авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ  БИБЛИОТЕКА

АВТОРЕФЕРАТЫ КАНДИДАТСКИХ, ДОКТОРСКИХ ДИССЕРТАЦИЙ

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


Геология и геофизика, 2010, т. 51, № 9, с. 1310—1328

УДК. 552.31

ПЕРМОТРИАСОВЫЙ ПЛЮМОВЫЙ МАГМАТИЗМ КУЗНЕЦКОГО БАССЕЙНА

(Центральная Азия): ГЕОЛОГИЯ, ГЕОХРОНОЛОГИЯ И ГЕОХИМИЯ

М.М. Буслов, И.Ю. Сафонова, Г.С. Федосеев, М. Рейков*, К. Дэвис**, Г.А. Бабин***

Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН, 630090, Новосибирск, просп. Академика Коптюга, 3, Россия * Leicester University, University Rd., Leicester, LE1 7RH, UK ** Woodside Ltd., St. George St. 240, Perth, WA 6000, Australia *** Сибирский научно-исследовательский институт геологии, геофизики и минерального сырья, 630091, Новосибирск, Красный пpоcп., 67, Pоccия Для позднепермско-среднетриасового разреза Кузнецкого бассейна, расположенного в северной части Алтае-Саянской складчатой области, характерно развитие пластовых тел базальтов. Выявлено, что они представлены силлами с возрастом в 250—248 млн лет. Магматические тела сложены средневы сокотитанистыми толеитовыми базальтами, обогащенными Nb и La, близкими по составу к раннетри асовым базальтам сыверминской свиты сибирских траппов, Уренгойского рифта Западно-Сибирского бассейна и триасовым базальтам Северо-Монгольской рифтовой системы. Плюмовая природа базаль тов обосновывается сочетанием отрицательных аномалий по Nb на мультикомпонентных диаграммах ((Nb/La)PM = 0.34—0.48) и высоким содержанием легких редкоземельных элементов (Lan = 90—115, (La/Sm)n = 2.4—2.6). Низкие до умеренных степени дифференциации тяжелых РЗЭ ((Gd/Yb)n = 1.4—1.7) предполагают мантийный источник базальтовых расплавов на уровне шпинелевой фации. Состав и воз раст изученных магматических пород Кузбасса подтверждает высказанное ранее предположение о гене тической и структурной их связи с массовыми пермотриасовыми трапповыми излияниями Сибирского суперплюма, пик которого приходился на период 252—248 млн лет. Резкая смена мощности и фациаль ная изменчивость позднепермско-среднетриасовых пород Кузнецкого бассейна свидетельствует об их формировании в структуре растяжения, вероятно, в единой геодинамической обстановке с рифтогенны ми структурами Южного Урала, Северной Монголии и фундамента Западно-Сибирского бассейна.

Базальтовый магматизм, Сибирский суперплюм, граница пермь—триас, Ar-Ar датирование, редкоэлементный состав базальтов PERMO-TRIASSIC PLUME MAGMATISM IN THE KUZNETSK BASIN (Central Asia):

GEOLOGY, GEOCHRONOLOGY AND GEOCHEMISTRY M.M. Buslov, I.Yu. Safonova, G.S. Fedoseev, M. Reichow, C. Davies, and G.A. Babin The Kuznetsk Basin is located in the northern part of the Altai-Sayan Folded Area (ASFA), southwestern Siberia. Its Late Permian-Middle Triassic section includes basaltic stratum-like bodies, sills, formed at 250— 248 Ma. The basalts are medium- and high-Ti tholeiites enriched in Nb and La. Compositionally they are close to the Early Triassic basalts of the Syverma Formation in the Siberian ood basalt large igneous province, basalts of the Urengoi Rift in the West Siberian Basin, and the Triassic basalts of the North Mongolian rift system. The basalts probably formed in relation to mantle plume activity: They are enriched in light rare-earth elements (LREE;

Lan = 90—115, (La/Sm)n = 2.4—2.6) but relatively depleted in Nb (Nb/La)n = 0.34—0.48). Low to medium differentiation of heavy rare-earth elements (HREE;

(Gd/Yb)n = 1.4—1.7) suggests a spinel facies mantle source for basaltic melts. Our obtained data on the composition and age of the Kuznetsk basalts support the previous idea of their genetic and structural links with the Permian-Triassic continental ood basalts of the Siberian Platform (Siberian Traps) possibly related to the action of the Siberian superplume peaked at 252— Ma. The abruptly changing thickness of the Kuznetsk Late Permian-Middle Triassic units suggests their forma tion within an extensional structure similar to the exposed rifts of southern Ural and northern Mongolia and buried rifts of the West Siberian Basin.

Basaltic magmatism, Siberian superplume, Permian-Triassic boundary, Ar-Ar dating, trace-element composition of basalts ВВЕДЕНИЕ Кузнецкий бассейн (Кузбасс) расположен в северо-западной части Алтае-Саянской складчатой об ласти и отделен от крупнейшего в мире мезозойского нефтегазоносного Западно-Сибирского бассейна невысокими поднятиями, сложенными палеозойскими структурами Колывань-Томской и Салаирской складчатых систем (рис. 1). С востока Кузнецкий бассейн ограничен позднекайнозойскими горными © М.М. Буслов, И.Ю. Сафонова, Г.С. Федосеев, М. Рейков, К. Дэвис, Г.А. Бабин, Рис. 1. Схема проявления поздне пермско(?)-триасовых базальтов Сибирского плюма и мезозойских вулканогенно-осадочных образова ний Монгольско-Забайкальского пояса.

1 — комплекс континентальных структур;

2 — контуры Сибирской платформы;

3, 4 — позднепермско-триасовые базиты (базальты, долериты, габбро): 3 — выходящие на повер хность, 4 — погребенные;

5 — расположение магматических пород Кузбасса.

хребтами Кузнецкого Алатау, с юга — Горной Шории, сложенными преиму щественно палеозойскими породами (рис. 2).

В строении Кузнецкого бассей на доминирует позднепалеозойская континентальная угленосная моласса с возрастом от серпуховского века до поздней перми. В центральной части бассейна она согласно перекрывает подстилающие терригенно-карбонат ные фации визейского возраста, а на периферии, с размывом и перерывом в осадконакоплении, моласса подсти лается преимущественно карбонатны ми образованиями с возрастом от вер хнего девона до серпуховского века.

Мезозойские отложения образуют серию впадин, наложенных на породы Кузнецкого бассейна, и включают триасовые и юрские структурно-вещественные комплексы. Юрские отложения идентифици руются как угленосная моласса. Они отделены от ниже- и вышележащих образований продолжительны ми перерывами в осадконакоплении и структурными несогласиями. Юрские осадочные породы слагают Доронинскую, Центрально-Кузбасскую (Чусовитинская и Бунгарапская мульды) и Подобасско-Тутуяс скую (Тутуясская и Подобасская мульды) впадины, а также несколько более мелких впадин (см. рис. 2).

По данным [Куртигешев и др., 2008;

Лавренов и др., 2008а,б], триас представлен трапповой трахи базальтовой формацией Салтымаковской палеовулканической структуры. Триасовые отложения с пере рывами в осадконакоплении (коры выветривания) перекрывают подстилающие угленосные отложения позднего палеозоя в центральной и восточной частях Кузнецкого бассейна и вместе с юрской молассой участвуют в строении Бунгарапской мульды.

Проявления базитового магматизма в Кузнецком бассейне или, как его часто называют, трапповой формации Кузбасса [Усов, 1937;

Кутолин, 1963] расположены между ареалами развития траппов Сибир ской платформы, сформированными на границе перми—триаса в короткий период времени 252— 248 млн лет [Альмухамедов и др., 1999а,б;

Buslov et al., 2007;

Reichow et al., 2009], и вулканогенно-оса дочными образованиями Монгольско-Забайкальской магматической области [Ярмолюк и др., 1999, 2002;

Ярмолюк, Коваленко, 2003;

Воронцов и др., 2007] мезозойского возраста (см. рис. 1).

Магматические породы Кузбасса обычно сопоставляются с позднепермско-раннетриасовыми траппами, широко распространенными в фундаменте Западно-Сибирской плиты и чехле Сибирской платформы [Альмухамедов и др., 1998, 1999а;

Медведев и др., 2003;

Reichow et al., 2005]. Совместно они формируют Восточно-Сибирскую трапповую провинцию (сибирские платобазальты в англоязычной ли тературе) [Федоренко и др., 1984;

Zolotukhin, Al’mukhamedov, 1988;

Hawkesworth et al., 1995;

Fedorenko et al., 1996;

Venkatesan et al., 1997;

Васильев и др., 2008], которая считается результатом проявления Си бирского суперплюма [Добрецов, 1997, 2005].

В работе [Reichow et al., 2009] на основании высокоточных 40Ar/39Ar изотопных датировок был дополнительно обоснован достаточно короткий период (250 ± 2 млн лет) формирования внутриконти нентальных плюмовых базитов на огромной территории Урала, Восточной и Западной Сибири, в том числе Кузбасса. Тем не менее геологические и геохронологические данные по проявлениям плюмового Рис. 2. Геологическая схема Кузбасса с проявлениями базальтового магматизма.

1 — четвертичные речные отложения;

2 — нижнемеловые—палеогеновые отложения;

3, 4 — юрская угленосная моласса: 3 — нижнесреднеюрская, 4 — нижнеюрская;

5, 6 — позднепермско?-среднетриасовые образования: 5 — нерасчлененные туфоген но-осадочные и магматические, 6 — туфогенно-осадочные;

7 — пермская угленосная моласса;

8 — нижневерхнекарбоновые угленосные отложения;

9 — палеозойские осадочно-метаморфогенные и магматические образования (кембрий—ранний карбон);

10 — силлы салтымаковского комплекса, 11 — силлы и дайки сыркашевского комплекса;

12 — надвиги;

13 — преимущественно сдвиги. Чс — Чусовитинская, Бр — Бунгарапская и Тт — Тутуясская мульды.

магматизма на Южном Урале, выполняющих серию грабенов [Тужикова, Курбежекова, 1973;

Иванов, 1974], свидетельствуют о широком проявлении раннесреднетриасовых лав, силлов, туфов и туффитов базальтового состава.

