Палеомагнетизм, геохронология и геохимия меловых пород Кемского (кемская свита) и Киселевско-Маноминского (силасинская и адаминская свиты) террейнов Сихотэ-Алиньского орогена: обстановки формирования тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 25.00.01, кандидат наук Архипов Михаил Викторович

  • Архипов Михаил Викторович
  • кандидат науккандидат наук
  • 2020, ФГБУН Дальневосточный геологический институт Дальневосточного отделения Российской академии наук
  • Специальность ВАК РФ25.00.01
  • Количество страниц 127
Архипов Михаил Викторович. Палеомагнетизм, геохронология и геохимия меловых пород Кемского (кемская свита) и Киселевско-Маноминского (силасинская и адаминская свиты) террейнов Сихотэ-Алиньского орогена: обстановки формирования: дис. кандидат наук: 25.00.01 - Общая и региональная геология. ФГБУН Дальневосточный геологический институт Дальневосточного отделения Российской академии наук. 2020. 127 с.

Оглавление диссертации кандидат наук Архипов Михаил Викторович

ВВЕДЕНИЕ

ГЛАВА 1. РАЗВИТИЕ ПРЕДСТАВЛЕНИЙ ОБ ЭВОЛЮЦИИ СИХОТЭ-АЛИНЬСКОЙ ОКРАИНЫ ЕВРАЗИЙСКОГО КОНТИНЕНТА. ПОСТАНОВКА ЗАДАЧ И ВЫБОР ОБЪЕКТОВ ИССЛЕДОВАНИЙ

1.1. Краткий очерк современных представлений о геологии и юрско-меловой геодинамике Сихотэ-Алиньской окраины Евразии

1.2. Методология исследований

1.3. Геологическая характеристика объектов исследования

1.3.1. Вулканогенно-осадочные образования кемской свиты Кемского террейна

1.3.2. Вулканогенно-осад очные образования Удыльского сегмента Киселевско-Маноминского

террейна

ГЛАВА 2. МЕТОДИКА ПОЛЕВЫХ И ЛАБОРАТОРНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ, АППАРАТУРА

2.1. Полевые исследования

2.2. Геохимические исследования

2.3. Геохронологические исследования

2.4. Петро- и палеомагнитные исследования

ГЛАВА 3. ГЕОХРОНОЛОГИЯ ДЕТРИТОВЫХ ЦИРКОНОВ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД КЕМСКОЙ И СИЛАСИНСКОЙ СВИТ

3.1. Кемская свита

3.2. Силасинская свита

3.3. Сравнительный анализ популяций детритовых цирконов двух свит

ГЛАВА 4. ПЕТРО- И ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКИ ВУЛКАНИТОВ КЕМСКОЙ И АДАМИНСКОЙ СВИТ

4.1. Вулканиты кемской свиты Кемского террейна

4.2. Вулканиты адаминской свиты Киселевско-Маноминского террейна

4.3. Сравнительный анализ петро- геохимических характеристик двух свит

ГЛАВА 5. ПЕТРО- И ПАЛЕОМАГНИТНАЯ ХАРАКТЕРИСТИКИ ИЗУЧЕННЫХ ПОРОД

5.1. Петромагнитные исследования вулканогенно-осадчных пород кемской свиты Кемского террейна, силасинской и адаминской свит Киселевско-Маноминского террейна

5.2. Палеомагнетизм пород силасинской свиты

5.3. Палеомагнетизм пород кемской свиты

ГЛАВА 6. МАГНИТОТЕКТОНИЧЕСКАЯ РЕКОНСТРУКЦИЯ СИХОТЭ-АЛИНЬСКОЙ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ ОКРАИНЫ ДЛЯ РАННЕГО МЕЛА

6.1. Анализ ранее построенных геодинамических реконструкций региона для второй половины раннего мела

6.2. Реконструкция Сихотэ-Алиньской континентальной окраины апт-альбского времени, построенная на основе геохронологических, палеомагнитных и геохимических данных

настоящей работы

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

ПРИЛОЖЕНИЕ А

ПРИЛОЖЕНИЕ Б

ПРИЛОЖЕНИЕ В

Принятые условные обозначения и сокращения

NRM - естественная остаточная намагниченность

ChRM - характеристическая намагниченность

Js - намагниченность насыщения

Jrs - остаточная намагниченность насыщения

Ji - индуктивная намагниченность

Нс - коэрцитивная сила

Hcr - остаточная коэрцитивная сила

к - начальная магнитная восприимчивость

Qn - фактор Кёнигсбергера

D - склонение, индексы g и s обозначают географическую (современную) и стратиграфическую (древнюю) системы координат, соответственно I - наклонение, индексы g и s обозначают географическую (современную) и стратиграфическую (древнюю) системы координат, соответственно К - кучность, индексы g и s обозначают географическую (современную) и стратиграфическую (древнюю) системы координат, соответственно а95 - радиус круга доверия при вероятности Р=0.95 для среднего вектора Plat - палеоширота

А95 - радиус круга доверия при вероятности Р=0.95 для среднего полюса

dp, dm - полуоси овала доверия для палеомагнитного полюса

АМВ - анизотропия магнитной восприимчивости

Kmax (Ki) - максимальная ось эллипсоида АМВ

Kmid (К2) - средняя ось эллипсоида АМВ

Kmin (К3) - минимальная ось эллипсоида АМВ

ТКДП - траектория кажущегося движения полюса

ВВЕДЕНИЕ

Существующая тектоническая структура Сихотэ-Алиньского орогена представляет собой коллаж гетерогенных террейнов, аккретированных к восточной части Азиатского континента в палеозое и мезозое [Геодинамика..., 2006; Голозубов, 2006; Khanchuk, Kemkin, 2015]. При восстановлении истории формирования и движения террейнов возникает множество вопросов, связанных с этапностью, кинематикой аккреционного процесса и другими аспектами тектонической истории орогена [Натальин, Борукаев, 1991; Уткин, 1996, 1997, 1999; Парфенов и др., 2003; Геодинамика..., 2006; Голозубов, 2006]. Для решения этих вопросов и создания палеореконструкций мелового этапа развития изучаемых террейнов необходимо применить целый спектр различных методов, среди которых геологический, геохронологический, геохимический, петро- и палеомагнитный. Применение палеомагнитного метода является основным ключом к решению этих вопросов, так как только палеомагнитный метод позволяет оценить величину горизонтальных перемещений и реконструировать положение блоков относительно друг друга на геосфере [Палеомагнитология, 1982; Butler, 1992; Печерский, Диденко, 1995].

Объектом исследования являются альб-нижнесеноманские вулканогенно-осадочные отложения Удыльского сегмента Киселевско-Маноминского террейна (52.13° с.ш., 140.01° в.д.) и позднеальбские вулканогенно-осадочные отложения верхней подсвиты кемской свиты Кемского террейна (45.67° с.ш., 136.72° в.д.).

Цель исследования

Основной целью проведенного исследования явилось комплексное изучение меловых пород адаминской, силасинской (Киселевско-Маноминский террейн) и кемской (Кемский террейн) свит для выяснения источников сноса обломочного материала и геодинамических обстановок, контролировавших процесс накопления этих отложений. Подобный комплекс позволяет представить reo динамическую модель аккреционного процесса Кемского и Киселевско-Маноминского террейнов.

Научные задачи:

На основе палеомагннтных и геохронологических данных реконструировать этапность и кинематику аккреционного процесса изучаемых террейнов, а также их взаиморасположение относительно друг друга и окраины палеоконтинента в геологическом прошлом.

Для достижения поставленной задачи необходимо выполнение следующих этапов исследования:

1) определение состава магнитных минералов, основных палео- и петромагнитных характеристик образцов пород кемской и силасинской свит, а также степени влияния позднемезозойского регионального перемагничивания;

2) расчет палеошироты изученных свит Кемского и Киселевско-Маноминского террейнов и соответствующих палеомагннтных полюсов, а также сопоставление этих данных с целью реконструкции их пространственных взаимоотношений и определения их принадлежности к палеоконтиненту;

3) создание геодинамической модели, описывающей меловую эволюцию Киселевско-Маноминского и Кемского террейнов;

4) определение источников сноса для осадочных пород кемской и силасинской свит Кемского и Киселевско-Маноминского террейнов на основе геохронологических исследований;

5) на основе геохимических исследований определить reo динамические условия формирования адаминской свиты Киселевско-Маноминского и кемской свиты Кемского террейнов.

Защищаемые положения:

1. Распределения датировок цирконов с конкордантными возрастами из апт-альбских осадочных пород Кемского (кемская свита) и Киселевско-Маноминского (силасинская свита) террейнов свидетельствуют о различных источниках сноса кластического материала, формировавших эти свиты. Распределение датировок цирконов из осадочных пород Кемского террейна имеет широкий возрастной интервал от 107.5 до 2544.6 млн лет, что свидетельствует о поступлении кластического материала с близлежащего палеоконтинента.

Возрастной интервал распределения датировок цирконов из осадочных пород Киселевско-Маноминского террейна существенно уже - от 110 до 383.5 млн лет.

2. На основе надежных палеомагнитных данных установлено, что палеошироты формирования апт-альбских и альб-сеноманских осадочных пород Кемского (кемская свита) и Киселевско-Маноминского (силасинская свита) террейнов практически идентичны. Палеошироты формирования осадочных пород Кемского и Киселевско-Маноминского террейнов составляют 36±6° и 33±5° северной широты, соответственно.

3. Основываясь на геохронологии детритовых цирконов, палеомагнитных и петро-геохимических характеристиках одновозрастных пород Кемского (кемская свита) и Киселевско-Маноминского (силасинская свита) террейнов, можно утверждать, что изученные комплексы этих двух террейнов формировались на близких палеоширотах, но в различных палеогеодинамических зонах у восточной окраины Евразийского палеоконтинента на рубеже апт-сеноман. Изученные породы Киселевско-Маноминского террейна отлагались в геодинамической обстановке эпиокеанической (внешней) островной дуги, последняя была отделена задуговым бассейном от внутренней (вулканической) островной дуги, в которой происходило накопление осадков Кемского террейна. Ширина и глубина задугового бассейна были достаточны для того, чтобы влияние континентальных источников сноса в зоне накопления осадков Киселевско-Маноминского террейна не сказывалось.

Рекомендованный список диссертаций по специальности «Общая и региональная геология», 25.00.01 шифр ВАК

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Палеомагнетизм, геохронология и геохимия меловых пород Кемского (кемская свита) и Киселевско-Маноминского (силасинская и адаминская свиты) террейнов Сихотэ-Алиньского орогена: обстановки формирования»

Актуальность темы исследования.

