозоя: Материалы XLIII тектонического совещания. М.: ГЕОС, 2010. Т. 1. С. 346–350.

[3] Мац В.Д., Уфимцев Г.Ф., Мандельбаум М.М. и др. Кайнозой Байкальской рифтовой впадины: Строение и геологическая история. Новосибирск: Изд-во СО РАН, филиал «Гео», 2001. 252 с.

[4] Кацура И.К., Федоровский B.C. Главная сдвиговая зона коллизионной системы каледонид Ольхонского региона (Западное Прикайкалье) // Доклады Академии наук. 1996. Т. 351, № 5. С. 661–666.

[5] Агатова А.Р. Строение приольхонской части перемычки Байкальского рифта // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту). Вып. 9. Иркутск: Институт земной коры СО РАН, 2011. С. 11–12.

[6] Скляров Е.В., Федоровский Е.В., Кулагина Н.В., Склярова О.А., Сковитина Т.М. Позднечетвертичная «Долина гейзеров» на западе Байкальского рифта (Ольхонский регион) // Доклады Академии наук.

2004. Т. 395, № 3. С. 387–391.

Иркутск, 17–20 октября 2012 г.

Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту)

НОВЫЕ ДАННЫЕ О СИЛЬНЫХ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯХ ГОРНОГО АЛТАЯ В

ПОЗДНЕМ ГОЛОЦЕНЕ: РЕЗУЛЬТАТЫ ДЕНДРОХРОНОЛОГИЧЕСКОГО

АНАЛИЗА И РАДИОУГЛЕРОДНОГО ДАТИРОВАНИЯ

А.Р. Агатова*, Р.К. Непоп*, В.А. Мыглан**, В.В. Баринов**, Л.А. Орлова* *Новосибирск, Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН Для определения уровня сейсмической активности конкретной территории необходимо установить период повторяемости сильных землетрясений в ее пределах. Крупные сейсмообвалы и оползни являются одним из наиболее ярких признаков высокомагнитудных землетрясений, происходивших в высокогорной юго-восточной части Горного Алтая в голоцене. Несмотря на то, что эта территория была заселена кочевыми племенами уже не менее трех тысяч лет назад, письменные источники, в которых могли бы сохраниться упоминания о сейсмособытиях этого периода, отсутствуют. При отсутствии исторических летописей одним из способов установления времени землетрясений является датирование сейсмогенных обвалов/оползней. Такое датирование возможно путем определения возраста погребенных обвалом почв и растительных остатков (в тех случаях, когда они вскрыты последующей эрозией), а также деревьев, выросших на обвалах уже после их формирования. Это позволяет установить нижнюю и верхнюю границы временного интервала, в течение которого произошло сейсмособытие, инициировавшее сход обвала/оползня.

Датирование голоценовых почв может быть осуществлено радиоуглеродным методом, определение возраста древесины – как радиоуглеродным методом, так и, если позволяет ее сохранность, дендрохронологическим анализом.

Использование радиоуглеродного метода при датировании событий последних 2–3 тыс.

лет имеет свои ограничения вследствие высокой относительной погрешности на этом интервале и наличия ряда «плато» на калибровочной кривой, что затрудняет привязку радиоуглеродных дат к календарной шкале. Кроме того, даты почв дают представление лишь об осредненном возрасте их формирования.

Дендрохронологический анализ позволяет датировать события с точностью до года, однако для использования этого метода необходимо наличие региональной длительной абсолютной древесно-кольцевой хронологии (дкх), к которой привязываются относительные («плавающие») дкх, составленные для каждого из исследуемых объектов. Так, применение этого метода в Восточной Сибири, в частности в Прибайкалье, было ограничено 600–800 годами – возрастом древостоя последнего поколения [1], так как длительная абсолютная дкх для этого региона до сих пор отсутствует. Для сопредельной с Юго-Восточным Алтаем территории Тувы буквально несколько лет назад была создана 2367-летняя дкх «Монгун» [2], с которой удалось соединить «плавающую» 424-летнюю дкх археологической древесины из пазырыкских курганов Юго-Восточного Алтая [3], что позволяет использовать дендрохронологический метод для датирования сейсмогенных обвалов за последние три тысячи лет. Одно из перспективных направлений связано с датированием камнепадов, приводивших к травмам древесины, впоследствии залеченных и не всегда видимых с поверхности. Основной проблемой при этом является разделение климатических и сейсмических причин зафиксированных камнепадов. В ходе землетрясений резкая активизация склоновых процессов происходит одновременно на обширной территории площадью до нескольких тысяч км2. В результате камнепадов, вызванных дождями и таянием снега, напротив, травмируются единичные деревья на локальных участках. Кроме того, хотя в гребневых частях хребтов осадков выпадает на порядок больше, чем во впадинах, в целом территория Юго-Восточного Алтая характеризуется аридным климатом. Таким образом, одновременность получения травм сразу несколькими деревьями, произраставшими на разных обвалах вблизи стенок отрыва, принималась нами как критерий сейсмического происхождения камнепадов, вызывавших эти травмы. Верность этого критерия была обоснована при сопоставИркутск, 17–20 октября 2012 г.

Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту) лении количества синхронно полученных палеотравм и травм, возникших на живых деревьях исследуемых обвалов в 2003 г. в ходе Чуйского землетрясения (МS=7.3) с эпицентром в ЮгоВосточном Алтае.

Для определения верхней временной границы возникновения обвалов и анализа возможных сейсмогенных травм древесины нами был отобран 61 образец с двух обвалов в долине р. Арыджан. В процессе камеральной обработки 14 образцов были отсеяны. Арыджан дренирует западный макросклон Чаган-Узунского массива – горстового выступа, разделяющего Чуйскую и Курайскую межгорные впадины. Верхняя часть этой долины заложена по обновленному разлому, отделяющему наиболее высокую северную часть выступа. Об активности этого левостороннего сдвига в голоцене свидетельствует локализация у подножия обоих склонов долины нескольких обвалов и аномально мощных осыпей, перекрывающих плейстоценовые морены.

Два наиболее крупных обвала сошли с левого склона долины, на данном участке представляющего собой плоскость разлома. Дендрохронологический анализ имеющихся на образцах колец показал, что заселение осыпей, опирающихся на эти обвалы, началось на нижнем по течению обвале не позднее 923 г. н.э., на верхнем – не позднее 1069 г. н.э. Период заселения деревьями крупнообломочных отложений в условиях Юго-Восточного Алтая составляет около 100 лет [4].

Учитывая время формирования осыпей и их заселения лесом, можно говорить о том, что к 700–800 гг. н.э. обвалы уже существовали. Их возникновение могло быть связано с активизацией как самого Арыджанского сдвига, так и разломных границ Чаган-Узунского блока либо хребтов, обрамляющих Курайско-Чуйскую систему впадин. Интересный результат дал анализ травм древесины. Наибольшим количеством травмированных деревьев в исследованной выборке характеризуются 1316 и 1422 гг. н.э. (по четыре дерева) и 1532 и 2003 гг. н.э. (по пять деревьев в каждый из этих годов). При этом в 1532 г. пострадали деревья сразу на обоих обвалах. Такое же количество живых деревьев из этой выборки пострадало в 2003 г. во время Чуйского землетрясения, эпицентр которого был приурочен к границе Чаган-Узунского горста.

Таким образом, весьма вероятно, что и в 1532 г. была активизирована граница этого неотектонического блока.

Вероятность сильного средневекового землетрясения подтверждена радиоуглеродными датами горизонтов палеопочв – нарушенных сейсморазрывами и перекрывающих их ненарушенных. Многочисленные древние сейсморазрывы были обнаружены нами при обследовании стенок современных разрывов в теле оползня, сошедшего в эпицентральной зоне Чуйского землетрясения в долине р. Талдура. Возраст деформированных нижнего и верхнего почвенных горизонтов составляет 2234±119 cal BP (ИГАН 4090) и 848±111 cal BP (ИГАН 4105) соответственно, возраст перекрывающего их горизонта – 297±27 cal BP или 1653±27 г.н.э. (СОАН 8659).