Одним из наиболее дискуссионных вопросов в магматической геологии Кузнецкого бассейна явля ется природа базальтовых тел — субвулканическая (силловая) или вулканическая (покровная, потоко вая). В связи с этим особую важность имеет высокоточное определение их возраста и, как следствие, оценка продолжительности магматизма. Наконец, важно выяснить, из какого/каких типов мантийных источников выплавлялись базальтовые магмы и есть ли связь между ними и типами мантийных магм, сформировавших пермотриасовые траппы Урала, Восточной и Западной Сибири и мезозойские (преиму щественно триасовые) вулканогенно-осадочные образования Монгольско-Забайкальской области.

Целью работы является обсуждение новых геохронологических и геохимических данных по куз басским траппам. В статье охарактеризованы взаимоотношения магматических и осадочных пород в литостратиграфическом разрезе, даны детальная характеристика некоторых наиболее доступных для изучения магматических тел и особенности их взаимоотношений с вмещающими породами. Рассмотре ны новые данные о возрасте (40Ar/39Ar изотопия) и геохимии долеритов и базальтов салтымаковского комплекса (Караканский и Кыргайский карьеры, керн скважины вблизи пос. Осиновка) и комагматичных им габброидов Сыркашевского силла, расположенного в основании разреза Кузнецкого бассейна среди верхнепалеозойских пород. В завершении работы обсуждаются положение границы перми и триаса в стратиграфическом разрезе Кузбасса, фациальная природа базальтовых тел (вулканическая или субвул каническая), возраст и связь магматизма с Сибирским суперплюмом, проблемы кристаллизационной дифференциации и коровой контаминации, степени мантийного плавления и типы мантийных источни ков базальтовых расплавов. Обсуждена также возможная генетическая и структурная связь проявления позднепермотриасового плюмового магматизма в Кузбассе, Южном Урале, Северной Монголии и фунда менте Западно-Сибирской плиты.

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ БАЗАЛЬТОВЫХ ТЕЛ Особенности геологического строения и стратиграфии Кузнецкого бассейна хорошо изучены в процессе геологического картирования, тематических исследований и эксплуатационных работ [Геоло гия…, 1967, 1969;

Сендерзон и др., 1971;

Богомазов и др., 1996;

Вербицкая, 1996;

Buslov et al., 2007;

Куртигешев и др., 2008;

Лавренов и др., 2008а,б]. Краткое обобщение приводится ниже. Основание стра тиграфического разреза Кузбасса составляют среднедевонско-нижнекарбоновые карбонатно-терриген ные шельфовые фации. По периферии бассейна они без видимого несогласия перекрываются угленосной молассовой формацией верхнего карбона, мощность которой достигает 7000—8000 м (табл. 1, см. рис. 2).

В центральной части Кузбасса, в районе Бунгарапской мульды на угленосных отложениях согласно, но также с перерывом в осадконакоплении, залегают вулканогенно-осадочные образования абинской серии T1-2, вмещающей магматические породы трапповой формации Кузбасса (рис. 3). Абинская серия и угле носные отложения с перерывом и структурным несогласием перекрываются юрской угленосной молас сой (см. рис. 2).

Та бл и ц а 1. Стратиграфическая схема Кузнецкого бассейна по данным [Решения…, 1982;

Лавренов и др., 2008а,б;

Куртигешев и др., 2008] Период Серия Подсерия, свита Мощность, м Положение базальтовых тел Мел Ненинская свита (К2—Рnn) Илекская свита (К1il) Юра Тарбаганская, J1-2 Терсюкская свита (J1-2tr) 200— Осиновская свита (J1os) 0— Абашевская свита (J1ab) 75— Распадская свита (J1rs) 180— Триас Абинская, Т1-2 Яминская свита (Т2iam) 100—700* Сосновская свита (Т1-2ss) 200— Мальцевская свита (Т1ml) 170—1000* Пермь Кольчугинская, Р2 Ерунаковская подсерия (Р2еr) 930— Ильинская подсерия (Р2il) 1250— до 370— Кузнецкая подсерия (Р2kz) 180— Балахонская, С2—Р1 Верхнебалахонская подсерия (Р1bl2) 580— до Карбон Нижнебалахонская подсерия (С2—Р1bl1) 300— 200— Острогская подсерия (C1 os) П р и м еч а н и е. Прямоугольник с вертикальной штриховкой — предполагаемая граница перми—триаса с учетом новых данных по возрасту базальтовых силлов, черные прямоугольники – положение базальтовых силлов (1 — Сыркашев ский, 2 — Караканский) в разрезе.

* Включая пластовые базальты.

Рис. 3. Геологическая схема Бунгарапской мульды и положение изученных образцов базальтов.

1 — четвертичные аллювиальные отложения;

2 — юрская угленосная моласса: а — нижнеюрская, б — нижнесреднеюрская;

3 — верхнепермско?-среднетриасовые туфогенно-осадочные образования абинской серии;

4 — нерасчлененные раннесреднетри асовые магматические и туфогенно-осадочные образования;

5 — пермская угленосная моласса;

6 — раннедевонские вулканоген но-осадочные образования;

7 — раннеордовикские вулканогенно-осадочные образования;

8 — раннепалеозойский аккреционный комплекс (офиолиты, палеоокеанические острова, олистостромы);

9 — позднепермско?-раннетриасовые силлы;

10 — преиму щественно сдвиги;

11 — точки отбора проб и значения абсолютного возраста (млн лет): 1 — обр. 22 (карьер Караканский);

— S4.1 (карьер Планерный);

3 — K-04-5-5, S15.2 (карьер Кыргайский);

4 — Kp-13, FGS-8 (район пос. Осиновка);

5 — K-04-34/2, S10.1 (утес Бабий Камень);

6 — 28 (обнажение в устье руч. Бычий).

Стратотип абинской серии, представленной чередованием осадочных и туфогенно-осадочных по род, находится на р. Томь в районе утеса Бабий Камень (см. рис. 3). Максимальная мощность серии на блюдается в северо-восточной части впадины, где она, по данным бурения, достигает 2000 м. К югу и западу мощность ее уменьшается до 700—800 м на расстоянии в несколько десятков километров. В со ставе серии широко развиты туфопесчаники и туфоалевролиты, менее характерны пепловые туффиты, туфы, песчаники, алевролиты и конгломераты. Содержание пирокластического материала в породах убывает снизу вверх в разрезах и в юго-западном направлении по латерали от северо-восточной части Бунгарапской мульды. Абинская серия расчленена на мальцевскую, сосновскую и яминскую свиты (см.

табл. 1).

Мальцевская свита (T1ml) представлена нижней осадочной и верхней туфогенно-осадочной пач ками. Нижняя — сложена зеленовато-серыми терригенными породами с прослоями конгломератов, фор мирующими линзообразные тела палеорусловых отложений мощностью до 20 м. В правом борту р. Томь выше по течению от утеса Бабий Камень мальцевская свита залегает на верхнепермских угленосных отло жениях без видимого несогласия. Условная граница проводится на расстоянии 4—5 м от самого верхнего угольного пласта. Верхняя пачка наиболее полно охарактеризована по данным бурения в северо-восточ ном борту Бунгарапской мульды, где имеет мощность до 300—500 м, выклиниваясь в юго-западном на правлении. Она состоит из отдельных туфопесчаниковых пластов, которыми разделены семь базальто вых тел разной мощности — от первых метров до нескольких десятков метров (максимальная мощность базальтового тела составляет 103 м). Мощность отложений мальцевской свиты в северном борту Бунга рапской мульды колеблется в пределах 400—1000 м, в южном — 320—400 м. Максимальная мощность свиты выявлена в бассейне р. Бунгарап в 4 км от устья, где отмечаются также и высокие значения поля силы тяжести [Лавренов и др., 2008а,б]. Раннетриасовый возраст туфогенно-осадочной свиты обоснован находками остатков насекомых, растений, остракод и спорового комплекса.

Сосновская свита (T1-2ss) начинается и заканчивается туфогенно-осадочными пачками и характе ризуется ритмичным строением. В разных разрезах насчитывается от 10 до 16 ритмов, в каждом из кото рых чередуются слои пестроцветных терригенных и осадочных пород с цеолитизированными туфами.

Мощность слоев изменяется от 1 до 10 м, редко до 20—50 м. По минералого-петрографическому составу породы аналогичны туфам мальцевской свиты. В туфогенных породах часто встречается скорлуповато сферическая отдельность и широко распространены цеолиты, замещающие обломки вулканического стекла и базальный цемент. В стратотипическом разрезе (севернее утеса Бабий Камень) мощность свиты составляет 675 м;

к западу и на север она резко уменьшается. Отложения содержат остатки флоры и фа уны, комплекс спор нижнего триаса и переходной зоны от нижнего к среднему триасу.

Яминская свита (T2jam) имеет мощность в пределах 100—700 м с максимальным значением в районе утеса Бабий Камень и северо-восточной части Бунгарапской впадины. Она подразделяется на туфогенную (мощностью до 200 м) и вышележащую терригенную пачки, завершающие разрез триасо вых отложений Кузбасса. Свита отличается ярко выраженной пестроцветностью, более заметным учас тием грубообломочных пород, пониженным содержанием пирокластики и продуктов ее цеолитизации. В юго-западном направлении свита резко выклинивается, так же как и сосновская. К нижней пачке по р. Томь в южном борту Бунгарапской мульды приурочены два покрова базальтов мощностью около 20 м, разделенных маломощным (до 1.5 м) прослоем туфоалевролитов. Общая мощность пачки колеблется от 4.5 до 60 м и лишь по правому борту р. Ниж. Терсь достигает 200 м за счет увеличения мощности базаль товых тел. Возраст свиты определяется как среднетриасовый по положению в разрезе.

Абинская серия с перерывом и региональным несогласием перекрывается отложениями тарбаган ской серии (J1-2) мощностью до 1500 м. Последняя сложена чередующимися конгломератами, песчани ками, алевролитами, слагающими многочисленные палеорусловые тела и углистыми аргиллитами, плас тами каменных и бурых углей. Отложения характеризуются фациальной изменчивостью и содержат обильные остатки фауны, флоры и палинологические комплексы нижней и средней юры.