Вопрос формирования Сихотэ-Алиньского орогенного пояса затрагивался многими учеными, однако на сегодняшний день не предложено единой геодинамической модели его формирования. По современным представлениям Сихотэ-Алиньский орогенный пояс представлен аккреционным коллажем гетерогенных террейнов и на основе этой концепции представлено множество тектонических реконструкций Сихотэ-Алиньского орогена. Однако при детальном изучении этих реконструкций мы сталкиваемся с противоречиями (например, относительно положения Журавлевско-Амурского террейна в раннем

мелу). Отсутствие единого взгляда на историю формирования Сихотэ-Алиньского орогенного пояса, а также противоречия в террейновых моделях данного региона требуют создания современных геодинамических моделей, основанных на комплексе геолого-геофизических данных. Попытки получить качественные палеомагнитные данные по ключевым структурам Сихотэ-Алиня предпринимались и ранее [Храмов, 1988; Баженов и др., 1999; Бретштейн и др., 1996; 2003; Uno et al., 1999], однако результативность проведенных исследований довольно низкая, что обусловлено наличием в регионе позднемезозойского перемагничивания. В данной работе был применен комплекс геохимических, геохронологических и палеомагнитных данных, позволяющий создать геодинамическую модель восточной окраины Евразии, подтвержденную тремя независимыми методами исследования. Поэтому актуальность избранной темы не вызывает сомнений.

Научная новизна.

В ходе данного исследования был применен комплексный подход, включающего синтез палеомагнитных, геохимических данных и результатов датирования детритовых цирконов в осадочных породах. Подобный комплекс был применен на примере Кемского и Киселевско-Маноминского террейнов и позволил решить ряд взаимосвязанных задач:

1) определение исходного положения Кемского и Киселевско-Маноминского террейнов в момент формирования слагающих их толщ, благодаря чему определены направления и амплитуды перемещения этих террейнов;

2) определение характера источников кластического материала осадочных толщ в изучаемых террейнах;

3) определение возрастного спектра геологических комплексов, участвовавших в источнике осадочных толщ, что помогло выявить роль древних континентальных блоков и молодых аккреционных сооружений в формировании мезозойских осадков;

4) создание геодинамической модели, описывающей меловую эволюцию Киселевско-Маноминского и Кемского террейнов.

Теоретическая и практическая значимость.

Проанализированный комплекс петромагнитных, палеомагнитных и геохронологических определений является важным вкладом в базу геолого-геофизических данных для территории Сихотэ-Алиня. Представленные в работе оригинальные материалы могут быть использованы при составлении прогнозных карт для поиска месторождений полезных ископаемых, связанных с геодинамическими обстановками субдукционной и трансформной континентальными окраинами. Данные для построения палеогеодинамической реконструкции и сама реконструкция могут быть использованы при подготовке современных reo лого-геофизических учебных курсов для бакалавров и магистрантов по направлению «Геология». Полученные в работе результаты важны для более полного представления о геологическом строении и эволюции Сихотэ-Алиньского орогенного пояса и могут быть использованы при построении геодинамических моделей данного региона.

Степень достоверности результатов.

Высокая степень достоверности полученных результатов обеспечивается благодаря высококачественному проведению палеомагнитных исследований на современном оборудовании. Все палеомагнитные измерения проводились в лаборатории тектоники ИТиГ ДВО РАН (г. Хабаровск) при помощи спин-магнитометра JR-6A (AGICO, Чехия), палеомагнитной печи для терморазмагничивания (Россия), криогенного (SQUID) магнитометра 2G Enterprises (США) со встроенной установкой для размагничивания образцов, каппометр MFK1-FA мостового типа (AGICO, Чехия). Пробоподготовка и выделение цирконов из штуфов проведены в Высшей школе науки и техники Университета г. Тояма, U-Pb датирование цирконов (LA-ICP-MS) - в Высшей школе прикладных исследований Университета г. Нагоя на приборе Agilent 7700х по методике [Kouchi et al., 2015]. Измеренные соотношения 206Pb/238U и 207Pb/235U для каждого отдельного зерна (Приложение А) фиксировались с аналитической ошибкой измерения ±2g. Итоговый возраст конкордантных обломочных цирконов

206 238

рассчитывался по отношению РЬ/ U, расчет распределений измеренных

возрастов изученных цирконов и аппроксимационной вероятностной плотности их возрастов производился по программе Isoplot 3.7 [Ludwig, 2012].

Петрогеохимические исследования произведены в аналитическом центре Института тектоники и геофизики им. Ю.А. Косыгина ДВО РАН: на петрогенные элементы - методом рентгенофлуоресцентной спектроскопии на S4 Pioneer Bruker (Германия) (аналитик JIM. Ильин), на редкие и редкоземельные элементы -методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой на ISP-MS Elan 9000 (Канада) (аналитик A.B. Штарева, А.Ю. Лушникова).

Фактический материал и личный вклад автора.

Каменный материал, лабораторное исследование которого положено в основу диссертации, включает 4 коллекции (705 ориентированных образцов). Автор участвовал в отборе проб для геохронологических исследований, а также в расчете и интерпретации полученных результатов.

Апробация работы.

Результаты по теме диссертации представлены на 5 российских и международных конференциях, совещаниях, среди которых: тектоническое совещание «Тектоника современных и древних океанов и их окраин» Москва, 2017; конференция «Палеомагнетизм и магнетизм горных пород» Казань, 2017; конференция «Геологические процессы в обстановках субдукции, коллизии и скольжения литосферных плит» Владивосток, 2018; тектоническое совещание «Проблемы тектоники континентов и океанов» Москва, 2019; X Косыгинские чтения «Тектоника, глубинное строение и минерагения Востока Азии» Хабаровск, 2019.

По теме диссертации опубликовано 11 печатных работ, из них 4 статьи в реферируемых научных журналах списка ВАК.

Структура и объем работы.

Диссертация представлена на 127 страницах и состоит из Введения, шести глав и Заключения. В структуру диссертационной работы включены 45 рисунков, 4 таблицы, 3 приложения и список литературы из 119 наименований.

Благодарности.

Автор выражает искреннюю благодарность научному руководителю члену-корреспонденту РАН А.Н. Диденко за внимание и всестороннюю поддержку в ходе выполнения работы.

Крайне признателен коллегам за неоценимую помощь при подготовке диссертационной работы, консультации и конструктивную критику - к.г-м.н.

A.Ю. Пескову, Е.Ю. Диденко, к.г-м.н. A.B. Кудымову, И.П. Войновой, к.г-м.н.

B.А. Гурьянову, к.г-м.н. C.B. Зябреву, А.И. Тихомировой, к.г-м.н. Е.В. Нигай, д.г-м.н. В.Ю. Забродину, к.г-м.н. Л.И. Попеко, а также академику РАН А.И. Ханчуку, д.г-м.н. В.В. Голозубову, к.г-м.н. П.С. Минюку, члену-корреспонденту, д.г-м.н.

C.Д. Соколову, д.г.-м.н. Д.К. Нургалиеву и д.ф-м.н. В.П. Щербакову за предложения и замечания, которые существенно способствовали улучшению качества работ, на основе которых подготовлена представляемая диссертация. Благодарен старшему переводчику T.JI. Корякиной за помощь в подготовке статей, опубликованных в иностранных журналах, а также О.М. Меньшиковой за помощь в техническом оформлении рукописи. Выражаю благодарность водителю C.B. Буре за транспортировку экспедиционных отрядов в районы полевых работ. Работа выполнена в рамках темы института, проектов РФФИ (№ 15-05-03171; № 18-05-00117) и РНФ (№ 16-17-00015).

ГЛАВА 1. РАЗВИТИЕ ПРЕДСТАВЛЕНИЙ ОБ ЭВОЛЮЦИИ СИХОТЭ-АЛИНЬСКОЙ ОКРАИНЫ ЕВРАЗИЙСКОГО КОНТИНЕНТА.

ПОСТАНОВКА ЗАДАЧ И ВЫБОР ОББЕКТОВ ИССЛЕДОВАНИЙ

1.1. Краткий очерк современных представлений о геологии и юрско-меловой геодинамике Сихотэ-Алиньской окраины Евразии

Значительную часть восточной окраины Евразии слагают покровно-складчатые системы Сихотэ-Алинь-Северо-Сахалинского орогенного пояса. Рифтовая структура Татарского пролива разделяет данный пояс на Хоккайдо-Сахалинскую и Сихотэ-Алиньскую ветви, ранее входящие в единый орогенный пояс. Структуры первой ветви занимают площадь островов Хоккайдо (Япония), Сахалин (Россия) и обрамлены с востока современной островодужной системой, маркирующей границу Охотоморской и Тихоокеанской плит. Структуры последней простираются от берегов Японского моря на юге до побережья Охотского моря на севере. С запада континентальную ветвь обрамляет раннепалеозойский Бурея-Ханкайский орогенный пояс, на севере структура ограничена Монголо-Охотским орогеном, с юга - впадиной Японского моря.

Сихотэ-Алиньский орогенный пояс расположен в области торцового сочленения с Центрально-Азиатским покровно-складчатым поясом (рисунок 1.1), структурный план которого резко отличается, в связи с чем границы Сихотэ-Алиньского пояса намечены достаточно отчетливо. Изучению стратиграфии, магматизма, тектоники и металлогении пояса посвящено большое количество работ. Особенно ценными для понимания тектоники района являются работы В.В. Голозубова., М.В. Горошко, C.B. Зябрева, Л.П. Карсакова, Г.Л. Кирилловой, Ю.Ф. Малышева, П.В. Маркевича, Н.Г. Мельникова, Б.А. Натальина, Л.М. Парфенова, В.П. Уткина, А.И. Ханчука и многих других известных дальневосточных геологов. А.И. Ханчуком была разработана схема тектонического районирования Сихотэ-Алиньского орогена, которая в настоящее время является общепринятой [Голозубов, 2006; Khanchuk et al., 2015; и многие другие]. Необходимо выделить

работу JI.M. Парфенова [Парфенов и др., 2003], в которой достаточно полно обоснована модель формирования орогенных поясов Центральной и СевероВосточной Азии, обрамляющих Северо-Азиатский и Сино-Корейский кратоны, а также мезозойских и кайнозойских орогенных поясов северо-западной окраины Тихого океана. Крупные обобщения по тектонике, стратиграфии, металлогении и глубинному строению региона представлены также в ряде монографий. Вот некоторые из них, как представляется автору, наиболее полные и востребованные:

1) «Тектоника, глубинное строение, металлогения области сочленения Центрально-Азиатского и Тихоокеанского поясов» [2005], в данной монографии JI. П. Карсаковым, М. В. Горошко и Г.В. Рогановым изложено строение Сихотэ-Алиня;

2) крупное обобщение по тектонике, стратиграфии, геодинамике и металлогении Дальнего Востока России принадлежит большому коллективу авторов под руководством А.И. Ханчука, В.В. Голозубова, И.В. Кемкина, В.П. Симаненко, А.И. Малиновского, А.Н. Филиппова [Геодинамика, магматизм..., 2006];

3) вопросы глубинного строения региона, его связи с тектоникой и металлогенией были рассмотрены в коллективной монографии сотрудников Института тектоники и геофизики [Глубинное строение и металлогения..., 2010].