Таким образом, выявленное по результатам дендрохронологического анализа сейсмособытие 1532 г. попадает в интервал, установленный радиоуглеродным методом. Сходная локализция сейсмогенных палеоразрывов и разрывов 2003 г. также указывает на близкое положение эпицентров землетрясений 1532 и 2003 гг. и подтверждает высокую сейсмотектоническую активность Чаган-Узунского горста в голоцене.

В целом, даты современных активизаций и палеосейсмособытий, установленных нами и выявленных ранее [5], позволяют утверждать, что период повторяемости сильных землетрясений на территории Юго-Восточного Алтая в последние три тысячи лет составляет 300–400 лет.

С учетом данных о более древних землетрясениях в районе Чуйской и Курайской межгорных впадин [5] период повторяемости сильных землетрясений в голоцене составляет здесь 400– лет. Это еще раз подтверждает корректность отнесения Юго-Восточного Алтая к территориям с высоким уровнем сейсмической опасности.

Происходившие в голоцене землетрясения и сейсмоиндуцированные обвалы на северной границе Чаган-Узунского массива послужили причиной возникновения, а затем и спуска обширного озера в Чуйской впадине [6, 7]. Сопоставление его береговой линии с расположением археологических объектов разного возраста позволяет нам говорить о том, что расселение и захоронения пазырыкцев в Чуйской впадине контролировались существованием этого озера, а памятники тюркского времени датируют снижение его уровня и спуска. Весьма вероятно, что причиной катастрофического спуска послужило землетрясение, инициировавшее сход обвалов в долине р. Арыджан – время их формирования совпадает со временем возведения тюркских оградок, расположенных в пределах акватории ранее существовавшего озера.

Иркутск, 17–20 октября 2012 г.

Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту) [1] Ружич В.В., Саньков В.А., Днепровский Ю.И. Дендрохронологическое датирование сейсмогенных разрывов в Становом нагорье // Геология и геофизика. 1982. № 8. С. 122–126.

[2] Мыглан В.С., Ойдупаа О.Ч., Ваганов Е.А. Построение 2367-летней древесно-кольцевой хронологии для Алтае-Саянского региона (горный массив Монгун-Тайга) // Археология, этнография и антропология Евразии. 2012. № 3. С. 76–83.

[3] Слюсаренко И.Ю. Дендрохронологическое датирование археологических памятников скифской эпохи Алтая: Автореф. дис. … канд. ист. наук. Новосибирск: ИАиЭ СО РАН, 2010. 34 с.

[4] Назаров А.Н., Агатова А.Р. Динамика ледников Северо-Чуйского хребта на Центральном Алтае во второй половине голоцена // Материалы гляциологических исследований. 2008. Вып. 105. С. 73–86.

[5] Рогожин Е.А., Овсюченко А.Н., Мараханов А.В., Ушанова Е.А. Тектоническая позиция и геологические проявления Алтайского землетрясения // Геотектоника. 2007. № 2. С. 3–22.

[6] Бутвиловский В.В. Палеогеография последнего оледенения и голоцена Алтая: событийно-катастрофическая модель. Томск: Изд-во ТГУ, 1993. 253 с.

[7] Русанов Г.Г. Изменения климата Чуйской котловины Горного Алтая в голоцене по фауне остракод // Успехи современного естествознания. 2010. № 10. С. 20–25.

Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту)

КОМПЛЕКСНОЕ ГЕО- И БИОИНДИКАЦИОННОЕ ИЗУЧЕНИЕ ЗОН

ГЛУБИННЫХ РАЗЛОМОВ НА ТЕРРИТОРИИ ГОРНОГО АЛТАЯ

А.Р. Агатова*, С.Г. Платонова**, И.Г. Боярских***, Л.Н. Лучшева****, *Новосибирск, Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН, [email protected] **Барнаул, Институт водных и экологических проблем СО РАН, [email protected] ***Новосибирск, Центральный сибирский ботанический сад СО РАН, [email protected] *****Горно-Алтайск, Горно-Алтайский государственный университет, [email protected] Активные глубинные разломы литосферы представляют собой системы, проводящие к поверхности потоки вещества и энергии и способные воздействовать на природную среду, население и технические сооружения [1]. С целью изучения влияния глубинных разломов на биологические объекты (в данном случае – на популяции Lonicera caerulea L. (жимолости синей), широко распространенной в горных районах), было проведено комплексное исследование ряда зон разломов в северо-западной и юго-восточной частях Горного Алтая. Началом исследования послужило изучение стрессовой реакции L. Caerulea на сейсмический процесс Чуйского землетрясения 27.09.2003 г. (МS=7.3) [2].

В Юго-Восточном Алтае, характеризующемся максимальными абсолютными высотами хребтов и впадин, объектами исследования послужили:

- Кубадринский долгоживущий глубинный разлом, отделяющий осадочно-вулканогенные породы балхашской и тыдтуярыкской свит нижнекембрийского возраста от пород Курайского метаморфического комплекса [3]. В структуре Курайского хребта разлом отделяет центральный и западный неотектонические блоки, имеющие разную высоту вершинной поверхности. По нему выработана сквозная долина рек Курайка и Кубадру [4]. Исследования проводились в долине Курайки;

- система разломов на границе Северо-Чуйского хребта и Курайской межгорной впадины и узел сочленения этих разломов с разломной границей Чаган-Узунского горста, разделяющего Курайскую и Чуйскую впадины. Исследования проводились в долинах рек Актру и Тюте в местах пересечения их разломами;

- узлы сочленения Джазаторского разлома, в неотектонической структуре Алтая представляющего собой границу Южно-Чуйского хребта и плоскогорья Укок, трассируемую долиной р. Джазатор, с активными в голоцене разломами более низкого иерархического ранга [5].

Магистральный взбросо-надвиг отделяет южно-чуйский полиметаморфический комплекс, слагающий гребневую часть и южный макросклон Южно-Чуйского хребта, от метаморфизованных терригенных толщ горно-алтайской серии среднего кембрия нижнего ордовика и гранитов калгутинского комплекса, слагающих плоскогорье Укок [3]. Исследования были проведены в районе устьевых участков притоков р. Джазатор – рек Кук-Карагай, Тангыт, Ильдыгем, Узургу, Тюнь, а также в районе слияния рек Ак-Алахи и Аргута.

В Северо-Западном Алтае исследования были проведены в зоне магнитной аномалии у подножия Катунского хребта, приуроченной к гребню Молниебойного хребтика в правобережной части долины реки Окол [6, 7]. Свое название невысокий узкий хребет получил за частое притяжение электрических разрядов во время гроз. В данном случае аномалия обусловлена серией активных разломов, пересекающих отрог Катунского хребта и разделяющих различные по геомагнитным свойствам породы.

Комплекс исследований включал:

геолого-геоморфологический анализ: морфотектонический анализ для выявления зон разломов; палеосейсмогеологический анализ для установления времени и характеристик сейсмической активности разломов в голоцене, свидетельствами которой являются сопутствующие сейсморазрывы, крупные обвалы и осыпи, «сейсмиты» в рыхлых отложениях, травертины и интенсивное ожелезнение сейсмогенного коллювия в зонах повышенной трещиноватости;

Иркутск, 17–20 октября 2012 г.

Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту) геофизические работы: измерение градиентов геомагнитного поля (гмп) (магнитометрия) проводилось при помощи магнитометров MMPOS-1 (абсолютная точность 0.2 нТл) и ММП-303 по стандартной методике в профильном и площадном варианте;

геохимический анализ: радонометрические работы проводились при помощи прибора СРС-05; содержание ртути измерялось в почвогрунтах, в почвенном и приземном воздухе;

для определения подвижной (в ацетатно-аммонийном буферном растворе с рН 4.8) формы макро- и микроэлементов в почвах и их общего содержания в растениях отбирались образцы почв и растений (листья и однолетние побеги L. caerulea) в профильном и площадном варианте.