Формирование юрских отложений Кузбасса происходило в единой палеогеографической обстанов ке с юрскими отложениями Канско-Ачинского бассейна. Она представляла собой обширный предгорный прогиб, в который аллювиальный материал поставлялся с юго-востока, с Монголо-Охотского орогена [Le Heron et al., 2008;

Davies et al., 2010]. Базальтовые тела в пределах Кузбасса обнаружены на двух стратиг рафических уровнях: 1) среди верхнекарбоновых и нижнепермских отложений в виде долерит-габбро вых силлов (см. табл. 1);

2) среди туфогенно-осадочных отложений мальцевской и яминской свит T1-2 в виде нескольких базальтовых тел, фациальная природа последних дискутируется.

Нижний уровень представлен (см. рис. 2) силлами и дайками габбро, габбро-долеритов, долеритов и монцодиоритов сыркашевского комплекса, их интрузивная природа не вызывает сомнения [Кутолин, 1963]. Силлы этого комплекса (Сыркашевский, Майзасский и Макарьевский) расположены к юго-восто ку от Бунгарапской мульды и прослеживаются на десятки километров по простиранию (см. рис. 2). Мощ ности их достигают 100—130 м. В ассоциации с ними установлены крутопадающие дайки северо-запад ного простирания. На контакте с интрузиями вмещающие породы уплотнены, серицитизированы, биотитизированы и эпидотизированы. На геологических картах видна сложная форма силлов, согласная с простиранием вмещающих позднекарбоново-пермских отложений (см. рис. 2).

Верхний уровень представлен пластовыми телами базальтов и гиалодолеритов салтымаковского комплекса [Fedoseev, 2004]. Они обнажаются повсеместно по обрамлению Бунгарапской впадины (см.

рис. 2, 3), образуют хорошо выраженные в рельефе гряды и располагаются среди отложений мальцев ской и яминской свит. Тела слабодислоцированы, их видимая мощность меняется от первых десятков до сотен метров. Нижнее базальтовое тело, названное нами Караканским силлом, приурочено к основанию мальцевской свиты T1ml и вскрыто в Караканском, Планерном и Кыргайском карьерах, где и было изуче но наиболее детально (табл. 2, см. рис. 3). Кроме того, вблизи пос. Осиновка по керну скважины иссле довано пластовое тело базальтов, природа и стратиграфическое положение которого не вполне ясны.

Караканский карьер находится в 5 км к северу от одноименного поселка, на главенствующей пока вершине Караканского хребта и в 1.5 км на северо-запад от карьера Планерный (см. рис. 3). Он вскрыва ет центральную и нижнюю части базальтового тела, видимая мощность последнего составляет не менее 50 м. Преобладают массивные долериты, которые при приближении к подошве постепенно переходят в анамезиты и типичные базальты. Местами последние приобретают миндалекаменную текстуру и шаро образную отдельность. Эти признаки в сочетании со столбчатым строением вполне могут служить осно ванием для отнесения базальтов к эффузивным фациям. Широким распространением в карьере также 40Ar/39Ar Та бл и ц а 2. датировки и геохимическая изученность мафитов Кузнецкого бассейна Геохронологи- Геохимические Координаты № Географическое Тип Вмещающая Магматические ческий возраст, данные № образца п/п положение породы толща тела млн лет, с.ш. в.д. ПОЭ РЭ материал 1 27 54°21 087°07 Устье руч. Бычий Долерит Мальцевская Салтымаковское Н.д. Н.д.

+ свита, T1ml пластообразное 2 28 54°40 087°10 2 км ниже устья » » »

+ тело, центр.

руч. Бычий часть 3 22 54°15 087°06 Караканский карьер Базальт » Караканский » »

+ силл (западная часть) 4 Кр-25 54°24 086°52 Планерный карьер » » » 250.3 ± 0.7, Н.д. + плагиоклаз 5 S4.1 + + 6 K-04-34/1 54°22 087°32 Утес Бабий Камень, » » Караканский Н.д. Н.д.

+ р. Томь, 11 км ниже силл 7 K-04-34/2 »

+ пос. Усть-Нарык (восточная 8 S10.1 + + часть) 9 K-04-55 54°15 087°06 Кыргайский карьер » » Кыргайское » Н.д.

+ пластовое тело 10 S15.2 + + 11 FGS-8 54°19 087°25 2 км южнее » » Осиновское 250.7 ± 0.6, Н.д. Н.д.

пос. Осиновка, пластовое тело плагиоклаз высота с отметкой 12 Кр-13 Н.д. » + 441 м (образец из керна) 13 FGS-1 53°34 087°47 Лев.берег р. Мрассу, Габбро Балахонская Сыркашевский 252.2 ± 0.5, » Н.д.

пос. Татарка серия, силл биотит C2-3bl—P21bl 14 FGS-5 53°39 088°01 Красногорский 252.3 ± 0.6, карьер биотит П р и м еч а н и е. Ar-Ar возрасты образцов получены в Массачусетском институте технологий [Reichow et al., 2009].

ПОЭ — породообразующие элементы, РЭ — редкие элементы, включая редкие земли;

Н.д. — нет данных.

пользуются зоны мощностью до первых метров, насыщенные миндалинами опала, халцедона и кварца.

Однако карьер не вскрывает ни верхнего, ни нижнего контактов, поэтому решение вопроса об интрузив ной или эффузивной природе базальтов остается открытым.

В Планерном карьере (800 м на северо-восток от Караканского по простиранию толщи вдоль осе вой части одноименного хребта) можно наблюдать нижний контакт базальтового пластового тела. В стенке протяженностью 15 м и высотой 3—4 м отчетливо прослеживается сравнительно ровная поверх ность контакта (рис. 4, а). Характерной особенностью базальтов в приконтактовой части является прак тически полное отсутствие миндалекаменных текстур и видимых признаков газоотделения. Вмещающие породы не несут признаков высокотемпературного воздействия со стороны базальтов, типичного для интрузивных тел. С другой стороны, нет также и следов динамики перемещения расплава, свойственных лавовым потокам.

В Кыргайском карьере, расположенном в 15 км на юго-восток от Планерного (см. рис. 3), вскрыто пластовое тело мощностью около 15—20 м. Оно является, по всей видимости, частью Караканского. В данном карьере интрузивная природа базальтов проявляется с наибольшей убедительностью, что позво ляет в дальнейшем воспользоваться термином силл. Вмещающие породы представлены разноцветными песчаниками, алевролитами и линзами конгломератов. В западных стенках карьера обнажен верхний контакт базальтового тела, выше которого на всем протяжении прослеживается маломощный слой серо цветных алевропесчаников с карбонатно-глинистым цементом. Контактовая поверхность характеризует ся многочисленными выступами базальтов в сочетании с «карманами» алевропесчаников (см. рис. 4, б).

Однако верхний контакт этого слоя сравнительно ровный, что позволяет говорить о повсеместном пере текании карбонат-алевролит-песчаникового материала. Вышележащий горизонт красновато-серых пес чаников, который почти не деформирован: он не меняет своей мощности и лишь местами осложнен мелкими сдвигами и складками волочения. Слои имеют в основном моноклинальное залегание. Базаль ты не оказывают заметного теплового воздействия на пластифицированные песчаники ни в верхнем, ни в нижнем экзоконтактах;

не наблюдается и дочерних даек. Миндалекаменные текстуры в базальтах прак тически отсутствуют.

Рис. 4. Фотографии контактов пластовых тел.

а — нижний контакт Караканского силла (карьер Пла нерный): 1 —базальты, 2 — пачка переслаивающихся пестроцветных песчаников и алевролитов;

б — верх ний контакт Кыргайского тела (карьер Кыргайский):

1 — красноцветный среднезернистый песчаник, 2 — серый алевропесчаник с карбонатно-глинистым цемен том, 3 — базальты.

В правобережье р. Томь магматические породы обнажаются в утесе, известном как Бабий Камень. Особенностью базальтов яв ляется кольцевая отдельность. Падение вме щающих пород северное под углом 20—25°.

Ни верхнего, ни нижнего контактов в естест венных обнажениях не наблюдается. В не скольких метрах от предполагаемого нижне го контакта обнажается толща угленосных песчаников, относящихся уже к угленосным отложениям ерунаковской подсерии P2er (см.

табл. 1).

Для геохронологических и геохимичес ких исследований были отобраны образцы Караканского силла из карьеров Планерный и Кыргайский, а также базальты утеса Бабий Камень (см. рис. 3). Кроме того, изучался керн скважины, пробуренной у пос. Осинов ка. В северной части Бунгарапской мульды образцы базальтов отобраны из устья руч. Бычий (см. рис. 3).

За ее пределами датирован Сыркашевский силл, расположенный на нижнем стратиграфическом уровне среди верхнепалеозойских пород (см. рис. 2;

табл. 2, обр. FGS-1, FGS-5).

ПЕТРОГРАФИЯ ПОРОД Пластовые тела салтымаковского комплекса представлены скрыто-, мелко- и среднезернистыми долеритами и базальтами, состоящими из плагиоклаза, моноклинного пироксена и стекла. В централь ных частях тел отмечаются относительно более крупные вкрапленники пироксена с включениями лейст плагиоклаза и переходы к пойкилоофитовым структурам. Вблизи контактов, напротив, увеличивается количество стекла, и породы приобретают пилотакситовую и гиалиновую структуры, приближаясь к ги алодолеритам и базальтам. Микроскопические миндалины представлены сферическим и интерсерталь ным типами, заполняются агрегатом, имеющим радиальное или зональное строение. В некоторых эн доконтактовых участках отмечаются линейно вытянутые обособления миндалин размером 1—2 см, выполненных халцедоном, кварцем и цеолитами. Наиболее крупные из них (до 15—20 см в поперечни ке) встречены в левобережье р. Томь (выше пос. Ажендарово). Акцессорные минералы представлены тонкодисперсным магнетитом, реже ильменитом и рутилом, вторичные — альбитом, карбонатом, эпи дот-цоизитом, лейкоксеном и цеолитами. В скрытокристаллических разностях микролиты и мелкие вкрапленники основного плагиоклаза и зерен моноклинного пироксена (до 30 %) погружены в стекло, которое частично или полностью замещено палагонитом. Отличительной особенностью долеритов явля ется низкая степень раскристаллизации и монотонный облик.