Сихотэ-Алиньский орогенный пояс протягивается полосой северовосточного простирания на расстояние около 1500 км при ширине 600 км от южных границ Приморья до Нижнего Приамурья. На юге ороген граничит с Цзямусы-Буреинским и Ханкайским массивами по Арсеньевскому разлому, а на севере - по Куканской и Цилинской системам разломов [Глубинное строение и металлогения..., 2010]. Граница между Сихотэ-Алиньским и Монголо-Охотским поясами проходит по Лимурчанскому и Пауканскому разломам. Согласно работе [Геодинамика, магматизм..., 2006] формирование пояса началось в неокоме и продолжалось вплоть до позднего альба в обстановке трансформной окраины при наличии пликативных и дизъюнктивных деформаций, обусловленных крупномасштабными левосдвиговыми перемещениями по системе окраинно-

116е 120« 126"

Рисунок 1.1. Схема тектонического районирования восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса и смежных структур по [Глубинное строение и металлогения Восточной Азии, 2010].

Сибирская и Северо-Китайская платформы: 1 - мезоархейские континентальные блоки; 2 - блоки неоархейских и палеопротерозойских метаморфических пород; 3 - зеленокаменные пояса Алдано-Станового щита; 4 - палеопротерозойские рифты: Ул-Улканский; 5 - рифей-палеозойский платформенный чехол; Центрально-Азиатский орогенный пояс: 6 -микроконтиненты с докембрийским фундаментом: АМ - Аргуно-Мамынский, Д - Дягдачи, ЦБ - Цзямусы-Буреинский, ХА - Ханкайский; 7-10 - орогенные пояса: 7 - каледонские (СС -Селенга-Становой, ШМ - Шара-Мурэнский, СХ - Северо-Хинганский), 8 - герцинские (ЛС -Луньцзян-Селемджинский), 9 позднегерцинско-индосинийские (МО - Монголо-Охотский, С Л -Солонкерский), 10 - киммериджийские (СА - Сихотэ-Алиньский); 11-12 - вулканические

пояса: 11 - мезозойские, 12 - позднемезозойско-кайнозойские; 13 - мезозойско-кайнозойские терригенные впадины (цифры в квадратиках): 1 - Чульманская, 2 - Токинская, 3 - Верхне-Зейская, 4 - Амуро-Зейская, 5 - Средне-Амурская, 6 - Сунляо, 7 - Хайлар, 8 - Ляохэ, 9 -Северо-Китайская; 14 - основные разломы (цифры в кружках): 1 - Становой, 2 -Джелтулакский, 3 - Унахинский, 4 - Ланский, 5 - Монголо-Охотский, 6 - Северо-Тукурингринский, 7 - Южно-Тукурингринский, 8 - Улигданский, 9 - Дербуганский, 10 -Синьлинский, 11 - Нэньцзянский, 12 - Западно-Туранский, 13 - Тахстахский, 14 - Харбинский, 15 - Хинганский, 16 - Куканский, 17 - Илань-Итунский, 18 - Муданьцзянский, 19 - Дунми-Алчанский, 20 - Чифен-Телинский, 21 - Тунляо, 22 - Арсеньевский, 23 - Центрально-Сихотэ-Алиньский, 24 - Ципинский, 25 - Пауканский, 26 - Шара-Мурэнский.

континентальных сдвигов. К постаккреционным образованиям отнесены раннемеловые вулканиты Хингано-Охотского, позднемеловые вулканиты Восточно-Сихотэ-Алиньского поясов, а также комплекс кайнозойских вулканитов и угленосных терригенных пород.

В 70-х-начале 80-х годов XX века по данным, полученным по тихоокеанской окраине Северной Америки, была разработана концепция аккреционного коллажа террейнов [Coney et al., 1980; Jones et al., 1977, 1983], согласно которой орогенные пояса представляют собой мозаику ограниченных разломами фрагментов кратонов, пассивных и активных континентальных окраин, океанической коры и островных дуг, которые были перемещены на значительные расстояния и аккретированы к континенту. Полученные в это же время и немного позднее данные по объектам восточной окраины России, северо-востока Азии и других геологических структур также подтвердили аккреционную природу исследованных объектов. Эти данные привели к пересмотру имевшихся гипотез о строении и эволюции континентальных окраин, что послужило началом для появления нового научного направления в геологии - террейнового анализа и аккреционной тектоники на конвергентных границах плит.

В конце 80-х-начале 90-х годов прошлого столетия для ряда геологических структур северо-восточной окраины Евразии были получены геолого-структурные и биостратиграфические доказательства их аккреционной (террейновой) природы, в том числе и для ее Сихотэ-Алиньской части [Парфенов и др., 1988; Ханчук и др., 1988; Натальин, 1991; и др.]. Впервые в России ряд аккреционных комплексов Сихотэ-Алиньского орогена был определен как

террейны аккреционных призм зон субдукции, в которых омоложение тектоно-стратиграфических единиц вниз по разрезу соответствует первичному разрезу аккреционной призмы, а не является результатом развития надвигов и шарьяжей. [Ханчук и др., 1988; Натальин, 1991; Кемкин, Ханчук, 1992; Геодинамика..., 2006 и др.]. Согласно общепринятой на сегодня тектонической модели строения Сихотэ-Алиня [Геодинамика..., 2006; Голозубов, 2006; КИапсИик е! а!., 2016; и др.] (рисунок 1.2), в его пределах выделяются 9 террейнов, выполненных, в основном, фрагментами: 1) юрских аккреционных призм (Баджальский, Наданьхада-Бикинский, Самаркинский, Хабаровский) и турбидитов приконтинентального бассейна (Ульбанский); 2) раннемеловых аккреционных призм (Киселевско-Маноминский, Таухинский), турбидитов синсдвигового бассейна (Журавлевско-Амурский) и островодужной системы (Кемский).

Одним из первых, кто оценил роль палеомагнитного метода для террейнового анализа, был А.Н. Храмов. Он с успехом применил данный метод для северо-восточной окраины Евразийского континента [Устрицкий, Храмов, 1987; Храмов, 1988]. Проведенные А.Н. Храмовым расчеты для Сихотэ-Алиньского орогена [Храмов, 1988], позволили ему сделать вывод о том, что причленение структур к континентальной Евразии произошло на рубеже 110 млн лет назад, после чего произошли их отрыв от континента и повторное присоединение не ранее 30 млн лет назад. Однако данный вывод противоречил и имевшимся на то время [Парфенов и др., 1993; Ханчук и др., 1988], и полученным позднее [Зябрев, 1994; Натальин, Борукаев, 1991; Ханчук и др., 2004] геолого-структурным и биостратиграфическим данным. Возможно, что причиной этого несоответствия явилось ненадежное определение первичной намагниченности изученных пород, связанное с объективными трудностями.

Палеомагнитное изучение ключевых структур Сихотэ-Алиньского орогена предпринималось и другими авторами [Баженов и др., 1999; Бретштейн и др., 1996, 2003; Захаров, Сокарев, 1991; СНойд й а1., 1995, 2003; Шо й а1., 1999], однако полученные данные были недостаточно достоверными. Это определялось двумя обстоятельствами: во-первых, невысокой палеомагнитной надежностью

Рисунок 1.2. Тектоническая схема террейнов Сихотэ-Алиньского орогенного пояса, по [Геодинамика..., 2006; Khanchuk A I., Kemkin I.V., 2015].

1-7 - террейны: 1 - готерив-альбской аккреционной призмы (Km - Киселевско-Маноминский), 2 - готерив-альбской островодужной системы (Ке - Кемский, Ка - Камышовский, Sch -Шмидта), 3 - раннемелового синсдвигового турбидитового бассейна (Zr-A - Журавлевско-Амурский), 4 - раннемеловой (неокомской) аккреционной призмы (Tu - Таухинский), 5 -юрской аккреционной призмы (Bd - Баджальский, Kh - Хабаровский, Nb - Наданьхада-Бикинский, Sm - Самаркинский), 6 - Монголо-Охотского орогенного пояса (Dk-Джагдино-Кербинский, № - Ниланский, U1 - Ульбанский), 7 - палеозойской континентальной окраины, перекрывающий юрскую аккреционную призму (Sr - Сергеевский, Sr(h) - Хорский); 8 -домезозойские континенты: Бурея (Ви)-Дзямусы (J m) - X а н к а й ск и й (Kha) супертеррейн и Сибирский кратон (Sb); 9 - восточная граница Сихотэ-Алиньского орогенного пояса

(практически для всех имевшихся определений параметр «Оета§соёе» <3 Р^агеУБку, 2005]) и, во-вторых, позднемезозойским перемагничиванием. Последнее было выделено М.Л. Баженовым с соавторами в ходе исследования пермских и мезозойских пород Южной части Приморья, по результатам которого был сделан вывод: «Эти факты заставляют нас предположить полное перемагничивание пород... мы приходим к следующему сценарию: уже деформированные породы перемагничиваются во второй половине позднего мела (сантон-маастрихт) под влиянием прогревов и гидротермальной деятельности..., после чего уже перемагниченные толщи деформируются снова» [Баженов и др., 1999, с. 190].

За последние 10 лет сотрудниками лаборатории тектоники ИТиГ ДВО РАН было отобрано и исследовано более десятка мезозойских палеомагнитных коллекций из различных объектов Сихотэ-Алиня. Изучение большинства из них дало отрицательный результат (например, коллекция триаса Южного Приморья, юры Буреинского прогиба и нижнемеловых пород Баджальской зоны) -выделяется только послескладчатая компонента намагниченности [Диденко и др., 2017], что подтверждает вывод, сделанный М.Л. Баженовым с соавторами [Баженов и др., 1999]. Надежные в палеомагнитном отношении результаты получены к настоящему времени всего лишь по четырем мезозойским объектам Сихотэ-Алиньского орогенного пояса [Диденко и др., 2014; Кудымов и др., 2015; КЪапсЬик ег а1., 2015].