Все изученные объекты в пределах Юго-Восточного Алтая были выбраны по геологогеоморфологическим критериям, Молниебойный хребтик первично привлек внимание геофизиков, изучавших аномалии гмп, при этом на его необычные свойства указали местные жители.

Измерения показали, что разломные зоны и зоны повышенной трещиноватости в узлах сочленения разломов четко выделяются высокоградиентными понижениями или повышениями значений магнитного поля. При этом каждый из исследованных участков характеризуется своими градиентами изменений магнитного поля и его фоновым значением. Максимально высокое фоновое значение и наиболее высокоградиентные перепады гмп были зафиксированы в пределах Молниебойного хребтика. Градиент магнитного поля здесь принимал значения от 53.5 до 72.6 мкТл при фоновых значениях около 58 мкТл.

Эманационное поле радона и торона также отчетливо отражает расположение разломных зон, проводящих радон из глубинных слоев литосферы. В зонах разломов концентрация радона повышается до 400–600 Бк/м3 при ее фоновом значении около 20 Бк/м3.

Увеличение содержания ртути, которое фиксировалось в ходе мониторинга в разные годы, может указывать на периодическую активизацию конкретных участков разломных зон, связанную с продолжающимся сейсмическим процессом после Чуйского землетрясения 2003 г. В среднем содержание ртути в почве изменяется от 32 нг/г на Молниебойном хребтике до нг/г по долине р. Курайка. В почвенном и приземном воздухе в зависимости от района исследований концентрация ртути изменялась от 2 до 15 нг/м3.

Таким образом, в ходе комплексного исследования было установлено, что в зонах изученных разломов локализованы геофизические и геохимические аномалии, указывающие на интенсивную восходящую миграцию флюидов и эманацию газов и свидетельствующие об активности данных разломов на современном этапе.

Как показал многолетний мониторинг, геофизические и геохимические аномалии оказывают выраженное влияние на распределение химических элементов в почве, воздухе и растениях, а также на процессы метаболизма в органах L. caerulea. В целом в пределах сейсмоактивных зон Горного Алтая наблюдаются увеличение вариабельности морфологических и биохимических признаков, нарушения в репродуктивной сфере и появление тератных форм (уродства) в популяциях L. caerulea [8, 9]. При этом разнообразие характеристик среды (значений радиационного и магнитного полей, элементного и изотопного состава почв) влечет за собой и различную биохимическую реакцию, что хорошо иллюстрируется изменением элементного и биофлавоноидного составов, а также вкусовых характеристик плодов L. caerulea. Наибольшее усиление процессов метаболизма растений отмечено в узлах сочленения разломов, характеризующихся повышенной трещиноватостью горных пород. Таким образом, отмеченные реакции биоты могут являться одним из поисковых признаков зон глубинных разломов, указывая при этом на их современную активность.

Результаты комплексных работ по гео- и биоиндикации активных глубинных разломов представляют дополнительные данные о проявлении современной сейсмичности гор Алтая.

Они могут стать основой для разработки в регионе биологических методов прогноза землетрясений и, по возможности, должны учитываться при рекреационном освоении сейсмоактивных горных территорий и размещении техногенных объектов (станций сотовой связи, радиотехнических и навигационных систем авиации и др.).

[1] Экология человека в изменяющемся мире. Екатеринбург: УрО РАН, 2008. 570 с.

[2] Боярских И.Г., Васильев В.Г., Кукушкина Т.А. Изменение метаболизма Lonicera caerulea L. в тектонически активной зоне Горного Алтая (Северо-Чуйский хр.) // Растительный мир Азиатской России.

2011. № 2. С. 114–119.

Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту) [3] Карта полезных ископаемых и закономерностей их размещения (Республика Алтай). Масштаб 1:500000 / Ред. Н.И. Гусев. ФГУП «Горно-Алтайская ПСЭ», 2004.

[4] Новиков И.С., Агатова А.Р., Дельво Д. Новейшая тектоника Курайского хребта, Горный Алтай // Геология и геофизика. 1998. № 7. С. 965–972.

[5] Рогожин Е.А., Платонова С.Г. Очаговые зоны сильных землетрясений Горного Алтая в голоцене.

М.: ОИФЗ РАН, 2002. 130 с.

[6] Дмитриев А.Н., Буслов М.М. Электромагнитные признаки активизации глубинных разломов // Эндогенные процессы в зонах глубинных разломов. Иркутск, 1989. С. 82–83.

[7] Дмитриев А.Н., Новиков Г.Н., Скавинский В.П. Локальные геолого-геофизические и геохимические исследования тектонофизических зон Горного Алтая. Препринт. Институт геологии и геофизики СО АН СССР; № 20. Новосибирск, 1989. 40 с.

[8] Боярских И.Г., Кукушкина Т.А., Колотухин С.П.,. Платонова С.Г., Худяев С.А., Шитов А.В., Чанкина О.В. Изменение биохимических и морфологических характеристик Lonicera caerulea в тектонически активной зоне долины р. Джазатор (Горный Алтай) // Геофизические процессы и биосфера. 2011. № 4.

С. 44–65.

[9] Боярских И.Г., Сысо А.И., Худяев С.А., Бакиянов А.И., Колотухин С.П., Васильев В.Г., Чанкина О.В.

Особенности элементного и биохимического состава Lonicera caerulea в локальной геологически активной зоне Катунского хребта (Горный Алтай) // Геофизические процессы и биосфера. 2012. № 3.

Иркутск, 17–20 октября 2012 г.

Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту)

ТЕКТОНИКА И ПАЛЕОЗОЙСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ ЮЖНОГО ТЯНЬ-ШАНЯ:

КОРРЕЛЯЦИЯ КИРГИЗСКОГО И КИТАЙСКОГО СЕКТОРОВ

СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА

Д.В. Алексеев*, Г.С. Бискэ**, Б. Ван***, A.В. Дженчураева****, A. Крёнер***** *Москва, Геологический институт РАН, [email protected] **Cанкт-Петербург, Санкт-Петербургский государственный университет, [email protected] ***Нанкин, Китай, Нанкинский университет [email protected] ****Бишкек, Кыргызстан, Министерство природных ресурсов [email protected] *****Пекин, Китай, SHRIMP-центр КАГН [email protected] Позднепалеозойский ороген Южного Тянь-Шаня (ЮТШ) представляет один из ключевых элементов в структуре Центрально-Азиатского складчатого пояса. ЮТШ был сформирован в процессе сближения и коллизии Казахстанского континента с континентами Тарима и Турана и несколькими микроконтинентами, океаническими плато и отмершими дугами, находившимися в пределах Туркестанского палеокеана [1, 3, 4]. Несмотря на детальные исследования в ЮТШ, проведенные в последние десятилетия, многие проблемы палеозойской эволюции и тектоники пояса остаются слабоизученными. В частности, противоречия сохраняются в вопросах о положении и возрасте древних конвергентных окраин и шовных зон, полярности зон субдукции, возрасте коллизионных событий, а также корреляции структурных элементов и эпизодов деформаций в киргизском и китайском секторах пояса. Проведенные нами исследования в китайском ЮТШ позволяют ответить на некоторые из этих вопросов.

1. Биостратиграфические, геохимические и геохронологические исследования позволяют обозначить в китайском Тянь-Шане два пояса силурийского островодужного магматизма, которые могут представлять либо фрагменты единой дуги [4], либо две независимые островодужные системы [3]. В северном поясе, проходящем вдоль южной границы Центрального ТяньШаня, возраст островодужных серий определяется как силурийский (лландовери-лудлов) по фаунистическим данным и как раннесилурийский (437±3 млн лет) по результатам U-Pb, SHRIMP датирования. С позднего силура до позднего визе эта область представляла поднятие и была затоплена с позднего визе по ранний башкир (~335–315 млн лет), когда здесь формировалась мелководная карбонатная платформа.