Базальты Караканского силла состоят преимущественно из черных плагиопорфировых, реже афи ровых разновидностей. Эндоконтактовые зоны сложены стекловатыми породами с обильными (до 50 %) миндалинами (5—20 мм в диаметре), выполненными хлоритом, цеолитом, кальцитом, опалом, халцедо ном и кварцем. Внутренние части силла более раскристаллизованы, характеризуются широким развитием микродолеритовых и пойкилоофитовых структур. Вкрапленники представлены основным плагиоклазом, пижонитом и авгитом (до 25—30 %), реже — интенсивно преобразованным оливином. Слабоизмененное прозрачное стекло (10—15 %), имеющее коричневую, с серым оттенком, окраску, содержит лейсты пла гиоклаза, микролиты пироксена, ильменита и титаномагнетита.

Туфы и туффиты состоят из алевритовых, реже псаммитовых обломков [Лавренов и др., 2008а,б], представленных базальтовым стеклом, плагиоклазом, калиевым полевым шпатом, кварцем, пироксеном, гидрослюдами. Цемент — поровый, хлорит-цеолит-кальцитового состава.

МЕТОДЫ ГЕОХИМИЧЕСКИХ И ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ Для геохимического и геохронологического изучения образцы пород были отобраны из наименее деформированных и измененных тел с минимальным количеством прожилков и миндалин. Для геохими ческого анализа образцы истирались в агатовой мельнице Tema. Анализы базальтов (обр. S4.1, S10.1, S15.2) получены в Университете Лейчестера, Великобритания (табл. 3). Концентрации породообразую щих и редких элементов определялись методом рентгенофлуоресцентного анализа (XRF) на стеклах и прессованных порошковых таблетках соответственно. Анализ XRF проводился по методике [Harvey et al., 1996] на дисперсионно-волновом масс-спектрометре Philips PW1400 с напряжением 3 кВт на аноде рентгеновской трубки. Для повышения точности элементы Ba, Rb, Nb, Ni, V, Y и Zr анализировались с использованием длинных временных интервалов счета, что позволило снизить предел обнаружения (Ba — 4, Rb — 0.5, Nb — 0.4, Ni — 0.8, V — 1, Y — 0.5, Zr — 0.5 г/т) по сравнению с обычной процеду рой и повысить точность определения до 1 % и выше. Калибровка проводилась с использованием меж дународных стандартов BCR-1, BHVO-1, W-2. Редкоземельные элементы предварительно концентриро Та бл и ц а 3. Содержание главных (мас.%) и редких (г/т) элементов в базальтах Кузнецкого бассейна, Западной и Восточной Сибири Компонент S10.1 S4.1 S15.2 ЗСБ-1 ЗСБ -2 ЗСБ -3 Сыв Ив Над SiO2 53.22 54.29 54.30 48.32 51.66 49.44 52.58 50.63 52. TiO2 1.79 1.76 1.82 1.25 1.28 1.26 1.71 2.75 0. Al2O3 14.34 14.63 14.75 15.33 15.30 15.47 15.67 15.21 15. Fe2O3 12.27 12.27 12.29 12.87 11.36 11.93 10.91 13.85 10. MgO 3.82 3.78 4.04 6.66 5.46 6.41 6.34 3.93 6. CaO 7.96 7.48 7.56 10.13 6.66 6.23 7.79 6.94 10. Na2O 3.88 3.74 4.12 2.92 3.19 3.99 3.37 3.47 2. K2O 0.89 1.71 0.97 0.55 2.01 1.77 1.22 2.07 1. P2O5 0.53 0.53 0.54 0.16 0.48 0.33 0.26 0.93 0. MnO 0.24 0.24 0.25 0.20 0.18 0.17 0.15 0.21 0. П.п.п 1.32 1.13 1.19 2.74 3.29 3.80 Н.о. Н.о. Н.о.

Сумма 100.3 101.6 101.8 101.1 100.9 100.8 » » »

Mg# 39.7 39.5 41.0 52.3 50.4 53.2 56.6 38.7 58. Eu/Eu* 0.9 0.9 0.9 0.86 0.85 0.90 0.98 0.83 0. Ba 607.2 652.3 711.2 375 1236 1174 440 945 Nb 15.5 14.2 16.0 5.3 8.8 9.3 16.41 33.28 9. Rb 28.9 47.9 23.3 10.6 35.9 27.8 29.65 43.24 31. Sr 519.0 537.8 528.6 353 768 878 377 429 Y 48.3 49.2 48.8 32.1 39.9 39.3 20.6 27.2 49. Zr 240.9 245.5 244.9 91.8 171.1 159.1 200 351 La 33.3 33.0 33.0 13.0 25.8 22.3 23.1 49.0 16. Ce 74.4 76.4 74.2 20.0 56.2 51.6 50.2 108.6 35. Pr 8.5 8.6 8.3 2.7 7.2 5.9 5.8 11.7 3. Nd 39.8 40.4 39.1 12.0 33.5 25.2 25.5 54.0 17. Sm 7.9 8.1 8.0 3.4 7.4 6.3 5.7 11.1 3. Eu 2.1 2.2 2.2 1.1 2.0 1.8 1.8 3.0 1. Gd 7.1 7.0 7.1 4.5 6.4 5.8 5.4 10.3 4. Dy 6.5 6.7 6.7 5.0 6.2 6.2 4.9 8.8 4. Er 3.8 3.9 3.9 3.2 3.9 3.3 2.6 4.6 2. Yb 4.2 4.2 4.0 3.3 3.7 3.6 0.4 0.7 0. Lu 0.4 0.4 0.4 0.5 0.6 0.6 2.4 4.3 2. Nb/Zr 0.06 0.06 0.07 0.06 0.05 0.06 0.08 0.09 0. Ti/Zr 44.4 43.0 44.5 81.6 44.8 47.6 51.3 47.1 47. П р и м еч а н и е. S10.1, S4.1 и S15.2 — базальты Кузнецкого бассейна;

ЗСБ-1, ЗСБ–2 и ЗСБ–3 — Западно-Сибирско го бассейна;

Сыв, Ив, Над — Восточная Сибирь или сибирские траппы (средние из анализов, приведенных в [Reichow et al., 2005]). Н.о. — не определено. Mg# = (MgO/40)/(FeO/72 + MgO/40)100, принимая FeO = 0.85 Fe2O3. Отношения Eu/Eu* рассчитаны по методу [Taylor, McLennan, 1985].

вались в ионообменных колонках. Затем полученные растворы анализировались на оптико-эмиссионном спектрометре на индуктивно связанной плазме JY-Ultima-2. Остальные геохимические данные, включен ные в обработку (обр. K-04-34/1, K-04-34/2, Кр-13, 22, 28), были получены в Институте геологии и мине ралогии СО РАН, г. Новосибирск. Содержания породообразующих элементов определялись методом XRF на аппарате Научприбор по ГОСТу 41-08-212-82 Мингео СССР. Стандартные отклонения — в пре делах 5 %, сумма — 100 ± 1 %. Редкие элементы и РЗЭ анализировались методом нейтронно-активацион ного анализа (INAA). Облучение образцов проводилось на ядерном реакторе Томского политехнического университета интегральным потоком 1017 нейтронов/см2. Замеры были сделаны на гамма-спектрометре в два этапа с периодами охлаждения в 1 неделю и 3 месяца.

ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА БАЗАЛЬТОВ Нами изучен петрохимический и геохимический состав базальтов и габбро-долеритов Кузнецкого бассейна (см. рис. 3;

табл. 2). В табл. 3 показаны только полные геохимические данные (породообразую щие, редкоземельные и редкие элементы) для трех наиболее типичных образцов Караканского силла (S4.1, S10.1, S15.2). Породы характеризуются относительной стабильностью химического состава и при надлежат субщелочным калиево-натриевым и высоконатриевым низкоглиноземистым базальтам толеи товой серии [Кутолин, 1963;

Крук и др., 1999]. В целом для кузбасских базальтов характерны средние содержания титана и повышенные фосфора и щелочей (см. табл. 3).

Рис. 5. Соотношения породообразующих и редких элементов относительно MgO для кузбасских базальтов по сравнению с базальтами восточно-сибирских траппов (ВСТ) и Западно-Сибирского бассейна (ЗСБ), по [Reichow et al., 2005], Северо-Монгольской магматической области (СММО), по [Ярмолюк и др., 1999, 2002].

1—6 — пермотриасовые базальты: 1 — Кузнецкого бассейна, по данным авторов;

2 — Кузнецкого бассейна, по [Крук и др., 1999];

3—5 — восточно-сибирских траппов: 3 — сыверминская, 4 — ивакинская, 5 — надеждинская свиты;

6 — Уренгойского рифта ЗСБ;

7 — триасовые базальты СММО.

Рис. 6. Графики соотношений Zr—Nb (а) и Zr—Ti (б) для кузбасских базальтов по сравнению со спектрами траппов Западной и Восточной Сибири, базальтов Килауэа, океанического плато (Oн тонг-Джава), N-MORB и Параны, по [Reichow et al., 2005].

Усл. обозн. см. на рис. 5, пояснения см. в тексте.

Состав базальтов рассмотрен на рис. 5—8, где для сравнения также показаны точки средних соста вов следующих регионов пермотриасового магматизма: 1) Западно-Сибирского бассейна: образцы ЗСБ-1, ЗСБ-2, ЗСБ-3 из Уренгойского рифта — средние по скважинным образцам из ярайнерской, тагринской и саемтагской свит соответственно;

2) Норильского разреза сибирских траппов (свиты: ивакинская — Ив, надеждинская — Над, сыверминская — Сыв [Reichow et al., 2005];

3) Кузнецкого бассейна — высокоти танистые базальты К-53м, К-53т [Крук и др., 1999];

4) Восточная Монголия и Забайкалье — обр. ВМ-Заб [Ярмолюк, Коваленко, 2003];

5) Северо-Монгольская рифтовая система — среднетитанистые (СМ-1) и вы сокотитанистые (СМ-2) базальты [Ярмолюк и др., 1999].

Разброс содержаний основных петрогенных элементов, пересчитанных на сухой остаток, неболь шой: MgO = 3.4—5.2, (Fe2O3)общ = 11—13 мас.%, Mg# = 35—45. Кузбасские базальты менее магнезиаль ны, чем их «сибирские» аналоги, подробно описанные в работах [Альмухамедов и др., 1998, 1999а;

Reichow et al., 2005]. Содержание TiO2 варьирует от 1.45 до 1.81 мас.%, а P2O5 от 0.47 до 0.74 мас.% (см.