Для верхнеюрских-нижнемеловых [Зябрев, Анойкин, 2013] вулканогенно-осадочных пород киселевской свиты Киселевско-Маноминского террейна было установлено, что они формировались на 19° северной широты во внутриплитной геодинамической обстановке [Диденко и др., 2014; КИапсИик е! а1., 2015]. Для сеноман-туронскпх [Кайдалов и др., 2015] вулканогенно-осадочных пород утицкой свиты Журавлевско-Амурского террейна было установлено, что они формировались на 54° северной широты в прибрежно-морских условиях [Кудымов и др., 2015]. На основании полученных палеомагнитных данных был сделан вывод об автохтонности Журавлевско-Амурского террейна по отношению

к окраине Евразии в сеномане.

Два других надежных в палеомагнитном отношении результата для верхнеальбских [Голозубов, 2006; Малиновский и др., 2002] осадочных пород верхней подсвиты кемской свиты Кемского островодужного террейна и альбских-нижнесеноманских [Маркевич и др., 1997] осадочных пород верхней подсвиты силасинской свиты Кисеселевско-Маноминского террейна аккреционной призмы получены при участии автора настоящей диссертационной работы и будут подробно рассмотрены ниже.

1.2. Методология исследований

Для построения непротиворечивой геодинамической модели, демонстрирующей меловую эволюцию Киселевско-Маноминского и Кемского террейнов, было проведено комплексное (геологическое, геохимическое, геохронологическое, петро- и палеомагнитное) изучение апт-альбских пород Кемского террейна и северо-восточного Удыльского сегмента Киселевско-Маноминского террейна. Благодаря геохимическим исследованиям были определены условия формирования пород кемской и силасинской свит Кемского и Киселевско-Маноминского террейнов, соответственно. На основе геохронологических исследований определено время начала формирования кемской и силасинской свит, для осадочных пород которых установлены источники сноса. На основе петро- и палеомагнитных исследований проводилось определение состава магнитных минералов, основных палео- и петромагнитных характеристик, степени влияния позднемезозойского регионального перемагничивания, а также сопоставление полученных координат палеомагнитных полюсов свит Киселевско-Маноминского и Кемского террейнов с целью реконструкции их пространственных взаимоотношений и определения их принадлежности к палеоконтиненту.

1.3. Геологическая характеристика объектов исследования

1.3.1. Вулканогенно-осадочные образования кемской свиты Кемского

террейна

Кемский террейн, расположенный вдоль восточной части Сихотэ-Алиньского пояса, протягивается в виде полосы северо-северо-восточного простирания протяженностью 900 км (вплоть до правобережья р. Амур) при ширине 80-150 км. Кемский террейн является фрагментом тыловодужной части готерив-альбской островной дуги [Симаненко и др., 2001] и был выделен как самостоятельная структурная единица в 1995 г. при составлении тектонической карты Приморья [Ханчук и др., 1995]. Облик террейна представлен баррем-альбскими терригенными в основном флишевыми отложениями и вулканитами основного, реже - среднего состава. Вулканогенно-осадочные образования интерпретируются как отложения задугового бассейна Монероно-Самаргинской островодужной системы.

В бассейне р. Кемы были изучены породы в составе кемской свиты Кемского террейна (рисунок 1.3). Кемская свита по литологическому составу разделена на три подсвиты [Малиновский и др., 2002, 2005; Маркевич и др., 2000] (рисунок 1.4). Облик нижнекемской подсвиты (более 1500 м) определяют в основном крупноритмичные турбидиты с мощностью ритмов от 0.5 до 6.0 м. Главными компонентами их являются гравелиты, мелкогалечниковые конгломераты и крупнозернистые песчаники, которые переходят к кровле в более мелкозернистые разновидности. Значительно меньшую часть разреза подсвиты составляют пачки песчано-алевролитовых турбидитов с мощностью ритмов до 40 см. В подсвите содержатся редкие потоки базальтов (до 10 м), а также горизонты оползневых брекчий [Голозубов, 2006]. В описываемых отложениях обнаружены остатки ауцеллин баррем (?)-альбского возраста [Голозубов. 2006; Маркевич и др., 2000]. В верхней части подсвиты из алевролитов собран палинокомплекс аптского возраста [Малиновский и др., 2002].

136°4Г

136°50'

10

а б в

О 0 0

Рисунок 1.3. Геологическая схема Кемского террейна в бассейне р. Кемы, по [Малиновский и др., 2005], с дополнениями.

1 - меандровская свита ЬмЬг; 2-4 - кемская свита К1а1: 2 - нижняя, 3 - средняя и 4 - верхняя подсвиты; 5 - позднемеловые граниты; 6 - вулканиты; 7 - разломы; 8 - нормальное (а) и опрокинутое (б) залегания пород; 9 - места сборов ископаемой фауны (а) и палинофлоры (б); 10 - места отбора образцов для палеомагнитных (а), геохронологических (б) и геохимических (в) исследований.

136°4Г

45049.

136°50'

_I_

2 3

о о о о

I I I I I

4

• • • • * * • • • • • • •

5

6 7

++++

- \

а б 40/ 70/

9

© Д

£

=1

оооооооо

цI. I.

о о

зшзЕ

жш

I I■ I I■ I I -I

I II 1:ф>л

< ,У\ ь • С

ш

' 1_ - L 1. - I. -

. I ■■Ч

I- - I. - 1. - I - т ~¡г

I I I. I. - I. ■ -1 I I ^ • I- ■ I.

Ш:

, . , ' >1 . П Г1 II II 1-1

И I: И И \

УГ I 1 1-1 '"I I1"

Ж

г ^

■ У'.УУ

СТг

I I I

1

2

3

4

5

6

7

8 9

ю 1 1 12 -Л-

I- I. I-

и I

|_ • I. • I. ■ I. - ь ■

'С© "Л

Рисунок 1.4. Литолого-стратиграфическая колонка бассейна реки Кемы по [Малиновский и др., 2005].

1-3 - ритмичное переслаивание песчаников и алевролитов: 1-е равным их соотношением, 2-е преобладанием песчаников, 3-е преобладанием алевролитов; 4 - ритмичное переслаивание гравелитов, песчаников и алевролитов; 5 - конгломераты и гравелиты; 6 - песчаники; 7 -алевролиты; 8 - базальты и андезибазальты; 9 - основные туфы и тефроиды; 10 - микститы; 11 - места находок: а - фауны, б - спор и пыльцы; 12 - места отбора проб.

Среднекемская подсвита (770 м) в основном вулканогенная, сложена преимущественно туфами основного состава и базальтами, соотношения которых в разных местах различные. Туфы преимущественно агломератовые и псефо-псаммитовые. Нередко встречаются прослои туфоалевролитов. Значительно реже встречаются вулканомиктовые песчаники, пачки ритмичного чередования песчаников и алевролитов, горизонты подводно-оползневых образований и микститов, включающих глыбы базальтов (до 1.5 м). Базальты преимущественно с подушечной отдельностью (0.5-2.5 м в диаметре). Текстуры отложений указывают на излияния базальтов в мелководном бассейне на нелитифицированные осадки [Симаненко и др., 2010].

Похожие диссертационные работы по специальности «Общая и региональная геология», 25.00.01 шифр ВАК

Список литературы диссертационного исследования кандидат наук Архипов Михаил Викторович, 2020 год

/ / / /

/ .

1 1

¡\ !/

//

У 1 4 - ) г

1 Г ! 1

/ / у /

✓ У

б)

/ //

__

Г"

/ //

// к/

~п

V

у

7

■7000 -6000 -5000 -4000 -3000 -2000 -1000 0 1000 2000 3000 4000 5000 6000 7000 -7000 -6000 -5000 -4000 -3000 -2000 -1000 0 1000 2000 3000 4000 5000 6000 7000

э

К15/05-23

0.1

-0.1

Э

К15/05-29

А

А

А

/

/

У'

-6000 -4000 -2000 0 2000 4000 6000

-6000 -4000 -2000 0 2000 4000 6000

Рисунок 5.2. Гистерезисные характеристики пород Кемского и Киселевско-Маноминского террейнов из указанных сайтов.

Щ К15/10-5

Щ_К15/2-1

б)

0 200 400 600 800

Рисунок 5.3. Результаты термомагнитного анализа образцов пород Кемского террейна.

1 - зависимость намагниченности насыщения (18) от температуры при первом нагреве;

2 - зависимость намагниченности насыщения от температуры при втором нагреве.

ХД Э14/24-13 ХД Э14/27-7

ХД Э14/29-3 ХД 014/31-4

ХД А14/1-6 ХД А14/2-7

ХД А14/3-10 ХД А14/4-5

1| 2|

Рисунок 5.4. Результаты термомагнитного анализа образцов пород Киселевско-Маноминского террейна.

1 - зависимость намагниченности насыщения (18) от температуры при первом нагреве;

2 - зависимость намагниченности насыщения от температуры при втором нагреве.

а) Географическая N

система координат

270

К1 ■

К2

КЗ •

N=7 б) L

Равноплощадная 1014

проекция

90 1.000 1.000 в) р 1.020

1.000

1.53Е-04

Km [СИ]

1.014F

2.85Е-04

Рисунок 5.5. Результаты анализа анизотропии начальной магнитной восприимчивости осадочных пород Киселевско-Маноминского террейна из сайта D14/26: а) стереограмма распределения главных осей эллипсоида АМВ; б) график распределения параметров К1/К2 и К2/К3; в) график зависимости величины АМВ (Р) от величины магнитной восприимчивости (К).

а)

Географическая

система

координат

N

N=9

Равноплощадная проекция

27

t.

К1 ■ К2 А КЗ •

180

90

1.000 1.000

в) Р 1.028

1.000 1.41Е-04

1.021 F

Km [СИ]

1.76Е-04

Рисунок 5.6. Результаты анализа анизотропии начальной магнитной восприимчивости осадочных пород Кемского террейна из сайта К15/6: а) стереограмма распределения главных осей эллипсоида АМВ; б) график распределения параметров К4/К2 и К2/К3; в) график зависимости величины АМВ (Р) от величины магнитной восприимчивости (К).