В южном поясе, проходящем в осевой части ЮТШ (дуга Хайду), наиболее древние породы датированы ранним силуром 439±3 млн лет, U-Pb SHRIMP метод. В риолитах также обнаружено зерно циркона с возрастом 2459±5 млн лет, что предполагает присутствие в основании дуги пород неоархейского или палеопротерозойского возраста, близких по возрасту докембрийским толщам гор. Куруктаг Северо-Восточного Тарима. Преобладание в разрезе кислых вулканитов и широкое развитие флювиальных конгломератов также говорят в пользу энсиалического характера островной дуги.

По палеонтологическим данным островодужный магматизм в дуге Хайду прекратился в районе границы силура и девона, после чего дуга была погребена под мощной карбонатной платформой. Карбонаты охватывают возрастной интервал от позднего силура до касимовского века позднего карбона и достигают мощности 3–4 км [2]. Непрерывный характер осадконакопления свидетельствует об отсутствии тектонических перестроек в осевой части Южного ТяньШаня на протяжении девона и большей части карбона, хотя в сопредельных районах на севере, в Центральном Тянь-Шане, и на юге, в северном обрамлении Тарима, структурные события фиксируются в позднем девоне и раннем карбоне [4]. Сопоставление карбонатных платформ осевой части китайского Тянь-Шаня с одновозрастными комплексами на западе, в киргизском Тянь-Шане, предполагает аналогию с мелководными платформами Алая и Борколдоя, в фундаменте которых местами также развиты вулканиты силурийского возраста.

2. Силурийская дуга Хайду, по-видимому, отделялась от Тарима задуговым(?) бассейном, фрагменты которого сохраняются в виде разобщенных блоков офиолитов, развитых вдоль южИркутск, 17–20 октября 2012 г.

Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту) ных склонов хр. Харкешань [4]. Офиолиты представлены позднесилурийскими габбро [3, 4], подушечными базальтами нижнего и среднего девона, позднедевонскими кремнями и турбидитами нижнего и среднего карбона [2]. В западном направлении на территории Киргизии офиолитовый шов не трассируется, возможно, он перекрыт поздними надвигами. Время закрытия бассейна и формирования шва может быть оценено как не ранее чем башкирский век позднего карбона по возрасту наиболее молодых отложений, развитых в его пределах [2].

3. Расположенный южнее домен, протягивающийся вдоль подножия хр. Харкешань, имеет сложную чешуйчатую структуру. По-видимому, здесь присутствуют блоки фундамента Тарима и фрагменты покровов, надвинутых с севера. Характерны метаморфизованные вулканиты кислого и основного состава, гранитоиды и габброиды, метаморфические сланцы предположительно силурийского возраста [4], перекрытые с несогласием недеформированными осадками верхов московского яруса и более молодыми отложениями. Магматические породы, по-видимому, формировались в пределах среднепалеозойской активной окраины Северо-Восточного Тарима, возможно представлявшей на ранних этапах единое целое с дугой Хайду.

4. Проведенные биостратиграфические и структурные исследования позволяют впервые выделить в китайском ЮТШ крупные тектонические покровы южной вергентности, формировавшиеся в позднем карбоне – ранней перми, идентичные тем, что известны в киргизском секторе складчатого пояса. Крупные аллохтоны нижне- и среднедевонских карбонатов, залегающие на флише и олистостромах касимовского, гжельского и ассельского ярусов, закартированы в осевой части хребта Харкещань и в нескольких районах вдоль южных предгорий. Возраст надвигов, отвечающих основному коллизионному событию в пределах ЮТШ, устанавливается как позднекаменноугольный–раннепермский на основании возраста синкинематических олистостром и раннепермского возраста посткинематических гранитных интрузий (285–275 млн лет), прорывающих структуры надвигового пояса.

Проведенные работы свидетельствуют о принципиальном сходстве структур и основных этапов эволюции киргизского и китайского ЮТШ. Новые данные по китайской части пояса позволяют также обозначить ранее неизвестные тектонические элементы и структурные события, не фиксирующиеся на территории Киргизии. Работы выполнены при поддержке грантов РФФИ 11-05-91332-a, NSFC 40802043 и 41172197, DFG KR590/90-1 и полевых грантов СпбГУ 3.0.93.2010 и 3.37.91.2011, CERCAMS NHM, ГИН РАН.

[1] Бискэ Ю.С. Позднепалеозойская коллизия Таримского и Киргизско-Казахского палеоконтинентов // Геотектоника. 1995. № 1. С. 31–39.

[2] Бискэ Ю.С. и др. Структуры позднепалеозойского надвигового пояса китайского Южного Тянь-Шаня // Доклады Академии наук. 2012. Т. 442, № 1. С. 74–78.

[3] Ge R.F. et al. The Paleozoic northern margin of the Tarim craton: Passive or active? // Lithos. 2012.

V. 142–143. P. 1–15.

[4] Wang B. et al. Paleozoic tectonics of the southern Chinese Tianshan: Insights from structural, chronological and geochemical studies of the Heiyingshan ophiolitic mlange (NW China) // Tectonophysics. 2011. V. 497.

P. 85–104.

Иркутск, 17–20 октября 2012 г.

Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту)

ПРИМЕНЕНИЕ МЕТОДА ЭПР В ИЗУЧЕНИИ ДОКЕМБРИЙСКИХ

ФИТОЛИТОВ ЮЖНОГО ОБРАМЛЕНИЯ СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ

А.Ю. Анисимов*, С.М. Сухаржевский**, С.А. Анисимова*** *Санкт-Петербург, Национальный минерально-сырьевой университет (Горный), **Санкт-Петербург, Петродворец, НИИ физики им. В.А. Фока ***Иркутск, Институт земной коры СО РАН, [email protected] В 1944 г. Е.К. Завойский открыл явление электронного парамагнитного резонанса (ЭПР), которое заключается в том, что парамагнитные частицы, помещенные в постоянное магнитное поле, поглощают микроволновое электромагнитное излучение определенной (резонансной) частоты. Открытие ЭПР нашло разнообразное применение в физике, химии, биологии, медицине, археологии и геологии. В частности, с помощью спектроскопии можно получить важную информацию о строении кристаллов и энергетическом состоянии составляющих их молекул и атомов, а также выяснить условия образования минералов. К уже традиционным в геологии оптическим (инфракрасным, ультрафиолетовым и видимым) спектрам добавились спектры ЭПР. Современное развитие радиотехники позволяет конструировать спектрометры высокой чувствительности при их небольших размерах и применить приборы непосредственно в полевых условиях. Это дает возможность с большой точностью на месте определять не только породы, но и их состав вплоть до наличия примесей [1].

В последние годы метод ЭПР находит применение и в палеонтологии. С помощью полученных спектров можно определять принадлежность органических остатков к определенным видам и даже получить относительный и абсолютный возраст фоссилий, правда в диапазоне порядка 50000 лет. Здесь следует отметить и возможность определения с помощью ЭПР времени последнего метаморфического изменения некоторых осадочных пород [2].

В проблематике докембрийских микробиальных образований, известных как строматолиты и микрофитолиты (фитолиты), имеет место вопрос их происхождения. В настоящее время считается, что это образования, созданные в процессе жизнедеятельности сообщества цианобактерий и бактерий, а также существует и теория их неорганического происхождения. Обнаружение минерализованных остатков бактерий в фитолитах возможно, но, в большей степени это относится к кремнистым породам. К тому же в кремнистых строматолитах практически не сохраняется органическое вещество. В карбонатных микробиальных образованиях находки бактерий, замещенных минералами, случаются значительно реже. Но повсеместно присутствуют остатки органического вещества растительного или животного происхождения [3]. Метод ЭПР позволяет выделить эти остатки и, более того, выяснить степень участия в образовании строматолитов и микрофитолитов цианобактерий и бактерий.