рис. 5). Концентрация SiO2 меняется от 51.2 до 53.6 мас.%, а Al2O3 достаточно постоянен для всех образ цов — около 14 мас.%, т.е. ниже, чем среднее для базальтов Западной Сибири (17 мас.%).

Кузбасские базальты достаточно дифферен цированы, что подтверждается наличием от рицательных трендов при росте магнезиаль ности по SiO2, TiO2, Fe2O3 и Zr. По сравнению с траппами других районов они характеризу ются более высокими содержаниями SiO2, средними TiO2, Fe2O3, P2O5, La, Nb, Zr и пони женными Al2O3, в целом по большинству Рис. 7. Нормированные по хондриту спект ры РЗЭ кузбасских базальтов (серое поле) по сравнению со спектрами базальтов фундамента Западно-Сибирского бассей на и Восточной Сибири, по [Reichow et al., 2005].

Пояснения. см. в тексте.

Рис. 8. Нормированные по составу прими тивной мантии мультикомпонентные диа граммы для кузбасских базальтов (серое поле) и других регионов траппового маг матизма.

Нормировочные значения взяты из [McDonough, Sun, 1995].

Пояснения см. в тексте. Усл. обозн. см. на рис. 7.

компонентов близки (но не идентичны!) ба зальтам Северо-Монгольской магматической области и Уренгойского рифта (см. рис. 5).

При снижении MgO для кузбасских ба зальтов наблюдается тренд по Nb (14—17 г/т), но не по Y (41—50 г/т) (см. рис. 5). Отношение Nb/Zr = 0.05—0.07 немного выше, чем таковое для Запад ной Сибири и океанических платобазальтов (см. табл. 3, рис. 6, а) [Mahoney et al., 1993;

Reichow et al., 2005]. На графике Zr—Nb они попадают в поле базальтов Параны (см. рис. 6, а). На графике Zr—Ti (см.

рис. 6, б) точки составов кузбасских базальтов ложатся рядом с линией Ti/Zr = 51, отношение Ti/Zr варь ирует от 42 до 51, т.е. ниже, чем у базальтов Параны и надеждинской свиты Восточной Сибири. Это предполагает разные мантийные источники, разные степени частичного плавления и, возможно, большее количество титаномагнетита в расплаве. По этим соотношениям кузбасские базальты близки к базальтам сыверминской свиты сибирских траппов и Северо-Монгольской рифтовой зоны [Ярмолюк, Коваленко, 2003;

Reichow et al., 2005].

Спектры редкоземельных элементов (см. рис. 7) для базальтов Кузбасса близки к сыверминскому магматическому типу базальтов и к некоторым базальтам Восточной и Северной Монголии и Забайкалья:

они обогащены легкими редкими землями относительно хондрита ((La/Sm)n = 2.4—2.5) и характеризу ются слабодифференцированными тяжелыми РЗЭ ((Sm/Yb)n = 2.3—1.9). Низкие величины Eu/ Eu* = 0.68—0.71 свидетельствуют о фракционировании плагиоклаза из расплава (см. табл. 3;

рис. 6).

Среднее до низкого отношение (Gd/Yb)n = 1.4—2.0 в кузбасских базальтах и других регионах допускает мантийный источник плавления на уровне шпинелевой фации.

На мультикомпонентных спектрах, нормированных к примитивной мантии (РМ), по [McDonough, Sun, 1995], большинство составов базальтов Кузнецкого бассейна и других регионов характеризуются повышенными содержаниями LILE (Ba, Rb и K) относительно неподвижных HFSE (Zr, Ti, Y), отрица тельными аномалиями по Nb, Ti и Sr (см. рис. 8).

ГЕОХРОНОЛОГИЯ Первое 40Ar/39Ar изотопное датирование возраста базальтового магматизма в Кузнецком бассейне было сделано на аппаратуре ИГМ СО РАН по амфиболам из пород Сыркашевского силла и показали значения 246.2 ± 1.4 и 249.0 ± 1.8 млн лет [Fedoseev, 2004], что с учетом ошибки очень близко к границе перми и триаса. Новые геохронологические данные получены по плагиоклазу и биотиту в Массачусетс ком институте технологий [Reichow et al., 2009] (рис. 9, см. табл. 2). Положение точек отбора образцов приведено на рис. 3. «Минеральные» возрасты образцов S4.1 (Караканский силл), FGS-8 (Осиновское тело), FGS-1 и FGS-5 (Сыркашевский силл) установлены на уровне самых верхов поздней перми:

250.3 ± 0.7, 250.7 ± 0.6, 252.2 ± 0.5 и 252.3 ± 0.6 млн лет соответственно.

ДИСКУССИЯ Типы магматических тел кузбасских траппов Одной из важнейших до сих пор однозначно нерешенных проблем пермотриасового магматизма в Кузбассе является его природа: вулканическая и/или субвулканическая. На трудность различия лавовых потоков и силлов указывали многие исследователи [Лучицкий, 1960;

Соболев, 1986], однако на практике эта дилемма практически всегда решалась в пользу эффузивов. Это могло быть связано с тем, что стек ловатые структуры, миндалекаменные текстуры, ассоциация с туфогенными породами, отсутствие до черних даек, столбчатая отдельность и другие признаки долгое время считались определяющими именно для вулканических, а не субвулканических пород [Меняйлов, 1962;

Raymond, Murchison, 1988;

Boulter, 1993;

Краснов, Федосеев, 2000].

Рис. 9. Результаты 40Ar/39Ar датирования базальтов и габбро Кузнецкого бассейна, полученные в Массачусетском институте технологий [Reichow et al., 2009].

В большинстве стенок изученных нами карьеров вскрыты преимущественно нижние контакты ба зитовых тел. Их особенностью является устойчивая параллельность слоистости подстилающих пород (см. рис. 4, а). Это постоянство наблюдается во многих обнажениях, находящихся друг от друга на рас стоянии нескольких километров. Такая устойчивость взаимоотношений может быть истолкована скорее в пользу «горячего», а не «холодного» контакта. Кроме этого, базальтам свойственно практически полное отсутствие приконтактовых пустот и миндалин и наличие на некотором удалении от контактовой поверх ности маломощных блоков слоистых пород, аналогичных по составу породам экзоконтакта. Отсутствие пузыристой структуры и ненарушенные элементы залегания предполагают ограниченное присутствие газовой фазы в магме и относительно спокойное движение расплава.

Выше отмечалось, что верхние контакты базальт-долеритовых тел в Кузбассе плохо обнажены: в естественных обнажениях, в том числе и по рекам, они обычно закрыты рыхлыми отложениями. Изучен ный нами единственный четкий верхний контакт в Кыргайском карьере (см. рис. 4, б) характеризуется многочисленными выступами и валиками базальтов в сочетании с «карманами» и вздутиями в погранич ном «буферном» слое алевропесчаника. Значительные колебания мощности пограничного слоя (0—1.5 м) указывают на перетекание карбонат-алевролит-песчаникового материала во время внедрения расплава.

Почти полное выклинивание этого слоя может быть вызвано последующими тектоническими подвижка ми, приходящими уже после кристаллизации расплава. Базальты не оказывают заметного теплового воз действия на пластифицированные песчаники, нет также и дочерних даек. В этой связи можно предполо жить, что подобные приконтактовые макроструктуры обязаны своим происхождением напорному течению магмы, сопровождавшемуся на последних стадиях формирования силла малоамплитудными дизъюнктивными нарушениями, затрагивающими как базальты, так и вмещающие толщи. Вероятно, что объемы магмы и ее температура были недостаточными для отрыва от основного тела, в результате были сформированы бугорчатые поверхности верхнего контакта силла.

Наличие двух взаимно параллельных пластовых тел (см. рис. 3), трассирующих контуры Бунгарап ской впадины на выдержанном расстоянии от нижней границы мальцевской свиты, говорит в пользу их силовой природы. Кроме того, долерит-базальтовое тело в северо-западной части Бунгарапской впадины раздваивается, что также свидетельствует в пользу его интрузивной природы.

Но при этом нельзя отрицать, что интенсивность теплового воздействия кузбасских силлов на вме щающие породы является минимальной и не соответствует той, которая обычно ожидается для магмы основного состава. По всей вероятности, это действительно редкое явление для малоглубинных и мало мощных силлов [Краснов, Федосеев, 2000]. На данное обстоятельство указывали многие исследователи Кузбасса, что и послужило в свое время решающим аргументом в пользу вулканического происхождения базальтов [Нейбург, 1940]. Однако далеко не все геологи изначально с этим были согласны. Справедли вости ради отметим, что в эффузивной природе базальтов в разрезе Бабьего Камня усомнился М.А. Усов [1935], а в разрезе по р. Ср. Терсь — В.А. Хахлов [1935]. Позже А.М. Кузьмин [1969] представил модель формирования траппов Кузбасса как интрузивных тел. По его представлениям, на месте предполагаемо го ранее вулканического очага формировался лакколит с несколькими пластовыми сателлитами. Заме тим, что указанные выше исследователи в качестве одного из решающих аргументов в пользу силлов считали отсутствие в верхней контактовой зоне пластовых тел корок экзогенного изменения.

Внутреннее строение и породный состав позднепермского Караканского силла салтымаковского комплекса свидетельствуют о внедрении магмы на глубинах в первые сотни метров, возможно, в породы, обогащенные водой, что привело к быстрому остыванию и закалке под давлением. Породы Сыркашевс кого силла — габбро-долериты и монцодиориты — имеют также позднепермский возраст и по геохимичес ким данным являются комагматами силлов салтымаковского комплекса, но их становление среди верх некарбоново-нижнепермских отложений приурочено к глубинам в несколько километров.

Широкое развитие в составе абинской серии туфов позволяет предполагать наличие палеовулкани ческой постройки, что согласуется с геолого-геофизическими данными, представленными в отчетах про изводственных геологических организаций [Лавренов и др., 2008а,б]. Предполагаемый центр вулкана фиксируется гравитационной аномалией и максимальной мощностью (до 2000 м) серии в северной части Бунгарапской впадины, где выявлено семь пластовых базальтовых тел с мощностью до 103 м. По мере удаления от предполагаемого вулканического центра наблюдается резкое уменьшение мощности туфо генно-осадочных толщ, вплоть до полного их выклинивания. В южной и северной частях Кузнецкого бассейна юрские толщи уже перекрывают пермские отложения, что свидетельствует в пользу вулкани ческой постройки, а не протяженного плато. В составе обломочного материала юрских терригенных по род обнаружены продукты разрушения базальтов [Кутолин, 1963;

Лавренов и др., 2008а,б], источником которых мог служить палеовулкан.