При изучении вулканогенно-осадочных пород Киселевско-Маноминского террейна установлены небольшие значения величины AMS, для которых значения Р [Jelinek, 1977] находятся в интервале от 1.003 до 1.373. Установлено, что у большинства изученных образцов линейный тип магнитной анизотропии (рисунок 5.56), что свойственно для турбидитовых потоков. Значения величины AMS для пород Кемского террейна несколько меньше, чем для пород Киселевско-Маноминского террейна, Р= 1.002-1.098.

Большинство изученных образцов Кемского террейна имеет плоскостной тип анизотропии (рисунок 5.66), что характерно для осадочных пород, за исключением турбидитовых потоков. Ориентировки максимальных осей эллипсоидов AMS изученных пород Кемского террейна близки направлениям их залегания, так же как и для пород Киселевско-Маноминского террейна (в географической системе координат).

По результатам проведенных петромагнитных исследований можно заключить:

1) основным носителем намагниченности в изученных породах является магнетит и его катион-дефицитные разновидности;

2) для значительного количества образцов пород Кемского и Киселевско-Маноминского террейнов величины отношения Кенигсбергера более 1. Это свидетельствует о возможном присутствии в породах химической намагниченности и преобладании остаточной намагниченности над индуктивной, что потенциально свидетельствует об их палеомагнитной надежности и способности сохранения древней компоненты намагниченности;

3) носители магнетизма в изученных породах имеют много доменную, в основном, и псевдооднодоменную структуру. Именно последние имеют стабильные высокотемпературные и высококоэрцитивные компоненты NRM, отождествляемые нами с характеристическими намагниченностями пород двух свит.

5.2. Палеомагнетизм пород силасинской свиты

Образцы пород силасинской свиты Киселевско-Маноминского террейна были подвержены детальной термомагнитной чистке (до температур 570-600°С), температурный диапазон которой определялся с учетом данных термомагнитного анализа, с шагом нагрева от 5 до 100°С. В результате термомагнитной чистки были выделены низкотемпературная и высокотемпературная компоненты намагниченности. Первая разрушается в интервале температур от 25 до 400°С, а последняя - вплоть до температуры точки Кюри магнетита и немного выше (катиондефицитный магнетит), что подтверждается данными термомагнитного анализа - деблокирующие температуры высокотемпературной компоненты, как правило, соответствуют магнетиту. Примеры термомагнитной чистки образцов представлены на рисунке 5.7.

В образце D14/22-2 (рисунок 5.7а) выделены две компоненты намагниченности. Низкотемпературная компонента выделяется в интервале температур от 20 до 250°, а ее направление составляет: Decs=288.5°, Incs=-14.6°, а95=4.3° (Decg=295.2°, Incg=40.0°). Высокотемпературная компонента выделяется по 7 точкам в диапазоне температур от 475 до 575° и «идет» в начало координат (Decs=286.7°, Incs=16.9°, а95=5.6°), что свидетельствует о том, что она является характеристической.

Низкотемпературная компонента намагниченности образца D14/22-3 (рисунок 5.76) выделяется в интервале температур от 20 до 250°С и составляет: Decs=290.5°, Incs=-15.6°, а95=3.50 (Decg=296.8°, Incg=38.0°). Высокотемпературная компонента выделяется в диапазоне от 500 до 585°С (по 8 точкам), «идет» в начало координат и составляет: Decs=292.0°, Incs=17.2°, а95=7.7°.

В образце D14/22-10 (рисунок 5.7в), так же как и в двух предыдущих случаях, установлены две компоненты намагниченности. Низкотемпературная компонента намагниченности, выделенная в интервале температур от 20 до 350°С, составляет Decs=246.5°, Incs=40.6°, а95=2.50 (Decg=134.9°, Incg=71.6°). Высокотемпературная компонента, ведущая в начало координат, выделяется в

интервале температур от 475 до 585°С по 7 точкам и составляет: Оес8=273.4°, 1пс8=32.2°, а95=4.5°.

Высокотемпературная компонента намагниченности в образцах группы с обратной опцией полярности выделяется как методом компонентного анализа (22 образца), так и по кругам перемагничивания (6 образцов) [Храмов, Шолпо, 1967]. В образце 014/24-3 (рисунок 5.7г) выделены две компоненты намагниченности. Низкотемпературная компонента составляет 0ес8=102.7°, 1пс8=-50.7°, а95=4.3° (Оесё=75.1°, 1псё=12.0°). Высокотемпературная компонента, выделяемая по 5 точкам в интервале температур от 450 до 540°С, «идет» в начало координат и имеет следующее направление: Оес8=59.2°, 1пс8=-45.6°, а95=9.9°.

Низкотемпературная компонента образца 014/24-5 (рисунок 5.7д) выделяется в диапазоне температур от 20 до 250°С: Оес8=126.9°, 1пс8=-44.6°, а95=2.1° (Оесё=85.3°, 1псё=-2.0°). Высокотемпературная компонента выделяется по 4 точкам в диапазоне температур от 475 до 570°С, стремится в начало координат и составляет: Оес8=116.6°, 1пс8=-41.4°, а95=2.9°.

В образце 014/24-9 (рисунок 5.7е) на ортогональной диаграмме методом компонентного анализа выделена низкотемпературная компонента намагниченности: Оес8=7.4°, 1пс8=11.0°, а95=3.1° (0есё=229.0°, 1псё=57.4°). Высокотемпературная компонента выделяется по кругу перемагничивания: фигуративные точки, характеризующие ее, лежат на дуге большого круга, нормаль к плоскости которого составляет: Оес8=71.9°, 1пс8=-25.8°.

Рассчитанные палеомагнитные направления в изученных породах Киселевско-Маноминского террейна представлены в таблице 5.2. Значения высокотемпературной компоненты намагниченности пород (статистика на уровне образцов) представлены в приложении В.

В ходе проведения исследований была выделена низкотемпературная компонента намагниченности для 79 образцов, среднее направление которой составило: Оесё=34.7°, 1псё=75.9° с кучностью менее 3. Однако не во всех образцах эта компонента сходна с направлением современного геомагнитного поля в месте проведения работ (52.2° с.ш. и 140.1° в.д.), чем и объясняется низкое

W, верх

D14/22-3 W, верх

W, верх

% 575 ЧТ"

Ds=286.7° V, ls=16.9" • a„=5.6" О

500 О

450 ~

D14/22-10

NRM

E. низ

D14/24-5

NRM^

HT

Ds=116.6° ls=-41.4° а =2.9°

NRM Ы

150^

LT

Ds=290.5° ls=-15.6° a»,=3.5°

»450 > 500

«so _._»0

N

HT

Ds=292.0° ls=17.2° а =7.7°

E, низ

n 14/24-3 w. верх

® NRM

■ mIM ш m

tMÖ* о -

© - _

—О -Circ

Ds=71.9° ls=25.8°

Рисунок 5.7. Результаты ступенчатой термомагнитной чистки естественной остаточной намагниченности (NRM) осадочных пород силасинской свиты. Залитые кружки - проекция вектора NRM на горизонтальную плоскость, полые - проекция вектора NRM на вертикальную плоскость. Цифрами у фигуративных точек указана температура ступенчатой магнитной чистки в °С. Диаграммы даны в стратиграфической системе координат.

Таблица 5.2. Координаты палеомагнитных полюсов для изученных пород Киселевско-Маноминского террейна.

Сайт n/N Plat Plong dp dm B95 ПШ

А14/01 9/10 19.4 17.9 22.0 43.8 31.0 -2.6

А14/02 6/10 0.3 133.4 38.1 52.1 44.5 37.9

А14/03 12/19 55.4 162.5 82.7 87.5 85.1 67.9

А14/04 9/9 38.5 179.2 33.2 36.9 35.0 59.7

А15/04 46/50 14.4 168.1 29.8 37.3 33.3 46.1

D14/21 8/10 76.2 264.3 36.4 47.0 41.3 43.1

D14/22 20/30 16.6 75.7 6.6 10.1 8.2 28.7

D14/23 13/21 -10.1 48.8 13.9 27.0 19.4 -8.6

D14/24 8/13 -3.8 123.2 83.4 122.5 101.1 32.2

D14/25 6/11 24.6 272.1 22.3 44.5 31.5 -2.6

D14/26 9/11 57.8 10.6 21.4 33.4 26.7 27.5

D14/28 10/13 44.5 88.0 35.1 40.2 37.6 55.4

D14/29 11/13 14.1 139.1 46.9 55.4 50.9 52.1

D14/30 10/10 -12.9 150.5 62.2 101.2 79.4 24.5

D14/31 4/5 25.1 74.1 32.5 46.6 38.9 34.3

D14/32 12/14 71.5 169.7 76.9 82.0 79.4 66.4

Примечание: N - общее количество образцов; п - количество образцов, использовавшихся при расчете; Plat - широта полюса (°); Plong - долгота полюса (°); dp, dm - величины полуосей овала доверия для полюса (°); В95 - овал доверия; ПШ - палеоширота для объекта указана в

значение кучности, но кучность в современной системе координат значительно выше таковой в стратиграфической. После отбраковки образцов с направлением низкотемпературной компоненты, отличающимся от среднего на угол более чем 3*а95, среднее направление составляет: Оесё=355.2°, 1псё=66.8°, Кё=9.3, а95ё=7.3°, а кучность в географической системе становится в 3 раза выше, нежели в стратиграфической. Скорее всего, природа этой компоненты намагниченности у большинства образцов связана с магнитомягкими процессами.

Среднее направление СЫ^М для 33-х образцов имеет координаты: Оесё=36.8°, 1псё=78.8°, Кё=4.9, а95=12.7° (в географической системе координат), Оес8=273.3°, 1пс8=29.3°, К8=16.9, а95=6.3°. Увеличение кучности в стратиграфической системе более чем в 3 раза свидетельствует о доскладчатой

природе высокотемпературной компоненты намагниченности и обусловлено вариациями залегания слоев в данной точке отбора. Направление СИ ЯМ образцов сайта 014/22 обладает нормальной (Ы) полярностью. Вектор характеристической намагниченности в стратиграфической системе координат 22 образцов из сайта 014/24 имеет (в отличие от образцов из точки 014/22) отрицательное наклонение и располагается в 1 и 2 квадрантах стереограммы (рисунок 5.8а). Для 6 образцов выделение высокотемпературной компоненты было возможно лишь по кругам перемагничивания (рисунок 5.7е). Среднее направление С1]КМ для 28 образцов составляет: Оесё=89.5°, 1псё=26.5°, Кё=6.7, а95=11.4°(географическая система координат) и Оес8=89.1°, 1пс8=-38.1°, К8=11.2, а95=8.5°(стратиграфическая система координат). Увеличение кучности в стратиграфической системе координат более 1.5 раз свидетельствует, полагаем, о доскладчатой природе высокотемпературной компоненты намагниченности и обусловлено небольшими вариациями слоев в точке отбора. Направление СЫ1М образцов сайта Б14/24 обладает обратной (К) полярностью.