Органические вещества после отмирания животных и растений начинают разлагаться и теряют свою структуру. В процессе разложения и перестройки органического вещества возникают свободные радикалы, которые в силу своей активности ускоряют выпадение микрочастиц будущих минералов. Собственно, эти минералы и фоссилизируют органические остатки, которые еще не полностью разложились. Эти остатки при нагреве до критических температур проявляют свои парамагнитные свойства. Парамагнитные центры остатков растительного и животного происхождения различаются по своим характеристикам, что позволяет различать в строматолитах и микрофитолитах компоненту растительного или животного свойства.

В ходе исследований нами было отобрано 150 образцов строматолитов и микрофитолитов, которые истирались в порошок и подвергались нагреву в муфельной печи до 350 °С и 600 °С. На данный момент исследовано 10 образцов. С каждого снято два спектра: общий – для получения характеристики породы и ее химических особенностей и в области марганца – для получения характеристик парамагнитного центра, если таковой имеется.

На рис. 1 виден спектр докембрийского строматолитового известняка. В настоящее время Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту) Рис. 1. Спектр исходной пробы.

существует большой банк данных по парамагнитным свойствам кальцита, и по полученному спектру породу можно охарактеризовать как чистый метаморфизованный кальцит без какихлибо примесей.

На рис. 2 наблюдается парамагнитный центр свободного радикала, который означает наличие в данной пробе органических остатков растительного происхождения (цианобактерий), так как в этой же пробе, отожженной до 600 °С, парамагнитный центр растительных или животных остатков не наблюдался (рис. 3.) Рис. 2. Спектр пробы в области свободных радикалов, отожженной при t=350 °С.

Иркутск, 17–20 октября 2012 г.

Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту) Рис. 3. Спектр образца в области свободных радикалов, отожженной до 600 °С.

На данный момент с помощью метода ЭПР применительно к фитолитам можно определять наличие ископаемой захороненной органической компоненты (растительного или животного происхождения), а также наличие в составе карбонатов железа, марганца, углеводородов и величину глинистой составляющей. Для выяснения количества органического вещества и его типа (лигнин либо аминокислота) требуются дополнительные исследования.

Полученные спектры ЭПР докембрийских карбонатов позволяют четко отличать кальцит от доломита или мрамора и даже выяснить первичность или вторичность породы и восстановить достоверную последовательность слоев.

[1] Гончаров Г.Н., Зорина М.Л., Сухаржевский С.М. Спектроскопические методы в геохимии: Учеб. пособие / Под ред. В.Ф. Барабанова. Л.: Изд-во Ленинградского университета, 1982. 292 с.

[2] Антипов А.И. К вопросу об определении возраста палеонтологических объектов методом электронного парамагнитного резонанса // 6-я Зимняя молодежная школа-конференция «Магнитный резонанс и его приложения». СПб., 2009. С. 61–62.

[3] Тихонов А.Н. Электронный парамагнитный резонанс в биологии // Соросовский образовательный журнал. 1997. № 9. С. 91–99.

Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту)

СРАВНИТЕЛЬНАЯ ПАЛЕОНТОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА

ОТЛОЖЕНИЙ ПОЗДНЕГО ДОКЕМБРИЯ ПРИБАЙКАЛЬЯ И АРХИПЕЛАГА

ШПИЦБЕРГЕН

С.А. Анисимова*, А.М. Тебеньков**, Н.А. Костева** *Иркутск, Институт земной коры СО РАН, [email protected] **Санкт-Петербург, Ломоносов, ПМГРЭ, [email protected] Распад Родинии, возникшей около 1 млрд лет назад, был инициирован раскрытием неопротерозойского океана. Тимано-Аляскинский сегмент этого океана отделил Арктиду от континентов Балтика и Сибирь, сформировав Свальбардско-Карско-Аляскинскую окраину кратона Арктида. Индикаторами этапов отчленения кратонов Арктида и Сибирь от суперконтинента Родиния служат орогенные пояса по обрамлению этих кратонов, возникшие на месте замкнувшихся океанов. Эти пояса занимают циркумполярную позицию, но до середины палеозоя эти структуры размещались в южных или приэкваториальных широтах. К Свальбардской окраине кратона Арктида относится современный архипелаг Шпицберген [1].

В строении рассматриваемых структур принимают участие различные по возрасту и формационной принадлежности образования, слагающие комплекс основания Сибирского кратона и Арктиды [2, 3].

На архипелаге Шпицберген в рамках программы широкомасштабного изучения недр континентального шельфа проводятся геологоразведочные работы сотрудниками Полярной морской геологоразведочной экспедиции (ПМГРЭ). Для рифейско-вендской толщи СевероВосточной Земли проведена ее корреляция с разрезами Ню Фрисланда, с другими разрезами Шпицбергена она затруднена из-за сложной дислоцированности отложений этого возрастного интервала в соответствующих районах архипелага. Предыдущими исследователями были найдены и определены фитолиты по разрезам Ню Фрисланда (о. Западный Шпицберген) [4–8].

Окраинные участки Центрально-Азиатского подвижного пояса включают в себя Прибайкалье и северо-западную часть Байкало-Патомской складчатой области, в пределах которых выделяются пассивная окраина Сибирского кратона и террейны позднерифейского и раннепалеозойского орогенных поясов [9].

Рифейские и нижнепалеозойские толщи, входящие в состав складчатого основания каледонского возраста, приурочены к карбонатным и карбонатно-терригенным формациям. Мелководные морские отложения определены в рифейских разрезах серии Роальдтоппен Шпицбергена и дальнетайгинской серии Прибайкалья [10]. Карбонатные мелководные осадки содержат многочисленные строматолиты групп Gymnosolen, Inseria, Kussiella, Conophyton, Tungussia, а также ряд эндемиков. Микрофитолиты в обоих подразделениях представлены верхнерифейским IV комплексом – пузырчатыми Vesicularites, сгустковыми Vermiculites и концентрически слоистыми Osagia.

Вендские отложения серии Готия на Северо-Восточной Земле Шпицбергена представлены терригенной формацией, в которой присутствуют биогермы с двумя группами столбчатых строматолитов плохой сохранности – Jurusania sp. и Boxonia sp.

Набор микрофитолитов отличается от рифейского: к сетчатым Volvatella и сгустковым Nubecularites punctatus Reitl. добавляется венд-кембрийская форма Nubecularites catagraphus Reitl. и появляется типичный кембрийский комплекс известковых водорослей Renalcis sp. Такая же палеонтологическая направленность наблюдается и в верхах жуинской серии Прибайкалья.

Вендские отложения изучаемых районов переходят в умеренно глубоководные фации, что подтверждается и текстурно-структурными особенностями пород.

Корреляция разрезов позднего докембрия Прибайкалья и архипелага Шпицберген возможна на основе палеонтологических и литолого-фациальных признаков, рифей-вендские комплексы фитолитов этих регионов схожи с Уральским стратотипом рифея России [6]. Межрегиональные корреляции по строматолитам осложнены очень большими диапазонами вертиИркутск, 17–20 октября 2012 г.

Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту) кального распространения почти всех межрегиональных форм, составляющих около половины таксонов этого ранга, поэтому межрегиональные сопоставления по строматолитам следует совмещать с использованием ассоциаций микрофитолитов. В стратотипе рифея на Южном Урале применяются определенные ассоциации для обоснования границ общих подразделений докембрия.

При анализе полученных биостратиграфических данных можно скорректировать имеющиеся геодинамические модели и реконструкции для интервала позднего протерозоя Сибири и Арктики.

[1] Хаин В.Е., Филатова Н.И. От Гипербореи к Арктиде: к проблеме докембрийского кратона Центральной Арктики // Доклады Академии наук. 2009. Т. 428, № 2. С. 220–224.