Для абинской серии свойственна смена грубообломочного аллювиального осадконакопления в ни зах разреза (мальцевская свита) через накопление бассейновых туфогенно-осадочных толщ с карбонат ным цементом (мальцевская и сосновская свиты) до формирования грубообломочных аллювиальных образований в верхней части разреза (яминская свита). Резкая смена мощности и фациальная изменчи вость абинской серии свидетельствует о прогибании Кузнецкого бассейна в триасе, начало которого фик сируется проявлением позднепермского плюмового магматизма. Вероятно, бассейн в триасе развивался как структура растяжения в единой геодинамической обстановке с рифтогенными структурами фунда мента Западно-Сибирского осадочного бассейна (см. рис. 1).

Таким образом, приведенные в статье геологические, литологические, стратиграфические, геохро нологические, петролого-геохимические данные допускают принадлежность части базальтовых тел сре ди абинской серии к интрузивным образованиям (силлам) и наличие на территории Кузбасса палеовул канической постройки. Для окончательного решения этих проблем необходимо более детальное изучение керна скважин туфогенно-осадочных пород абинской серии и расположенных в них пластовых тел в се верной части Бунгарапской впадины. Особое внимание должно быть уделено контактам и мощностям магматических тел, их геохронологическому датированию.

Интерпретация геохимических данных С точки зрения химического состава в предыдущих работах [Кутолин, 1963;

Крук и др., 1999] от мечено, что базальты Кузбасса характеризуются переходными разностями от толеитовой к субщелочной серии. Среди них выделяются оливин-нормативные толеиты (SiO2 = 48—49.5 мас.%, 5—8 % оливина) и в большом количестве кварц-нормативные толеиты (SiO2 = 51.3—53.5 мас.%, 2—11 % кварца). Сходные свойства имеют триасовые базальты Уренгойского рифта фундамента Западно-Сибирского бассейна и Северо-Монгольской рифтовой системы (рис. 5). По отношению же к базальтам Сибирской платформы они отличаются повышенным содержанием кремнезема, фосфора, щелочей и железистости [Альмухаме дов и др., 1998, 1999а;

Крук и др., 1999]. На рис. 5, 6 выделяются две группы кузбасских базальтов, раз личающиеся в первую очередь содержанием TiO2, Fe2O3, La и Nb. Мы предполагаем, что более низкоти танистая группа, характеризующаяся более низкими концентрациями Fe2O3, La и Nb, могла быть контаминирована материалом континентальной коры. В пользу этого предположения говорят и в сред нем более высокие содержания Th в породах этой группы по сравнению с высокотитанистыми разностя ми (см. табл. 3) [Puchtel et al., 1997;

Крук и др., 1999].

Мультикомпонентные диаграммы, нормированные по примитивной мантии, имеют отрицательные аномалии по Nb, Ti и Sr (рис. 8). Поскольку континентальная кора в целом обеднена Nb и Ti [McDonough, Sun, 1995], то аномалии по этим двум элементам могут быть связаны с коровой контаминацией. С другой стороны, их могло вызвать отделение титаномагнетита при плавлении в условиях высокой летучести кислорода, так как этот минерал является совместимым с Nb и Ti. Последнее менее вероятно, поскольку содержания Ti намного выше, чем в базальтах субщелочной и известково-щелочной серий островных дуг [Фролова, Бурикова, 1997], формирующихся при высокой летучести кислорода. Последняя обеспечива ется плавлением погружающейся океанической коры, содержащей водонасыщенные минералы (см.

рис. 5, 8, табл. 3). Причиной же аномалий по Sr, скорее всего, является фракционирование плагиоклаза из расплава в промежуточной камере. Процессы вторичных изменений — как фактор низких содержаний Sr — менее вероятны, так как кузбасские базальты относительно свежие и имеют более низкие значения п.п.п. (2 мас.%) по сравнению с базальтами ЗСБ (4—5 мас.%). Контаминация базальтовыми магмами материала континентальной коры вполне допустима из-за сочетания минимумов по Nb, высоких значе ний (La/Sm)n = 2.45, Th/Ta = 5.3—6.5, Th/Ce = 0.6 и Th = 4.4—11 (см. рис. 7, 8, табл. 3) [Arndt, Jenner, 1986;

Puchtel et al., 1997].

Полученные новые данные по содержанию главных и редких элементов указывают на близость составов базальтов Кузнецкого бассейна к платобазальтам (низкое содержание MgO, отрицательные ано малии Nb и Ti на мультикомпонентной диаграмме), аналогичным среднетитанистым базальтам сывер минской группы сибирских траппов, расположенных в средней части Норильского разреза и базальтам Уренгойского рифта Западной Сибири и Северо-Монгольской рифтовой системы.

Возраст магматизма и положение границы перми и триаса в Кузнецком бассейне Полученные нами и ранее опубликованные данные показывают, что магматизм в Кузбассе про явился в верхней перми—среднем триасе и обусловлен воздействием мантийного плюма. Сравнение возраста и геохимического состава кузбасских базальтов, долеритов и габбро позволяет предположить, что проявления мафитового магматизма связаны с глобальными событиями на рубеже перми и триаса, охватившими Восточную и Западную Сибирь, Южный и Полярный Урал, Таймыр, Монголию и Забайка лье. Большинство исследователей признают, что пермотриасовый этап магматизма на Сибирской плат форме был крупнейшим событием континентального базальтового магматизма за всю историю Земли, которое и явилось причиной резких климатических изменений в этом регионе и связанным с ними мас совым вымиранием биоты [Erwin, 1994;

Wignall, 2001].

Перед обсуждением полученных геохронологических данных необходимо рассмотреть значение возраста границы перми и триаса. На Международной стратиграфической шкале, утвержденной Между народным стратиграфическим комитетом, эта граница показана на уровне 251.0 ± 0.4 млн лет на основе данных U-Pb датирования цирконов из слоев 25 и 28 мейшанского стратотипа, ограничивающих пермо триасовый рубеж [Gradstein et al., 2004]. В то же время многими авторами отмечались расхождения меж ду датировками, полученными U-Pb и Ar-Ar методами для одних и тех же слоев [Reichow et al., 2009]. В данной работе рассматриваются 40Ar/39Ar возрасты, и поэтому мы будем сравнивать их с данными по слоям 25 и 28 мейшанского стратотипа, полученным также 40Ar/39Ar методом. В соответствии с послед ними наиболее точными данными Ar-Ar изотопии граница перми и триаса находится на уровне 249.25 ± 0.14 млн лет, по [Reichow et al., 2009] или 249.83 ± 0.15 млн лет, по [Renne et al., 1995]. Среднее значение из этих двух датировок составляет 249.54 ± 0.14 млн лет.

Для базальтов Караканского силла, залегающего в нижней части абинской серии, установлен воз раст 250.3 ± 0.7 млн лет, что соответствует самым верхам перми, если исходить из 40Ar/39Ar границы перми—триаса в 249.25 ± 0.14 млн лет. Кроме того, мы должны учитывать, что возраст силла в любом случае моложе, чем возраст вмещающих его осадков, а основание абинской серии проводится примерно в 250—300 м ниже силла. Полученные геохронологические данные и структурное положение базальтов Караканского силла свидетельствуют о том, что граница перми и триаса в Кузнецком бассейне может проходить в верхней части мальцевской свиты, выше по разрезу от положения силла (см. табл. 1). Для этого потребуются дополнительные геохронологические исследования.

Структурное положение и возрастные аналоги плюмового магматизма Кузнецкого бассейна на Южном Урале и в Северной Монголии Рассмотренные в статье силлы Кузбасса из нижней части абинской серии по изотопному возрасту (252—248 млн лет) соответствуют Сибирским траппам и базальтам рифтовых систем фундамента Запад но-Сибирского бассейна (поздняя пермь—ранний триас). Верхняя часть разреза абинской серии, вклю чающая пирокластические породы и ряд базальтовых тел, согласуется с возрастом среднетриасового вулканизма рифтогенных структур Южного Урала [Тужикова, Курбежекова, 1973;

Иванов, 1974] и Север ной Монголии [Ярмолюк и др., 1999, 2002;

Ярмолюк, Коваленко, 2003;

Воронцов и др., 2007].

Позднепермско-среднетриасовые магматические образования Южного Урала, так же как и Кузбас са, расположены по обрамлению Восточно-Сибирской трапповой провинции и локализуются вблизи и на продолжении рифтовых структур фундамента Западно-Сибирского бассейна (см. рис. 1). В Челябинском грабене [Тужикова, Курбежекова, 1973;

Иванов, 1974] трапповый магматизм выразился в многократных базальтовых излияниях трещинного линейного типа в наземно-континентальных условиях с подчинен ным проявлением силлов, туфов и туффитов. Мощность эффузивно-осадочной толщи в центральной части грабена достигает 1000 м, в западном и восточном направлениях она уменьшается. Толща располо жена в основании позднетриасового угленосного осадочного разреза. Ее возраст определен как ранне среднетриасовый по обширным находкам палинологических комплексов и флоры. Геохронологические датировки [Reichow et al., 2009] базальтовых тел из скв. Челябинская-7, отобранных на глубинах 254.0 и 696.4 м составляют соответственно 243.3 ± 0.6 и 242.1 ± 0.6 млн лет, что может согласоваться с биостра тиграфическими данными в том случае, если верхнее тело является потоком, а нижнее — силлом либо оба тела являются силлами. В любом случае, геолого-биостратиграфические и геохронологические дан ные по Южному Уралу указывают на активное проявление плюмового базальтового магматизма в период раннего—среднего триаса.

Раннесреднетриасовому возрасту соответствует и часть проявлений мезозойского вулканизма Се веро-Монгольской рифтовой системы [Ярмолюк и др., 1999, 2002;

Ярмолюк, Коваленко, 2003;

Воронцов и др., 2007], которая протягивается на расстояние свыше 2000 км от предгорий Монгольского Алтая на западе до Витимского плоскогорья на востоке (см. рис. 1). В ее составе выделяется система впадин, гра бенов и разделяющих их поднятий и горстов. Эти структуры в значительной мере эродированы, поэтому контуры зоны проводятся по распространению развитых в ней магматических образований.