После обращения СЫ1М образцов с Л-полярностью в ТчГ-полярность общее среднее направление СЫ1М для 61 образца составило: Оесё=293.5°, 1псё=48.6°, Кё=1.7, а95=20.5° (в географической системе координат); Оес8=271.7°, 1пс8=33.3°, К8=13.5, а95=5.1° (в стратиграфической системе координат). Наблюдается увеличение кучности в стратиграфической системе координат относительно географической почти в 8 раз. Максимальная кучность достигается при введении почти 100% (95.6%) поправки за залегание пород (рисунок 5.86), что свидетельствует о доскладчатой природе высокотемпературной компоненты намагниченности. Проведенный тест обращения (класс «С») по [МсРаск1еп,1990] дал положительный результат, разница между средними направлениями прямой и обратной полярностей составляет 9.47, при расчетном критическом значении этого параметра 10.25.

В связи с тем, что древнее доскладчатое направление получено лишь по осадочным породам силасинской свиты, необходимо учесть вероятность того, что полученное палеомагнитное наклонение не отражает первичного направления

N-полярность n=33, Decs=273.3°, Incs=29.3°, K=16.9, a95=6.3°

R-полярность n=28, Decs=89.1°, Incs=-38.1°, K=11.2, a95=8.5°

N-полярность + R-полярность n=61, Decs=271.7°, Incs=33.3°, K=13.5, a95=5.1°

6)

Л

в)

о с

o.i

с

го

, >:

п=16, гср=0.745 tan(lnc„)=1.29 ± 0.38 . 1пс„=52.2° (42.3+59.1 Г ,'А

, *

/ А

0.97 0.98 0.99 1.00

Kmin/Kmax

Максимальная кучность при 95.6 % п—61, Dec—271.2°, Inc=33.9°, К=13.75, а,5=5.1° Тест складки положительный 102.34 ± 5.68 % максимум кучности Тест обращения: g„b/g„ = 9.47/10.25 класс "С" Рисунок 5.8. Характеристика среднего направления высокотемпературной компоненты намагниченности пород силасинской свиты Киселевско-Маноминского террейна: (а) стереограмма распределения высокотемпературной компоненты намагниченности для образцов из сайтов D14/22 (залитые значки - прямая полярность) и D14/24 (полые значки - обратная полярность). Звезда - среднее направление в прямой опции полярности. Равноплощадная проекция; (б) тест складки [Enkin, 2003]; (в) расчет величины занижения наклонения намагниченности по методике [Bradbury, 2005]. К.шш/Кшач - отношение минимальной и максимальной осей эллипсоида анизотропии начальной магнитной восприимчивости, 1пс0ь -наблюденное наклонение высокотемпературной компоненты намагниченности.

времени формирования этих пород из-за занижения наклонения при последующей литификации и, вероятно, деформации, о чем свидетельствуют наличие структур будинажа и трехосная форма эллипсоида АМВ.

В образцах, где выделена лишь высокотемпературная компонента была исследована зависимость между анизотропией начальной магнитной восприимчивости (АМВ) и наклонением намагниченности [Bradbury, 2005] с целью расчета величины занижения NRM в исследуемых осадочных породах. Результатом расчетов стала оценка истинной величины наклонения высокотемпературной компоненты намагниченности, составившая 52.2° (рисунок 5.8в). что на 18.9° больше наклонения среднего направления ChRM. Столь значительные величины занижения наклонения можно отметить для пород аналогичного генезиса и возраста - для осадочных пород террейнов Принц Уильям и Чугач Аляски. Сравнение палеомагнитных данных по осадкам и лавам одних и тех же террейнов [Сое et al., 1985] показало, что осадочные породы (алевролиты и мелкозернистые песчаники) систематически показывают заниженные наклонения; палеомагнитные наклонения в осадках приблизительно на 20° ниже относительно наклонения в лавах этого возраста.

Для расчета координат палеомагнитного полюса, а также истинной палеошироты, с учетом величины занижения наклонения намагниченности, было использовано следующее значение высокотемпературной компоненты намагниченности: Decs=271.7°, Incs=52.2°, Ks =13.5, а95=5.1°. Координаты рассчитанного палеомагнитного полюса на время формирования пород составили следующие значения: Plat=26.3°, Plong=70.5°, dp=4.8°, dm=7.0°, а средняя палеоширота формирования осадочных пород силасинской свиты Киселевско-Маноминского террейна составила 33° с.ш. при крайних значениях 28-38°.

5.3. Палеомагнетизм пород кемской свиты

Кемская коллекция образцов была подвержена детальной чистке переменным магнитным полем (Н-чистка), т.к. при термомагнитной чистке большинства пород не удалось выделить стабильный палеомагнитный сигнал. Магнитная чистка проводилась в диапазоне от 1 до 95 мТл с шагом от 2 до 4 мТл и в ее результате были выделены две компоненты намагниченности: низко- и высококоэрцитивная. В ходе исследования образцов пород кемской свиты выделены 2 компоненты намагниченности: низкокоэрцитивная компонента была выделена в переменных полях от 0 до 30 мТл, а высококоэрцитивная компонента выделялась в переменных полях между 30 и 90 мТл. Однако при палеомагнитном изучении большинство образцов пород кемской свиты Кемского террейна оказалось непригодным для интерпретации результатов - выделяемые в образцах компоненты намагниченности не вели в начало координат (т.е. компоненты не являются характеристическими). Результаты были получены лишь по образцам из 7 сайтов - К15/5, К15/6, К15/7 (отбор в ходе полевых работ 2015 г.) и А16/1, А16/2, А16/3, А16/4 (отбор в ходе полевых работ 2016 г.). Примеры размагничивания представлены на рисунке 5.9.

В образце А16/01-08 (рисунок 5.9а) низкокоэрцитивная компонента намагниченности, выделяемая в интервале поля от 2 до 18 мТл, имеет следующее направление: Decs=70°, Incs=58.1°, а95=2.5°. Высококоэрцитивная компонента намагниченности выделяется в интервале от 20 до 52 мТл, ведет в начало координат и составляет: Decs=38.1°, Incs=65.9°, а95=3.1°.

В образце А16/02-03 (рисунок 5.96) также установлен двухкомпонентный состав намагниченности. Низкокоэрцитивная компонента выделяется в диапазоне от 2 до 14 мТл и имеет координаты: Decs=49.2°, Incs=27°, ag5= 3.2°. Высококоэрцитивная компонента выделяется в интервале от 35 до 55 мТл с направлением: Decs=67.5°, Incs=40.1°, а95=4.6°, а также «идет» в начало координат.

В образце А16/03-04 (рисунок 5.9в) низкокоэрцитивная компонента намагниченности выделяется в диапазоне поля от 4 до 14 мТл и составляет:

а)

А16/01-08

N ш.

А16/02-03

V

НС £>ссг38.|°

а„=3.1°

Н. Верх

Д)

К15/5-22

Верх

НС

05=341.3

18=78.2°

ач,=4.0°

Я1ср. шТ 65

12(>

Г)

А16/04-09

1.С [Х-сг 100.4 1псг51.5

а„=3.2'

НС

Е)ссг 29.0е 1пс,=65.6°

е) К15/6-4

W, Верх

140 «ч<

О 2«0

|«0 о

"О о

ьс

08=321.2° 15=66.8° а„,=5.0° НС

05=350.8°

15=78.6°

а,,=5.0°

Бигр, шТ 80

Ш

\км

Рисунок 5.9. Результаты ступенчатой термомагнитной чистки естественной остаточной намагниченности (N1114) осадочных пород кемской свиты. Залитые кружки - проекция вектора ]МКМ на горизонтальную плоскость, полые - проекция вектора N1114 на вертикальную плоскость. Цифрами у фигуративных точек указана температура ступенчатой магнитной чистки в °С. Диаграммы даны в стратиграфической системе координат.

Оес8=23.5, 1пс8=34.9°, а95=7.6°. Высококоэрцитивная компонента намагниченности данного образца, выделяемая по 8 точкам (от 26 до 49 мТл), «идет» в начало координат и составляет: Бес8=66.5°, 1пс8=49.3°, а95=4.6°.

Для образца А16/04-09 (рисунок 5.9г) низкокоэрцитивная компонента намагниченности выделяется по 9 точкам (от 0 до 16 мТл) и имеет направление: 0ес8=100°, 1пс8=51.5°, а9.< ~3.2::. Высококоэрцитивная компонента намагниченности, ведущая в начало координат, выделяется в интервале поля от 20 до 58 мТл, а ее направление составляет: Вес8=29°, 1пс8=65.6°, а95=3.6°.

Низкокоэрцитивная компонента намагниченности образца К15/5-22 (рисунок 5.9д) выделяется в диапазоне поля от 0 до 20 мТл с направлением: Оес8=131.9°, 1пс8=73.2°, а95=3.9°. Высококоэрцитивная компонента намагниченностивыделяется в диапазоне поля от 24 до 65 мТл, «идет» в начало координат и составляет: Вес8=341.3°, 1пс8=78.2°, а95=4.0°.

Из образца К15/6-4 (рисунок 5.9е) выделены две компоненты намагниченности - низко- и высококоэрцитивная. Первая выделена в интервале поля от 0 до 25 мТл и имеет направление: Вес8=321.2°, 1пс8=66.8°, а95=5.0°. Высококоэрцитивная компонента выделена в диапазоне поля от 25 до 80 мТл, «идет» в начало координат и составляет: 0ес8=350.8°, 1пс8=78.6°, а95=5.0°.

Рассчитанные палеомагнитные направления в изученных породах кемской свиты Кемского террейна представлены в таблице 5.3. Значения высококоэрцитивной компоненты намагниченности пород (статистика на уровне образцов) представлены в приложении Г. Стереограммы распределения высококоэрцитивной компоненты намагниченности для образцов кемской свиты представлены на рисунке 5.10 в (а) географической и (б) стратиграфической системах координат.