[2] Pettersson C.H., Tebenkov A.M., Larionov A.N., Andresen A., Pease V. Timing of migmatization and granite genesis of the Northwestern Terrane, Svalbard // Journal of the Geological Society, London. 2009.

V. 166. P. 147–158.

[3] Красильщиков А.А. Стратиграфия и палеотектоника докембрия – раннего палеозоя Шпицбергена.

Тр. НИИГА. Л., 1973. Т. 172. 120 с.

[4] Мильштейн В.Е., Голованов Н.П. Верхнедокембрийские микрофитолиты и строматолиты Свальбарда // Тр. НИИГА. Л., 1967. С. 71–77.

[5] Голованов Н.П. Строматолиты рифея района Мерчисон-фьорда (Северо-Восточная Земля) // Материалы по стратиграфии Шпицбергена. Тр. НИИГА. Л., 1967. С. 6–20.

[6] Голованов Н.П., Раабен М.Е. Аналоги верхнего рифея на архипелаге Шпицберген // Доклады Академии наук СССР. 1967. Т. 173, № 5. С. 1141–1144.

[7] Стратиграфический словарь Шпицбергена / Ред. И.С. Грамберг, А.А. Красильщиков, Д.В. Семевский. Л.: Недра, 1990. 202 с.

[8] Sandelin S., Tebenkov A., Gee D.G. The stratigraphy of the lower part of the Neoproterozoic Murchisonfjorden Supergroup, Svalbard // GFF. 2001. V. 123. P. 113–127.

[9] Макрыгина В.А., Беличенко В.Г., Резницкий Л.З. Типы палеоостровных дуг и задуговых бассейнов северо-восточной части Палеоазиатского океана // Геология и геофизика. 2007. Т. 48, № 1. С. 141– [10] Дольник Т.А. Строматолиты и микрофитолиты в стратиграфии рифея и венда складчатого обрамления юга Сибирской платформы. Новосибирск, 2000. 320 с.

Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту)

ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ АЛТАЕ-САЯНСКОЙ

СКЛАДЧАТОЙ ОБЛАСТИ

*Новосибирск, Сибирский научно-исследовательский институт геологии, геофизики и минерального сырья, [email protected] **Новосибирск, Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН, [email protected] ***Новосибирск, Новосибирский государственный университет Предпринята попытка реконструкции геологической и тектонической эволюции АлтаеСаянской складчатой области (АССО) с использованием районирования по событийно-возрастным интервалам, обособлением магматических и седиментационных палеоструктур, как сменяющих друг друга во времени, так и синхронных [1]. В анализ включена объектно-ориентированная база данных по стратиграфии, магматизму и метаморфизму АССО; ключевые статьи и монографии приведены в [2–6].

Алтае-Саянская складчатая область каледонид по стилю деформаций, ориентировке структур, вещественному составу фоновых комплексов подразделяется на Салаиро-Алтайскую, Монголо-Алтайскую, Кузнецко-Саянскую, Саяно-Северо-Монгольскую и другие складчатые системы, формирование которых охватывает интервал от позднего венда до кайнозоя и укладывается в девять этапов.

Вендский этап. Нижний венд отвечает перерыву в осадконакоплении после тектонической перестройки и консолидации байкальских комплексов на рубеже байкалия и венда. В позднем венде картируется обширный карбонатный мегакомплекс, для которого реконструируются обстановки карбонатных банок на микроконтинентах (составных террейнах позднерифейского этапа развития) и активных океанических поднятиях.

Венд-среднекембрийский этап. К границе венда и кембрия приурочено заложение системы магматических поясов (МП) с интенсивным вулканизмом, комагматичными интрузиями, мощным вулканогенно-осадочным накоплением. Одни из них объединяют слабодифференцированные базальты, альпинотипные гипербазиты и расслоенные ультрабазит-базитовые интрузии, сопоставляются с зонами активного спрединга окраинных морей, СОХ, комплексами океанических поднятий и островов. Другие представлены островодужными ассоциациями. С запада к магматическим структурам примыкает область синхронного турбидитового (склон и подножье островных дуг), с востока – терригенно-карбонатного (окраинноморский шельф) осадконакопления (седиментационные палеобассейны). В совокупности пояса и палеобассейны соответствуют латеральному ряду палеоструктур активной континентальной окраины тихоокеанского типа.

Кембро-ордовикский этап. На границе кембрия и ордовика фиксируются интенсивные деформации геологических комплексов и палеоструктур, связанные с закрытием окраинноморских бассейнов, амальгамацией и поэтапным причленением островодужных террейнов к Сибирскому палеоконтиненту, формированием аккреционной окраины Сибирского континента.

Возникают области двух типов.

Восточные районы – Кузнецкий Алатау, Восточный Саян, Тува – охвачены интенсивными складчатостью, гранитоидным магматизмом, местами с проявлениями высокотемпературного метаморфизма. Следствием явились относительная консолидация земной коры, оформление горноскладчатого сооружения, прекращение к позднему кембрию–ордовику седиментации.

Образовавшиеся структуры относят к ранним каледонидам (салаиридам).

Гранитоиды слагают крупные ареал-плутоны послескладчатого характера, представлены диорит-гранодиоритовыми ассоциациями, предваряются лейкобазитовыми интрузиями, располагаются как среди островодужных, так и среди окраинноморских образований, образуют пояс, который почти непрерывно прослеживается из северной части Кузнецкого Алатау через Восточный Саян и Северо-Восточную Туву в ее южные и юго-восточные районы более чем на км, ограничивая с востока область ордовик-силурийской седиментации. Становление ареалИркутск, 17–20 октября 2012 г.

Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту) плутонов носит многоимпульсный характер, охватывает интервал 505–441 млн лет.

Ордовик-силурийский этап. Западные районы АССО – Салаир, Горный и Монгольский Алтай, Западный Саян – амагматичны, образуют обширную область седиментации в интервале с раннего ордовика, местами позднего кембрия до раннего, на западе АССО до среднего девона. Режим осадконакопления отвечает условиям пассивной континентальной окраины со сменой рифовых фаций прибрежно-лагунными в направлении с запада на восток. Перерывы в осадконакоплении незначительны, структурные несогласия редки, выражены слабо, наиболее значительное приурочено к основанию девона. Эти структуры традиционно классифицируются как поздние каледониды. Проявления вулканических пород, комагматичных гранитоидных и щелочных интрузий фиксируются в локальных структурах Кузнецкого Алатау, Тувы, Западного и Восточного Саяна, связаны с зонами растяжения, датируются ранним и средним ордовиком.

Ранне-среднедевонский этап. К концу силура – началу девона приурочена тектоническая перестройка вблизи юго-западного обрамления аккреционной окраины Сибирского палеоконтинента, связанная с реорганизацией субдукционных зон в Обь-Джунгарской ветви Палеоазиатского океана. В АССО условия шельфового осадконакопления сменяются режимом активной континентальной окраины, закладываются магматические пояса с иными структурным планом, тектоническими режимами и магматической зональностью, нежели установленными для раннепалеозойских структур. Магматизм начался в лохковский век и завершился в Рудном и Горном Алтае в позднем девоне – раннем карбоне, на остальной части АССО – в конце раннего девона, иногда в среднем.

Рудно-Алтайско-Колывань-Томский МП объединяет существенно риолитоидные островодужные (Рудный Алтай) и контрастно-дифференцированные окраинноморские (КолываньТомский сегмент) образования.

Алтае-Тувинский и Кузнецко-Минусинский МП сформированы в условиях активной континентальной окраины андского типа. Алтае-Тувинский пояс (дифференцированные серии с преобладанием то базальтоидов, то риолитоидов) отвечает надсубдукционной зоне, КузнецкоМинусинский (контрастно дифференцированные комплексы повышенной щелочности с широко проявленными нефелиновыми и лейцитовыми породами) – зоне тылового рифтогенеза. В некоторых районах устанавливаются два этапа магматизма – лохковский и эмсский, разделенные внедрением гранитоидных интрузий.