В Северной Монголии [Ярмолюк и др., 2002;

Воронцов и др., 2007] выделяется ряд впадин (мульд), выполненных раннемезозойскими осадочно-вулканогенными толщами. Наиболее крупная из них (Ор хонская впадина) имеет размеры 150120 км и близка по размерам к Бунгарапской впадине Кузнецкого бассейна. В ее строении выделяются нижняя (абзогская ) и верхняя (могодская) толщи. Нижняя толща сложена конгломератами, песчаниками и алевролитами, содержащими флору среднепозднетриасовых растений. Верхняя — связана с нижней фациальными переходами и характеризуется преобладанием вул каногенных пород основного и среднего составов. Среди них преобладают трахиандезибазальты (пирок сеновые и пироксен-плагиоклазовые порфириты), редко встречаются базальты, в единичных случаях — потоки трахиандезитов и трахитов. В Уртынгольском грабене мощность эффузивно-осадочной толщи достигает 2500 м. В ее составе местами отмечаются горизонты шаровых лав с гиалокластитовым цемен том, свидетельствующим о подводных условиях. Они чередуются в разрезе с горизонтами красных агло мератов и пористых лав субаэральных фаций. В Бат-Ценгельской впадине размером 15 30 км развиты исключительно вулканогенные породы (лавы, редко туфы плагиоклазовых и пироксен-плагиоклазовых порфиритов), мощность которых достигает 1200 м. В Верхнехануйской впадине развито поле вулканитов размером 30 30 км. Лавы и туфы залегают на раннемезозойской коре выветривания и по составу соот ветствуют позднетриасовым породам Бат-Ценгельской впадины [Карта…, 1989].

ВЫВОДЫ Геологические и стратиграфические данные по осадочному выполнению, геохимические и геохро нологические данные по магматическим породам Кузнецкого бассейна свидетельствуют, что здесь в пери од 252—248 млн лет проявились базитовые силлы и дайки, а по всему разрезу абинской серии (P2?—T1) широко развиты вулканокластические и вулканогенно-осадочные породы, а также пластовые тела ба зальтов неопределенного генезиса.

Базальты представлены средневысокотитанистыми толеитовыми разновидностями, обогащенны ми Nb и La, близкими по составу к раннетриасовым базальтам сыверминской свиты сибирских траппов, Уренгойского рифта Западно-Сибирского бассейна и триасовым базальтам Северо-Монгольской рифто вой системы. Их образование связано с плюмовыми процессами, что обосновывается сочетанием отри цательных аномалий по Nb на мультикомпонентных диаграммах ((Nb/La)PM = 0.34—0.48) и высоких со держаний легких редкоземельных элементов (Lan = 90—115, (La/Sm)n = 2.4—2.6). Низкие до умеренных степени дифференциации тяжелых РЗЭ ((Gd/Yb)n = 1.4—1.7) предполагают мантийный источник базаль товых расплавов на уровне шпинелевой фации.

Состав и возраст изученных пород подтверждает высказанное ранее предположение о генетичес кой и структурной связи кузбасских траппов с массовыми пермотриасовыми трапповыми излияниями Сибирского суперплюма. Резкая смена мощности и фациальная изменчивость абинской серии P2?—T свидетельствует о ее формировании в рамках палеовулканической постройки.

Таким образом, проявление позднепермско-среднетриасового плюмового магматизма Кузбасса происходило по аналогии с формированием триасовых эффузивно-осадочных толщ Южного Урала и Северной Монголии и могут совместно характеризовать магматизм зон растяжения. Наметилась возраст ная миграция плюмового магматизма с севера на юг от позднепермско-раннетриасового в фундаменте Западно-Сибирского бассейна через позднепермско-среднетриасовый на Южном Урале и Кузбассе до триасового в Монголо-Забайкальской области. Эту закономерность можно объяснить проявлением Си бирского плюма над мигрирующей на север Евразией и проявлением магматизма в зонах растяжения, сопряженных со сдвигами [Allen et al., 2006]. Такие крупномасштабные сдвиги широко проявились в перми—триасе в складчатой области между Восточно-Европейским и Сибирским континентами как ре зультат их позднепалеозойской коллизии [Hetzel, Glodny, 2002;

Буслов и др., 2003;

Laurent-Charvet et al., 2003;

Buslov et al., 2004;

Добрецов, Буслов, 2007].

Авторы выражают глубокую признательность рецензентам за конструктивные замечания и полез ные дискуссии, которые позволили значительно улучшить качество рукописи, а также искреннюю благо дарность профессору М. Алену за совместные полевые работы в Кузбасском бассейне.

Работа выполнена при поддержке НШ-5736.2008.5 и РФФИ (грант 08-05-00301).

ЛИТЕРАТУРА Альмухамедов А.И., Медведев А.Я., Кирда Н.П., Батурина Т.П. Триасовый вулканогенный ком плекс Западной Сибири // Докл. РАН, 1998, т. 362, № 3, c. 372—377.

Альмухамедов А.И., Медведев А.Я., Кирда Н.П. Сравнительный анализ геодинамики пермотриа сового магматизма Восточной и Западной Сибири // Геология и геофизика, 1999а, т. 40 (11), с. 1575— 1587.

Альмухамедов А.И., Васильев Ю.Р., Медведев А.Я. Низкокалиевые базальты Маймеча-Котуйс кой провинции и их вероятная геодинамическая позиция // Докл. РАН, 1999б, т. 366, № 4, с. 507—510.

Богомазов В.М., Вербицкая Н.Г., Золотов А.П., Фадеева И.З. Стратиграфия и условия образо вания кольчугинской серии Кузбасса // Кузбасс — ключевой район в стратиграфии верхнего палеозоя Ангариды. Т. I / Ред. И.В. Будников. Новосибирск, Южсибгеолком, 1996, с. 104—115.

Буслов М.М., Ватанабе Т., Смирнова Л.В., Фудживара И., Ивата К., де Граве И., Семаков Н.Н., Травин А.В., Кирьянова А.П., Кох Д.А. Роль сдвигов в позднепалеозойско-раннемезозойской тектонике и геодинамике Алтае-Саянской и Восточно-Казахстанской складчатых областей // Геология и геофизика, 2003, т. 44 (1—2), с. 49—75.

Васильев Ю.Р., Прусская С.Н., Мазуров М.П., Медведев А.Я., Альмухамедов А.И., Гора М.П.

Онекский интрузивный комплекс — новый структурный тип крупнообъемных проявлений интрузивного траппового магматизма на Сибирской платформе // Геология и геофизика, 2008, т. 49 (5), с. 395—409.

Вербицкая Н.Г. Кузбасс — ключевой район в стратиграфии верхнего палеозоя Ангариды // Куз басс — ключевой район в стратиграфии верхнего палеозоя Ангариды. Т. II. Новосибирск, СНИИГИМС, 1996, с. 115—120.

Воронцов А.А., Ярмолюк В.В., Лыхин Д.А., Дриль С.И., Татарников С.А., Сандимирова Г.П.

Источник магматизма и геодинамика формирования раннемезозойской Северо-Монгольской—Западно Забайальской рифтовой зоны // Петрология, 2007, т. 15, № 1, с. 37—60.

Геология месторождений угля и горючих сланцев СССР / Под ред. А.В. Сидоренко, В.Д. Фомиче ва. Т. 7. М., Недра, 1969, 912 с.

Геология СССР. Т. XIV. М., Недра, 1967, 664 с.

Добрецов Н.Л. Пермотриасовый магматизм и осадконакопление в Евразии как отражение суперп люма // Докл. РАН, 1997, т. 354, № 2, c. 220—223.

Добрецов Н.Л. Крупнейшие магматические провинции Азии (250 млн лет): сибирские и эмей шанские траппы (платобазальты) и ассоциирующие гранитоиды // Геология и геофизика, 2005, т. 46 (9), с. 870—890.

Добрецов Н.Л., Буслов М.М. Позднекембрийско-ордовикская тектоника и геодинамика Цент ральной Азии // Геология и геофизика, 2007, т. 48 (1), с. 93—108.

Иванов К.П. Триасовая трапповая формация Урала. М., Наука, 1974, 155 с.

Карта геологических формаций Монгольской Народной Республики м-ба 1:1 500 000. М., Главное управление геодезии и картографии, 1989.

Краснов В.И., Федосеев Г.С. Быскарская серия Минусинского межгорного прогиба: современная интерпретация (к совершенствованию легенды Госгеолкарты-200 и 1000 // Стратиграфия и палеонтоло гия Сибири. Новосибирск, Изд-во СНИИГГиМСа, 2000, с. 93—99.

Крук Н.Н., Плотников А.В., Владимиров А.Г., Кутолин В.А. Геохимия и геодинамические усло вия формирования траппов Кузбасса // Докл. РАН, 1999, т. 369, № 6, с. 812—815.

Кузьмин А.М. Вулканизм // Геология месторождений угля и горючих сланцев СССР. Т. 7. Кузнец кий, Горловский бассейны и другие угольные месторождения Западной Сибири / Ред. В.И. Яворский. М., Недра, 1969, с. 184—205.

Куртигешев В.С., Родченко С.А., Митрохин Д.В., Туманова Л.Н., Токарев В.Н., Бабин Г.А.

Государственная геологическая карта Российской Федерации м-ба 1:200 000. Издание второе. Серия Куз басская. Лист N-45-X (Центральный). Объяснительная записка. СПб., Картфабрика ВСЕГЕИ, 2008, 171 с.

Кутолин В.А. Трапповая формация Кузбасса. Новосибирск, СО АН СССР, 1963, 117 с.

Лавренов П.Ф., Снежко Б.А., Щигрев А.Ф., Дмитриева Н.В., Филиппова Н.Е., Носков Ю.С., Зейферт Л.Л. Государственная геологическая карта Российской Федерации м-ба 1:200 000. Лист N-45 XVI (Осиновое Плесо). Объяснительная записка. СПб., ВСЕГЕИ, 2008а.

Лавренов П.Ф., Снежко Б.А., Щигрев А.Ф., Шелеметева Н.В., Филиппова Н.Е. Государствен ная геологическая карта Российской Федерации м-ба 1:200 000. Лист N-45-XV (Ленинск-Кузнецкий).