В ходе исследования были проведены расчеты величины занижения наклонения намагниченности. Для осадочных пород кемской свиты Кемского террейна эта величина оказалась незначительной (рисунок 5.10в). Полагаем, что это связано с гранулометрией осадочных пород - палеомагнитному изучению были подвергнуты в основном среднезернистые песчаники.

Таблица 5.3. Координаты палеомагнитных полюсов для изученных пород кемской свиты Кемского террейна.

Сайт n/N Plat Plong dp dm B95 ПШ

А16/01 8/10 75.8 0.7 15.3 21.8 18.3 34.7

А16/02 6/11 69.4 251.8 26.0 37.1 31.0 34.4

А16/03 3/10 66.7 262.4 31.5 47.9 38.9 29.7

А16/04 6/9 78.5 25.4 22.5 29.8 25.9 40.6

К15/01 14/19 39.7 8.9 3.8 7.5 5.4 7.4

К15/03 5/10 44.0 6.9 5.7 10.9 7.9 10.1

К15/04 10/22 54.5 21.7 12.9 21.0 16.4 24.2

К15/05 15/30 70.4 33.5 7.3 10.0 8.6 38.3

К15/06 8/9 79.2 322.9 16.0 22.7 19.0 34.9

К15/07 5/8 83.5 316.0 21.1 28.5 24.5 39.2

К15/08 10/15 43.6 207.4 12.2 16.1 14.0 41.1

К15/09 11/15 -21.0 216.9 70.1 135.2 97.4 9.2

К15/10 8/16 20.4 61.3 8.2 13.4 10.5 24.4

К15/12 14/16 34.5 19.2 6.4 12.5 8.9 8.1

Примечание: N - общее количество образцов; п - количество образцов, использовавшихся при расчете; Plat - широта полюса (°); Plong - долгота полюса (°); dp, dm - величины полуосей овала доверия для полюса (°); В95 - овал доверия; ГШ! - палеоширота для объекта указана в

Расчет средних направлений характеристической компоненты намагниченности в географической и стратиграфической системах этой коллекции показал существенное преобладание кучности в стратиграфической системе - в 2.24 раза (Ks/Kg=10.1/4.5). Тест ступенчатого распрямления складки в модификации [Watson, Enkin, 1993] показал, в свою очередь, что максимальная кучность (11.07) достигается при ее 80% распрямлении (рисунок 5. Юг). Применение параметрического моделирования для расчета распределения направлений намагниченности в процессе образования складки [Watson, Enkin, 1993] для этого набора данных при стандартной ошибке в 5° дало практически аналогичный результат 80.1 : 3.7%.

Тест складки в модификации [Enkin, 2003] показал, что, во-первых, максимальная кучность достигается при распрямлении складки также примерно

К15/5, К 1*5/6, К15/7 16/1, А16/2, А16/3, А16/<

географическая система координат

В)

♦ \ ♦

♦ ± *

♦♦ ♦ ♦ ♦

0.9650 0.9700 0.9750 0.9800 0.9850 0.9900 0.9950 1.0000

Kmin/Kmax R=0.05477

n=41

г)

Kmax

К

-50

%

100 150

Рисунок 5.10. Характеристика среднего направления высоко коэрцитивной компоненты намагниченности пород кемской свиты Кемского террейна: стереограммы распределения высококоэрцитивной компоненты намагниченности для образцов из сайтов К15/5, К15/6, К15/7, А16/1, А16/2, А16/3, А16/4 в (а) географической и (б) стратиграфической системах координат; (в) расчет величины занижения наклонения. Ктт/Ктах - отношение минимальной и максимальной осей эллипсоида анизотропии начальной магнитной восприимчивости; 1£(1пс0ь) -тангенс наклонения намагниченности, (г) тест складки.

до 80%, но при существенно большем доверительном интервале - 79.2±21.5% и, во-вторых, положительный отклик теста на доскладчатость.

Проведенные В. В. Голозубовым специальные reo лого-структурные исследования пород Кемского террейна позволили ему заключить, что складчатые и сдвиговые дислокации здесь проходили в узком временном интервале и закончились в позднем альбе [Голозубов, 2006]. Учитывая данные reo лого-структурного анализа, с одной стороны, и результаты теста складки, с другой, для этих пород можно заключить, что возраст характеристической компоненты в этих породах находится в интервале от 107.5 млн лет (возраст самой молодой генерации

детритовых цирконов) до 100.5 млн лет (верхняя граница альба). Так как максимальная кучность достигается при вводе поправки в 80% за залегание, то можно предположить, что возраст характеристической компоненты ближе к началу этого временного интервала (107 млн лет), не к его концу (105.5 млн лет). Для расчета координат палеомагнитного полюса и истинной палеошироты, с учетом проведенных расчетов величины занижения наклонения намагниченности, было использовано следующее значение высококоэрцитивной компоненты намагниченности (статистика на уровне образцов): Вес8=349.90,1пс8=55.5°, К8=15.4, а95=5.5°, координаты палеомагнитного полюса Р1а1=77.7°, Р1оп§=358.4°, с1р=5.6°, с1т=7.9°, палеоширота составляет 36° с.ш. при ее крайних значениях 30-42°.

Краткие выводы по результатам петро- и палеомагнитных исследований

пород силасинской и кемской свит

1. Для альб-сеноманских пород верхней подсвиты силасинской свиты Киселевско-Маноминского террейна установлено направление древней компоненты намагниченности, отождествляемой нами с характеристической по следующим причинам: выделяется в высокотемпературном интервале от 450 до 585° С, имеет два положительных отклика прямых тестов палеомагнитной надежности (складки - К8/Кё=7.94 и обращения Рс=9.47). Эти данные свидетельствуют, что время образования этой компоненты естественной остаточной намагниченности близко времени образования самих пород верхней подсвиты силасинской свиты - альб-ранний сеноман.

Направление характеристической компоненты естественной остаточной намагниченности в древней системе координат составляет Оес8=271.7°, 1пс8=52.2°, К8 =13.5, а95=5.1° (с учетом занижения наклонения), рассчитанный по этому направлению палеомагнитный полюс имеет координаты Р1а1=26.3°, Р1ог^=70.5°, с1р=4.8°, ёт=7.0°. Палеоширота формирования осадочных пород силасинской

свиты Киселевско-Маномииското террейиа составляет 33° с.ш. при крайних значениях 28-38°.

2. Для альбских пород верхней подсвиты кемской свиты Кемского террейна установлено направление древней компоненты намагниченности, отождествляемой нами с характеристической по следующим причинам: выделяется в высококоэрцитивном интервале от 30 до 90 мТл и имеет положительный отклик теста складки (Kg/Kg = 3.3). Эти данные свидетельствуют о том, что время образования этой компоненты естественной остаточной намагниченности близко времени образования самих пород верхней подсвиты кемской свиты - альб.

Направление характеристической компоненты естественной остаточной намагниченности в древней системе координат составляет Decs=349.9°, Incs=55.5°, Ks=15.4, а95=5.5°, рассчитанный по этому направлению палеомагнитный полюс имеет координаты Plat=77.7°, Plong=358.4°, dp=5.6°, dm=7.9°. Палеоширота формирования осадочных пород кемской свиты Кемского террейна составляет 36° с.ш. при ее крайних значениях 30-42°.

ГЛАВА 6. МАГНИТОТЕКТОНИЧЕСКАЯ РЕКОНСТРУКЦИЯ СИХОТЭ-АЛИНЬСКОЙ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ ОКРАИНЫ ДЛЯ РАННЕГО МЕЛА

6.1. Анализ ранее построенных геодинамических реконструкций региона для

второй половины раннего мела

Сихотэ-Алиньский орогенный пояс образован террейнами, сложенными породными комплексами различных палеогеодинамических структур. Изученные в данной работе породы отнесены к Кемскому и Киселевско-Маноминскому террейнам. Породы последнего, по существующим представлениям [Геодинамика..., 2006; Голозубов, 2006; и др.], сложены преимущественно образованиями альбской аккреционной призмы, породы первого - образованиями баррем-альбской активной островодужной системы.

Было выполнено множество реконструкций региона, первые из которых представлены в работах [Зоненшайн и др., 1990; Натальин, 1991; Магуата е! а1., 1997; Натапов и др., 1998; и др.]. В работе [Зоненшайн и др., 1990] изображена палинспастическая реконструкция территории СССР на 110 млн лет (рисунок 6.1), согласно которой на северо-восточной окраине Евразии возникла сложно построенная мозаичная область, подвергнутая в результате столкновения трех плит (Лавразиатской, Чукотско-Аляскинской и Тихоокеанской) вторичной деформации с изломом и поворотом многих блоков, а также их стремлением к плотнейшей упаковке. В Сихотэ-Алиньском регионе предполагались две параллельные вулканические дуги и, соответственно, две зоны субдукции. Располагавшийся между вулканическими дугами окраинный бассейн заполнялся флишем на протяжении раннего и среднего мела и сократился в размерах в результате субдукции его ложа под Евразийскую окраину.

В работе [Магуата е! а1., 1997] представлена палеогеографическая карта Японии в меловой период 90-120 млн лет (рисунок 6.2). В данной работе предполагается, что вследствие изменения направления движения плиты Изанаги относительно Азии тектонический режим континентальной окраины был изменен

с режима ортогональной конвергенции на трансформный. В период раннего мела в высокоскоростном режиме возобновилась ортогональная конвергенция между Азией и океаническими плитами в Тихом океане. Субдукция возобновила образование огромной аккреционной призмы пояса Шиманто на юго-западе Японии.

60е

50

Рисунок 6.1. Палинспастическая реконструкция территории СССР, 110 млн лет по [Зоненшайн и др., 1990].

БК - Болыпекавказский океанический бассейн, К - Корякский блок, Охт - Охотский массив, Ом - Омолонский массив, Пк - Прикаспийский массив, СА - Сихотэ-Алиньский массив. Вулканические дуги и пояс: 29 - Сихотэ-Алиньская, 30 - Малокавказская, 32 - Охотско-Чукотский.

• ■

ч V

чХ

V А ¿V

• \ л

XV

• л-

А4

Pacific Plate

Pacific Plate

исунок 6.2. Палеогеографические карты Японии в меловой период (90 и 120 млн лет) по |Магуата е* а!.. 1997].