Девонско-раннекарбоновый этап. На верхний живет – турне в АССО приходится крупная морская трансгрессия эпиконтинентального моря, охватившая западную, северную и центральную части Алтая, Колывань-Томскую зону, Салаир, Кузнецкий, Минусинский, Центрально-Западно-Саянский, Тувинский прогибы, Рыбинскую впадину, и сформировавшая «перекрывающие» осадочные комплексы (D22-С11). Выделяются средне-, позднедевонский и раннекаменноугольный тектоно-седиментационные циклы с максимальной трансгрессией в позднем живете.

Карбон-пермский этап. К концу раннего карбона приурочены закрытие Обь-Джунгарской ветви Палеоазиатского океана, коллизия Сибирского и Казахстанского палеоконтинентов, деформации островодужных и окраинноморских комплексов расположенной между ними ОбьЗайсанской складчатой области.

В АССО, на удалении от края палеоконтинента, преобладают вертикальные блоковые перемещения, фиксируются общее воздымание территории, перерыв осадконакопления, установление континентального режима, ограничение области седиментации частными унаследованными с девона наиболее развитыми прогибами (Кузнецкий, Минусинский, Тувинский), их заполнение терригенными угленосными формациями.

Мезозойский и кайнозойский этапы. Характеризуются угнетенным континентальным осадконакоплением, проявлениями позднепалеозойско-раннемезозойской и позднемезозойскокайнозойской тектономагматической активизации.

Магматические проявления объединены в раннемезозойскую и позднемезозойско-кайнозойскую магматические провинции, характеризуются каркасным типом размещения, контролируются ремобилизованными и вновь образованными разломами восток-северо-восточного и север-северо-западного простирания. Особенности состава и размещения свидетельствуют о внутриплитной природе магматизма, связанной с существованием под Северной Азией в последИркутск, 17–20 октября 2012 г.

Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту) ние 300 млн лет Азиатского горячего поля мантии и его взаимодействием с литосферой [7].

Раннемезозойские магматические ассоциации разнообразны по составу (от базальтов до щелочных и литий-фтористых лейкогранитов), выделяются уникальной редкометалльной специализацией (REE, Zr, Nb, Li, F, Rb, Ba, Sr).

Кайнозойский магматизм представлен базальтоидами повышенной щелочности и карбонатитами, установлен в Хакасии (мел-палеогеновые трубки взрыва тергешского комплекса) и в Туве (карбонатиты карасугского мелового комплекса и Тувинский ареал кайнозойского вулканизма) [8].

Работа выполнена в рамках НИР лаборатории геологии складчатых областей Сибири ФГУП «СНИИГГиМС», лаборатории петрологии и рудоносности магматических формаций ИГМ СО РАН (г. Новосибирск), а также при финансовой поддержке Президиума СО РАН (интеграционный проект № 77) и ФЦП «Научные и научно-педагогические кадры инновационной России 2012–2013 гг.» (проект № 2012-1.2.1-12-000-2008-8340).

[1] Бабин Г.А., Зейферт Л.Л., Щигрев А.Ф. и др. Легенда Алтае-Саянской серии листов Государственной геологической карты Российской Федерации масштаба 1:1000000 (третье издание). Новокузнецк, 2009. 172 с. Фонды ВСЕГЕИ, СНИИГГиМС.

[2] Шокальский С.П., Бабин Г.А., Владимиров А.Г. и др. Корреляция магматических и метаморфических комплексов западной части Алтае-Саянской складчатой области / Гл. ред. А.Ф. Морозов. Новосибирск: Изд-во СО РАН, филиал "ГЕО", 2000. 187 с.

[3] Постников А.А., Терлеев А.А. Стратиграфия неопротерозоя Алтае-Саянской складчатой области // Геология и геофизика. 2004. Т. 45, № 3. С. 295–309.

[4] Елкин Е.А., Сенников Н.В. Палеогеографические и палеоклиматические обстановки в позднем лландовери на территории Алтае-Саянской области и их геодинамическая интерпретация // Геология и геофизика. 1998. Т. 39, № 8. С. 1151–1154.

[5] Дубатолов В.Н., Краснов В.И. Палеоландшафты раннедевонских морей Сибири // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 1999. Т. 7, № 3. С. 95–109.

[6] Дубатолов Б.Н., Краснов В.И. Палеоландшафты среднедевонских и франских морей Сибири // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2000. Т. 8, № 6. С. 34–58.

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

[8] Malkovets V.G., Travin A.V., Reutsky V.N. et al. Argon-argon dating of basanites from volcanic pipse of the Minusa region SW of the Siberian cration // Journal of Conf. Abs. 10th Ann. Goldschmidt conference.

Oxford, 2000. V. 5, № 2. P. 664.

Иркутск, 17–20 октября 2012 г.

Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту)

ГЕОХИМИЯ УЛЬТРАБАЗИТОВ И АССОЦИИРУЮЩИХ

КРИСТАЛЛИЧЕСКИХ СЛАНЦЕВ КРУТОЙ ГУБЫ, ШАРЫЖАЛГАЙСКИЙ

ВЫСТУП ФУНДАМЕНТА СИБИРСКОГО КРАТОНА

Иркутск, Институт геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН, [email protected] Шарыжалгайский выступ расположен на юго-западе Сибирского кратона. В его составе присутствуют гранит-зеленокаменные и гранулит-гнейсовые террейны. В Иркутном гранулитгнейсовом террейне присутствуют ультрабазиты, которые слагают три группы тел в скальных обнажениях между 139.2 и 139.4 км Кругобайкальской железной дороги (КБЖД) на юго-западном побережье оз. Байкал, рядом с устьем р. Крутая Губа. Они представлены будинами размером от 2–3 до 15 м, которые часто разбиты зонами милонитизации, пронизаны жилами пегматитов. Тела ультрабазитов заключены в толщу кристаллических сланцев и гнейсов шарыжалгайского комплекса. Ранее изучена петрография, химический состав ультрабазитов и особенности их вторичных изменений [1, 2]. Rb-Sr изохронным методом определен возраст флогопитизации, который составляет 2.51±0.10 млрд лет [3]. По данным U-Pb датирования цирконов, внедрение магматических протолитов пород шарыжалгайского комплекса происходило 2698± млн лет (биотит-гиперстеновые гнейсы дацитового состава, 140.7 км КБЖД [4]), 2662±16 млн лет (пироксен-амфиболовые кристаллические сланцы основного состава, 132.25 км КБЖД [4]) и 2649±6 млн лет (метагаббро, 138 км КБЖД [5]).

Породообразующие минералы ультрабазитов представлены оливином (Ol), ортопироксеном (Opx), роговой обманкой (Hbl) и флогопитом (Flg). Для пород характерна пойкилитовая структура: Opx и коричневая Hbl образуют крупные ойкокристаллы, содержащие хадакристаллы Ol. Наличие пойкилитовой структуры свидетельствует об интрузивном происхождении ультрабазитов. По соотношению Ol, Opx, Hbl породы можно классифицировать как оливиновые роговообманковые ортопироксениты (< 40 об. % Ol при варьирующемся содержании Opx и Hbl). Коричневая Hbl замещается зеленой Hbl. Flg развивался позднее остальных силикатов, наибольшее количество (до 15 об. %) наблюдается на краях крупных будин и в мелких будинах ультрабазитов, а также на контакте с жилами пегматитов. Серпентинизация проявлена незначительно. Акцессорные минералы представлены магнетитом, шпинелью, ильменитом, пирротином, пентландитом и халькопиритом.