Объяснительная записка. СПб., ВСЕГЕИ, 2008б.

Лучицкий И.В. Вулканизм и тектоника девонских впадин Минусинского межгорного прогиба. М., Изд-во АН СССР, 1960, 276 с.

Медведев А.Я., Альмухамедов А.И., Рейчов М.К., Сандерс А.Д., Вайт Р.В., Кирда Н.П. Абсо лютный возраст базальтов доюрского основания Западно-Сибирской плиты (по 40Ar/39Ar данным) // Геоло гия и геофизика, 2003, т. 44 (6), с. 617—620.

Меняйлов А.А. Туфы и кимберлиты Сибирской платформы и их происхождение. М., Изд-во АН СССР, 1962, 228 с. (Тр. Якутского фил. СО АН СССР, сб. 10).

Нейбург М.Ф. Угленосные отложения мезозоя Кузнецкого бассейна // Геология СССР, Т. XVI. Куз нецкий бассейн. М., Л., Госгеолиздат, 1940, с. 186—200.

Решения Всесоюзного совещания по разработке унифицированных стратиграфических схем до кембрия, палеозоя и четвертичной системы Средней Сибири. Новосибирск, СНИИГИМС, 1982, 129 с.

Сендерзон Э.М., Надлер Ю.С., Ильин В.И. Путеводитель экскурсии по разрезам палеозойских и мезозойских отложений Кузбасса. Новосибирск, ИГиГ СО АН СССР, 1971, 99 с.

Соболев В.С. Петрология траппов Сибирской платформы // Петрология траппов. Новосибирск, Наука, 1986, с. 6—174.

Тужикова В.И., Курбежекова А.Н. Биостратиграфия триасовой эффузивно-осадочной формации Урала. М., Наука, 1973, 150 с.

Усов М.А. Тектоника Кузбасса // Проблемы советской геологии, 1935, № 2, с. 113—134.

Усов М.А. Трапповые формации Кузбасса // Изв. АН СССР, Сер. геол., 1937, № 4, с. 743—763.

Федоренко В.А., Стифеева П.Е., Макеева Л.В., Сухарева М.С., Кузнецова Н.П. Базитовые и щелочно-базитовые интрузии Норильского района в связи с их комагматичностью эффузивным образо ваниям // Геология и геофизика, 1984 (6), с. 56—65.

Фролова Т.И., Бурикова И.А. Магматические формации современных геотектонических обста новок. М., Изд-во МГУ, 1997, 319 с.

Хахлов В.А. О стратиграфии угленосных отложений Кемеровского района Кузбасса // Труды Томск. ун-та, 1935, т. 88, с. 1—27.

Ярмолюк В.В., Коваленко В.И. Глубинная геодинамика, мантийные плюмы и их роль в формиро вании Центрально-Азиатского складчатого пояса // Петрология, 2003, т. 11, № 6, с. 556—586.

Ярмолюк В.В., Самойлов В.С., Иванов В.Г., Воронцов А.А., Журавлев Д.З. Состав и источники базальтов позднепалеозойской рифтовой системы Центральной Азии (на основе геохимических и изо топных данных) // Геохимия, 1999, № 10, с. 1027—1042.

Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Сальникова Е.Б., Будников С.В., Ковач В.П., Котов А.Б., По номарчук В.А. Тектономагматическая зональность, источники магматических пород и геодинамика ран немезозойской Монголо-Забайкальской магматической области // Геотектоника, 2002, № 4, с. 42—63.

Allen M.B., Anderson L., Searle R.C., Buslov M.M. Oblique rift geometry of the West Siberian Basin:

tectonic setting for the Siberian ood basalts // J. Geol. Soc., 2006, v. 163, part 6, p. 901—904.

Arndt N.T., Jenner G.A. Crustally contaminated komatiites and basalts from Kambalda, Western Aus tralia // Chem. Geol., 1986, v. 56, p. 229—255.

Boulter C.A. Comparison of Rio Tinto, Spain, and Guaymas Basin, Gulf of California: an explanation of a supergiant massive sulde deposit in an ancient sill-sediment complex // Geology, 1993, v. 21, p. 801—804.

Buslov M.M., Watanabe T., Fujiwara Y., Iwata K., Smirnova L.V., Safonova I.Yu., Semakov N.N., Kiryanova A.P. Late Paleozoic faults of the Altai region, Central Asia: tectonic pattern and model of formation // J. Asian Earth Sci., 2004, v. 23, p. 655—671.

Buslov M.M., Safonova I.Yu., Fedoseev G.S., Reichow M., Travin A.V., Babin G.A. Plume-related basalts of the Kuznetsk Basin // Magmatism and metallogeny of the Altai and adjacent large igneous provinces with an introductory essay on the Altaids, IAGOD Guidebook Series 16 / Eds. R. Seltmann, A. Borisenko, G. Fedoseev. London, CERCAMS/NHM, 2007, p. 121—135.

Davies C., Allen M.B., Buslov M.M., Safonova I. Deposition in the Kuznetsk Basin, Siberia: insights into the Permian-Triassic transition and the Mesozoic evolution of Central Asia // Paleogeography, Paleoclima tology, Paleoecology, 2010, v. 295, № 1—2, p. 307—322.

Erwin D.H. The Permo-Triassic extinction // Nature, 1994, v. 367, p. 231—236.

Fedorenko V.A., Lightfoot P.C., Naldrett A.J., Czamanske C.K., Hawkesworth C.J., Wooden J.L., Ebel D.S. Petrogenesis of the ood-basalt sequence at Noril’sk, North Central Siberia // Int. Geol. Rew., 1996, v. 38, p. 99—135.

Fedoseev G.S. Syn- and post-collision magmatism in the Kolyvan-Tomsk foldbelt and Kuznetsk Basin, West Siberia // Metallogeny of the Pacic northwest: tectonics, magmatism and metallogeny of active continen tal margins / Eds. A.I. Khanchuk, Gonevchuk G.A., Mitrokhin A.N., Simanenko L.F., Cook N.J., Seltman R.l.

Vladivostok, Dalnauka, 2004, p. 188—191.

Gradstein F.M., Ogg J.G., Smith A.G., Bleeker W., Lourens L.J. A new Geologic Time Scale, with special reference to Precambrian and Neogene // Episodes, 2004, v. 27, p. 83—100.

Harvey P.K., Lovell M.A., Brewer T.S., Locke J., Mansley E. Measurement of thermal neutron absorp tion cross-section in selected geochemical reference materials // Geostand. Newslett., 1996, v. 20, p. 79—85.

Hawkesworth C.J., Lightfoot P.C., Fedorenko V.A., Blake S., Naldrett A.J., Doherty W., Gor bachev N.S. Magma differentiation and mineralization in the Siberian continental ood basalts // Lithos, 1995, v. 34, p. 61—88.

Hetzel R., Glodny J. A crustal-scale, orogen-parallel strike-slip fault in the Middle Urals: age, magnitude of displacement, and geodynamic signicance // Int. J. Earth Sci., 2002, v. 91, p. 231—245.

Laurent-Charvet S., Charvet J., Monie E.P., Shu L.S. Late Paleozoic strike-slip shear zones in east ern central Asia (NW China): new structural and geochronological data // Tectonics, 2003, v. 22, № 1009, doi 10.1029/2001TC901047.

Le Heron D.P., Buslov M.M., Davies C., Richards K., Safonova I. Evolution of Mesozoic uvial sys tems along the SE ank of the West Siberian Basin, Russia // Sediment. Geol., 2008, v. 208, p. 45—60.

Mahoney J.J., Storey M., Duncan R.A., Spencer K.J., Pringle M. Geochemistry and geochronology of Leg130 basement lavas: nature and origin of the Ontong Java Plateau // Proc. Ocean Drilling Program, Sci.

Results, 1993, v. 130, p. 3—22.

McDonough W.F., Sun S. The composition of the Earth // Chem. Geol., 1995, v. 120, p. 223—253.

Puchtel I.S., Hasee K.M., Hofmann A.W., Chauvel C., Kulikov V.S., Garbe-Schonberg C.-D., Nem chin A.A. Petrology and geochemistry of crustally contaminated komatiitic basalts from the Vetreny belt, south eastern Baltic Shield: evidence for an early Proterozoic mantle plume beneath rifted Archean continental litho sphere // Geochim. Cosmochim. Acta, 1997, v. 61, p. 1205—1222.

Raymond A.C., Murchison D.G. Development of organic maturation in the thermal aureoles of sills and its relation to sediment compaction // Fuel, 1988, v. 67, p. 1599—1608.

Reichow M.K., Saunders A.D., White R.V., Al’mukhamedov A.I., Medvedev A.Ya. Geochemistry and petrogenesis of basalts from the West Siberian Basin: an extension of the Permo-Triassic Siberian Traps, Russia // Lithos, 2005, v. 79, p. 425—452.

Reichow M.K., Pringle M.S., Al’Mukhamedov A.I., Allen M.B., Andreichev V.L., Buslov M.M., Da vies C.E., Fedoseev G.S., Fitton J.G., Inger S., Medvedev A.Ya., Mitchell C., Puchkov V.N., Safonova I.

Yu., Scott R.A., Saunders A.D. The timing and extent of the eruption of the Siberian Traps large igneous prov ince: implications for the end-Permian environmental crisis // Earth Planet. Sci. Lett., 2009, v. 277, p. 9—20.

Renne P.R., Zichao Z., Richards M.A., Black M.T., Basu A.R. Synchrony and causal relations between Permian—Triassic boundary crises and Siberian ood volcanism // Science, 1995, v. 269, p. 1413—1416.

Venkatesan T.R., Kumar A., Gopalan K., Almukhamedov A.I. 40Ar/39Ar age of Siberian basaltic vol canism // Chem. Geol., 1997, v. 138, p. 303—310.

Wignall P.B. Large igneous provinces and mass extinctions // Earth Planet. Sci. Lett., 2001, v. 53, p. 1—33.

Zolotukhin V.V., Al’mukhamedov A.I. Traps of the Siberian platform // Continental ood basalts / Ed.

J.D. Macdougall. Amsterdam, Kluwer Academic, 1988, p. 273—310.

Поступила в редакцию 14 февраля 2008 г., после доработки — 18 декабря 2009 г.



 














 
2013 www.netess.ru - «Бесплатная библиотека авторефератов кандидатских и докторских диссертаций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.