Plate

Палинспастическая реконструкция на 110 млн лет (рисунок 6.3) предложенная в палеогеографическом атласе [Натапов и др., 1998] предполагает формирование активной окраины Восточной Азии с левыми сдвигами, связанными с косой субдукцией плиты Кула под континент. Преддуговая терраса, образованная терригенными и угленосными морскими и прибрежно-морскими осадками, перекрывала аккретированные террейны Японии и Сихотэ-Алиня. Флишево-олиетоетромовый комплекс внешней зоны Японии и Восточного Сихотэ-Алиня (Южный Чичибу, Таухинский, Хабаровский, Нижнеамурский террейны) заполнил преддуговой прогиб и сформировал аккреционную призму. Кемская и Восточно-Сахалинская островные дуги сближались с окраиной континента. Первая занимала положение с 48° до 52° с.ш., последняя - от 35° до 52° с.ш.

В работе [Оюйу\ ф а!., 2003] предполагается, что восточная часть азиатского континента образовалась при столкновении Сибири с Монголией и Северо-Китайским блоком в интервале от позднего карбона до средней юры, а также при столкновении Северо-Китайского блока и блока Янцзы в интервале между пермским и раннемеловым периодами. Палеомагнитные исследования данной работы свидетельствуют о том, что восточные окраины блока Монголии и Северо-Китайского блока подвергались дифференциальным поворотам после

Рисунок 6.3. Палинспастическая реконструкция на 110 млн лет по [Натапов и др., 1998].

мезозоя, при этом восточная часть блока Монголии вращалась против часовой стрелки, а восточная часть Северо-Китайского блока, включая Корейский полуостров, вращалась по часовой стрелке (рисунок 6.4).

На палеореконструкциях для мелового времени [Геодинамика..., 2006; Голозубов, 2006; Натальин, 1991; Парфенов и др., 2003], две из которых представлены на рисунках 6.5 и 6.6, комплексы пород Кемского и Киселевско-Маноминского террейнов помещались, обычно, в единую структурную зону (субдукционную) на разных широтах и существенно южнее своего современного положения. Затем в позднемеловое время они были перемещены до современного широтного положения по крупномасштабным левосторонним сдвигам в северном

Бассейны

SLB -Сунляо VIB - Вилюйский

110 млнлет

Микроконтиненты, массивы и другие блоки

CAT - Катазия СНЕ • хребет Черского HON - Хонсю KIU - Кюсю KOR - Корея KUP - плита Кула ОНР -Охотоморская плита ОММ - Омолонский массив РКМ - Приколымский массив VEF -Верхоянский складчатый пояс

Островные и вулканические дуги

ESA - Восточно-Сахалинская

КЕА - Кемская

SAA - Сихотэ-Алиньская

направлении, при этом фрагменты альбской аккреционной призмы Киселевско-Маноминского террейна оказались западнее фрагментов баррем-альбской активной островодужной системы Кемского террейна.

110°Е 1300Е

1КГ£ 1ЭСГС 1Ю-Е 1»-е

Рисунок 6.4. Меловые палеомагнитные направления и тектоническая модель восточной окраины Азии по [СКоШр е! а1., 2003] (а - настоящее время, Ь - ранний миоцен, с - поздний меловой период).

рршш

J СЕВЕРО - АЗИАТСКИЙ КРАТОК

Swsaa^WVVW : ■

J (ЛЛЛЛЛЛЛЛЛЖ^ ВИЛЮЙСКИЙ J><X></</<X></Ow БАССЕЙН

ГЛАВНЫЙ БАТОЛИТОВЫЙ ПОЯС (К,)

УДСКО-МУРГАЛЬСКАЯ ДУГА

СТАНОВОЙ , ПЛУТОНИЧЕСКИЙ .— ПОЯС^

УМЛЕКАНО-ОГОДЖИНСКИЙ -МАГМАТИЧЕСКИЙ ПОЯС

.оз, Байкал

Т - Ja

Рисунок 6.5. Палеотектоническая реконструкция для средней юры-раннего мела (145 млн лет) по [Парфенов и др., 2003].

Пассивные континентальные окраины (складчато-надвиговые пояса): NAE - Восточно-Ангарская, NAP - Байкало-Патомская.

Террейны: Авековский (АК), Котельный (KY), Омолонский (КОМ), Приколымский (КОР). Осадочные бассейны: Западно-Сибирский (nw), Илинь-Тасский задуговой бассейн (pki), Куонгсангский (ку), Сунляо (sol), Хайлар (hit), Эрлянь (el), Южно-Алданский (sab).

110" 120" 130* 140"

110" 120* 130" 140"

Журанлевский окраинный синсдвиговый турбидитовый бассейн

Ребун-Кабато пояс вулканитов

Южный Чичибу-Таухинская аккреционная призма

Плита ИЗАНАГИ

^ Доюрский континент ТЕРРЕЙНЫ

□ Юрской аккреционной призмы

■ Раннемеловой аккреционной призмы

□ Синсдвигового турбидитового бассейна

НI Задугового бассейна

Осевой части дуги

I Раннемеловой аккреционной I призмы

ЦСА - Центральный Сихотэ-Алиньский разлом MTJ1 - Медианная тектоническая линия

П^П Левые сдвиги L22lJ системы Тан-Лу

Зоны субдукции

Рисунок 6.6. Геодинамические реконструкции восточной окраины Азии (100 и 115 млн лет) по [Голозубов, 2006] .

Террейновая модель, представленная в работе [ТсЫИазЫ й а!., 2015] (рисунок 6.7), предполагает значительное вращение против часовой стрелки Киселевско-Маноминского, Журавлевско-Амурского и Восточно-Сахалинского террейнов, а также их формирование в раннем мелу на одних и тех же палеоширотах 20-30° с.ш. Как видно из вышеперечисленных моделей в интерпретации геодинамической истории формирования рассматриваемого региона существуют противоречия (например, относительно положения

Журавлевско-Амурского и Киселевско-Маноминского террейнов в раннем мелу), для верификации которых была предложена собственная модель региона.

60°Ы

30°N

0°N

Рисунок 6.7. Схематическая реконструкция Журавлевско-Амурского и Киселевско-Маноминского террейнов и Восточно-Сахалинской аккреционной призмы в раннемеловом периоде по [1сЫЬа8Ы е! а1., 2015].

ШЬ - Сибирский континент, Аш - плита Амурия. Блоки: 1МСВ - Северо-Китайский, БСВ -Южно-Китайский, ШС - Индокитай.

М / ь

/ шшш

/ ШшШ

V ' . *

East Sakhalin

Kiselevka-Manoma Terrane Zhuravlevka+Amur Terrane

Panthalassa Ocean

6.2. Реконструкция Сихотэ-Алиньской континентальной окраины апт-альбского времени, построенная на основе геохронологических, палеомагнитных и геохимических данных настоящей работы

Судя по имеющимся палеомагнитным данным, по меньшей мере, с позднеюрского времени восточная часть Евразии занимала позицию, близкую к современной, то есть не испытывала сколько-нибудь значительных перемещений или вращений [Колесов, 2003; Ьее е! а!., 1987; исЫтига е! а1., 1990]. В то же время, палеомагнитные данные для дотретичных образований Японии свидетельствуют о том, что эти образования формировались значительно южнее современного их расположения, большей частью в приэкваториальной зоне [Шгоока, 1990; \УакаЬауа8Ы е! а1., 2006]. Соответственно, формирование раннемеловых структур восточноазиатской окраины в первом приближении можно связывать с взаимодействиями относительно неподвижной Евразии и чрезвычайно мобильной океанической плиты Изанаги.

На палеореконструкциях для мелового времени [Геодинамика..., 2006; Голозубов, 2006; Парфенов и др., 2003] Восточно-Буреинский и Сихотэ-Алиньский отрезки окраины общей протяженностью около 2000 км (от юго-восточной оконечности Корейского полуострова до южного побережья Охотского моря), имеющие простирания от северо-северо-восточного до меридионального, в раннемеловое время формировались под мощным влиянием крупномасштабных левосдвиговых перемещений, то есть в условиях режима трансформной окраины [КИапсИик, 2001].

Предполагалось, что имеющие здесь место проявления раннемеловой субдукции первоначально располагались значительно (не менее чем на 15°) южнее и были транслированы на место современного расположения в ходе завершающего альб-раннесеноманского импульса сдвиговых перемещений [Голозубов, 2006]. Об этом свидетельствуют, в первую очередь, палеобиогеографические данные о принадлежности флористических остатков в этих образованиях к комплексу Риосеки, формирование которого происходило на

широтах южнее 30-го градуса [Kimura, 1987; Ohana and Kimura, 1995]. При составлении реконструкций учитывались также расчеты направлений и скорости перемещения прилегающей к Евразии океанической плиты Изанаги в этот отрезок времени [Engebretson et al., 1985; Seton et al., 2012].

Изложенные в работе новые петролого-геохимические и палеомагнитные данные, а также уран-свинцовые датировки обломочных цирконов из терригенных пород раннемеловых надсубдукционных зон позволили восстановить историю исследуемых террейнов на начало альбского времени, уточнить и детализировать изложенные выше представления о динамике апт-сеноманских тектонических событий на рассматриваемом участке восточноазиатской окраины.

Основываясь на геологических и петрохимических характеристиках изученных вулканитов Кемского и вулканогенно-терригенного комплекса Удыльского сегмента Киселевско-Маноминского террейнов, был сделан вывод, что формирование и тех, и других происходило в надсубдукционных условиях, но в разных островных дугах. Базальты Кемского террейна характеризуются большей щелочностью и обогащенностью, что может объясняться либо формированием их в тыловой зоне островной дуги (рисунок 6.8), либо в более зрелой островной дуге с повышенной мощностью литосферы над зоной субдукции, более приближенной континенту. Химические характеристики вулканитов вулканогенно-терригенного комплекса Удыльского сегмента Киселевско-Маноминского террейна свидетельствуют об их формировании в возможно более юной островодужной системе с существенно пониженной мощностью. Это могло происходить, вероятно, в условиях интраокеанической островной дуги. Полученные геохронологические датировки детритовых цирконов с конкордантными возрастами из пород Кемского и Киселевско-Маноминского террейнов позволяют сделать аналогичные выводы.

Распределения конкордантных датировок цирконов из осадочных пород Кемского и Киселевско-Маноминского террейнов существенно различаются: 1) в первом - обнаружены цирконы с широким возрастным диапазоном от начала

V V V N V V V

V V V N

Обратите внимание, представленные выше научные тексты размещены для ознакомления и получены посредством распознавания оригинальных текстов диссертаций (OCR). В связи с чем, в них могут содержаться ошибки, связанные с несовершенством алгоритмов распознавания. В PDF файлах диссертаций и авторефератов, которые мы доставляем, подобных ошибок нет.