С телами ультрабазитов ассоциируют двупироксеновые (Opx-Cpx-Hbl-Pl±Bt) и пироксенамфиболовые (Cpx-Hbl-Pl±Bt) кристаллические сланцы. Они слагают слои, непосредственно контактирующие с ультрабазитами, или небольшие будины во вмещающих биотит-амфиболовых гнейсах. Кристаллические сланцы характеризуются гранобластовой, лепидогранобластовой структурами, типичными для метаморфических пород.

Ультрабазиты Крутой Губы содержат ~18.5–33.0 мас. % MgO. По мере снижения MgO увеличиваются концентрации SiO2 (42–49 мас. %), TiO2 (0.4–0.8 мас. %), Al2O3 (4–9 мас. %), CaO (3–6 мас. %), P2O5 (0.03–0.14 мас. %), в то время как концентрации FeO* уменьшаются (15.5–13.4 мас. %). Mg#=Mg/(Mg+Fe) составляет 0.7–0.8. Концентрации Ni=800–1500 ppm, Cr – 500–2400 ppm. Ультрабазиты из центров крупных будин характеризуются дифференцированным распределением REE, с (La/Sm)PM=1.8–2.4, (La/Yb)PM=4.3–5.7. Отношение (Th/La)PM= =1–2. На мультиэлементных диаграммах наблюдаются минимумы Nb, Ti, незначительные минимумы Zr, Hf. Спектры разных проб параллельны друг другу. Концентрации несовместимых элементов обратно пропорциональны MgO.

Высокие значения MgO, Ni, Cr, Mg# указывают на кристаллизацию ультрабазитов из ультраосновной, вероятно коматиитовой, магмы. Отношение Al2O3/TiO2 в ультрабазитах Крутой Губы равно 10, что сближает их с коматиитами Al-деплетированнного типа. Типичным коматиитам свойственны низкие концентрации TiO2 (f). Их объединяет сложное многофазное и полифациальное строение с приуроченностью пегматитовых тел преимущественно к породам первой фазы. По остальным петрохимическим характеристикам они имеют существенные отличия. Так, гранитные комплексы с флюорит-кварцевой минерализацией полостей камерных пегматитов сложены породами, в ряду которых присутствуют щелочные разности: граносиенит-диориты, граносиениты калиевые мелано- и лейкограниты пегматитоносные аляскиты, аляскитовые лейкограниты щелочные щелочнополевошпатовые граниты. Они являются недонасыщенными глиноземом по отношению к щелочам и кальцию. Железистость этих пород уменьшается на фоне незначительного роста отношения K/Na от ранних фаз комплекса к поздним. Гранитные комплексы с хрусталеносными пегматитами, несущими топаз-берилловую минерализацию, сложены сериями нормального и субщелочного состава со сменой пород: гранодиориты биотитовые граниты и лейкограниты Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту) субщелочные щелочно-полевошпатовые лейкограниты. По отношению к щелочам и кальцию эти гранитоиды обогащены глиноземом, а их железистость увеличивается на фоне уменьшения отношения K/Na. Гранитные комплексы со смешанным типом минерализации полостей хрусталеносных пегматитов, как и следовало ожидать, могут иметь и тот и другой набор пород.

В частности, гранитоиды акжайляутаского, ошкинского и жанчивланского комплексов могут характеризоваться коэффициентом Al как больше, так и меньше нуля. Железистость их пород и отношение K/Na также могут быть самыми разными. Степень агпаитности у них изменчива (от 0.58 до 0.92) и не отражает полезную минерализацию полостей пегматитов.

Из породообразующих минералов хрусталеносных гранитоидов наиболее чутким и надежным индикатором типа камерной минерализации пегматитов является биотит. Его химический состав (содержание фтора, аннитового и флогопитового миналов, железистость, глиноземистость) специфичен для хрусталеносных гранитов с разным типом полостной минерализации пегматитовых тел. Так, для гранитоидов, продуцирующих камерные пегматиты с топаз-берилловой минерализацией, характерно наличие «сидерофиллитового» тренда, в то время как у гранитоидов с флюорит-кварцевой минерализацией пегматитов обнаруживается рост содержания флогопитового минала с параллельным увеличением концентрации фтора в магнезиальножелезистых слюдах от ранних фаз к поздним. Биотит из гранитоидов со смешанным типом минерализации в полостях пегматитовых тел может проявлять ту и другую тенденцию изменения состава в зависимости от степени близости пегматитов к конкретному типу специализации (флюорит-кварцевой либо топаз-берилловой).

[1] Хитрунов А.Т. Петрогенетическое значение глиноземистости и K/Na-отношения в гранитоидах // Доклады Академии наук СССР. 1986. Т. 290, № 3. С. 711–714.

Иркутск, 17–20 октября 2012 г.

Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту)

ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ МЕТАМОРФИЗОВАННЫХ

ГАРЦБУРГИТОВ, ВЕРЛИТОВ, ВЕБСТЕРИТОВ, ГАББРО И ВУЛКАНИТОВ

ПРИСТАНОВОГО ПОЯСА (ЮГО-ВОСТОЧНОЕ ОБРАМЛЕНИЕ СЕВЕРОАЗИАТСКОГО КРАТОНА)

Благовещенск, Институт геологии и природопользования ДВО РАН, [email protected], [email protected] Пристановой пояс обычно рассматривается в качестве граничной зоны между Алданским щитом и Джугджуро-Становым супертеррейном [1]. Эта зона сопровождается мощными деформациями, диафторезом амфиболитовой фации и интерпретируется как поверхность крупного надвига, осложненная линейными складками и купольными структурами, в ядрах которых залегают параавтохтонные позднестановые граниты [1, 2]. Кроме этого, показано, что Пристановой пояс может рассматриваться в качестве коллизионного шва (или сутурной зоны), возникшего в результате закрытия в раннем протерозое океанской структуры, разделявшей Алданскую и Джугджуро-Становую континентальные плиты [1, 3].

Авторами в зоне сочленения зверевского комплекса Пристанового пояса и станового комплекса Джугджуро-Станового супертеррейна в верхнем течении р. Могот впервые выявлены тектонические пластины, клинья, сложенные метаморфизованными перидотитами и пространственно ассоциирующими с ними пироксенитами (вебстеритами), толеитовыми метагаббро и метабазальтами, которые могут представлять собой фрагменты океанической коры. Вмещающими породами для них являются кварц-мусковит-хлоритовые, эпидот-серицитовые, эпидот-актинолитовые сланцы, которые рассматриваются [4] как диафториты по гранулитам нерасчлененной зверевской серии. Кроме этого, здесь же присутствуют кварциты, гранатбиотитовые (часто с кордиеритом и силлиманитом) гнейсы, биотитовые, роговообманковобиотитовые кристаллические сланцы и гнейсы, амфиболиты, в том числе и гранатовые.

Основными петро- и геохимическими особенностями серпентинизированных гарцбургитов являются недосыщенность SiO2, высокие содержания MgO (32.33–40.29 %, Mg#=72–78) (соответственно, низкие значения модуля MgO/SiO2 – 0.84–1.01), малые количества TiO (2100 м) 604–636 4.3 - Qtz+Pl+Grt+Crd+Sil Монцодиориты (3, K2O/Al2O3 >0.8, (K2O+Na2O)/Al2O3 >1, FeO500 ppm, Sr>1000 and La > 200 [4]. По спектру распределения несовместимых элементов они близки к флогопитовым лампроитам вулканической области Лейцит Хилз в США (рис. 1). В Норильском районе лампроиты прорывают нижнюю лавовую толщу (ивакинская, туклонская и надеждинская свиты), однако нигде не перекрываются более поздними образованиями. Таким образом, ограничения на верхнюю границу возможного внедрения лампроитов отсутствуют.

Для 40Ar/39Ar датирования отобран образец лампроита ЗП10, из которого отобрана монофракция флогопита. Одна аликвота этой монофракции обработана плавиковой кислотой для Рис. 1. Диаграмма нормирования к примитивной мантии [6] для лампроитов Норильского района в сопоставлении с флогопитовыми лампроитами Лейцит Хилз [7].